Atmosfer(Yunanca atmosferden - buhar ve spharia - top) - onunla dönen Dünya'nın hava kabuğu. Atmosferin gelişimi, gezegenimizde meydana gelen jeolojik ve jeokimyasal süreçlerin yanı sıra canlı organizmaların faaliyetleri ile yakından bağlantılıydı.
Atmosferin alt sınırı, havanın topraktaki en küçük gözeneklere nüfuz etmesi ve suda bile çözünmesi nedeniyle Dünya'nın yüzeyi ile çakışmaktadır.
2000-3000 km yükseklikteki üst sınır yavaş yavaş uzaya geçer.
Oksijen açısından zengin atmosfer, Dünya'da yaşamı mümkün kılar. Atmosferik oksijen, insanlar, hayvanlar ve bitkiler tarafından nefes alma sürecinde kullanılır.
Atmosfer olmasaydı, Dünya ay kadar sessiz olurdu. Sonuçta ses, hava parçacıklarının titreşimidir. Gökyüzünün mavi rengi, atmosferden geçen güneş ışınlarının, sanki bir mercekten geçer gibi, bileşen renklerine ayrıştırılmasıyla açıklanır. Bu durumda, en çok mavi ve mavi renklerin ışınları dağılır.
Atmosfer, canlı organizmalar üzerinde zararlı bir etkiye sahip olan Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun çoğunu tutar. Aynı zamanda ısıyı Dünya'nın yüzeyinde tutar ve gezegenimizin soğumasını engeller.
atmosferin yapısı
Atmosferde yoğunluk ve yoğunluk bakımından farklılık gösteren birkaç katman ayırt edilebilir (Şekil 1).
Troposfer
Troposfer- kutupların üzerindeki kalınlığı 8-10 km, ılıman enlemlerde - 10-12 km ve ekvatorun üstünde - 16-18 km olan atmosferin en düşük tabakası.
Pirinç. 1. Dünya atmosferinin yapısı
Troposferdeki hava, dünya yüzeyinden, yani karadan ve sudan ısıtılır. Bu nedenle, bu katmandaki hava sıcaklığı, yükseklikle her 100 m'de ortalama 0,6 °C azalır, troposferin üst sınırında -55 °C'ye ulaşır. Aynı zamanda, troposferin üst sınırındaki ekvator bölgesinde, hava sıcaklığı -70 °С ve Kuzey Kutbu bölgesinde -65 °С'dir.
Atmosfer kütlesinin yaklaşık %80'i troposferde yoğunlaşır, hemen hemen tüm su buharı bulunur, gök gürültülü fırtınalar, fırtınalar, bulutlar ve yağış meydana gelir ve dikey (konveksiyon) ve yatay (rüzgar) hava hareketi meydana gelir.
Havanın ağırlıklı olarak troposferde oluştuğunu söyleyebiliriz.
Stratosfer
Stratosfer- 8 ila 50 km yükseklikte troposferin üzerinde bulunan atmosfer tabakası. Bu katmandaki gökyüzünün rengi mor görünür, bu da güneş ışınlarının neredeyse dağılmaması nedeniyle havanın seyrekleşmesiyle açıklanır.
Stratosfer, atmosfer kütlesinin %20'sini içerir. Bu katmandaki hava seyrekleşir, pratikte su buharı yoktur ve bu nedenle bulutlar ve yağış neredeyse oluşmaz. Bununla birlikte, hızı 300 km / s'ye ulaşan stratosferde kararlı hava akımları gözlenir.
Bu katman konsantre ozon(ozon perdesi, ozonosfer), ultraviyole ışınlarını emen, onların Dünya'ya geçmesini engelleyen ve böylece gezegenimizdeki canlı organizmaları koruyan bir tabaka. Ozon nedeniyle, stratosferin üst sınırındaki hava sıcaklığı -50 ile 4-55 °C arasındadır.
Mezosfer ve stratosfer arasında bir geçiş bölgesi vardır - stratopoz.
mezosfer
mezosfer- 50-80 km yükseklikte bulunan bir atmosfer tabakası. Buradaki hava yoğunluğu, Dünya yüzeyinden 200 kat daha azdır. Mezosferdeki gökyüzünün rengi siyah görünür, gündüzleri yıldızlar görünür. Hava sıcaklığı -75 (-90)°C'ye düşer.
80 km yükseklikte başlar termosfer. Bu katmandaki hava sıcaklığı keskin bir şekilde 250 m yüksekliğe yükselir ve daha sonra sabit hale gelir: 150 km yükseklikte 220-240 °C'ye ulaşır; 500-600 km yükseklikte 1500 °C'yi aşıyor.
Mezosfer ve termosferde, kozmik ışınların etkisi altında, gaz molekülleri yüklü (iyonize) atom parçacıklarına ayrılır, bu nedenle atmosferin bu kısmına denir. iyonosfer- 50 ila 1000 km yükseklikte bulunan, esas olarak iyonize oksijen atomları, nitrik oksit molekülleri ve serbest elektronlardan oluşan çok nadir bir hava tabakası. Bu katman, yüksek elektriklenme ile karakterize edilir ve uzun ve orta radyo dalgaları, aynadan olduğu gibi ondan yansıtılır.
İyonosferde auroralar ortaya çıkar - Güneş'ten uçan elektrik yüklü parçacıkların etkisi altında nadir gazların parlaması - ve manyetik alanda keskin dalgalanmalar gözlenir.
Ekzosfer
Ekzosfer- 1000 km'nin üzerinde bulunan atmosferin dış tabakası. Gaz parçacıkları burada yüksek hızda hareket ettiğinden ve uzaya saçılabildiğinden bu katmana saçılma küresi de denir.
