2.2. Хімічны склад паветра

Сухое і чыстае паветра (без вадзяной пары і аэразолей) ўяўляе сабой сумесь розных газаў. Каля зямной паверхні сухое паветра на 99 % складаецца з азоту (78 % па аб’ёму) і кіслароду (21 %). Астатні 1 % амаль цалкам прыпадае на аргон (0,93 %). Вуглекіслага газу (дыаксіда вугляроду) маецца 0,03 %. Акрамя асноўных у паветры ў мізэрнай колькасці прысутнічаюць іншыя газы: неон, крыптон, ксенон, гелій, азон, вадарод і іншыя

2.2.1. Вадзяная пара ў атмасферы. У склад рэальнай атмасферы ўваходзяць вельмі важныя элементы, якія ўплываюць на надвор’е, – вадзяная пара, азон, вуглякіслы газ, аэразоль. Аб’ёмнае ўтрыманне вадзяной пары складае ад 0,2 % у палярных шыротах да 2,5 % у экватарыяльных, а ў некаторых выпадках дасягае 4 %. Зразумела, што ў вільготным паветры змяншаюцца працэнтныя суадносіны іншых газаў.

Вада ў атмасферы знаходзіцца ў трох агрэгатных станах – газападобным, вадкім і цвёрдым. З пераходам вады з аднаго агрэгатнага стану ў іншы звязаны важнейшыя працэсы фарміравання надвор’я і клімату. Вадзяная пара паступае ў атмасферу шляхам выпарэння з паверхні сушы і акіянаў, а таксама ў выніку транспірацыі раслінамі. Вадзяная пара ў атмасферы адыгрывае ролю парніковага газа. Гэта значыць, што яна паглынае доўгахвалевую інфрачырвоную радыяцыю Зямлі і вяртае яе да зямной паверхні. Вялікую кліматаўтваральную ролю адыгрываюць прадукты кандэнсацыі – воблакі, якія з’яўляюцца рэгулятарамі паступлення сонечнай радыяцыі і ахаладжэння зямной паверхні. Ападкі, што выпадаюць з воблакаў, з’яўляюцца важнейшай характарыстыкай клімату.

Амаль уся вадзяная пара ўтрымліваецца ў трапасферы. У больш высокіх слаях атмасферы ўтрыманне вадзяной пары вельмі нязначнае. Агульнае ўтрыманне вадзяной пары памяншаецца ў два разы ўжо на вышыні 1,5 – 2 км. На вышыні 5 – 6 км утрыманне вадзяной пары ў паветры ў 10 разоў менш, чым каля зямной паверхні, а на вышыні 10 – 12 км – у сто разоў менш (Матвеяў, 1976).

2.2.3. Азонасфера. Азон – трохатамарны кісларод. Азонасфера распаўсюджваецца ў межах трапасферы, стратасферы і мезасферы да вышыні 70 км. Азонасфера мае вялікае кліматычнае значэнне. Аднак кліматычная роля азону ў кожнай сферы розная. Стратасферны азон захоўвае ўсё жывое ад жорсткага ўльтрафіялетавага выпраменьвання Сонца, паглынаючы хвалі з даўжынёй карацей 0,29 мкм. У трапасферы азон утвараецца ў выніку антрапагеннага забруджвання паветра і адмоўна ўздзейнічае на здароў’е людзей і біёту. У мезасферы азон удзельнічае ва ўтварэнні іонасферы.

Азон, вадзяная пара і вуглекіслы газ, сумесна, ствараюць парніковы эфект атмасферы. Азон паглынае інфрачырвонае выпраменьванне Зямлі (9,6 мкм). Павелічэнне колькасці азону ў трапасферы ўзмацняе парніковы эфект і спрыяе павышэнню тэмпературы паветра.

Канцэнтрацыя азону ў атмасферы нязначная. Калі ўвесь азон асадзіць каля паверхні Зямлі пры нармальным ціску, то таўшчыня слою складзе толькі 2 – 3 мм. Шчыльнасць азону размяркоўваецца нераўнамерна як у вертыкальным, так і ў гарызантальным напрамках. У сярэднім найбольшая шчыльнасць азону назіраецца на вышынях 20 – 25 км (рыс. 2.2). Аднак вышыня максімальнай шчыльнасці азону залежыць ад шыраты і цыркуляцыі атмасферы. У тропіках слой максімальнай шчыльнасці О₃ размяшчаецца найбольш высока і знаходзіцца на вышыні 25 – 30 км.

