Thành phần không khí khí quyển ở mặt đất và trên cao.
1. Thành phần không khí khô ở mặt đất
Khí quyển cấu tạo bởi hỗn hợp một số loại khí gọi là không khí. Ngoài ra, trong khí quyển còn có các loại chất lỏng và chất rắn ở trạng thái lơ lửng. Khối lượng của các hạt này nhỏ so với toàn bộ khối lượng khí quyển. Ở mặt đất, không khí khí quyển thường là không khí ẩm. Điều đó có nghĩa là trong thành phần của nó ngoài các loại khí khác còn có nước trong trạng thái hơi. Khác với các thành phần không khí khác, lượng hơi nước trong không khí biến đổi rất lớn. Ở mặt đất nó biến đổi từ vài phần vạn đến vài phần trăm (khối lượng không khí). Điều đó là do trong điều kiện khí quyển, hơi nước có thể chuyển sang trạng thái rắn hay lỏng, ngược lại nó có thể thâm nhập vào khí quyển do quá trình bốc hơi từ mặt đất và mặt biển. Không khí không chứa hơi nước hay chưa bão hoà hơi nước gọi là không khí khô.
Ở mặt đất 99% thể tích không khí khô là nitơ và oxy (76% theo thể tích và 70% theo khối lượng). Trong thành phần không khí ở mặt đất, hai loại khí này tồn tại dưới dạng phân tử hai nguyên tử (N2 và O2), Acgôn (Ar) hầu như chiếm hết 1% còn lại của không khí khô.
Chỉ có 0,03% thể tích không khí khô là khí cacbonic (CO2). Nhiều loại khí khác trong thành phần không khí khô chỉ chiếm khoảng vài phần chục vạn của thể tích chung hay ít hơn. Đó là các khí Kripton (Kr), Xênon (Xe), Neon (Ne), Heli (He), Hydro (H), Ôzôn (O3), Iot (I), Radon (Rn), Metan (CH4), Amoniac (NH3), nước oxy già (H2O2), Oxit nitơ (N2O) v.v…
Thành phần không khí khô ở mặt đất (% theo thể tích)
Tất cả các khí kể trên trong điều kiện nhiệt độ và khí áp của khí quyển luôn ở trạng thái hơi ở mặt đất cũng như ở các tầng cao. Thành phần phần trăm của không khí khô ở mặt đất rất ổn định và thực tế là không đổi ở mọi nơi. Chỉ có lượng khí cacbonic có thể biến đổi một cách đáng kể. Do quá trình thở và đốt cháy, lượng khí cacbonic trong không khí ở các nơi kém thoáng khí cũng như ở các trung tâm công nghiệp có thể tăng lên vài lần (đến 0,1 – 0,2%).
Do đó, lượng phần trăm của nitơ và oxy tất nhiên sẽ giảm không đáng kể. Sự biến đổi theo thời gian và không gian của lượng cacbonic, iot, radon và các khí khác là do sự thâm nhập vào khí quyển từ mặt thổ nhưỡng hay mặt nước.
2. Hơi nước trong không khí
Lượng phần trăm của hơi nước trong không khí ẩm ở mặt đất trung bình khoảng từ 0,2% ở miền cực đến 2,5% ở miền xích đạo, trong một số trường hợp, lượng này biến thiên gần như không đến 4%. Do đó, lượng phần trăm của các loại khí khác trong không khí khô cũng biến đổi. Lượng hơi nước trong không khí càng lớn thì phần thể tích không khí của các loại khí chính trong cùng điều kiện khí áp và nhiệt độ sẽ càng nhỏ. Hơi nước thường xuyên thâm nhập vào khí quyển do quá trình bốc hơi từ mặt nước, từ thổ nhưỡng ẩm và do quá trình bốc hơi của thực vật. Vì vậy, lượng hơi nước thâm nhập vào khí quyển ở những nơi và trong những thời gian khác nhau sẽ khác nhau. Từ mặt đất, hơi nước lan truyền lên cao và được không khí vận chuyển từ nơi này đến nơi khác. Trong khí quyển có thể xuất hiện trạng thái bão hoà. Ở trạng thái đó hơi nước chứa trong không khí với lượng tới hạn dưới nhiệt độ nhất định. Hơi nước khi đó gọi là hơi nước bão hoà, còn không khí chứa nó gọi là không khí bão hoà.
