Dünyanın ilkel atmosferinde ilk ortaya çıkanlar moleküllerdi. Dünyanın birincil atmosferinin özellikleri

Atmosfer (Yunanca "atmos" - buhar, "küre" - top) dünyayı çevreleyen, onunla birlikte dönen, Dünya'daki tüm yaşamı radyasyonun zararlı etkilerinden koruyan gezegenin havadar dış gaz kabuğudur.

Bilim insanları atmosferin kökeniyle ilgili olarak şunları ayırt ediyor: iki hipotez.

İlk hipoteze göre- atmosfer, bir zamanlar sıcak Dünya'yı kaplayan birincil malzemenin gaz halinde eritilmesidir. Çoğu bilim adamı buna uyuyor ikinci hipotez, atmosferin, gaz halindeki kimyasal elementlerin ve erimiş maddeden bileşiklerin oluşumu sırasında ortaya çıkan ikincil bir oluşum olduğunu belirtir.

Toz ve gazın yoğunlaşması sırasında Dünya'nın etrafında oluşan ilk atmosfer, şu andaki atmosferimizden 100 kat daha büyüktü. Birincil atmosferi oluşturan gaz halindeki maddelerin kaynakları, yer kabuğunun, mantosunun ve çekirdeğinin erimiş kayalarıydı. Bu, atmosferin Dünya'nın kabuklara bölünmesinden sonra ortaya çıktığını gösteriyor.

Önde gelen bilim insanları, ilk atmosferin su buharı, hidrojen, karbon dioksit, karbon monoksit ve kükürt karışımından oluştuğunu öne sürüyor. Sonuç olarak, birincil atmosfer, Dünya yüzeyine yakın tutulan hafif gazlardan oluşuyordu. yerçekimi kuvvetleri. Antik atmosferi modern atmosferle karşılaştırırsak, her zamanki nitrojen ve oksijenden yoksundu. Bu gazlar su buharıyla birlikte o zamanlar Dünya'nın derin bağırsaklarındaydı. O zamanlar çok az su vardı: manto maddesinin hidroksil formundaki bir parçasıydı. Ancak üst mantonun kayalarından su buharı ve çeşitli gazlar yoğun bir şekilde salınmaya başladıktan sonra hidrosfer, atmosferin kalınlığı ve bileşimi değişti.

Bu arada bu süreçler halen devam ediyor.

Örneğin, Hawaii tipi volkanların 1000 0 -1200 0 C sıcaklıkta patlaması sırasında gaz emisyonları %80'e kadar su buharı ve %6'dan az karbondioksit içerir. Ayrıca modern atmosfere büyük miktarlarda klor, metan, amonyak, flor, brom ve hidrojen sülfür salınır. Antik çağda görkemli patlamalar sırasında ne kadar büyük miktarda gazın salındığını hayal edebiliriz.

Birincil atmosfer çok agresif bir ortamdı ve kayalar üzerinde güçlü bir asit gibi etki ediyordu. Ve ateşi çok yüksekti. Ancak sıcaklık düşer düşmez buhar yoğunlaştı. Dünyanın birincil atmosferi modern olandan çok farklıydı. Çok daha yoğundu ve esas olarak karbondioksitten oluşuyordu. Atmosferin bileşiminde keskin bir değişiklik 2 - 2,5 milyar yıl önce meydana geldi ve yaşamın kökeniyle ilişkilendirildi.

Dünya tarihinde Karbonifer döneminin bitkileri karbondioksitin çoğunu emdi ve atmosferi oksijenle doyurdu. İlkel yaşamın gelişiyle birlikte, atmosferik bileşenleri işlemeye başlayan ve oksijeni serbest bırakan siyanobakteriler ortaya çıktı. Atmosferin yaratılması sırasında, çok sayıda okyanus volkanının su altından Dünya yüzeyine "hareket etmesi" ile ilişkili daha büyük ölçekli bir süreç nedeniyle oksijen salınımı meydana geldi. Bir su altı yanardağı, suyla soğutulan magmayı serbest bırakır. Bu durumda hidrojen sülfit açığa çıkar ve kimyasal bileşimi oksijen içeren mineraller oluşur.

Dünyadaki volkanlar, atmosferik oksijenle reaksiyona girmeyen, yalnızca sudaki içeriğini yenileyen ürünler yayar. Geçtiğimiz 200 milyon yıl boyunca dünya atmosferinin bileşimi neredeyse hiç değişmedi.

Manyetosferin boyutları, atmosferin kütlesi ve hacmi

Daha önce (yapay uyduların ortaya çıkmasından önce), dünya yüzeyinden uzaklaştıkça atmosferin giderek daha seyrekleştiğine ve gezegenler arası uzaydan sorunsuz bir şekilde geçtiğine inanılıyordu.

Güneş'in derin katmanlarından gelen enerjinin, Dünya yörüngesinin çok ötesindeki uzaya, Güneş Sisteminin en yüksek sınırlarına kadar nüfuz ettiği artık tespit edilmiştir. Bu sözde "güneş rüzgarı" etrafta akıyor Dünyanın manyetik alanı, içinde dünya atmosferinin yoğunlaştığı uzun bir "boşluk" oluşturur.

Dünyanın manyetik alanı, Güneş'e bakan gündüz tarafında belirgin şekilde daralmış ve karşı gece tarafında muhtemelen Ay'ın yörüngesinin ötesine uzanan uzun bir dil oluşturmuştur.

Üst Dünyanın manyetosferinin sınırı Ekvatordaki gündüz tarafında mesafenin yaklaşık olarak Dünya'nın 7 (yedi) yarıçapına eşit olduğu kabul edilir.

6371: 7 = 42000 km.

Üst Kutuplarda gündüz tarafında Dünya'nın manyetosferinin sınırı mesafenin yaklaşık 28.000 km olduğu düşünülmektedir. (Dünyanın dönüşünden kaynaklanan merkezkaç kuvvetinden kaynaklanır).

Hacim açısından atmosfer (yaklaşık 4x10 12 km) tüm hidrosferden (Dünya Okyanusu ile birlikte) 3000 kat daha büyüktür, ancak kütle açısından ondan önemli ölçüde daha azdır ve yaklaşık 5,15x10 15 tondur.

Dolayısıyla deniz seviyesinde birim alan başına atmosferin "ağırlığı" veya atmosfer basıncı yaklaşık 11 ton/m2'dir. Atmosfer hacim olarak Dünya'dan birkaç kat daha büyüktür, ancak gezegenimizin kütlesinin yalnızca 0,0001'i kadardır.

Atmosfer havasının doğal gaz bileşimi ve

bazı bileşenlerinin insan sağlığı üzerindeki etkisi

Gaz bileşimi Hacimce atmosferik hava, Dünya yüzeyindeki nitrojenin (%78,08), oksijenin (%20,94) fiziksel bir karışımıdır; nitrojen ve oksijenin oranı 4:1, argon (%0,9), karbondioksit (%0,035)'tir. ayrıca az miktarda neon (%0,0018), helyum (%0,0005), kripton (%0,0001), metan (%0,00018), hidrojen (%0,000015), karbon monoksit (%0,00001), ozon (%0,00001) bulunur. , nitröz oksit (%0,0003), ksenon (%0,000009), nitrojen dioksit (%0,000002).

Ayrıca havada her zaman çeşitli duman, toz ve buhar, asılı parçacıklar, aerosoller ve su buharı bulunur.

su buharı konsantrasyonu atmosfer hacminin yaklaşık% 0,16'sıdır. Dünya yüzeyinde %3 (tropik bölgelerde) ila %0,00002 (Antarktika'da) arasında değişir.

Yükseklik arttıkça su buharı miktarı hızla azalır. Suyun tamamı bir araya toplansaydı ortalama kalınlığı yaklaşık 2 cm (ılıman enlemlerde 1,6 -1,7 cm) olan bir tabaka oluşacaktı. Bu katman 20 km'ye kadar yükseklikte oluşur.

Atmosferin alt katmanlarının 110 km yüksekliğe kadar gaz bileşimi. Dünya yüzeyinden, özellikle de troposferden itibaren neredeyse sabittir. Yükseklik arttıkça atmosferdeki basınç ve yoğunluk azalır. Havanın yarısı 5,6 km'nin aşağısında, diğer yarısı ise 11,3 km yüksekliğe kadardır. 110 km yükseklikte. Hava yoğunluğu yüzeydekinden milyon kat daha azdır.

Atmosferin yüksek katmanlarında güneş ışınımının etkisi altında havanın bileşimi değişir, bu da oksijen moleküllerinin atomlara parçalanmasına yol açar.

Yaklaşık 400 – 600 km yüksekliğe kadar. atmosfer kalıyor oksijen - azot

Atmosferin bileşiminde önemli bir değişiklik ancak 600 km yükseklikten başlıyor. Burayı aşmaya başlıyor helyum. Helyum tacı V.I.Vernadsky'nin helyum kuşağı adını verdiği Dünya, yaklaşık 1600 km'ye kadar uzanır. Dünyanın yüzeyinden. Bu mesafenin üstü 1600 – 2 – 3 bin km. fazla miktarda hidrojen vardır.

Bazı moleküller iyonlara ayrışır ve oluşur iyonosfer.

1000 km'nin üzerinde. Radyasyon kuşakları var, gezegenin manyetik alanı tarafından yakalanan çok enerjik hidrojen atomları ve elektron çekirdekleriyle dolu atmosferin bir parçası olarak düşünülebilirler. Böylece Dünya'nın gazlı kabuğu sürekli olarak dönüşüyor gezegenler arası gaz (uzay), aşağıdakilerden oluşur:

Ağırlıkça %76 hidrojenden;

Kütlece %23'ü helyumdan;

Kozmik tozdan kütlece %1 oranında.

İlginçtir ki, atmosferimiz bileşim açısından güneş sistemindeki diğer gezegenlerin atmosferlerinden çok farklıdır. En yakın komşularımız Venüs ve Mars'ın çoğunlukla karbondioksitli bir atmosferi vardır, daha uzak komşularımız Jüpiter, Satürn, Uranüs, Neptün ise helyum-hidrojen atmosferiyle çevrilidir ve aynı zamanda bu atmosferlerde bol miktarda metan bulunur.

Atmosfer havası en önemli doğal kaynaklardan biridir ve onsuz Dünya'daki yaşamın kesinlikle imkansız olacağı bir ortamdır. Her bileşen, kimyasal bileşimi açısından yaşam için önemlidir.

OKSİJEN – yoğunluğu 1,23 g/l olan renksiz ve kokusuz bir gazdır. Dünyadaki en yaygın kimyasal element.

Atmosferde %20,94, hidrosferde %85,82, litosferde %47 oksijen bulunur. Bir kişi nefes verdiğinde atmosferdeki oksijenin %15,4-16,0'ını serbest bırakır. Dinlenme halindeki bir kişi günde yaklaşık 2722 litre (1,4 m) oksijen solur, 0,34 m3 karbondioksit verir, ayrıca çevreye günde yaklaşık 400 madde yayar. Bu durumda akciğerlerden 9 litre atmosfer havası geçer. dakikada, 540l. saatte, 12960l. günde ve 25.000 - 30.000 l yükte. günlük (25 – 30m3). Yıl boyunca istirahatte 16.950 m, fiziksel aktivite sırasında 20.000 - 30.000 m ve yaşamı boyunca 65.000 ila 180.000 m nefes alır. hava.

Tüm canlı organizmaların bir parçasıdır (insan vücudunda kütlesi yaklaşık% 65'tir).