Ва ўнутрытрапічнай зоне канвергенцыі, дзе сходзяцца і паднімаюцца пасаты, назіраецца тонкі з паніжанай шчыльнасцю слой азону. Гэта тлумачыцца тым, што пры ўзыходзячых рухах паветра, азон пападае ў вобласць хуткага распаду (25-30 км), дзе ён гіне пад уздзеяннем ультрафіялетавага выпраменьвання. Ва ўмераных шыротах слой з максімальнай канцэнтрацыяй азону паніжаецца да вышыні 15 – 20 км, а ў палярных – апускаецца да 13 – 15 км. Аднак у палярных шыротах адзначаецца найбольшая канцэнтрацыя азону і яе сезонныя хістанні. Павелічэнню канцэнтрацыі азону ў палярных шыротах спрыяюць сыходныя рухі (апусканне) паветра. Ніжэй стратасферы азон захоўваецца ад разбурэння.

У трапасферы азон утвараецца галоўным чынам у час навальніц і пры акісленні шэрагу арганічных рэчываў. У стратасферы ўтварэнне азону ажыццяўляецца за кошт дысацыяцыі (распаду) малекулы кіслароду на асобныя атамы О:

О₂ = О + О

Распад малекулы О₂ адбываецца пад уздзеяннем ультрафіялетавых промняў Сонца з даўжынямі хваляў ад 0,18 да 0,24 мкм. Узнікшыя атамы кіслароду О злучаюцца з малекулярным кіслародам О₂ і ўтвараюць малекулу азону О₃:

О + О₂ = О₃

Стратасферны азон разбураецца ў выніку антрапагеннага забруджвання атмасферы вокісламі азоту, вадароду, хлору, метанам, фрэонамі. Азон валодае высокай акісляльнай актыўнасцю і лёгка ўступае ў хімічныя злучэнні з іншымі рэчывамі. Прывядзем хімічныя рэакцыі, якія знішчаюць азон:

NO + O₃ = NO₂ + O₂ NO₂ + O = NO + O₂

Cl + O₃ = ClO + O₂ ClO + O = Cl + O₂

ОН + О₃ = НО₂ + О₂ НО₂ + О = ОН + О₂

Разгледзім гэтыя рэакцыі. Звернем ўвагу на іх левыя часткі. Бачым, што малекулы вокіслаў азоту, вадароду і хлору гінуць, а ў правай частцы гэтых рэакцый паявіліся малекулы гэтых жа газаў. Значыць, расхода азонаразбуральных газаў не назіраецца. Гэтыя рэакцыі знішчаюць малекулы азону і атамы кіслароду, якія патрэбны для стварэння азону.

Крыніцай азотнага, вадароднага і хлорнага забруджвання атмасферы з’яўляюцца палёты авіяцыі, касмічных караблёў, азотныя ўгнаенні, спальванне паліва, ядзерныя выбухі, запускі ракет, вугле-, нафта- і газаздабыча і інш.

2.2.4. Атмасферная аэразоль. У метэаралогіі пад аэразолей разумеюць завіслыя ў паветры вадкія і цвёрдыя часцінкі, за выключэннем газавых складаючых атмасферы. Аэразоль мае прыроднае і тэхнагеннае паходжанне.

Крыніцамі прыроднай аэразолі з’яўляюцца акіяны, касмічны пыл, часцінкі глебы і горных парод, якія пападаюць у паветра пры ветравой эрозіі, арганічныя рэчывы – пыльца раслін, споры, бактэрыі, а таксама часцінкі дыма, якія пранікаюць падчас лясных і тарфяных пажараў, вулканічных вывяржэнняў. Над акіянамі аэразоль пераважна складаецца з крышталяў марской солі, якая пападае ў атмасферу ў выніку распырсквання кропляў вады і яе выпарэння ў паветры. Марская аэразоль ў асноўным складаецца з крышталяў хларыда натрыя; у невялікай колькасці ў паветры над акіянам прысутнічаюць карбанаты, сульфаты, калій, магній, кальцый і шэраг арганічных злучэнняў.