Không khí thường đạt tới trạng thái bão hoà khi nhiệt độ của nó giảm. Sau khi đạt tới trạng thái bão hoà nếu nhiệt độ không khí tiếp tục giảm thì một phần hơi nước sẽ thừa và bắt đầu ngưng tụ, chuyển sang trạng thái rắn hay lỏng. Trong không khí xuất hiện các giọt nước và hạt băng cấu tạo nên mây và sương mù. Mây cũng có thể lại bốc hơi, song có trường hợp các giọt nước và hạt băng trong mây lớn lên, khi đó chúng có thể rơi xuống đất dưới dạng giáng thủy. Do đó, lượng hơi nước trong mỗi phần khí quyển thường xuyên biến đổi.
Những quá trình hình thành thời tiết và những đặc điểm khí hậu quan trọng nhất thường liên quan với hơi nước và những biến đổi của nó sang trạng thái lỏng và rắn.
Sự tồn tại của hơi nước trong khí quyển có ảnh hưởng lớn đến những điều kiện nhiệt của khí quyển và mặt đất. Hơi nước hấp thụ mạnh bức xạ sóng dài (bức xạ hồng ngoại) phát ra từ mặt đất.
Bản thân hơi nước cũng phát xạ hồng ngoại, một phần lớn bức xạ này tới mặt đất làm giảm sự lạnh đi ban đêm của mặt đất và do đó làm giảm sự lạnh đi ban đầu của những lớp không khí dưới cùng. Quá trình bốc hơi từ mặt đất được cung cấp một lượng nhiệt lớn, khi hơi nước ngưng kết trong khí quyển lượng nhiệt này lại toả ra đốt nóng không khí.
Mây xuất hiện do quá trình ngưng kết, phản xạ và hấp thụ bức xạ mặt trời trên đường nó đi đến Trái Đất. Giáng thủy rơi từ mây là yếu tố quan trọng nhất của thời tiết và khí hậu. Tất nhiên, sự tồn tại của hơi nước trong khí quyển cũng có ý nghĩa quan trọng đối với các quá trình sinh trưởng của thực vật.
Người ta gọi lượng hơi nước chứa trong không khí là độ ẩm không khí. Những đặc trưng chủ yếu của độ ẩm là sức trương hơi nước và độ ẩm tương đối. Cũng như mọi chất khí, hơi nước có sức trương (áp suất riêng của hơi nước). Sức trương hơi nước e tỉ lệ thuận với mật độ (lượng hơi nước chứa trong một đơn vị thể tích không khí) và nhiệt độ tuyệt đối của nó. Sức trương hơi nước cũng được biểu diễn bằng những đơn vị thường dùng để biểu diễn khí áp, nghĩa là bằng milimét chiều cao cột thủy ngân (mmHg) hay bằng miliba.
Nếu không khí chứa hơi nước ít hơn lượng cần để bão hoà trong nhiệt độ nhất định, ta có thể lượng tính mức độ gần tới trạng thái bão hoà của nó.
Để xác định mức độ gần tới bão hoà này, người ta tính độ ẩm tương đối. Độ ẩm tương đối r là tỷ số biểu diễn bằng phần trăm giữa sức trương hơi nước thực tế e chứa trong không khí và sức trương hơi nước bão hoà E dưới cùng nhiệt độ:
r = e/E . 100% (1)
Chẳng hạn với nhiệt độ 20°C, sức trương bão hoà là 23,4 mb. Nếu khi đó sức trương thực tế của hơi nước trong không khí là 11,7 mb, thì độ ẩm tương đối của không khí là: (11,7: 23,4).100% = 50%.
Đối với trạng thái bão hoà của hơi nước, độ ẩm tương đối là 100%.
Sức trương hơi nước ở mặt đất biến đổi trong giới hạn từ vài phần trăm miliba (dưới nhiệt độ rất thấp vào mùa đông ở Châu Nam Cực và Iacutchi) đến 35 mb hay hơn nữa (ở xích đạo).
Không khí càng nóng càng có thể chứa được nhiều hơi nước mà vẫn chưa đạt tới trạng thái bão hoà, nghĩa là sức trương hơi nước trong đó càng lớn.
Độ ẩm tương đối của không khí có thể có những giá trị từ 0, đối với không khí hoàn toàn khô (e = 0) đến 100%, đối với trạng thái bão hoà (e = E).