Oksijen, çoğu kimyasal elementin yanı sıra metalurji, kimya ve petrokimya endüstrilerinde, roket yakıtlarında aktif bir oksitleyici maddedir ve uzay ve denizaltı gemilerindeki solunum aparatlarında kullanılır. İnsanlar, hayvanlar ve bitkiler yaşam için gerekli enerjiyi, akciğerler ve deri yoluyla vücuda çeşitli yollarla giren çeşitli maddelerin oksijenle biyolojik olarak oksidasyonu yoluyla alırlar.

Oksijen herhangi bir yanmanın önemli bir katılımcısıdır. Atmosferdeki oksijen miktarının %25'i aşması Dünya'da yangına yol açabilir.

Fotosentez sırasında bitkiler tarafından salınır. Aynı zamanda oksijenin yaklaşık %60'ı okyanus planktonlarının fotosentezi yoluyla, %40'ı ise yeşil kara bitkilerinden atmosfere girer.

Sağlıklı insanlarda fizyolojik değişiklikler, oksijen içeriği %16-17'ye düşerse, %11-13'te şiddetli hipoksi gözlenir.

2,5 - 3 km yükseklikte başlayan, uçarken (irtifa hastalığı), dağlara tırmanırken (dağ hastalığı) atmosferik oksijen basıncındaki azalmaya bağlı oksijen açlığı meydana gelebilir.

Kapalı ve hermetik olarak yalıtılmış alanların havasında, örneğin kazalar sırasında denizaltılarda, ayrıca oksijenin diğer gazlarla yer değiştirebileceği madenlerde, kuyularda ve terk edilmiş kuyularda düşük oksijen konsantrasyonları oluşturulabilir. Bireysel oksijen cihazları, uzay kıyafetleri veya basınçlı uçak kabinlerini kullanarak uçuş sırasında oksijen eksikliğinin etkilerini önleyebilirsiniz.

Uzay gemilerinin veya denizaltıların yaşam destek sistemi, havadaki karbondioksit, su buharı ve diğer yabancı maddeleri emip oksijeni ekleyen ekipmanları içerir.

Dağ hastalığını önlemek için ara istasyonlarda nadir atmosfer koşullarında sürekli iklimlendirme (adaptasyon) büyük önem taşımaktadır. Dağlarda kalınca kandaki hemoglobin ve kırmızı kan hücresi miktarı artar ve bazı enzimlerin artan sentezi nedeniyle dokulardaki oksidatif süreçler daha sağlıklı ilerler, bu da kişinin daha yüksek rakımlardaki hayata uyum sağlamasına olanak tanır.

3-5 km yükseklikte dağ köyleri bulunmaktadır. deniz seviyesinin üzerinde, özellikle eğitimli dağcılar 8 km yükseklikteki dağlara tırmanmayı başarırlar. ve daha fazlasını oksijen cihazları kullanmadan yapabilirsiniz.

Saf haliyle oksijenin toksik etkileri vardır. Hayvanlarda saf oksijen solunduğunda, 1-2 saat sonra akciğerlerde telektazlar oluşur (küçük bronşlardaki mukus tıkanması nedeniyle) ve 3-5 saat sonra akciğer kılcal damarlarının geçirgenliğinin ihlali, 24 saat.

Akciğer ödemi olayları. Normal atmosferik basınç koşullarında, ağır fiziksel aktivite sırasında kişinin performansının artırılması gerektiğinde veya hipoksi hastalarını tedavi ederken basınç ve oksijen desteği %40'a kadar önemli ölçüde artar.

OZON– Dünyadaki yaşamın korunmasını sağlayan oksijenin modifikasyonu, çünkü Atmosferin ozon tabakası, Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun bir kısmını tutar ve Dünya'nın kızılötesi radyasyonunu emerek soğumasını engeller. Keskin bir kokuya sahip mavi bir gazdır. Ozonun büyük bir kısmı, atmosferdeki 20-30 km yükseklikteki elektrik deşarjları sırasında oksijenden elde edilir. Oksijen ultraviyole ışınlarını emerek üç oksijen atomundan oluşan ozon moleküllerini oluşturur. Dünyadaki tüm yaşamı Güneş'ten gelen kısa dalga ultraviyole radyasyonun zararlı etkilerinden korur. Üstteki katmanlarda ozon oluşturmaya yetecek kadar oksijen yok, alt katmanlarda ise yeterli ultraviyole radyasyon yok. Ozon ayrıca havanın yer katmanında da az miktarda bulunur. Hava basıncı ve sıcaklığının Dünya yüzeyindekiyle aynı olması koşuluyla, tüm atmosferdeki toplam ozon içeriği, 2 - 4 mm kalınlığındaki saf ozon tabakasına karşılık gelir. Onlarca kilometreye (100 m'ye kadar) tırmanırken bile havanın bileşimi çok az değişir. Ancak havanın yükseklikle boşaltılması nedeniyle her bir gazın birim hacim başına içeriği azalır (atmosferik basınç düşer). Safsızlıklar şunları içerir: Ozon, bitki örtüsü tarafından salınan fitositler, biyokimyasal süreçler ve topraktaki radyoaktif bozunma sonucu oluşan gaz halindeki maddeler vb. Ozon, içme suyunu dezenfekte etmek, endüstriyel atık suyu nötralize etmek, kafur, vanilin ve diğer bileşikleri elde etmek için kullanılır. ağartıcı kumaşlar, mineral yağlar vb.

KARBON DİOKSİT(karbon oksit) renksiz, kokusuz bir gazdır, -78,5 0 C'nin altında katı halde (kuru buz) bulunur. Havadan 1,5 kat daha ağırdır ve havada (hacimce %0,35), nehirlerin, denizlerin ve maden kaynaklarının sularında bulunur. Karbondioksit şeker, bira, gazlı su ve köpüklü şarap, üre, soda üretiminde, yangın söndürmede vb. kullanılır; kuru buz bir soğutucudur. Organik maddelerin çürümesi ve yanması sırasında, hayvan organizmalarının solunumu sırasında oluşur, bitkiler tarafından asimile edilir ve fotosentezde önemli rol oynar. Fotosentez işleminin önemi bitkilerin havaya oksijen salmasıdır. Bu nedenle karbondioksit eksikliği tehlikelidir. Karbondioksit insanlar tarafından (solunan havanın% 3,4 - 4,7'si), hayvanlar tarafından solunur, ayrıca kömür, petrol ve benzin yanarken de açığa çıkar,

Bu nedenle son yıllarda mineral yakıtların yoğun yanması nedeniyle atmosferdeki karbondioksit miktarı arttı. Atmosferdeki karbondioksit içeriğinin artması, insanlar için küresel bir tehlikeye yol açıyor. sera etkisi. Sera camı gibi karbondioksit de güneş ışınlarının geçmesine izin verir, ancak Dünya'nın ısınan yüzeyinden gelen ısıyı hapseder. Bunun sonucunda ortalama hava sıcaklığı artar,

Mikro iklim bozuluyor ve bu da insan sağlığını etkiliyor. Her yıl fotosentez sonucunda yaklaşık 300 milyon ton karbondioksit emilip 200 milyon ton oksijen açığa çıkmakta, yaklaşık 3000 milyar ton karbondioksit üretilmekte ve miktarı sürekli artmaktadır. 100 yıl önce havadaki karbondioksit oranı %0,0298 iken şimdi %0,0318'e çıktı. Şehirlerde bu içerik daha da yüksektir.

İlginç bir şekilde, hızlanma - özellikle şehirlerde çocukların daha hızlı büyümesi - bazı bilim adamları tarafından atmosferdeki karbondioksit içeriğindeki artışla ilişkilendiriliyor. Havadaki karbondioksit miktarındaki küçük bir artış bile solunum sürecini önemli ölçüde artırır, göğsün hızlı büyümesi ve buna bağlı olarak tüm vücut başlar.

Karbondioksit havadan 1,5 kat daha ağır olduğundan kapalı alanların tabanında birikebilmektedir. Bu özellikler, hava atmosferinde %0,03 - 0,04 oranında karbondioksit bulunan yerleşim bölgelerinin dışında zehirlenmeye katkıda bulunabilir; endüstriyel merkezlerde içeriği% 0,06'ya ve demir metalurji işletmelerinin yakınında -% 1'e kadar çıkıyor.

Solunan havadaki karbondioksit konsantrasyonundaki artış asidozun gelişmesine, solunumun artmasına ve tokakardiye yol açar. Konsantrasyon %1-2'ye çıktığında performans düşer, bazı kişilerde toksik etkiler görülür; konsantrasyon %2-3'ün üzerine çıktığında zehirlenme daha belirgindir. Gaz ortamının “özgür seçimi” ile insanlar, karbondioksit konsantrasyonu yalnızca %3'e ulaştığında kaçınmaya başlar. %10-12 konsantrasyonunda hızlı bilinç kaybı ve ölüm meydana gelir.

Kapalı veya hava geçirmez şekilde kapatılmış alanlarda (madenler, taş ocakları, denizaltılar) ve ayrıca organik maddelerin yoğun şekilde ayrışmasının olduğu kapalı alanlarda (derin kuyular, silolar, bira fabrikalarındaki fermantasyon tankları, kanalizasyon kuyuları), şiddetli karbondioksit zehirlenmesi vakaları tanımlanmıştır. vb. Sunulan veriler göz önüne alındığında, karbondioksit kaynaklarının bulunduğu endüstrilerde, uzay gemilerinde, denizaltılarda konsantrasyonunun% 0,5-1'i geçmemesi gerektiğine inanılmaktadır. Barınaklarda ve diğer kritik koşullarda karbondioksit konsantrasyonunun% 2'ye kadar olduğu varsayılabilir.

AZOT– renksiz ve kokusuz bir gazdır, havanın ana bileşenidir (hacimce %78,09), tüm canlı organizmaların bir parçasıdır (insan vücudunda ağırlıkça yaklaşık %3 nitrojen, %17'ye kadar proteinlerde), katılır Doğadaki maddelerin döngüsü. Ana uygulama alanı amonyak sentezidir; azot bileşikleri – azotlu gübreler. Azot, kimyasal ve metalurjik işlemlerde, sebze depolama tesislerinde vb. inert bir ortamdır.

Azot ve diğer inert gazlar normal basınçta fizyolojik olarak etkisizdir; önemleri oksijenin seyreltilmesinde yatmaktadır.

ARGON– inert gaz, havada hacimce %0,9, yoğunluk 1,73 g/l. Endüstride argon kaynağında, kimyasal proseslerde, elektrik lambalarının ve gaz deşarj tüplerinin doldurulmasında kullanılır.

Temiz hava

Hava yaşam için gereklidir, çünkü onsuz bir kişi ortalama 5 dakikaya kadar yaşayabilir. Buna göre hava kirliliği, ekonomik gelişmişlik düzeyi ne olursa olsun toplum için en ciddi çevre sorunlarından biridir. Her gün en az 500 milyon insan evlerinin içinde açık ateşlerden veya kötü tasarlanmış sobalardan çıkan duman şeklinde yüksek düzeyde hava kirliliğine maruz kalıyor. 1.500'den fazla insan, hava kirliliğinin endişe verici derecede yüksek olduğu kentleşmiş bölgelerde yaşıyor. Endüstriyel gelişme, hem üretimden kaynaklanan atıklar hem de ulaşım ve enerjideki yakıt yanma ürünlerinden kaynaklanan büyük miktarda gaz ve partikül maddenin atmosfere salınmasıyla ilişkilidir. Uzmanlar, partikül emisyonlarını azaltarak hava kirliliğini kontrol etmeye yönelik teknolojiyi tanıttıktan sonra, gaz emisyonlarının hala devam ettiğini ve sorunun kaynağının da bu olduğunu keşfettiler. Hem partikül hem de gaz emisyonlarını kontrol etmeye yönelik son çabalar çoğu gelişmiş ülkede oldukça başarılı olmuştur, ancak hava kirliliğinin nispeten uygun çevre koşulları altında bile sağlık riski oluşturduğuna dair kanıtlar bulunmaktadır.