Atmosferin bileşimi
Atmosfer, nitrojen (%78.08), oksijen (%20.95), karbondioksit (%0.03), argon (%0.93), az miktarda helyum, neon, ksenon, kripton (%0.01), ozon ve diğer gazlar, ancak içerikleri ihmal edilebilir (Tablo 1). Dünya havasının modern bileşimi yüz milyon yıldan daha uzun bir süre önce kuruldu, ancak keskin bir şekilde artan insan üretim faaliyeti yine de değişmesine yol açtı. Şu anda, CO2 içeriğinde yaklaşık %10-12 oranında bir artış var.
Atmosferi oluşturan gazlar çeşitli fonksiyonel roller üstlenirler. Bununla birlikte, bu gazların asıl önemi, öncelikle, radyan enerjiyi çok güçlü bir şekilde emmeleri ve dolayısıyla Dünya yüzeyinin ve atmosferinin sıcaklık rejimi üzerinde önemli bir etkiye sahip olmaları gerçeğiyle belirlenir.
Tablo 1. Dünya yüzeyine yakın kuru atmosferik havanın kimyasal bileşimi
|
Hacim konsantrasyonu. % |
Molekül ağırlığı, birimler |
|
|
Oksijen |
||
|
Karbon dioksit |
||
|
azot oksit |
||
|
0 ila 0.00001 |
||
|
Kükürt dioksit |
0'dan 0,000007'ye yaz aylarında; kışın 0 ila 0,000002 |
|
|
0'dan 0.000002'ye |
46,0055/17,03061 |
|
|
azog dioksit |
||
|
Karbonmonoksit |
Azot, atmosferdeki en yaygın gaz, kimyasal olarak az aktif.
Oksijen azottan farklı olarak, kimyasal olarak çok aktif bir elementtir. Oksijenin özel işlevi, heterotrofik organizmaların organik maddelerinin, kayaların ve volkanlar tarafından atmosfere salınan tam olarak oksitlenmemiş gazların oksidasyonudur. Oksijen olmadan, ölü organik maddenin ayrışması olmazdı.
Karbondioksitin atmosferdeki rolü son derece büyüktür. Atmosfere yanma, canlı organizmaların solunumu, çürüme süreçleri sonucunda girer ve her şeyden önce fotosentez sırasında organik maddenin oluşturulması için ana yapı malzemesidir. Ek olarak, karbondioksitin kısa dalgalı güneş radyasyonunu iletme ve termal uzun dalga radyasyonunun bir kısmını emme özelliği, aşağıda tartışılacak olan sera etkisini yaratacak olan büyük önem taşımaktadır.
Atmosferik süreçler üzerindeki etki, özellikle stratosferin termal rejimi üzerindeki etki, aynı zamanda aşağıdakiler tarafından da uygulanır: ozon. Bu gaz, güneş ultraviyole radyasyonunun doğal bir emicisi olarak hizmet eder ve güneş radyasyonunun emilmesi, havanın ısınmasına yol açar. Atmosferdeki toplam ozon içeriğinin aylık ortalama değerleri, bölgenin enlemine ve mevsime bağlı olarak 0.23-0.52 cm arasında değişmektedir (bu, ozon tabakasının zemin basıncı ve sıcaklığındaki kalınlığıdır). Ekvatordan kutuplara doğru ozon içeriğinde bir artış ve sonbaharda minimum ve ilkbaharda maksimum olmak üzere yıllık bir değişim vardır.
Atmosferin karakteristik bir özelliği, ana gazların (azot, oksijen, argon) içeriğinin yükseklikle biraz değişmesi olarak adlandırılabilir: atmosferde 65 km yükseklikte, azot içeriği% 86, oksijen - 19, argon - 0.91, 95 km yükseklikte - nitrojen 77, oksijen - 21.3, argon - %0.82. Atmosferik havanın bileşiminin dikey ve yatay olarak sabitliği, karıştırılmasıyla korunur.
Gazlara ek olarak, hava şunları içerir: su buharı ve katı parçacıklar.İkincisi hem doğal hem de yapay (antropojenik) kökene sahip olabilir. Bunlar çiçek poleni, minik tuz kristalleri, yol tozu, aerosol safsızlıklarıdır. Güneş ışınları pencereden içeri girdiğinde çıplak gözle görülebilirler.
Özellikle şehirlerin ve büyük sanayi merkezlerinin havasında, zararlı gaz emisyonlarının ve yakıtın yanması sırasında oluşan safsızlıklarının aerosollere eklendiği birçok partikül madde vardır.
Atmosferdeki aerosollerin konsantrasyonu, Dünya yüzeyine ulaşan güneş radyasyonunu etkileyen havanın şeffaflığını belirler. En büyük aerosoller yoğunlaşma çekirdekleridir (lat. yoğunlaşma- sıkıştırma, kalınlaşma) - su buharının su damlacıklarına dönüşmesine katkıda bulunur.
Su buharının değeri, öncelikle, dünya yüzeyinin uzun dalgalı termal radyasyonunu geciktirmesi gerçeğiyle belirlenir; büyük ve küçük nem döngülerinin ana bağlantısını temsil eder; su yatakları yoğunlaştığında havanın sıcaklığını yükseltir.
Atmosferdeki su buharı miktarı zamana ve mekana göre değişir. Bu nedenle, dünya yüzeyine yakın su buharı konsantrasyonu, tropiklerde %3 ile Antarktika'da %2-10 (15) arasında değişir.
Ilıman enlemlerde atmosferin dikey sütunundaki ortalama su buharı içeriği yaklaşık 1,6-1,7 cm'dir (yoğun su buharı tabakası böyle bir kalınlığa sahip olacaktır). Atmosferin farklı katmanlarındaki su buharı hakkında bilgiler çelişkilidir. Örneğin, 20 ila 30 km arasındaki yükseklik aralığında, özgül nemin yükseklikle güçlü bir şekilde arttığı varsayılmıştır. Bununla birlikte, sonraki ölçümler stratosferin daha büyük bir kuruluğuna işaret ediyor. Görünüşe göre, stratosferdeki özgül nem, yüksekliğe çok az bağlıdır ve 2-4 mg/kg'dır.