Аэразоль антрапагеннага паходжання складае прыкладна 20 % ад агульнага яе ўтрымання ў паветры. Яна пападае ў атмасферу пры спальванні розных відаў паліва. Акрамя таго, прамысловыя прадпрыемствы выкідваюць у паветра пыл, дым, розныя хімічныя злучэнні. Патрэбна нагадаць аб такім паняцці, як радыёаэразоль, якая ўяўляе сабой прадукты ядзерных выбухаў і аварый на атамных рэактарах.

Хімічныя злучэнні антрапагеннага паходжання ў выніку фотахімічных узаемадзеянняў у атмасферы могуць пераўтварацца ў смог. Смог змяншае бачнасць, адмоўна ўплывае на жывыя арганізмы і здароў’е чалавека.

Трэба адрозніваць трапасферную і стратасферную аэразоль. У трапасферы аэразоль знаходзіцца ў асноўным у ніжніх слаях. З вышынёю яе канцэнтрацыя хутка ўбывае. Аэразоль ў трапасферы адыгрывае ролю ядраў кандэнсацыі, таму што яны спрыяюць кандэнсацыі вадзяной пары, утварэнню воблакаў і ападкаў. Акрамя таго, аэразоль ўдзельнічае ў пераўтварэннях і трансфармацыі сонечнай радыяцыі. Трапасферная аэразоль рассейвае і паглынае сонечную радыяцыю, а таксама ўласнае выпраменьванне Зямлі. Такім чынам, аэразоль аказвае ўплыў на фарміраванне клімату Зямлі.

У стратасферы існуе свой аэразольны слой. Ён знаходзіцца над трапасферай і мае магутнасць каля 10 км. Гэты слой называецца слоем Юнге і складаецца на 75 % з дробных кропелек сернай кіслаты H₂SO₄. Адзначаецца таксама невялікае ўтрыманне злучэнняў амонія, больш характэрнае для трапапаузы.

Стратасферная аэразоль значна аслабляе сонечную радыяцыю за кошт рассеяння і павялічэння альбеда атмасферы, што на 30 % дэмпфіруе (паслабляе) парніковы эфект, паніжаючы глабальную тэмпературу атмасферы (Логінаў, 2001).

Крыніцай стратасфернай аэразолі з’яўляюцца вулканічныя вывяржэнні, пранікненне кучава-дажджавых воблакаў, звышгукавая авіяцыя, ракетная тэхніка, касімчны пыл.

2.2.5. Змяненне хімічнага складу паветра з вышынёю. Аднолькавы хімічны склад паветра захоўваецца да вышыні 90 – 100 км. Нязменнасць газавага складу атмасферы тлумачыцца тым, што ў гэтым слое адбываецца перамешванне паветра за кошт канвекцыі і турбулентнасці. Такі слой атмасферы з аднародным газавым складам называецца гомасферай, або турбасферай.

Вышэй 100 км пачынаецца расслаенне газаў па іх шчыльнасці, або гравітацыйны іх падзел. Гэта частка атмасферы атрымала назву гетэрасферы. У гетэрасферы назіраецца дысацыяцыя (разбурэнне) малекул на атамы пад уплывам ультрафіялетавай радыяцыі Сонца. Малекулярны кісларод распадаецца на атамы, пачынаючы з вышыні каля 20 км. Да вышыні 200 км у газавым складзе атмасферы пераважае малекулярны азот, а вышэй суадносіны кіслароду і азоту становяцца роўнымі.

У ніжніх слаях атмасферы аргона ўтрымліваецца прыкладна ў 1800 разоў больш, чым гелія. Вышэй 200 км аргон не выяўляецца. Утрыманне гелія на вышыні 1000 км толькі ў 3 разы меньш, чым каля зямной паверхні, якая з’яўляецца крыніцай гэтага газа. Вышэй 1000 км атмасфера складаецца ў асноўным з гелія і вадарода ў атамарным стане.

Малекулы газаў у сваім руху сутыкаюцца паміж сабой. Пры сутыкненні малекулы абменьваюцца колькасцю руху і энергіяй і могуць набываць такую хуткасць, якая дазваляе пераадолець сілу зямнога прыцяжэння і ўцячы ў сусветную прастору. Працэс адтоку атмасферных газаў у касмічную прастору называецца дыссыпацыяй.

Паступова газавая абалонка Зямлі пераходзіць у міжзоркавы газ, які складаецца на 76 % з вадароду і на 23 % з гелія. Менавіта гэтыя газы запаўняюць усю касімчную прастору і з’яўляюцца самымі распаўсюджанымі ў Сусвеце.