Başlangıçta hızla gelişen ülkeler, diğer ekonomik ve sosyal öncelikler nedeniyle hava kirliliği kontrolüne yeterli kaynak ayıramıyorlardı. Bu tür ülkelerdeki hızlı genişleme aynı zamanda araç sayısındaki artışın, endüstriyel olmayan enerji tüketimindeki artışın ve büyük kentleşmiş bölgelerde (metropoller) artan nüfus yoğunlaşmasının temel nedeni haline gelmiştir. Bütün bunlar hava kirliliği gibi bir çevre sorununun ortaya çıkmasına yeterince katkıda bulunmuştur.

Evsel enerji kaynaklarının temiz kabul edildiği birçok geleneksel toplumda, verimsizlik ve modern açıdan bakıldığında binaları ısıtmak ve yemek pişirmek için kullanılan zararlı yakıtlar nedeniyle artık eskisi kadar yaygın olarak kullanılmamaktadır. Yukarıdaki koşullar hem dış hem de iç mekan havasının kirlenmesine neden olur, bu da akciğer hastalıklarına, görme sorunlarına (göz mukozasının tahrişi vb.) ve kanser riskinin artmasına neden olabilir.

İç mekan hava kalitesi birçok gelişmiş ülkede acil bir sorun olmaya devam ediyor çünkü... konut ve endüstriyel binalar yalıtılmıştır ve iyi ısıtılmaktadır. Zararlı kimyasal bileşiklerin havaya karışma tehlikesi sadece ısıtma ve pişirme sistemlerinden değil, aynı zamanda inşaat malzemelerinden çıkan dumanlardan da kaynaklanmaktadır. Bütün bunlar evlerin içinde birikerek kirlilik sorunu yaratıyor.

Atmosferin yapısı

Atmosfer gaz bileşiminde, sıcaklık değişimlerinin doğasında, Dünya yüzeyinden yüksekliği birbirinden farklı olan ayrı katmanlardan, eşmerkezli kürelerden oluşur. Şunlar vardır: - troposfer; -stratosfer; - mezosfer; - termosfer; - ekzosfer.

Atmosferin alt katmanına denir troposfer(Yunanca "kinayesinden" - dönüş) Kütlesi, atmosfer kütlesinin% 80'idir. Troposferin üst sınırı enleme bağlıdır:

Tropikal enlemlerde (ekvator) Dünya yüzeyinden yükseklik 18 – 20 km;

Ilıman enlemlerde Dünya yüzeyinden yükseklik yaklaşık 10 km'dir;

Kutup enlemlerinde (kutuplarda) Dünya yüzeyinden yükseklik 8 - 10 km'dir.

Yılın zamanından itibaren:

Kışın Kuzey Yarımküre'de troposferin üst sınırı (tropopoz - Yunanca "duraklamalardan" - durma) soğuma nedeniyle 2 - 4 km yükselir.

Yaz aylarında Kuzey Yarımküre'de troposferin (tropopoz) üst sınırı ısınma nedeniyle 2-4 km azalır.

Troposfer, vücudunu aşağıdan Dünya'dan alır ve bu da güneş ışınlarıyla ısıtılır. Doğrudan güneş ışınlarının emilmesinden dolayı hava, Dünya'dan onlarca kat daha az ısınır. Yükseklik arttıkça hava sıcaklığı her 100 m'lik yükselişte ortalama 0,6 0 C azalır.

Troposferin üst sınırında sıcaklık -60 0 C'ye ulaşır. Bu, yükselen havanın genleşmesi ve soğuması ile kolaylaştırılır. Su buharı yoğunlaştığında ortaya çıkan ısı olmasaydı, hava daha da soğuk olurdu.

10 km yükseklikte. Troposferin sıcaklığı yazın -45 0 C, kışın ise -60 0 C'dir.

Troposferin üzerinde sıcaklığı sürekli düşük olan bir hava tabakası vardır. tropopoz. Güneş ışınlarının dik ya da dike yakın düştüğü, kara ve denizlerin daha çok ısındığı tropik kuşakta bu katman 18 – 20 km yükseklikte yer alır. Eğik ışınların Dünya'yı zayıf bir şekilde ısıttığı kutup bölgelerinde, tropopoz daha alçakta - 8-10 km yükseklikte bulunur.

Esas olarak troposferde oluşur hava durumuİnsanın varoluş koşullarını belirleyen şey.

Atmosferdeki su buharının çoğu troposferde yoğunlaşmıştır ve bulutların esas olarak oluştuğu yer burasıdır, ancak buz kristallerinden oluşan bazıları daha yüksek katmanlarda bulunur.

Atmosferin Dünya'nın farklı yerlerinde ısınması aynı değildir, bu da atmosferik basıncın dağılımıyla yakından ilişkili olan Dünya atmosferinin genel dolaşımının gelişmesine katkıda bulunur. Bu, atmosferik havanın içindeki nesnelere ve dünya yüzeyine uyguladığı basınçtır.

Atmosferin her noktasında atmosferik basınç, üstteki hava kolonunun ağırlığına eşittir ve bu ağırlık yükseklikle azalır. Deniz seviyesindeki ortalama basınç 760 mmHg'ye (1013,25 hPa) eşdeğerdir.

Atmosfer basıncının Dünya yüzeyindeki (deniz seviyesinde) dağılımı, ekvatora yakın nispeten düşük bir değer, subtropiklerde bir artış ve orta ve yüksek enlemlerde bir azalma ile karakterize edilir. Aynı zamanda, kıtasal tropik olmayan enlemlerde, atmosfer basıncı genellikle kışın artar ve yazın azalır. Basınç farkının etkisi altında hava, yüksek basınçtan alçak basınca doğru bir ivme kazanır. Hava hareket ederken dünyanın dönmesinden kaynaklanan kuvvetlerden etkilenir. Coriolis kuvvetler ve merkezkaç kuvvetinin yanı sıra sürtünme kuvveti.

Bütün bunlar, Dünya atmosferinde, bazıları nispeten kalıcı olan (örneğin alize rüzgarları ve musonlar) karmaşık bir etki modeliyle sonuçlanır. Orta enlemlerde hava akımı Batı'dan Doğu'ya doğru hakimdir ve burada büyük girdaplar oluşur. siklonlar ve antisiklonlar, genellikle yüzlerce ve binlerce kilometreye uzanır.

Troposfer karakterize edilir türbülans ve güçlü hava akımları (rüzgarlar) ve fırtınalar.Üst troposferde kesin olarak tanımlanmış yönlere sahip güçlü hava akımları vardır. Yavaş ve hızlı hareket eden hava kütleleri arasındaki sürtünme ve dinamik etkileşimin etkisi altında türbülanslı girdaplar oluşur. Bu yüksek seviyelerde genellikle bulut örtüsü bulunmadığından bu türbülansa "temiz hava türbülansı" adı verilir.

Stratosfer

Troposferin üstünde stratosfer bulunur (Yunanca "stratyum" - döşeme, katmandan). Kütlesi atmosfer kütlesinin %20'sidir.

Stratosferin üst sınırı Dünya yüzeyinden belirli bir yükseklikte bulunur:

Tropikal enlemlerde (ekvator) 50 – 55 km:

50 km'ye kadar ılıman enlemlerde;

Kutup enlemlerinde (kutuplarda) 40 – 50 km.

Stratosferde hava yükseldikçe ısınır ve hava sıcaklığı yükseklikle birlikte 1 km'de ortalama 1 - 2 derece artar. +50 0 C’ye kadar yükselerek üst sınıra ulaşır.

Yükseklik arttıkça sıcaklıktaki artış esas olarak güneş ışınımının ultraviyole kısmını emen ozondan kaynaklanmaktadır. Dünya yüzeyinden 20-25 km yükseklikte çok ince (sadece birkaç santimetre) bir ozon tabakası vardır.

Stratosfer su buharı bakımından çok fakirdir, bazen 30 km yükseklikte olmasına rağmen burada yağış yoktur. bulutlar oluşur.

Gözlemlere dayanarak stratosferde türbülanslı rahatsızlıklar ve farklı yönlerde esen kuvvetli rüzgarlar tespit edilmiştir. Troposferde olduğu gibi, özellikle yüksek hızlı uçaklar için tehlikeli olan güçlü hava girdapları vardır.

Şiddetli rüzgarlar çağrıldı jet akışları kutuplara bakan ılıman enlemlerin sınırları boyunca dar bölgelerde eser. Ancak bu bölgeler kayabilir, kaybolabilir ve yeniden ortaya çıkabilir. Jet akımları tipik olarak tropopoza nüfuz eder ve üst troposferde görünür, ancak hızları rakım azaldıkça hızla azalır.

Stratosfere giren enerjinin bir kısmının (esas olarak ozon oluşumuna harcanan), tropopozun oldukça altında yoğun stratosferik hava akışlarının kaydedildiği ve troposferik havanın alt stratosfere çekildiği atmosferik cephelerle ilişkili olması mümkündür.

Mezosfer

Stratopozun üstünde mezosfer bulunur (Yunanca "mezos"tan - orta).

Mezosferin üst sınırı Dünya yüzeyinden yükseklikte bulunur:

Tropikal enlemlerde (ekvator) 80 – 85 km;

80 km'ye kadar ılıman enlemlerde;

Kutup enlemlerinde (kutuplarda) 70 - 80 km.

Mezosferde sıcaklık üst sınırında –60 0 C. – 1000 0 C.’ye düşer.

Kutup bölgelerinde, bulut sistemleri genellikle yazın mezopoz sırasında ortaya çıkar, geniş bir alanı kaplar, ancak dikey gelişimi çok azdır. Bu tür gece parlayan bulutlar genellikle mezosferdeki büyük ölçekli dalga benzeri hava hareketlerini ortaya çıkarır. Bu bulutların bileşimi, nem kaynakları ve yoğunlaşma çekirdekleri, dinamikleri ve meteorolojik faktörlerle bağlantıları henüz yeterince araştırılmamıştır.

Termosfer

Mezopozun üstünde termosfer bulunur (Yunanca "termos" kelimesinden - sıcak).

Termosferin üst sınırı Dünya yüzeyinden yüksekte bulunur:

Tropikal enlemlerde (ekvator) 800 km'ye kadar;

700 km'ye kadar ılıman enlemlerde;

Kutup enlemlerinde (kutuplarda) 650 km'ye kadar.

Termosferde sıcaklık yeniden yükselerek üst katmanlarda 2000 0 C'ye ulaşır.

Rakımların 400 – 500 km arasında olduğunu belirtmek gerekir. ve üzeri durumlarda, atmosferin aşırı derecede seyrelmesi nedeniyle hava sıcaklığı bilinen yöntemlerin hiçbiriyle belirlenemez. Bu yüksekliklerdeki hava sıcaklığı, gaz akışlarında hareket eden gaz parçacıklarının enerjisi ile değerlendirilmelidir.

Termosferdeki hava sıcaklığındaki bir artış, ultraviyole radyasyonun emilmesi ve atmosferde bulunan atomlarda ve gaz moleküllerinde iyon ve elektron oluşumu ile ilişkilidir.

Termosferde basınç ve dolayısıyla gazın yoğunluğu yükseklikle birlikte giderek azalır. Dünya yüzeyine yakın 1 m3. hava yaklaşık 2,5x10 25 molekül içerir, termosferin alt katmanlarında yaklaşık 100 km yükseklikte, 1 m3 hava yaklaşık 2,5x10 25 molekül içerir. 200 km yükseklikte, 1 m3 iyonosferde. hava 5x10 15 molekül içerir. Yaklaşık 850 km yükseklikte. 1m'de. hava 10 12 molekül içerir. Gezegenlerarası uzayda molekül konsantrasyonu 1 m3 başına 10 8 - 10 9'dur. Yaklaşık 100 km yükseklikte. moleküllerin sayısı azdır, ancak nadiren birbirleriyle çarpışırlar. Kaotik bir şekilde hareket eden bir molekülün başka bir benzer molekülle çarpışmadan önce kat ettiği ortalama mesafeye ortalama serbest yol denir.