Troposferdeki su buharı içeriğinin değişkenliği, buharlaşma, yoğuşma ve yatay taşımanın etkileşimi ile belirlenir. Su buharının yoğunlaşması sonucunda bulutlar oluşur ve yağmur, dolu ve kar şeklinde yağışlar oluşur.
Suyun faz geçiş süreçleri esas olarak troposferde ilerler, bu nedenle sedef ve gümüş olarak adlandırılan stratosferde (20-30 km rakımlarda) ve mezosferde (mezopoza yakın) bulutların nispeten nadiren gözlenmesinin nedeni budur. Troposferik bulutlar genellikle tüm dünya yüzeylerinin yaklaşık %50'sini kaplar.
Havada bulunabilecek su buharı miktarı havanın sıcaklığına bağlıdır.
-20 ° C sıcaklıkta 1 m3 hava, 1 g'dan fazla su içeremez; 0 °C'de - en fazla 5 g; +10 °С'de - en fazla 9 g; +30 °С'de - en fazla 30 g su.
Çözüm: Hava sıcaklığı ne kadar yüksek olursa, o kadar fazla su buharı içerebilir.
hava olabilir zengin ve doymamış buhar. Bu nedenle, +30 ° C sıcaklıkta 1 m3 hava 15 g su buharı içeriyorsa, hava su buharına doymamıştır; 30 g - doymuşsa.
Mutlak nem- bu, 1 m3 havanın içerdiği su buharı miktarıdır. Gram olarak ifade edilir. Örneğin, "mutlak nem 15'tir" derlerse, bu, 1 mL'nin 15 g su buharı içerdiği anlamına gelir.
Bağıl nem- bu, 1 m3 havadaki gerçek su buharı içeriğinin, belirli bir sıcaklıkta 1 m L'de bulunabilecek su buharı miktarına oranıdır (yüzde olarak). Örneğin, hava raporunun iletimi sırasında radyo, bağıl nemin %70 olduğunu bildirdiyse, bu, havanın belirli bir sıcaklıkta tutabileceği su buharının %70'ini içerdiği anlamına gelir.
Havanın bağıl nemi arttıkça, t. hava doygunluğa ne kadar yakınsa, düşme olasılığı o kadar artar.
Ekvator bölgesinde her zaman yüksek (% 90'a kadar) bağıl nem gözlenir, çünkü yıl boyunca yüksek bir hava sıcaklığı vardır ve okyanusların yüzeyinden büyük bir buharlaşma vardır. Aynı yüksek bağıl nem kutup bölgelerindedir, ancak bunun nedeni düşük sıcaklıklarda az miktarda su buharının bile havayı doymuş veya doygunluğa yakın hale getirmesidir. Ilıman enlemlerde bağıl nem mevsimsel olarak değişir - kışın daha yüksek ve yazın daha düşüktür.
Havanın bağıl nemi çöllerde özellikle düşüktür: 1 m 1 hava, belirli bir sıcaklıkta mümkün olan su buharı miktarından iki ila üç kat daha az içerir.
Bağıl nemi ölçmek için bir higrometre kullanılır (Yunanca higros - ıslak ve metreco - ölçerim).
Soğuduğunda, doymuş hava aynı miktarda su buharını kendi içinde tutamaz, kalınlaşır (yoğuşur), sis damlacıklarına dönüşür. Sis, yazın açık ve serin bir gecede gözlemlenebilir.
Bulutlar- bu aynı sis, sadece dünya yüzeyinde değil, belirli bir yükseklikte oluşuyor. Hava yükseldikçe soğur ve içindeki su buharı yoğunlaşır. Ortaya çıkan küçük su damlacıkları bulutları oluşturur.
bulutların oluşumunda görev alır partikül madde troposferde asılı kalır.
Bulutlar, oluşum koşullarına bağlı olarak farklı bir şekle sahip olabilir (Tablo 14).
En alçak ve en ağır bulutlar stratus bulutlarıdır. Dünya yüzeyinden 2 km yükseklikte bulunurlar. 2 ila 8 km yükseklikte, daha pitoresk kümülüs bulutları gözlemlenebilir. En yükseği ve en hafifi sirrus bulutlarıdır. Dünya yüzeyinden 8 ila 18 km yükseklikte bulunurlar.
|
aileler |
Bulut çeşitleri |
Dış görünüş |
|
A. Üst bulutlar - 6 km'nin üzerinde |
I. Pinnate |
İpliksi, lifli, beyaz |
|
II. sirrokümülüs |
Küçük pullardan ve buklelerden oluşan katmanlar ve çıkıntılar, beyaz |
|
|
III. sirrostratus |
Şeffaf beyazımsı peçe |
|
|
B. Orta katmanın bulutları - 2 km'nin üzerinde |
IV. altokümülüs |
Beyaz ve gri katmanlar ve sırtlar |
|
V. Altostratifiye |
Sütlü gri renkli pürüzsüz peçe |
|
|
B. Alt bulutlar - 2 km'ye kadar |
VI. Nimbostratus |
Katı şekilsiz gri katman |
|
VII. stratokümülüs |
Opak katmanlar ve gri sırtlar |
|
|
VIII. katmanlı |
ışıklı gri peçe |
|
|
D. Dikey gelişim bulutları - alt katmandan üst katmana |
IX. Kümülüs |
Sopalar ve kubbeler, rüzgarda yırtılmış kenarları olan parlak beyaz |
|
X. Kümülonimbüs |
Güçlü kümülüs şeklindeki koyu kurşun renkli kütleler |
Atmosferik koruma
Ana kaynaklar sanayi kuruluşları ve otomobillerdir. Büyük şehirlerde, ana ulaşım yollarının gaz kirliliği sorunu çok akut. Bu nedenle ülkemiz de dahil olmak üzere dünyanın birçok büyük şehrinde araba egzoz gazlarının toksisitesinin çevresel kontrolü getirilmiştir. Uzmanlara göre, havadaki duman ve toz, güneş enerjisinin yeryüzüne akışını yarı yarıya azaltabilir ve bu da doğal koşullarda bir değişikliğe yol açacaktır.