3. Sự biến đổi của thành phần không khí theo chiều cao
Lượng phần trăm của các thành phần không khí khô trong tầng vài chục km dưới cùng (đến khoảng 100 – 120 km) hầu như không biến đổi theo chiều cao. Không khí khí quyển luôn luôn ở trạng thái chuyển động, xáo trộn theo chiều thẳng đứng, vì vậy những chất khí cấu tạo nên khí quyển không chia thành từng lớp theo mật độ như trong điều kiện khí quyển yên tĩnh (ở đó, thành phần chất khí nhẹ hơn, sẽ tăng theo chiều cao). Song từ độ cao 100km, tính phân lớp của các loại khí theo mật độ bắt đầu xuất hiện và theo chiều cao càng biểu hiện rõ. Đến độ cao chừng 200km, nitơ vẫn là chất khí chiếm ưu thế trong khí quyển. Ở đây, ôxy ở trạng thái nguyên tử, vì dưới tác động của bức xạ cực tím của mặt trời, phân tử hai nguyên tử của nó phân hoá thành các nguyên tử tích điện.
Cao hơn 100km, khí quyển chủ yếu cấu tạo bởi heli và hydro, trong đó hydro cũng ở trạng thái nguyên tử, dưới dạng những nguyên tử tích điện chiếm ưu thế.
Lượng phần trăm của hơi nước chứa trong không khí biến đổi theo chiều cao. Hơi nước dần dần thâm nhập vào khí quyển từ phía dưới. Khi lan truyền lên cao, nó ngưng kết và tụ lại. Vì vậy, sức trương và mật độ hơi nước giảm theo chiều cao nhanh hơn sức trương và mật độ của các loại khí khác. Mật độ chung của không khí ở độ cao 5km nhỏ hơn ở mặt đất hai lần, còn mật độ hơi nước trung bình giảm đi hai lần ở độ cao 1,5 km trong khí quyển tự do và ở độ cao 2 km ở vùng núi. Vì vậy, lượng phần trăm của hơi nước chứa trong không khí cũng giảm theo chiều cao. Ở độ cao 5 km, sức trương hơi nước, tức là lượng hơi nước chứa trong không khí nhỏ hơn ở mặt đất 10 lần, còn ở độ cao 8 km nhỏ hơn 100 lần. Như vậy, từ độ cao 10 – 15 km, lượng hơi nước chứa trong không khí vô cùng nhỏ.
4. Sự phân bố của ôzôn theo chiều cao
Sự biến đổi của lượng ôzôn trong không khí theo chiều cao rất đáng chú ý. Ở gần mặt đất, lượng ôzôn không đáng kể. Theo chiều cao, lượng ôzôn lớn dần không chỉ về lượng phần trăm mà ngay cả giá trị tuyệt đối. Lượng ôzôn cực đại thường quan trắc ở độ cao 25 – 30 km; ở cao hơn nữa, lượng ôzôn giảm và ở độ cao khoảng 60km, không còn ôzôn.
Quá trình tạo thành ôzôn xảy ra khi ôzôn hấp thụ bức xạ cực tím của mặt trời. Phân tử hai nguyên tử ôxy một phần phân hoá thành các nguyên tử, nguyên tử này kết hợp với phân tử chưa phân hoá tạo nên phân tử ôxy ba nguyên tử. Đồng thời trong khí quyển cũng xảy ra quá trình ngược lại biến ôzôn thành oxy.
Do quá trình xáo trộn của không khí, ôzôn được vận chuyển từ các tầng cao xuống các tầng thấp hơn 15km.
Sự tăng của lượng ôzôn theo chiều cao thực tế không ảnh hưởng đến thành phần oxy và nitơ, vì so với chúng, lượng ôzôn, ngay cả ở tầng cao cũng rất nhỏ. Nếu như có thể tập trung được toàn bộ ôzôn của không khí dưới áp suất chuẩn thì có thể tạo nên được một lớp dày chừng 3mm (độ dày của lớp ôzôn đã được ghi lại). Mặc dù chiếm một lượng không đáng kể như vậy, song ôzôn vẫn quan trọng, vì khi hấp thụ rất mạnh bức xạ mặt trời, ôzôn làm tăng nhiệt độ của tầng khí quyển chứa nó. Ôzôn hấp thụ toàn bộ bức xạ cực tím của mặt trời có bước sóng từ 0,15 đến 0,29 micron (1 micron bằng một phần nghìn milimet). Bức xạ này gây tác động có hại cho sự sống, vì vậy khi hấp thụ bức xạ cực tím, ôzôn bảo vệ các cơ thể sống trên mặt đất.