Belirli bir sıcaklıkta bir molekülün hızı kütlesine bağlıdır: Daha hafif moleküller, daha ağır olanlardan daha hızlı hareket eder. Serbest yolun çok kısa olduğu alt atmosferde, gazların moleküler ağırlıklarına göre gözle görülür bir ayrımı yoktur, ancak 100 km'nin üzerinde ifade edilir. Ek olarak, Güneş'ten gelen ultraviyole ve X-ışını radyasyonunun etkisi altında, oksijen molekülleri, kütlesi molekülün kütlesinin yarısı kadar olan atomlara parçalanır. Bu nedenle, Dünya yüzeyinden uzaklaştıkça yaklaşık 200 km yükseklikte atmosferin bileşiminde atmosferik oksijenin önemi giderek artıyor. ana bileşen haline gelir.

Daha yüksek, yaklaşık 1200 km uzaklıkta. Hafif gazlar helyum ve hidrojen Dünya yüzeyinde hakimdir. Atmosferin dış kabuğu bunlardan oluşur.

Ağırlığa göre bu genleşmeye dağınık genleşme denir ve karışımların bir santrifüj kullanılarak ayrılmasına benzer.

Ekzosfer

Termopozun üstünde ekzosfer bulunur (Yunanca "ekso" kelimesinden - dışarı, dışarı).

Bu, hafif atmosferik gazların (hidrojen, helyum, oksijen) uzaya akabileceği dış küredir.

Atmosferin katmanları 50 km'nin üzerindedir. elektriği iletir ve radyo dalgalarını yansıtır. Bu, Dünya çevresinde uzun mesafeli radyo iletişimi kurmayı mümkün kılar. Karmaşık kimyasal reaksiyonlar iyon ürettiğinden, atmosferin üst kısmına (mezosfer ve termosfer) denir. iyonosfer.

Güneş ışınımının etkisi altında, atmosferin üst katmanlarında sıklıkla parıltılar görülür. Bunlardan en etkilisi auroradır.

Ekzosferdeki moleküller ve atomlar, yerçekiminin etkisi altında, balistik yörüngelerde Dünya etrafında döner. Bu yörüngelerden bazıları Dünya çevresinde ve uydular gibi eliptik yörüngelerde dönebilir. Başta hidrojen ve helyum olmak üzere bazı moleküllerin açık yörüngeleri vardır ve uzaya giderler.

Atmosfer(Yunan atmosferinden - buhar ve spharia - top) - Dünya'nın onunla birlikte dönen hava kabuğu. Atmosferin gelişimi, gezegenimizde meydana gelen jeolojik ve jeokimyasal süreçlerin yanı sıra canlı organizmaların faaliyetleriyle de yakından ilişkiliydi.

Hava topraktaki en küçük gözeneklere nüfuz ettiğinden ve suda bile çözündüğünden atmosferin alt sınırı Dünya yüzeyiyle çakışır.

2000-3000 km yükseklikteki üst sınır yavaş yavaş uzaya geçmektedir.

Oksijen içeren atmosfer sayesinde Dünya'da yaşam mümkündür. Atmosferdeki oksijen insanların, hayvanların ve bitkilerin solunum sürecinde kullanılır.

Eğer atmosfer olmasaydı Dünya Ay kadar sessiz olurdu. Sonuçta ses, hava parçacıklarının titreşimidir. Gökyüzünün mavi rengi, atmosferden geçen güneş ışınlarının sanki bir mercekten geçiyormuş gibi bileşen renklerine ayrışmasıyla açıklanmaktadır. Bu durumda en çok mavi ve mavi renklerin ışınları saçılır.

Atmosfer, güneşin canlı organizmalar üzerinde zararlı etkisi olan ultraviyole radyasyonunun çoğunu hapseder. Aynı zamanda ısıyı Dünya yüzeyine yakın tutarak gezegenimizin soğumasını önler.

Atmosferin yapısı

Atmosferde yoğunluk bakımından farklılık gösteren birkaç katman ayırt edilebilir (Şekil 1).

Troposfer

Troposfer- kutupların üzerinde kalınlığı 8-10 km, ılıman enlemlerde - 10-12 km ve ekvatorun üstünde - 16-18 km olan atmosferin en alt katmanı.

Pirinç. 1. Dünya atmosferinin yapısı

Troposferdeki hava, dünya yüzeyi yani kara ve su tarafından ısıtılır. Dolayısıyla bu katmandaki hava sıcaklığı yükseklikle birlikte her 100 m'de ortalama 0,6 °C azalır ve troposferin üst sınırında -55 °C'ye ulaşır. Aynı zamanda troposferin üst sınırındaki ekvator bölgesinde hava sıcaklığı -70 °C, Kuzey Kutbu bölgesinde ise -65 °C'dir.

Atmosfer kütlesinin yaklaşık% 80'i troposferde yoğunlaşır, neredeyse tüm su buharı bulunur, fırtınalar, fırtınalar, bulutlar ve yağışlar meydana gelir ve havanın dikey (konveksiyon) ve yatay (rüzgar) hareketi meydana gelir.

Havanın esas olarak troposferde oluştuğunu söyleyebiliriz.

Stratosfer

Stratosfer- Troposferin üzerinde 8 ila 50 km yükseklikte bulunan atmosfer katmanı. Bu katmanda gökyüzünün rengi mor görünür, bu da havanın inceliğiyle açıklanır, bu nedenle güneş ışınları neredeyse hiç dağılmaz.

Stratosfer atmosfer kütlesinin %20'sini içerir. Bu katmandaki hava nadirdir, neredeyse hiç su buharı yoktur ve bu nedenle neredeyse hiç bulut ve yağış oluşmaz. Ancak stratosferde hızı 300 km/saat'e ulaşan sabit hava akımları gözlemleniyor.

Bu katman konsantre ozon(ozon perdesi, ozonosfer), ultraviyole ışınları emerek Dünya'ya ulaşmasını engelleyen ve böylece gezegenimizdeki canlı organizmaları koruyan bir katmandır. Ozon sayesinde stratosferin üst sınırındaki hava sıcaklığı -50 ila 4-55 °C arasında değişmektedir.

Mezosfer ve stratosfer arasında bir geçiş bölgesi vardır - stratopoz.

Mezosfer

Mezosfer- 50-80 km yükseklikte bulunan atmosfer katmanı. Buradaki hava yoğunluğu Dünya yüzeyine göre 200 kat daha azdır. Mezosferde gökyüzünün rengi siyah görünür ve gün boyunca yıldızlar görünür. Hava sıcaklığı -75 (-90)°C'ye düşer.

80 km yükseklikte başlıyor termosfer. Bu katmandaki hava sıcaklığı keskin bir şekilde 250 m yüksekliğe yükselir ve ardından sabit hale gelir: 150 km yükseklikte 220-240 ° C'ye ulaşır; 500-600 km yükseklikte 1500 °C'yi aşıyor.

Mezosferde ve termosferde, kozmik ışınların etkisi altında, gaz molekülleri yüklü (iyonize) atom parçacıklarına parçalanır, bu nedenle atmosferin bu kısmına denir. iyonosfer- 50 ila 1000 km yükseklikte bulunan, esas olarak iyonize oksijen atomları, nitrojen oksit molekülleri ve serbest elektronlardan oluşan çok seyrekleştirilmiş bir hava tabakası. Bu katman, yüksek elektrifikasyon ile karakterize edilir ve uzun ve orta radyo dalgaları, tıpkı bir ayna gibi ondan yansıtılır.

İyonosferde auroralar ortaya çıkar - Güneş'ten uçan elektrik yüklü parçacıkların etkisi altında seyreltilmiş gazların parlaması - ve manyetik alanda keskin dalgalanmalar gözlenir.

Ekzosfer

Ekzosfer- atmosferin 1000 km'nin üzerinde bulunan dış katmanı. Gaz parçacıkları burada yüksek hızla hareket ettiğinden ve uzaya saçılabildiğinden bu katmana saçılma küresi de denir.

Atmosfer bileşimi

Atmosfer, azot (%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 düzeydedir (Tablo 1). Dünya havasının modern bileşimi yüz milyon yıldan daha uzun bir süre önce oluşturuldu, ancak keskin bir şekilde artan insan üretim faaliyeti yine de bunun değişmesine yol açtı. Şu anda CO 2 içeriğinde yaklaşık %10-12 civarında bir artış var.

Atmosferi oluşturan gazlar çeşitli fonksiyonel roller üstlenirler. Bununla birlikte, bu gazların asıl önemi, öncelikle radyant enerjiyi çok güçlü bir şekilde absorbe etmeleri 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

Azot, Atmosferdeki en yaygın gazdır ve kimyasal olarak aktif değildir.

Oksijen Azotun aksine kimyasal olarak çok aktif bir elementtir. Oksijenin spesifik işlevi, heterotrofik organizmaların, kayaların ve volkanlar tarafından atmosfere yayılan az oksitlenmiş gazların organik maddesinin oksidasyonudur. Oksijen olmasaydı ölü organik maddelerin ayrışması olmazdı.

Karbondioksitin atmosferdeki rolü son derece büyüktür. Yanma süreçleri, canlı organizmaların solunumu ve çürüme sonucu atmosfere girer ve her şeyden önce fotosentez sırasında organik madde oluşumunun ana yapı malzemesidir. Ek olarak, karbondioksitin kısa dalga güneş ışınımını iletme ve termal uzun dalga ışınımının bir kısmını absorbe etme yeteneği de büyük önem taşımaktadır ve bu, aşağıda tartışılacak olan sera etkisini yaratacaktır.

Atmosfer süreçleri, özellikle stratosferin termal rejimi de şunlardan etkilenir: ozon. Bu gaz, güneşten gelen ultraviyole radyasyonun doğal bir emicisi olarak görev yapar ve güneş radyasyonunun emilmesi havanın ısınmasına yol açar. Atmosferdeki toplam ozon içeriğinin aylık ortalama değerleri enlem ve yılın zamanına bağlı olarak 0,23-0,52 cm aralığında değişmektedir (bu, ozon tabakasının yer basıncı ve sıcaklıktaki kalınlığıdır). Ekvatordan kutuplara doğru ozon içeriğinde bir artış ve en az sonbaharda, en fazla ise ilkbaharda olmak üzere yıllık bir döngü vardır.

Atmosferin karakteristik bir özelliği, ana gazların (azot, oksijen, argon) içeriğinin rakımla birlikte biraz değişmesidir: 65 km yükseklikte atmosferdeki nitrojen içeriği% 86, oksijen - 19, argon - 0,91'dir. 95 km yükseklikte - nitrojen 77, oksijen - 21,3, argon -% 0,82. Atmosfer havasının bileşiminin dikey ve yatay olarak sabitliği, karıştırılmasıyla korunur.

Havada gazların yanı sıra su buharı Ve katı parçacıklar.İkincisi hem doğal hem de yapay (antropojenik) kökene sahip olabilir. Bunlar polen, küçük tuz kristalleri, yol tozu ve aerosol yabancı maddeleridir. Güneş ışınları pencereden içeri girdiğinde çıplak gözle görülebilir.

Özellikle şehirlerin ve büyük sanayi merkezlerinin havasında, yakıtın yanması sırasında oluşan zararlı gaz emisyonlarının ve bunların safsızlıklarının aerosollere eklendiği çok sayıda partikül partikül bulunmaktadır.