En azından atmosferik, kökenini Güneş'e değil, yaşam süreçlerine borçludur. Litosferdeki (%0.01) ve atmosferdeki (kütlece %75,6 veya hacimce %78,09) 7 numaralı elementin içeriği arasında çarpıcı bir farklılık vardır. Genel olarak, oksijenle orta derecede zenginleştirilmiş bir nitrojen atmosferinde yaşıyoruz.
Bu arada, ne güneş sisteminin diğer gezegenlerinde, ne kuyruklu yıldızların bileşiminde ne de diğer soğuk kozmik nesnelerde serbest bulundu. Bileşikleri ve radikalleri vardır - CN*, NH*, NH*2, NH*3, ancak nitrojen yoktur. Doğru, Venüs'ün atmosferinde azotun yaklaşık %2'si kaydedildi, ancak bu rakamın hala doğrulanması gerekiyor.
Dünyanın birincil atmosferinde de 7. element olmadığına inanılıyor. Peki o havada nerede? Görünüşe göre, gezegenimizin atmosferi başlangıçta dünyanın iç kısmında oluşan uçucu maddelerden oluşuyordu: H2, H2O, CO2, CH4, NH3. Volkanik aktivitenin bir ürünü olarak havalandırılırsa serbest, amonyağa dönüşür. Bunun için koşullar en uygun olanıydı: aşırı hidrojen, yüksek sıcaklıklar - Dünya'nın yüzeyi henüz soğumadı. Peki nitrojenin atmosferde ilk olarak amonyak şeklinde bulunması ne anlama geliyor? Görünüşe göre öyle. Bu gerçeği hatırlayalım.
Ama sonra hayat ortaya çıktı ... Vladimir Ivanovich Vernadsky, "dünyanın gaz kabuğunun, havamızın, yaşamın yaratılması olduğunu" savundu. Fotosentezin şaşırtıcı mekanizmasını başlatan hayattı. Bu sürecin son ürünlerinden biri - serbest, moleküler nitrojeni serbest bırakarak amonyakla aktif olarak birleşmeye başladı:
Fotosentez
CO2 + 2H2O → HCO + NaO + O2;
4NH3 + 3O2 → 2N2 + 6H2O
Ve bildiğiniz gibi azot, normal koşullar altında birbirleriyle reaksiyona girmez, bu da dünyanın havasının bileşimin "durumunu" korumasına izin verdi. Amonyağın önemli bir bölümünün hidrosferin oluşumu sırasında suda çözülmüş olabileceğine dikkat edin.
Günümüzde atmosferdeki ana N2 kaynağı volkanik gazlardır.
Üçlü bağı koparırsan...
Tükenmeyen bağlı aktif nitrojen rezervlerini yok eden canlı doğa, nitrojeni nasıl bağlayacağı sorunuyla karşı karşıya kaldı.Bildiğimiz gibi, serbest, moleküler halde çok inert olduğu ortaya çıktı. Bunun nedeni üçlü molekülüdür: N≡N.
Genellikle bu tür çok sayıdaki bağlar kararsızdır. Asetilenin klasik örneğini hatırlayın: HC≡ CH. Molekülünün üçlü bağı çok kırılgandır, bu da bu gazın inanılmaz kimyasal aktivitesini açıklar. Ancak nitrojenin burada açık bir anomalisi vardır: üçlü bağı bilinen tüm iki atomlu moleküllerin en kararlısını oluşturur. Bu bağlantıyı koparmak çok çaba gerektirir. Örneğin, amonyağın endüstriyel sentezi, 200 atm'den fazla bir basınç ve 500 ° C'den fazla bir sıcaklık ve hatta katalizörlerin zorunlu mevcudiyeti gerektirir ... Nitrojen fiksasyonu sorununu çözerek, doğa sürekli bir üretim kurmak zorunda kaldı. nitrojen bileşiklerinin fırtına yöntemiyle elde edilmesi.
İstatistikler, gezegenimizin atmosferinde yılda üç milyardan fazla yıldırım düştüğünü söylüyor. Bireysel deşarjların gücü 200 milyon kilovata ulaşırken, hava (tabii ki yerel olarak) 20 bin dereceye kadar ısıtılır. Böyle korkunç bir sıcaklıkta, oksijen ve nitrojen molekülleri, birbirleriyle kolayca reaksiyona girerek kırılgan nitrik oksit oluşturan atomlara ayrışır:
N2 + O2 → 2NA
Hızlı soğutma nedeniyle (yıldırım deşarjı saniyenin on binde biri kadar sürer), nitrik oksit ayrışmaz ve atmosferik oksijen tarafından daha kararlı bir dioksite serbestçe oksitlenir
2NO + O2 → 2NO2.
Atmosferik nem ve yağmur damlalarının varlığında nitrojen dioksit nitrik aside dönüştürülür:
3NO2 + H2O → 2HNO3 + HAYIR
Böylece, taze bir fırtına yağmurunun altına düştüğümüzde, zayıf bir nitrik asit çözeltisinde yüzme fırsatı buluyoruz. Toprağa nüfuz eden atmosferik, maddeleriyle çeşitli doğal gübreler oluşturur.
Azot ayrıca atmosferde fotokimyasal yollarla sabitlenir: bir miktar ışık emdikten sonra, N2 molekülü uyarılmış, aktif hale geçer ve oksijenle birleşebilir hale gelir.