Atmosferdeki aerosol konsantrasyonu, havanın şeffaflığını belirler ve bu, Dünya yüzeyine ulaşan güneş ışınımını etkiler. En büyük aerosoller yoğunlaşma çekirdekleridir (enlem. yoğunlaşma- sıkıştırma, kalınlaşma) - su buharının su damlacıklarına dönüşmesine katkıda bulunur.

Su buharının önemi öncelikle dünya yüzeyinden gelen uzun dalga termal radyasyonu geciktirmesiyle belirlenir; büyük ve küçük nem döngülerinin ana bağlantısını temsil eder; su yataklarının yoğunlaşması sırasında hava sıcaklığını arttırır.

Atmosferdeki su buharı miktarı zamana ve mekana göre değişir. Bu nedenle, dünya yüzeyindeki su buharı konsantrasyonu tropik bölgelerde %3 ile Antarktika'da %2-10 (15) arasında değişmektedir.

Ilıman enlemlerde atmosferin dikey sütunundaki ortalama su buharı içeriği yaklaşık 1,6-1,7 cm'dir (bu, yoğunlaşmış su buharı tabakasının kalınlığıdır). Atmosferin farklı katmanlarındaki su buharına ilişkin bilgiler çelişkilidir. Örneğin, 20 ila 30 km arasındaki rakım aralığında özgül nemin rakımla birlikte güçlü bir şekilde arttığı varsayılmıştır. Ancak sonraki ölçümler stratosferin daha fazla kuru olduğunu gösteriyor. Görünen o ki, stratosferdeki özgül nem yüksekliğe çok az bağlıdır ve 2-4 mg/kg'dır.

Troposferdeki su buharı içeriğinin değişkenliği, buharlaşma, yoğunlaşma ve yatay taşınma işlemlerinin etkileşimi ile belirlenir. Su buharının yoğunlaşması sonucu bulutlar oluşur ve yağışlar yağmur, dolu ve kar şeklinde düşer.

Suyun faz geçiş süreçleri ağırlıklı olarak troposferde meydana gelir, bu nedenle sedefli ve gümüşi olarak adlandırılan stratosferdeki (20-30 km yükseklikte) ve mezosferdeki (mezopozun yakınında) bulutlar nispeten nadir görülürken, troposferik bulutlar genellikle tüm dünya yüzeyinin yaklaşık %50'sini kaplar.

Havada bulunabilecek su buharı miktarı hava sıcaklığına bağlıdır.

-20 ° C sıcaklıkta 1 m3 hava 1 g'dan fazla su içeremez; 0 °C'de - en fazla 5 g; +10 °C'de - en fazla 9 g; +30 °C'de - en fazla 30 g su.

Çözüm: Hava sıcaklığı ne kadar yüksek olursa, o kadar fazla su buharı içerebilir.

Hava olabilir zengin Ve doymamış su buharı. Yani, +30 °C sıcaklıkta 1 m3 hava 15 g su buharı içeriyorsa, hava su buharına doymamış demektir; 30 g ise - doymuş.

Mutlak nem 1 m3 havada bulunan su buharı miktarıdır. Gram cinsinden ifade edilir. Mesela “mutlak nem 15” derlerse bu 1 mL’de 15 gr su buharı var demektir.

Bağıl nem- bu, 1 m3 havadaki gerçek su buharı içeriğinin, belirli bir sıcaklıkta 1 m L'de bulunabilen su buharı miktarına oranıdır (yüzde olarak). Örneğin, radyo bağıl nemin %70 olduğunu bildiren bir hava durumu raporu yayınlıyorsa bu, havanın o sıcaklıkta tutabileceği su buharının %70'ini içerdiği anlamına gelir.

Bağıl nem ne kadar yüksek olursa, yani Hava doygunluğa ne kadar yakınsa yağış olasılığı da o kadar yüksektir.

Ekvator bölgesinde her zaman yüksek (% 90'a kadar) bağıl hava nemi gözlenir, çünkü orada hava sıcaklığı yıl boyunca yüksek kalır ve okyanusların yüzeyinden büyük buharlaşma meydana gelir. Polar bölgelerde bağıl nem de yüksektir, ancak düşük sıcaklıklarda az miktarda su buharı bile havayı doymuş veya doygunluğa yakın hale getirir. Ilıman enlemlerde bağıl nem mevsimlere göre değişir; kışın daha yüksek, yazın daha düşüktür.

Çöllerdeki bağıl hava nemi özellikle düşüktür: 1 m 1 hava, belirli bir sıcaklıkta mümkün olandan iki ila üç kat daha az su buharı içerir.

Bağıl nemi ölçmek için bir higrometre kullanılır (Yunanca higros - ıslak ve metreco - ölçerim).

Doymuş hava soğuduğunda aynı miktarda su buharını tutamaz; kalınlaşır (yoğunlaşır), sis damlacıklarına dönüşür. Sis yaz aylarında açık ve serin bir gecede görülebilir.

Bulutlar- bu aynı sistir, ancak dünya yüzeyinde değil, belli bir yükseklikte oluşur. Hava yükseldikçe soğur ve içindeki su buharı yoğunlaşır. Ortaya çıkan küçük su damlacıkları bulutları oluşturur.

Bulut oluşumu aynı zamanda şunları içerir: parçacık madde Troposferde asılı kaldı.

Bulutlar, oluşum koşullarına bağlı olarak farklı şekillere sahip olabilir (Tablo 14).

En alçak ve en ağır bulutlar stratus'tur. Dünya yüzeyinden 2 km yükseklikte bulunurlar. 2 ila 8 km yükseklikte daha pitoresk kümülüs bulutları gözlemlenebilir. En yüksek ve en hafifleri sirüs bulutlarıdır. Dünya yüzeyinden 8 ila 18 km yükseklikte bulunurlar.

Atmosfer koruması

Ana kaynaklar endüstriyel işletmeler ve otomobillerdir. Büyük şehirlerde ana ulaşım yollarındaki gaz kirliliği sorunu çok ciddidir. Bu nedenle ülkemiz de dahil olmak üzere dünyadaki birçok büyük şehir, araç egzoz gazlarının toksisitesine yönelik çevresel kontrolü uygulamaya koymuştur. Uzmanlara göre havadaki duman ve toz, güneş enerjisinin dünya yüzeyine ulaşmasını yarı yarıya azaltabilir ve bu da doğal koşulların değişmesine yol açabilir.

Dünyanın birincil atmosferi esas olarak su buharı, hidrojen ve amonyaktan oluşuyordu. Güneş'ten gelen ultraviyole radyasyonun etkisi altında su buharı hidrojen ve oksijene ayrıştı. Hidrojen büyük ölçüde uzaya kaçtı, oksijen amonyakla reaksiyona girerek nitrojen ve su oluştu. Jeolojik tarihin başlangıcında Dünya, kendisini güneş rüzgarlarından izole eden manyetosfer sayesinde kendi ikincil karbondioksit atmosferini yaratmıştır. Yoğun volkanik patlamalar sırasında derinlerden karbondioksit geldi. Paleozoik sonunda yeşil bitkilerin ortaya çıkmasıyla birlikte, fotosentez sırasında karbondioksitin ayrışması sonucu atmosfere oksijen girmeye başlamış ve atmosferin bileşimi modern şeklini almıştır. Modern atmosfer büyük ölçüde biyosferdeki canlı maddenin bir ürünüdür. Gezegenin oksijeninin canlı maddeler tarafından tamamen yenilenmesi 5200-5800 yıllarında gerçekleşir. Kütlesinin tamamı canlı organizmalar tarafından yaklaşık 2 bin yılda, tamamı karbondioksit ise 300-395 yılda emilir.

Dünyanın birincil ve modern atmosferinin bileşimi

Ayrıca birincil atmosferde metan, amonyak, hidrojen vb. de mevcuttu. Serbest oksijen, 1,8-2 milyar yıl önce atmosferde ortaya çıktı.

Atmosferin kökeni ve evrimi (V.A. Vronsky ve G.V. Voitkovich'e göre)

Genç Dünya'nın ilk radyoaktif ısınması sırasında bile, uçucu maddeler yüzeye salınarak birincil okyanusu ve birincil atmosferi oluşturdu. Gezegenimizin birincil atmosferinin bileşim açısından göktaşı ve volkanik gazların bileşimine yakın olduğu varsayılabilir. Bir dereceye kadar, birincil atmosfer (CO 2 içeriği% 98, argon -% 0,19, nitrojen -% 1,5), gezegenimize en yakın büyüklükteki gezegen olan Venüs'ün atmosferine benziyordu.

Dünyanın birincil atmosferi indirgeyici bir yapıya sahipti ve neredeyse serbest oksijenden yoksundu. Karbondioksit ve su moleküllerinin ayrışması sonucu atmosferin üst katmanlarında sadece küçük bir kısmı ortaya çıktı. Şu anda, Dünya'nın gelişiminin belirli bir aşamasında karbondioksit atmosferinin nitrojen-oksijen atmosferine dönüştüğü konusunda genel bir fikir birliği var. Bununla birlikte, bu geçişin zamanı ve doğası ile ilgili soru belirsizliğini koruyor - biyosfer tarihinin hangi döneminde dönüm noktası meydana geldi, hızlı mı yoksa kademeli mi oldu.

Şu anda Prekambriyen'de serbest oksijenin varlığına ilişkin veriler elde edilmiştir. Prekambriyen demir cevherlerinin kırmızı bantlarında yüksek oranda oksitlenmiş demir bileşiklerinin varlığı, serbest oksijenin varlığına işaret eder. Biyosferin tarihi boyunca içeriğindeki artış, değişen derecelerde güvenilirliğe sahip uygun modeller (A.P. Vinogradov, G. Holland, J. Walker, M. Shidlovsky, vb.) Oluşturularak belirlendi. A.P.'ye göre. Vinogradov'a göre, atmosferin bileşimi sürekli değişti ve hem mantodaki gazdan arındırma işlemleriyle hem de soğuma ve buna bağlı olarak ortam sıcaklığındaki azalma da dahil olmak üzere Dünya yüzeyinde meydana gelen fizikokimyasal faktörlerle düzenlendi. Geçmişte atmosferin ve hidrosferin kimyasal evrimi, maddelerin dengesiyle yakından bağlantılıydı.

Gömülü organik karbonun bolluğu, oksijen salınımıyla ilişkili döngüde fotosentetik aşamayı geçmiş olduğundan, atmosferin geçmiş bileşiminin hesaplanmasında temel olarak alınır. Jeolojik tarih boyunca mantonun gazdan arındırılmasının azalmasıyla birlikte tortul kayaçların toplam kütlesi giderek modern kütlelere yaklaştı. Aynı zamanda karbonun 4/5'i karbonat kayalarına gömüldü ve 1/5'i tortul tabakaların organik karbonundan sorumluydu. Bu önermelere dayanarak Alman jeokimyacı M. Shidlovsky, Dünya'nın jeolojik tarihi boyunca serbest oksijen içeriğindeki artışı hesapladı. Fotosentez sırasında açığa çıkan tüm oksijenin yaklaşık %39'unun Fe2O3'e bağlı olduğu, %56'sının SO42 sülfatlarda yoğunlaştığı ve %5'inin Dünya atmosferinde sürekli olarak serbest durumda kaldığı bulundu.

Erken Prekambriyen'de açığa çıkan oksijenin neredeyse tamamı, oksidasyon sırasında yer kabuğunun yanı sıra birincil atmosferdeki volkanik kükürt gazları tarafından hızla emildi. Erken ve Orta Prekambriyen'de bantlı demirli kuvarsitlerin (jaspelitler) oluşum süreçlerinin, eski biyosferin fotosentezinden serbest oksijenin önemli bir kısmının emilmesine yol açması muhtemeldir. Prekambriyen denizlerindeki demirli demir, fotosentetik deniz organizmaları su ortamına doğrudan serbest moleküler oksijen sağladığında ana oksijen emiciydi. Prekambriyen okyanusları çözünmüş demirden arındırıldıktan sonra önce hidrosferde, sonra da atmosferde serbest oksijen birikmeye başladı.

Biyosfer tarihinde yeni bir aşama, 2000-1800 milyon yıl önce atmosferde serbest oksijen miktarının artmasıyla karakterize edildi. Bu nedenle, demirin oksidasyonu, ayrışma kabuğu bölgesindeki eski kıtaların yüzeyine taşınmış ve bu da güçlü antik kırmızı renkli tabakaların oluşmasına yol açmıştır. Okyanusa demir içeren demir arzı azaldı ve buna bağlı olarak deniz ortamı tarafından serbest oksijenin emilimi azaldı. Sabit içeriğinin belirlendiği atmosfere artan miktarda serbest oksijen girmeye başladı. Atmosferdeki oksijenin genel dengesinde, biyosferdeki canlı maddenin biyokimyasal süreçlerinin rolü arttı. Dünya atmosferindeki oksijenin tarihindeki modern aşama, kıtalarda bitki örtüsünün ortaya çıkmasıyla başladı. Bu, gezegenimizin eski atmosferine kıyasla içeriğinde önemli bir artışa yol açtı.

Edebiyat

1. Vronsky V.A. Paleocoğrafyanın temelleri / V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich. - Rostov n/d: yayınevi "Phoenix", 1997. - 576 s.
2. Zubaschenko E.M. Bölgesel fiziki coğrafya. Dünyanın İklimleri: eğitimsel ve metodolojik el kitabı. Bölüm 1. / E.M. Zubaschenko, V.I. Shmykov, A.Ya. Nemykin, N.V. Polyakova. – Voronej: VSPU, 2007. – 183 s.

Atmosferin oluşumunun tarihini güvenilir bir şekilde belirlemek henüz mümkün olmadı. Ancak bileşimindeki bazı olası değişiklikleri belirlemek zaten mümkün oldu.
Atmosfer, Dünya'nın oluşumundan hemen sonra ortaya çıkmaya başladı. Evrim sürecinde orijinal atmosferini neredeyse tamamen kaybetmiştir. Erken bir aşamada gezegenimiz erimiş bir haldeydi. Katı cisim yaklaşık dört buçuk milyar yıl önce oluşmaya başladı. Bu sefer jeolojik kronolojinin başlangıcı olacak.
Atmosferin yavaş evrimi tam da bu dönemde başlar.
Volkanik patlamalar sırasında lavların salınması gibi süreçlere nitrojen, metan, su buharı ve diğerleri gibi gazların kaçınılmaz salınımı da eşlik eder. Güneşten gelen radyasyona maruz kaldığında su buharı oksijen ve hidrojene ayrışır. Açığa çıkan oksijen karbon monoksit ile reaksiyona girerek karbondioksit oluşturur. Amonyak nitrojen ve hidrojene ayrışır. Difüzyon işlemi sırasında hidrojen yükselir ve atmosferi terk eder. Çok daha ağır olan azot kaçamaz ve yavaş yavaş birikir. Böylece nitrojen ana bileşen haline gelir.
Dünyanın birincil atmosferi muhtemelen karbondioksit ve hidrojen içeriyordu ve bunlar arasında bataklık gazı (metan) ve su buharının oluşmasına yol açan bir reaksiyon mümkündür. Ancak modern kavramlara göre (Vinogradov, 1967) suyun büyük bir kısmı, atmosferin oluşumundan sonraki ilk yüz milyonlarca yıl boyunca magmadan gazdan arındırıldı. Su, bileşenler arasındaki etkileşimin doğasını ve biyojenosferin yapısını hemen büyük ölçüde karmaşıklaştırdı. Birincil atmosferin su buharıyla doyması ve suyun güneş enerjisini biriktirme (“yavaş yavaş soğuma”) yeteneği, biyojenosferin içindeki ve hatta sınırlarının ötesindeki termodinamik koşulları önemli ölçüde değiştirdi. Dikkate alınması gereken iki şey var; ilk olarak, suyun gelişiyle birlikte, jeokimyasal pillerin güneş enerjisiyle "şarj edilmesi" sonucunda ayrışma süreçleri çok daha enerjik ilerlemeye başladı. İkincisi, hava koşullarına maruz kalan ürünler (örneğin kil) büyük miktarlarda suyla temasa geçti ve bu onların enerji bariyerini artırdı, yani mineraller, biriken güneş enerjisini serbest bırakabilecekleri noktadan uzaklaştırıldı. Bu enerjiyi serbest bırakmak için önce "kurumaları" gerekiyordu. Killerin mikaya dönüşmesi (serisitleşme) sonucunda tortul kayaçlar susuz kalmış ve yer kabuğunun derinliklerine batmıştır. Daha önce yüzeye yakın bir yere boşaltılmışlarsa, Dünya'da suyun ortaya çıkmasından sonra jeokimyasal piller, güneş enerjisini biyojenosferin alt ufuklarına ve hatta sınırlarının ötesine, dünyanın alt sınırına taşımak için nemi kullanabildiler. kabuk. Orada biriken enerjiyi serbest bıraktılar ve böylece yer kabuğunun sıcaklık gradyanını sağladılar.
Ancak şunu unutmamak gerekir. Tortu indikçe dehidrasyon süreci basınçtaki artışla dengelenir ve bu da enerji salınımını engeller. Hızlı enerji salınımının sonucu olan magma odalarının tektonik kopmalar vb. Sırasında, yani basınç zayıfladığında ortaya çıkması muhtemeldir. O zamanlar Dünya'nın şeklinin şimdikinden daha az istikrarlı olduğunu ve kütlelerin yer değiştirmesinin daha enerjik bir şekilde ilerlediğini hesaba katarsak, bu faktörlerin jeokimyasal birikimle etkileşiminde, sözde şiddetli volkanik aktivitenin nedenini görebiliriz. gezegenimizin jeolojik tarihinin şafağında.
Ultraviyole ışınlarına ve elektrik deşarjlarına maruz kaldığında. Gaz karışımı kimyasal bir reaksiyona girdi ve ardından organik maddeler - amino asitler - oluştu. Dolayısıyla hayat, modern atmosferden farklı bir atmosferde ortaya çıkmış olabilir.
İlkel bitkiler Dünya'da ortaya çıktığında, fotosentez süreci gerçekleşmeye başladı. Buna bilindiği gibi serbest oksijen salınımı eşlik ediyor. Atmosferin üst katmanlarına yayıldıktan sonra bu gaz, alt katmanları ve Dünya'nın yüzeyini tehlikeli X ışınlarından ve ultraviyole radyasyondan korumaya başladı.
Birincil atmosferin, bitki örtüsü geliştikçe fotosentez sürecinde tüketilen çok miktarda karbondioksit içerdiği varsayılabilir. Bilim adamları ayrıca konsantrasyonundaki dalgalanmaların, Dünya'nın gelişimi sırasında iklim değişikliklerini etkilediğine inanıyor.
Modern atmosfer, toryum, uranyum ve radyumun radyoaktif bozunması sonucu oluşan helyum içerir. Bu parçacıklar alfa parçacıkları yayar. Bunlar helyum atomlarının çekirdekleridir.
Radyoaktif bozunma sırasında hiçbir elektrik yükü oluşmadığı veya yok olmadığı için, her alfa parçacığına karşılık iki elektron vardır. Onlarla bağlantı kuruyor. Füzyon sonucunda nötr helyum atomları oluşur.

Helyumun önemli bir kısmı kayaların kalınlığında dağılmış ve atmosfere çok yavaş buharlaşan minerallerde bulunur. Difüzyon nedeniyle az miktarda helyum ekzosfere doğru yükselir. Ve Dünya'dan sürekli bir akış olduğu için bu gazın atmosferdeki hacmi değişmeden kalır.
Evrendeki farklı kimyasal elementlerin göreceli içeriği, yıldızların ışığından ve meteorların radyasyonundan elde edilen spektral analiz temelinde değerlendirilebilir.
Uzayda neon konsantrasyonu Dünya'dakinden on milyar kat daha fazladır. Kripton on milyon kat daha büyük, ksenon ise bir milyon kat daha büyük.
Başlangıçta bu gazların Dünya atmosferindeki konsantrasyonunun çok azaldığı ve yenilenmediği sonucuna varabiliriz. Bu, Dünya'nın birincil atmosferini kaybettiği aşamada bile gerçekleşti. Bunun istisnası inert gaz argonuydu. İzotop formundadır ve şimdi potasyum izotopunun radyoaktif bozunması sırasında oluşur.

Atmosferin bileşimi her zaman şimdikiyle aynı değildi. Birincil atmosferin, uzayda en yaygın gazlar olan ve protoplanet gaz-toz bulutunun bir parçası olan hidrojen ve helyumdan oluştuğuna inanılıyor.

M.I.'nin araştırma sonuçları. Budyko, Dünya'nın ömrü boyunca oksijen ve karbondioksit kütlesindeki değişikliklere ilişkin niceliksel tahminler yaparak, ikincil atmosferin tarihinin iki aşamaya ayrılabileceğine inanmak için neden veriyor: oksijensiz bir atmosfer ve oksijenli bir atmosfer - yaklaşık 2 milyar yıl öncesine ait.

İlk aşama, gezegenin oluşumunun tamamlanmasından sonra, birincil karasal maddenin ağır (çoğunlukla demir) ve nispeten hafif (çoğunlukla silikon) elementlere bölünmesiyle başladı. Birincisi dünyanın çekirdeğini, ikincisi ise mantoyu oluşturdu. Bu reaksiyona ısı salınımı eşlik etti, bunun sonucunda mantonun gazdan arındırılması meydana geldi - ondan çeşitli gazlar salınmaya başladı. Dünyanın çekim kuvveti onları gezegenin yakınında tutabildi; burada birikmeye başladılar ve Dünya'nın atmosferini oluşturdular. Bu ilk atmosferin bileşimi, modern hava bileşiminden önemli ölçüde farklıydı (Tablo 1)

tablo 1

Atmosferin modern bileşimi ile karşılaştırıldığında Dünya atmosferinin oluşumu sırasında hava bileşimi (V.A. Vronsky, G.V. Voitkevich'e göre)

Bu gazların yanı sıra atmosferde metan, amonyak, hidrojen vb. mevcuttu.

Bu aşamanın karakteristik bir özelliği, karbondioksitin azalması ve oksijensiz atmosfer çağının sonunda havanın ana bileşeni haline gelen nitrojenin birikmesiydi. V.I.'nin araştırmasına göre. Bgatova aynı zamanda bazaltik lavların gazdan arındırılması sırasında ortaya çıkan bir yabancı madde olarak endojen oksijen ortaya çıktı. Oksijen ayrıca atmosferin üst katmanlarındaki su moleküllerinin ultraviyole ışınlarının etkisi altında ayrışması sonucu ortaya çıktı. Ancak oksijenin tamamı yer kabuğundaki minerallerin oksidasyonu için harcanıyordu ve atmosferde birikecek kadar oksijen yoktu.

2 milyar yıldan fazla bir süre önce, organik maddeyi sentezlemek için Güneş'ten gelen ışık enerjisini kullanmaya başlayan fotosentetik mavi-yeşil algler ortaya çıktı. Fotosentez reaksiyonu karbondioksit kullanır ve serbest oksijeni serbest bırakır. İlk başta litosferin demir içeren elementlerinin oksidasyonu için harcandı, ancak yaklaşık 2 milyar yıl önce bu süreç tamamlandı ve atmosferde serbest oksijen birikmeye başladı. Atmosfer gelişiminin ikinci aşaması başladı - oksijen.