Atmosfer, gezegenimizin Dünya ile birlikte dönen gaz halindeki kabuğudur. Atmosferdeki gaza hava denir. Atmosfer hidrosfer ile temas halindedir ve kısmen litosferi kaplar. Ancak üst sınırları belirlemek zordur. Geleneksel olarak, atmosferin yukarı doğru yaklaşık üç bin kilometre boyunca uzandığı varsayılır. Orada havasız alana sorunsuzca akar.
Dünya atmosferinin kimyasal bileşimi
Atmosferin kimyasal bileşiminin oluşumu yaklaşık dört milyar yıl önce başladı. Başlangıçta, atmosfer sadece hafif gazlardan oluşuyordu - helyum ve hidrojen. Bilim adamlarına göre, Dünya çevresinde bir gaz kabuğunun yaratılmasının ilk önkoşulları, lavla birlikte çok miktarda gaz yayan volkanik patlamalardı. Daha sonra, su boşluklarıyla, canlı organizmalarla, faaliyetlerinin ürünleriyle gaz değişimi başladı. Havanın bileşimi yavaş yavaş değişti ve şimdiki haliyle birkaç milyon yıl önce sabitlendi.
Atmosferin ana bileşenleri azot (yaklaşık %79) ve oksijendir (%20). Kalan yüzde (%1) şu gazlardan oluşur: argon, neon, helyum, metan, karbondioksit, hidrojen, kripton, ksenon, ozon, amonyak, kükürt dioksit ve azot, buna dahil olan azot oksit ve karbon monoksit yüzde.
Ayrıca hava su buharı ve partikül madde (bitki poleni, toz, tuz kristalleri, aerosol safsızlıkları) içerir.
Son zamanlarda, bilim adamları bazı hava bileşenlerinde niteliksel değil, niceliksel bir değişiklik kaydettiler. Ve bunun nedeni kişi ve onun faaliyetidir. Sadece son 100 yılda karbondioksit içeriği önemli ölçüde arttı! Bu, en küresel olanı iklim değişikliği olan birçok sorunla doludur.
Hava ve iklimin oluşumu
Atmosfer, Dünya'daki iklimi ve havayı şekillendirmede hayati bir rol oynar. Çok şey güneş ışığının miktarına, alttaki yüzeyin doğasına ve atmosferik dolaşıma bağlıdır.
Faktörlere sırayla bakalım.
1. Atmosfer, güneş ışınlarının ısısını iletir ve zararlı radyasyonu emer. Eski Yunanlılar, Güneş ışınlarının dünyanın farklı bölgelerine farklı açılardan düştüğünü biliyorlardı. Antik Yunancadan çevrilen "iklim" kelimesi "eğim" anlamına gelir. Yani ekvatorda güneş ışınları neredeyse dikey olarak düşer, çünkü burası çok sıcaktır. Kutuplara ne kadar yakın olursa, eğim açısı o kadar büyük olur. Ve sıcaklık düşüyor.
2. Dünyanın dengesiz ısınması nedeniyle atmosferde hava akımları oluşur. Boyutlarına göre sınıflandırılırlar. En küçüğü (onlarca ve yüzlerce metre) yerel rüzgarlardır. Bunu musonlar ve ticaret rüzgarları, siklonlar ve antisiklonlar, gezegensel ön bölgeler takip eder.
Bütün bu hava kütleleri sürekli hareket halindedir. Bazıları oldukça statiktir. Örneğin, subtropiklerden ekvatora doğru esen ticaret rüzgarları. Diğerlerinin hareketi büyük ölçüde atmosfer basıncına bağlıdır.
3. Atmosfer basıncı, iklim oluşumunu etkileyen bir diğer faktördür. Bu, dünya yüzeyindeki hava basıncıdır. Bildiğiniz gibi hava kütleleri, atmosfer basıncının yüksek olduğu bir bölgeden, bu basıncın daha düşük olduğu bir alana doğru hareket eder.
Toplamda 7 bölge var. Ekvator alçak basınç bölgesidir. Ayrıca, ekvatorun her iki tarafında otuzuncu enlemlere kadar - yüksek basınç alanı. 30°'den 60°'ye - yine düşük basınç. Ve 60°'den kutuplara - yüksek basınç bölgesi. Hava kütleleri bu bölgeler arasında dolaşır. Denizden karaya gidenler yağmur ve kötü hava getirir, kıtalardan esenler ise berrak ve kuru hava getirir. Hava akımlarının çarpıştığı yerlerde, yağış ve sert, rüzgarlı hava ile karakterize edilen atmosferik ön bölgeler oluşur.
Bilim adamları, bir kişinin sağlığının bile atmosfer basıncına bağlı olduğunu kanıtladılar. Uluslararası standartlara göre normal atmosfer basıncı 760 mm Hg'dir. 0°C'de kolon. Bu rakam, neredeyse deniz seviyesi ile aynı hizada olan arazi alanları için hesaplanmıştır. Basınç yükseklikle azalır. Bu nedenle, örneğin, St. Petersburg için 760 mm Hg. - normdur. Ancak daha yüksekte bulunan Moskova için normal basınç 748 mm Hg'dir.
Basınç sadece dikey olarak değil, yatay olarak da değişir. Bu özellikle siklonların geçişi sırasında hissedilir.
atmosferin yapısı
Atmosfer bir tabaka kek gibidir. Ve her katmanın kendine has özellikleri vardır.
. Troposfer dünyaya en yakın katmandır. Ekvatordan uzaklaştıkça bu katmanın "kalınlığı" değişir. Ekvatorun üzerinde, katman yukarı doğru 16-18 km, ılıman bölgelerde - 10-12 km, kutuplarda - 8-10 km uzanır.
Toplam hava kütlesinin %80'i ve su buharının %90'ı burada bulunur. Burada bulutlar oluşur, siklonlar ve antisiklonlar ortaya çıkar. Hava sıcaklığı bölgenin yüksekliğine bağlıdır. Ortalama olarak her 100 metrede 0,65 °C düşer.