İlk başta, atmosferdeki oksijen içeriğindeki artış yavaştı: yaklaşık 1 milyar yıl önce modern seviyenin %1'ine ulaştı (Pasteur'un noktası), ancak bunun, ikincil heterotrofik organizmaların (hayvanlar) ortaya çıkması için yeterli olduğu ortaya çıktı. Solunum için oksijen tüketin. Paleozoyik'in ikinci yarısında kıtalarda bitki örtüsünün ortaya çıkmasıyla birlikte atmosferdeki oksijen artışı bugünkünün yaklaşık %10'u kadardı ve Karbonifer'de de şimdikiyle aynı miktarda oksijen vardı. Fotosentetik oksijen, gezegenin hem atmosferinde hem de canlı organizmalarında büyük değişikliklere neden oldu. Atmosferin evrimi sırasında karbondioksit içeriği önemli ölçüde azaldı, çünkü önemli bir kısmı kömür ve karbonatların bir parçası haline geldi.

Evrende yaygın olarak dağıtılan hidrojen ve helyum, Dünya atmosferinde sırasıyla %0,00005 ve %0,0005'i oluşturur. Bu nedenle Dünya'nın atmosferi uzaydaki jeokimyasal bir anormalliktir. Olağanüstü bileşimi, Dünya'nın belirli, benzersiz kozmik koşullardaki gelişimine paralel olarak oluşmuştur: büyük bir hava kütlesini tutan bir yerçekimi alanı, onu güneş rüzgarından koruyan bir manyetik alan ve bunu sağlayan gezegenin dönüşü. uygun bir termal rejim. Atmosferin oluşumu hidrosferin oluşumuyla paralel olmuştur ve yukarıda tartışılmıştır.

Gezegen ısındığında birincil helyum-hidrojen atmosferi kayboldu. Dünyanın jeolojik tarihinin başlangıcında yoğun volkanik ve dağ oluşum süreçlerinin gerçekleştiği dönemde atmosfer amonyak, su buharı ve karbondioksite doymuştu. Bu kabuğun sıcaklığı yaklaşık 100°C'ydi. Sıcaklık düştükçe hidrosfer ve atmosfere bölünme meydana geldi. Yaşam bu ikincil karbondioksit atmosferinde başladı. Canlı maddenin giderek gelişmesiyle birlikte atmosfer de gelişti. Biyosfer yeşil bitkiler aşamasına gelip sudan karaya çıktıklarında, modern oksijen atmosferinin oluşmasını sağlayan fotosentez süreci başladı.

12.4 Atmosferin diğer kabuklarla etkileşimi. Atmosfer, GO ile dünya yüzeyinin tüm doğasıyla birlikte gelişir. Bitkiler ve hayvanlar atmosferi fotosentez ve solunum için kullanırlar. Manyetosfer, iyonosfer ve ozon kalkanı biyosferi uzaydan izole eder. GO biyosferinin üst sınırı 20-25 km yükseklikte yer alır. Yukarıdaki atmosferik gazlar Dünya'yı terk eder ve Dünyanın iç kısmı hava zarfını yenileyerek yılda 1 milyon tona kadar gaz sağlar. Atmosfer, dünyanın kızılötesi radyasyonunu geciktirerek uygun bir termal rejim yaratır. Nem atmosferde taşınır, bulutlar ve yağışlar oluşur - hava ve iklim koşulları oluşur. Dünyayı üzerine düşen meteorlardan korur.

12.5 Güneş enerjisi, güneş ışınımı – Güneşin ışınım enerjisi. Güneş elektromanyetik dalgalar ve parçacık akışı yayar. Elektromanyetik radyasyon, maddeden farklı olarak saniyede 300.000 km hızla hareket eden özel bir madde türüdür. (ışık hızı). Parçacık radyasyonu (güneş rüzgarı), saniyede 400-2000 km hızla yayılan yüklü parçacıklardan oluşan bir akımdır: protonlar, elektronlar vb. Dünyaya ulaşan parçacık akışı, manyetik alanını bozarak atmosferde bir takım olaylara (auroralar, manyetik fırtınalar vb.) neden olur.

Elektromanyetik radyasyon, dalga boyuna bağlı olarak termal (kızılötesi, %47), ışık (%46) ve ultraviyole (%7) radyasyondan oluşur. Her üç enerji türü de HE'de büyük rol oynar. Ultraviyole radyasyon esas olarak ozon perdesi tarafından engelleniyor ve bu iyi bir şey çünkü... Sert ultraviyole radyasyonun canlı organizmalar üzerinde zararlı etkisi vardır, ancak Dünya yüzeyine ulaşan az miktardaki kısmı dezenfekte edici etkiye sahiptir. Ultraviyole ışınları altında insan derisi bronzlaşır.

Işığın etkisi iyi bilinmektedir. Işık sadece etrafımızdaki dünyayı görmemize izin verdiği için değil, güneş ışığına maruz kaldığımızda daha sonra konuşacağımız fotosentez süreçleri meydana gelir. Son olarak, ısı akışı GO'nun sıcaklık koşullarını belirler.

Güneş enerjisinin ölçü birimi güneş sabiti( BEN 0 ) – 2 cal/cm2/dak. (Işınların dik gelişiyle, tamamen siyah bir yüzeyin 1 cm karesinin dakikada aldığı ısı miktarı budur). Işınlar dik olarak düştüğünde, dünya yüzeyi maksimum güneş enerjisi alır ve geliş açısı ne kadar küçük olursa, alttaki yüzeye o kadar az ulaşır. Belirli bir enlemde gelen enerji miktarı şu formülle hesaplanır: I 1 =I 0 xSin h o, burada h o, Güneş'in ufkun üzerindeki yüksekliğidir. Atmosfer, dünya yüzeyi tarafından emilimindeki farklılıklar nedeniyle güneş akışını zayıflatır ve yeniden dağıtır.

Eğer 1,36 x 10 24 cal/yıl atmosferin üst sınırına ulaşırsa, atmosferden geçerken güneş enerjisi akışının zayıflaması nedeniyle dünya yüzeyine %25 daha az ulaşır. Bu enerji yerçekimi ile etkileşim halinde atmosferin ve hidrosferin dolaşımını belirler. GO'da meydana gelen çeşitli süreçlerin etkinleştirilmesiyle, güneş ışınımı neredeyse tamamen ısıya dönüştürülür ve bir ısı akışı biçiminde Uzaya geri döner.

Atmosferdeki güneş radyasyonundaki değişiklikler. Radyan enerji atmosferden geçerken, enerjinin emilmesi ve yayılması nedeniyle zayıflar. Spektrumun görünür kısmında saçılma hakimdir ve ultraviyole ve kızılötesi bölgelerde atmosfer esas olarak bir soğurma ortamıdır.

Saçılma sayesinde, güneş ışınlarının doğrudan çarpmadığı nesneleri aydınlatan gün ışığı elde edilir. Saçılma aynı zamanda gökyüzünün mavi rengini de belirler. Büyük şehirlerde, hava tozunun yüksek olduğu çöl bölgelerinde dağılım, radyasyonun gücünü %30-45 oranında zayıflatır.

Havayı oluşturan ana gazlar az miktarda radyant enerji emer ancak emme kapasiteleri yüksektir: su buharı (kızılötesi ışınlar), ozon (ultraviyole ışınlar), karbondioksit ve toz (kızılötesi ışınlar).

Güneş radyasyonunun zayıflama miktarı, radyasyonun ne kadarının dünya yüzeyine ulaştığını gösteren şeffaflık katsayısına (saydamlık katsayısı) bağlıdır.

Eğer atmosfer gazlardan oluşuyorsa, o zaman c.p. =0,9, yani Dünya'ya ulaşan radyasyonun %90'ını iletecektir. Ancak atmosfer, dahil olmak üzere yabancı maddeler içerir. bulutlar ve bulanıklık faktörü şeffaflığı 0,7-0,8'e düşürür (hava durumuna bağlı olarak). Genel olarak atmosfer, dünya yüzeyine ulaşan radyant enerjinin yaklaşık %25'ini emer ve dağıtır ve radyasyon akısının zayıflaması, dünyanın farklı enlemleri için aynı değildir. Bu farklılıklar ışınların geliş açısına bağlıdır. Güneş'in zirve konumunda, ışınlar atmosferi en kısa yol boyunca geçerler, geliş açısının azalmasıyla ışınların yolu uzar ve güneş ışınımının zayıflaması daha belirgin hale gelir.

Işınların geliş açısı ise:

a) 90, zayıflama derecesi %25;

b) 30, zayıflama derecesi %44;

c) 10, zayıflama derecesi %80;

d) 0, zayıflama derecesi %100.

Güneş'ten gelen ışınların paralel ışın şeklinde dünya yüzeyine ulaşan güneş ışınımının önemli bir kısmına ne ad verilir? doğrudan güneş radyasyonu.

Saçılma nedeniyle gökyüzünün her noktasından milyonlarca ışın şeklinde dünya yüzeyine gelen radyasyon - dağınık güneş radyasyonu.

Yaz aylarında orta enlemlerde dağınık radyasyon, toplam alımın% 40'ı ve kışın - toplam alımın% 70'i; tropik enlemlerde yaklaşık% 30 ve kutup enlemlerinde - toplam radyant enerji akışının% 70'i.

Doğrudan güneş radyasyonu ve dağınık radyasyon birlikte sözde verir toplam radyasyon . Pratik amaçlar için, çoğunlukla dünya yüzeyine ulaşan toplam enerji miktarına ilişkin verilere ihtiyaç duyulur; birim alan başına herhangi bir zaman dilimindeki (gün, ay, yıl) toplam radyasyon miktarı; bu nedenle toplam radyasyon miktarlarının haritaları yaygın olarak kullanılmaktadır.

Maksimum toplam radyasyon tropik enlemlerde meydana gelir (yılda 180-200 kcal/cm2), bu da düşük bulutluluk ile ilişkilidir ve doğrudan radyasyonun büyük bir payına neden olur. Ekvator enlemleri, Güneş'in ufuk üzerindeki yüksekliğinin daha yüksek açısına rağmen, yüksek bulutluluk nedeniyle yılda yaklaşık 100-140 kcal/cm2 kadar daha az güneş enerjisi alır; orta enlemler (55-65 N) yılda 80 kcal/cm2 alır ve 70-80 N enlemleri yılda 80 kcal/cm2 alır. – 60 kcal/cm2/yıl alır.

Dünya yüzeyine gelen güneş ışınımı kısmen emilir ( emilen radyasyon ), kısmen yansıtılmış ( yansıyan radyasyon ) atmosfere ve gezegenler arası uzaya. Belirli bir yüzeyden yansıyan güneş ışınımı miktarının bu yüzeye gelen ışınım enerjisi akısı miktarına oranına denir. albedo.

Albedo yüzde olarak ifade edilir ve belirli bir yüzey alanının yansıtıcılığını karakterize eder. Yansıtıcılık yüzeyin doğasına (renk, pürüzlülük) ve ışınların geliş açısına bağlıdır. Tamamen siyah bir gövde tüm radyasyonu emer ve ayna yüzeyi ışınların% 100'ünü yansıtır ve ısınmaz. Yeni düşen kar, radyasyonun %80-90'ını yansıtır, kara toprak - %5-18, hafif kum %35-40, orman - %10-20, bulut tepeleri - %50-60.

Güneş'in yüksekliği azaldıkça albedo artar, dolayısıyla günlük döngüsünde en düşük değer öğle saatlerinde gözlenir. Albedonun yıllık değişimi, yılın mevsimlerine göre alttaki yüzeyin doğasında meydana gelen değişikliklerle belirlenir. Ilıman ve kuzey enlemlerinde, yılın sıcak yarısından soğuk yarısına kadar albedoda genellikle bir artış olur.

Kuzey Kutbu ve Antarktika'daki yüksek kar albedosu, Güneş'in günün her saatinde batmadığı yaz aylarında önemli miktarda güneş ışığına rağmen, yaz sıcaklıklarının düşük olmasına neden olur. Güneş ışınımının büyük bir kısmı bulutlar tarafından yansıtılır.

Albedo, ılıman enlemlerdeki geçiş dönemlerinin sıcaklıklarını etkiler: Eylül ve Mart aylarında Güneş aynı yüksekliktedir, ancak Mart ışınları yansıtılır (ve karı eritmeye gider), dolayısıyla Mart, Eylül'den daha soğuktur.

Gezegensel albedo %35.

Emilen radyasyon, suyun buharlaşmasına ve alttaki yüzeyin ısıtılmasına harcanır.

Güneş enerjisi alan Dünya, uzaya bir ısı radyasyonu kaynağı haline gelir. Dünyanın yüzeyinden yayılan enerjiye denir karasal radyasyon .

Dünya yüzeyinin incelenmesi gece gündüz gerçekleşir. Radyasyonun yoğunluğu, Stefan-Boltzmann yasasına göre yayılan ısının sıcaklığı ne kadar yüksek olursa: her cisim radyasyon yoluyla mutlak sıcaklığın 4'üncü kuvvetiyle orantılı bir miktarda ısı kaybeder: (Et = T 4 cal/ cm2 min), burada  bir Stefan-Boltzmann sabitidir.

Karasal radyasyon, güneş radyasyonu ile aynı birimlerle ifade edilir.

Mutlak sıfır sıcaklığından farklı bir sıcaklığa sahip olan, bir bütün olarak atmosfer gibi her hava hacmi de termal radyasyon yayar, bu - atmosferik radyasyon , farklı yönlere yönlendirilir. Dünyanın yüzeyine doğru olan kısmı karşı radyasyon .

Alttaki yüzeyin kendi radyasyonu ile karşıt radyasyon arasındaki farka denir. etkili radyasyon dünya yüzeyi (E 2 = E 5 -Ea).

Etkili radyasyon, yayılan yüzeyin ve havanın sıcaklığına, atmosferin yüzey katmanının nemine ve tabakalaşmasına bağlıdır.

Genel olarak, orta enlemlerdeki dünyanın yüzeyi, emilen radyasyondan aldığı ısı miktarının yaklaşık yarısını etkili radyasyonla kaybeder.

Etkili radyasyon, radyasyonla gerçekleşen gerçek ısı kaybıdır. Bu kayıplar özellikle açık gecelerde, yani gece soğumasında büyüktür. Su buharı ısıyı korur. Dağlarda etkili radyasyon ovalara göre daha fazladır; bitki örtüsü nedeniyle azalır. Çöller ve arktik enlemler radyasyon yoluyla ısı kaybının pencereleridir.

Atmosfer, dünyanın radyasyonunu emerek ve dünya yüzeyine karşı radyasyon göndererek, böylece dünyanın geceleri soğumasını azaltır. Gün boyunca dünya yüzeyinin radyasyonla ısınmasını önlemek için çok az şey yapar. Dünya yüzeyinin termal rejimi üzerindeki bu etkiye denir. sera (sera) etki ve dünya yüzeyinin ortalama sıcaklığı -22С yerine +17.3С'dir.

Dünya yüzeyinden ve atmosferden uzaya giden uzun dalga radyasyona denir. giden radyasyon (%65'i, dünya yüzeyinin %10'unu, atmosferin %55'ini kaybeder). Yansıyan radyasyonla (%35) birlikte, bu dışarı çıkan radyasyon Dünya'ya gelen güneş radyasyonunu telafi eder.

Böylece Dünya atmosferle birlikte aldığı radyasyon kadar kaybeder. radyant (radyatif) denge durumundadır.

Sıcaklığın ve soğuğun ağırlıklı olarak hava ve su akımları tarafından yeniden dağıtılmasının bir sonucu olarak, ekvator ve kutuplar arasındaki sıcaklık kontrastlarında önemli bir yumuşama elde ediyoruz: atmosfer ve hidrosferin etkisi olmasaydı, ekvatordaki ortalama yıllık sıcaklık şu şekilde olurdu: +39 0 C (aslında +25,4), kutuplarda -44 0 C (aslında kuzey kutbunda -23 0, güneyde -33 0).

12.6 Radyasyon dengesi Dünya yüzeyinin (artık radyasyon), ısının gelişi (toplam radyasyon ve karşı radyasyon) ile akışı (albedo ve karasal radyasyon) arasındaki farktır.

R=Q (doğrudan) +D (dağınık) +E (sayaç) =C (yansıyan)-U (toprak)

Radyasyon dengesi (R) pozitif veya negatif olabilir. Geceleri her yerde negatiftir, gece negatif değerlerinden gün doğumundan sonra gündüz pozitif değerlerine geçer (ışınların geliş açısı 10-15'yi geçmediğinde), pozitiften negatife - gün batımından önce ufkun üzerinde aynı yükseklikte.

Gün boyunca R, güneş yüksekliğinin artmasıyla artar ve yüksekliğin azalmasıyla azalır. Geceleri, toplam radyasyon olmadığında, R etkin radyasyona eşittir ve bu nedenle bulutluluk değişmezse gece boyunca çok az değişir.

R'nin dağılımı bölgeseldir, çünkü bölgesel toplam radyasyon. Etkili radyasyon daha eşit şekilde dağıtılır.

Dünya yüzeyinin yıllık R'si, Grönland ve Antarktika'nın buz platoları hariç, Dünya üzerindeki tüm yerler için pozitiftir; Absorbe edilen radyasyonun yıllık akışı, aynı zamandaki etkin radyasyondan daha fazladır. Ancak bu, dünya yüzeyinin yıldan yıla ısındığı anlamına gelmiyor. Gerçek şu ki, emilen radyasyonun radyasyona göre fazlalığı, ısının dünya yüzeyinden havaya ve toprağa termal iletkenlik yoluyla aktarılması ve suyun faz dönüşümleri sırasında (buharlaşma - yoğunlaşma sırasında) dengelenmesidir.

Bu nedenle, dünya yüzeyi için radyasyonun alınması ve salınması arasında bir denge olmamasına rağmen, Termal denge formülle ifade edilen ısı dengesi : P=P+B+LE, burada P, dünya yüzeyi ile atmosfer arasındaki türbülanslı ısı akışıdır, B, Dünya ile alttaki toprak ve su katmanları arasındaki ısı alışverişidir, L, spesifik buharlaşma ısısıdır, E yılda buharlaşan nem miktarıdır. Radyasyon yoluyla ısının dünya yüzeyine akışı, başka yollarla serbest bırakılmasıyla dengelenir.

60° kuzey ve güney enlemlerinde R 20-30 kcal/cm2 olup, daha yüksek enlemlerde Antarktika kıtasında –5.-10 kcal/cm2'ye düşer. Alçak enlemlere doğru artar: 40° kuzey enlemi ile 40° güney enlemi arasında yıllık r.b. değerleri. 60 kcal/cm2 ve 20kuzey ve güney enlemleri arasında 100 kcal/cm2. Okyanuslarda R, aynı enlemlerdeki karalardan daha büyüktür, çünkü Okyanuslar çok fazla ısı biriktirir ve yüksek ısı kapasitesiyle su karalara göre daha düşük değerlere kadar ısınır.

12.7 Hava sıcaklığı. Hava, kara yüzeyi ve su kütleleri tarafından ısıtılır ve soğutulur. Zayıf bir ısı iletkeni olduğundan, yalnızca doğrudan dünya yüzeyine temas eden alt katmanda ısınır. Isı transferinin yukarıya doğru ana yolu türbülanslı karıştırma. Bu sayede giderek daha fazla yeni hava kütlesi ısıtılan yüzeye yaklaşır, ısınır ve yükselir.

Havanın ısı kaynağı dünyanın yüzeyi olduğundan, sıcaklığın yükseklikle azaldığı, dalgalanmaların genliğinin küçüldüğü ve günlük döngüdeki maksimum ve minimumun yerden daha sonra meydana geldiği açıktır. Hava sıcaklığını ölçmek için rakım tüm ülkeler için aynıdır - 2 m Özel amaçlar için sıcaklık diğer rakımlarda ölçülür.

Bir diğer ısıtma ve soğutma havası kaynağı ise adyabatik süreçler dışarıdan ısı akışı olmadan hava kütlesinin sıcaklığı yükseldiğinde veya düştüğünde. Hava troposferin üst katmanlarından alt katmanlara indiğinde gazlar yoğunlaşır ve mekanik sıkıştırma enerjisi termal enerjiye dönüştürülür. Sıcaklık her 100 m yükseklikte 1°C artar.

Havanın soğutulması, havanın yükselip genişlediği adyabatik kaldırma ile ilişkilidir. Bu durumda termal enerji kinetik enerjiye dönüştürülür. Kuru hava her 100 m'lik yükselişte 1 0 C soğur. Kuru havada adyabatik dönüşümler meydana gelirse bu işlemlere denir. kuru adyabatik. Ancak havada genellikle su buharı bulunur. Nemli havanın yükseldikçe soğumasına nem yoğunlaşması eşlik eder. Bu durumda açığa çıkan ısı, soğutma miktarını 100 m yükseklik başına ortalama 0,6°C'ye düşürür (nemli adyabatik süreç). Hava yükseldiğinde nemli adyabatik süreçler hakim olur ve hava alçaldığında kuru adyabatik süreçler hakim olur.

Havayı soğutmanın bir başka yolu da doğrudan ısı kaybıdır. radyasyon . Bu, Kuzey Kutbu ve Antarktika'da, geceleri çöllerde, kışın bulutsuz gökyüzü olan ılıman enlemlerde ve yazın açık gecelerde meydana gelir.

Hava için önemli bir ısı kaynağı yoğunlaşma ısısı, atmosfere salınır.

12.8 Termal bölgeler. Aydınlatma bölgelerini sınırlayan tropik ve kutup daireleri termal (sıcaklık) bölgelerin sınırları olarak kabul edilemez. Sıcaklık dağılımı, Dünyanın şekli ve konumuna ek olarak bir dizi faktörden etkilenir: kara ve suyun dağılımı, sıcak ve soğuk deniz ve hava akımları. Bu nedenle termal bölgelerin sınırları olarak izotermler alınır. Yedi ısı bölgesi vardır:

sıcak kuzey ve güney yarımkürelerin yıllık 20°C izotermleri arasında yer alır;

iki ılıman ekvator tarafında yıllık 20°C izotermiyle, kutup tarafında ise en sıcak ayın 10°C izotermiyle sınırlıdır. Ağaçlık bitki örtüsünün dağılımının sınırı bu izotermlerle örtüşmektedir;

iki soğuk en sıcak ayın 10°C ile 0°C izotermleri arasında yer alır;

iki kemer don kutuplarda bulunur ve en sıcak ayın 0С izotermiyle sınırlıdır. Kuzey yarımkürede burası Grönland ve Arktik Okyanusu; güney yarımkürede ise 60 G paralelinin güneyindeki alandır. w.

Kuşakların termal koşulları dağlık ülkeler tarafından bozulmaktadır. Sıcaklıkların yükseklikle birlikte azalması nedeniyle dağlarda dikey sıcaklık ve iklimsel bölgelilik izlenebilmektedir.

Hava sıcaklığını belirlemek için termometreler (cıva, alkol vb.), aspirasyon psikrometreleri ve termograflar kullanılır.