. tropopoz- atmosferin geçiş katmanı. Yüksekliği birkaç yüz metreden 1-2 km'ye kadardır. Yazın hava sıcaklığı kışın olduğundan daha yüksektir. Yani, örneğin, kışın kutuplar üzerinde -65 ° C ve ekvator üzerinde yılın herhangi bir zamanında -70 ° C'dir.
. Stratosfer- bu, üst sınırı 50-55 kilometre yükseklikte uzanan bir katmandır. Burada türbülans düşüktür, havadaki su buharı içeriği ihmal edilebilir düzeydedir. Ama ozon çok. Maksimum konsantrasyonu 20-25 km yüksekliktedir. Stratosferde hava sıcaklığı yükselmeye başlar ve +0.8 ° C'ye ulaşır. Bunun nedeni, ozon tabakasının ultraviyole radyasyon ile etkileşime girmesidir.
. Stratopoz- stratosfer ile onu takip eden mezosfer arasında alçak bir ara katman.
. mezosfer- bu katmanın üst sınırı 80-85 kilometredir. Burada serbest radikalleri içeren karmaşık fotokimyasal süreçler gerçekleşir. Gezegenimizin uzaydan görülen o nazik mavi parıltısını sağlayan onlardır.
Çoğu kuyruklu yıldız ve göktaşı mezosferde yanar.
. mezopoz- hava sıcaklığı en az -90 ° olan bir sonraki ara katman.
. termosfer- alt sınır 80 - 90 km yükseklikte başlar ve katmanın üst sınırı yaklaşık 800 km işaretinde geçer. Hava sıcaklığı yükseliyor. +500°C ile +1000°C arasında değişebilir. Gün boyunca sıcaklık dalgalanmaları yüzlerce dereceyi bulur! Ancak buradaki hava o kadar seyrektir ki, "sıcaklık" teriminin sandığımız gibi anlaşılması burada uygun değildir.
. iyonosfer- mezosfer, mezopoz ve termosferi birleştirir. Buradaki hava esas olarak oksijen ve nitrojen moleküllerinden ve yarı nötr plazmadan oluşur. İyonosfere düşen güneş ışınları hava moleküllerini güçlü bir şekilde iyonize eder. Alt katmanda (90 km'ye kadar), iyonlaşma derecesi düşüktür. Daha yüksek, daha fazla iyonlaşma. Böylece, 100-110 km yükseklikte elektronlar yoğunlaşır. Bu, kısa ve orta radyo dalgalarının yansımasına katkıda bulunur.
İyonosferin en önemli katmanı, 150-400 km yükseklikte bulunan üst katmandır. Özelliği, radyo dalgalarını yansıtması ve bu, radyo sinyallerinin uzun mesafelerde iletilmesine katkıda bulunmasıdır.
Aurora gibi bir fenomenin meydana geldiği iyonosferde.
. Ekzosfer- oksijen, helyum ve hidrojen atomlarından oluşur. Bu katmandaki gaz çok nadirdir ve genellikle hidrojen atomları uzaya kaçar. Bu nedenle bu katmana "saçılma bölgesi" denir.
Atmosferimizin ağırlığı olduğunu öne süren ilk bilim adamı İtalyan E. Torricelli'dir. Örneğin, Ostap Bender, "Altın Buzağı" romanında, her bir kişinin 14 kg ağırlığındaki bir hava sütunu tarafından sıkıştırıldığından şikayet etti! Ama büyük stratejist biraz yanılıyordu. Yetişkin bir kişi 13-15 tonluk bir baskı yaşar! Ancak bu ağırlığı hissetmiyoruz çünkü atmosferik basınç, bir kişinin iç basıncıyla dengeleniyor. Atmosferimizin ağırlığı 5.300.000.000.000.000.000 tondur. Rakam devasa, ancak gezegenimizin ağırlığının sadece milyonda biri.
Azot- Dünya atmosferinin ana unsuru. Ana rolü, oksijeni seyrelterek oksidasyon oranını düzenlemektir. Böylece nitrojen biyolojik süreçlerin hızını ve yoğunluğunu etkiler.
Atmosferden azot çıkarmanın birbiriyle ilişkili iki yolu vardır:
- 1) inorganik,
- 2) biyokimyasal.
Şekil 1. Jeokimyasal azot döngüsü (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich)
Atmosferden nitrojenin inorganik ekstraksiyonu
Atmosferde, elektriksel deşarjların etkisi altında (bir fırtına sırasında) veya fotokimyasal reaksiyonlar (güneş radyasyonu) sürecinde azot bileşikleri oluşur (N 2 O, N 2 O 5, NO 2, NH 3, vb.) . Yağmur suyunda çözünen bu bileşikler, yağışla birlikte toprağa ve suya düşerek yere düşer.
Biyolojik azot fiksasyonu
Atmosferik azotun biyolojik bağlanması gerçekleştirilir:
- - toprakta - daha yüksek bitkilerle simbiyozda nodül bakterileri,
- - suda - plankton mikroorganizmaları ve algler.
Biyolojik olarak bağlı nitrojen miktarı, inorganik olarak sabitlenmiş olandan çok daha fazladır.
Azot atmosfere nasıl geri döner?
Canlı organizmaların kalıntıları, çok sayıda mikroorganizmaya maruz kalmanın bir sonucu olarak ayrışır. Bu süreçte, organizmaların proteinlerinin bir parçası olan nitrojen bir dizi dönüşüme uğrar:
- - protein ayrışması sürecinde, daha sonra okyanusların havasına ve suyuna giren amonyak ve türevleri oluşur,
- - gelecekte, Nitrosomonas bakterilerinin ve nitrobakterilerin etkisi altındaki amonyak ve diğer azot içeren organik bileşikler, çeşitli azot oksitler oluşturur (N 2 O, NO, N 2 O 3 ve N 2 O 5). Bu süreç denir nitrifikasyon,
- - nitrik asit tuzları oluşturmak için metallerle reaksiyona girer. Bu tuzlar, denitrifikasyon bakterileri tarafından saldırıya uğrar,
- - süreç içerisinde denitrifikasyon atmosfere geri dönen elemental nitrojen oluşur (bir örnek, saf N2'den oluşan yeraltı gaz jetleridir).
Azot nerede bulunur?
Azot, volkanik patlamalar sırasında atmosfere amonyak şeklinde girer. Üst atmosfere giren amonyak (NH 3) oksitlenir ve nitrojen (N 2) salar.
Azot ayrıca tortul kayaçlara gömülür ve bitüm yataklarında büyük miktarlarda bulunur. Ancak bu azot, bu kayaçların bölgesel metamorfizması sırasında da atmosfere girer.
- Bu nedenle, gezegenimizin yüzeyindeki ana nitrojen varlığı, Dünya atmosferinin bileşimindeki moleküler nitrojendir (N 2).
Azot, doğal inorganik bileşiklerle zayıf reaksiyona giren orta derecede aktif bir elementtir. Bu nedenle, bu gazın önemli bir miktarının birincil atmosferde bulunma olasılığı yüksektir. Bu durumda, modern atmosferin azotunun önemli bir kısmı, yaklaşık 4,6 milyar yıl önce Dünya'nın oluşumundan bu yana korunmuş olan kalıntıdır, ancak başka bir kısmı zaten gelişiminin jeolojik aşamasında mantodan gazdan arındırılabilir. bizim gezegenimiz. Yaklaşık 4.0-3.8 milyar yıl önce Dünya'da yaşamın ortaya çıkmasıyla birlikte, bu gazın sürekli olarak organik maddeye bağlı olduğu ve okyanus tortullarına gömüldüğü ve karada yaşamın ortaya çıkmasından sonra (yaklaşık 400 milyon yıl önce) dikkate alınmalıdır. ) - ve kıta yataklarında. Bu nedenle, organizmaların karasal yaşamın uzun bir gelişim periyodu boyunca hayati aktivitesi, Dünya atmosferindeki kısmi nitrojen basıncını önemli ölçüde azaltabilir, böylece Dünya'nın iklimini değiştirebilir. Azot absorpsiyonunun etkisini hesaplarken, okyanus tortullarının organik nitrojeninin (Norg), tortullarla birlikte, Archaean'daki okyanus kabuğu kalabalık bölgeleri veya içinde plaka altı bindirme bölgeleri aracılığıyla okyanuslardan sürekli olarak uzaklaştırıldığı dikkate alınmalıdır. Proterozoik ve Fanerozoik. Bundan sonra kısmen kıta kabuğunun granit-metamorfik kayaçlarına dahil edildi veya mantoya girdi, ancak kısmen tekrar gazdan arındırıldı ve tekrar atmosfere girdi.
Atmosferik nitrojen fiksasyonunun biyojenik sürecine ek olarak, görünüşe göre, aynı yönde oldukça etkili bir abiyojenik mekanizma var. Bu nedenle, J. Jung ve M. McElroy'un (Yung, McElroy, 1979) hesaplamalarına göre, nemli havada elektriksel deşarjlar sırasında nitrik ve nitröz asitlerin oluşumu nedeniyle fırtınalar sırasında topraklarda azot fiksasyonu meydana gelebilir.
Atmosferden uzaklaştırılan nitrojen miktarını tahmin etmek zordur, ancak mümkündür. Sedimanter kayaçların nitrojen içeriği, genellikle içlerinde gömülü olan organik karbon konsantrasyonu ile doğrudan ilişkilidir. Bu nedenle, okyanus çökellerinde gömülü olan nitrojen miktarı, görünüşe göre, bunlara gömülü organik karbon kütlesi hakkındaki verilerden tahmin edilebilir, Corg. Bunu yapmak için sadece H org ve C org arasındaki orantı katsayısını belirlemeniz gerekir. Açık okyanusun dip çökeltilerinde Corg:Norg:Porg yaklaşık olarak 106:20:0.91'e eşittir (Lisitsyn ve Vinogradov, 1982), ancak azotun %80'e kadarı organik maddeyi hızla terk eder, bu nedenle yağışta Corg:Norg oranı 1: 0.04'e kadar artabilir. G. Faure'ye (1989) göre sedimanlarda bu oran yaklaşık 1:0,05'tir. A. B. Ronov ve A. A. Yaroshevsky'nin (1978, 1993) verilerine göre, kıtaların yaklaşık (2.7-2.86) × 10 tortusu - yaklaşık (9.2-8.09) × 10 21 g C org. G. Fore'u takiben, Corg: Norg oranlarının 20:1'e yakın değerlerini aldık, daha sonra Horg'un okyanus tabanının çökeltilerindeki ve raflardaki içeriği yaklaşık 1,36 × 10 20 g'a eşit ve kıtasal olarak tortular - 5.0 × 10 20
İlk tahmin olarak, okyanustaki yaşamın gelişiminin okyanus sularındaki çözünmüş fosfor içeriği ile sınırlı olduğunu ve konsantrasyonunun zaman içinde önemsiz bir şekilde değiştiğini varsayacağız (Schopf, 1982). Okyanus biyokütlesinin her zaman okyanusun kendisindeki su kütlesiyle yaklaşık olarak orantılı kaldığını izler. Dünya Okyanusu'ndaki su kütlesinin evrimi, Şek. 112, eğri 2). Okyanuslardaki biyokütlenin okyanus sularının kütlesiyle orantılılığı hakkında yapılan varsayımı dikkate alarak, litosfer plakalarının kalabalık ve dalma bölgelerinden Norg'un okyanus çökelleriyle birlikte çıkarılmasını yaklaşık olarak hesaba katmak mümkündür. Dünyanın jeolojik gelişimi sırasında. Uygun hesaplamalar (Sorokhtin, Ushakov, 1998), Dünya'nın jeolojik gelişimi sırasında (yani son 3,8-4 milyar yıl boyunca), söz konusu süreç nedeniyle, Dünya'dan yaklaşık 19.2 × 10 20 g nitrojen çıkarıldığını göstermiştir. atmosfer. Bu azot miktarına, kıtaların tortullarında korunan ve orada yaklaşık 400 milyon yıllık bir süre boyunca biriken başka bir Norg ≈ 5.0 × 10 20 g kütlesi eklemek gerekir. Böylece, toplamda, Dünya'nın ömrü boyunca, atmosfer basıncında 474 mbar azalmaya eşdeğer olan yaklaşık 24,2 × 1020 g nitrojen atmosferden çıkarıldı (karşılaştırma için, modern nitrojen kısmi basıncı). atmosfer 765 mbar'dır).
İki aşırı durumu ele alalım. İlk önce mantodan nitrojen gazı almanın hiç meydana gelmediğini varsayalım, o zaman Dünya atmosferinin catarchean'daki ilk etkili basıncını (yani 4.6-4.0 milyar yıl aralığında) belirlemek mümkündür. Yaklaşık olarak 1,23 bar'a (1,21 atm) eşit olduğu ortaya çıktı.
İkinci durumda, (Sorokhtin ve Ushakov, 1991)'de yapıldığı gibi, atmosferdeki hemen hemen tüm azotun son 4 milyar yılda mantodan gazdan arındırıldığını varsayacağız. Mantodan azot gazı giderme işlemi, atmosferin şu anda 3.87 × 10 21 g azot içerdiği, kayalardaki ve tortulardaki içeriğinin 3.42 × 10 20 g'a ulaştığı dikkate alınarak (29) ve (30) ifadeleri kullanılarak hesaplandı ve nitrojen mantosunda yaklaşık 4.07 × 10 21 g (Sorokhtin, Ushakov, 1998). Nitrojen hareketlilik indeksi zamanla değişmemelidir ve yaklaşık olarak χ(N 2) ≈ 0.934'e eşittir. Dünyanın dış jeosferlerinde azot birikimi hesaplandıktan sonra, elde edilen sonuçlar bu gazın organik maddede emilmesi ve kaya ve tortularda gömülmesi için düzeltildi. Kalan kısım, mantodan tamamen gazdan arındırma koşulu altında Dünya atmosferindeki azot kütlesinin evrimini karakterize etti.
Her iki seçenek için de, Dünya atmosferindeki azotun kısmi basıncının evrim eğrileri hesaplandı (Şekil 117, eğri 1 ve 3). Bu basınçtaki değişimin gerçek resminin, konumu ancak Dünya'nın geçmiş jeolojik çağlarda var olan iklimleri hakkında ek bilgi çekerek belirlenebilecek bir ara eğriye karşılık gelmesi gerekecektir. Örneğin, böyle bir referans noktası, yaklaşık 2.5-2.3 milyar yıl önce, Proterozoik'in başlarında kıtaların en görkemli buzullaşmasının gelişimi hakkında bilgi olabilir. Bölümde gösterildiği gibi. Şekil 8'de görüldüğü gibi, kıtasal kütleler daha sonra düşük enlemlerde yer aldı (bkz. Şekil 98), ancak aynı zamanda okyanus seviyesinin üzerindeydiler (ortalama yükseklikleri yaklaşık 4-3 km). Bu nedenle, böyle bir buzullaşmanın meydana gelmesi, ancak dünya yüzeyinin deniz seviyesindeki ortalama sıcaklığının +6 ... +7 ° С'yi geçmemesi durumunda meydana gelebilir, yani. yaklaşık 280 K idi.
Şekil 117.
1 - nitrojen atmosferinin önceliği hipotezine göre; 2 - kabul edilen seçenek; 3 - azot atmosferinin mantodan gazdan arındırılması hipotezine göre.
Şekil 98.
1, tilitler ve tiloidler; 2, konsolide kıtasal kabuk; Kanada Kalkanı üzerindeki oklar, buzul gölgelemesinin açığa çıkan yönlerini gösterir; beyaz - buzullaşma alanı. Av - Avustralya; CAm ve UAm - Kuzey ve Güney Amerika; An - Antarktika; ZAF - Batı Afrika; Af - Afrika; Ev - Avrupa; Ying - Hindistan; K - Kuzey ve Güney Çin; Sat - Sibirya.
Aşağıda, Erken Proterozoyik'te atmosferin pratikte sadece küçük bir argon ilavesiyle nitrojenden oluştuğu, oksijen ve karbon dioksitin kısmi basınçlarının sırasıyla 10 -6 ve 10 -2 atm'yi aşmadığı ve güneş enerjisinin sabiti S = 1.14 × 106 erg / cm 2 × s idi. Bu soğuk dönem için T s ≈ 280 K ≈ 7 °С varsayıldığında, aşağıda açıklanan sera etkisinin adyabatik teorisine göre, o sırada nitrojen atmosferinin basıncının yaklaşık olarak p N 2 = 1.09 atm'ye eşit olduğunu bulduk. , öncelik hipotezine göre o zamanki nitrojen atmosferinin p N 2 ≈ 1,19 atm olması gerekirken, azotun mantodan tamamen arındırıldığı hipotezine göre p N 2 ≈ 0,99 atm. Bu, modern atmosferdeki nitrojenin kalıntı gazın yaklaşık %54'ü olduğunu ve mantodan sadece %46'sının gazının alındığını ve Dünya atmosferindeki nitrojen basıncının evrimindeki en olası düzenliliğin Şekil 2'de gösterilmektedir. 117, eğri 2.
