Földrajz | Természetföldrajz » Az atmoszféra szerkezete

Az atmoszféra szerkezete A hőmérséklet függélyes eloszlása szerint az atmoszférát 4 rétegre osztjuk: Troposzféra:- magassága az Egyenlítő fölött kb. 18 km, sarkok fölött 8 km - hőmérséklet a magassággal csökken, (hőm. gradiens: 6,5 °C/km) mert: - a hőenergiát közvetlenül a felszíntől kapja - e rétegre a gázok jelentős vertikális és horizontális keveredése jellemző Sztratoszféra: - kb. 50 km magasságig terjed a troposzféra fölött - hőmérséklet a magassággal nő, mert: - itt helyezkedik el az ózonréteg, melynek sugárzáselnyelő hatása melegedést okoz. (Nagyobb magasságban az elnyelt sugárzás is nagyobb.) - benne 20 km-es magasságban szulfát aeroszol réteg (Junge-féle réteg) helyezkedik el (vulkáni tevékenységből és a bioszférából származó karbonil-szulfiodból), mely egyrészt gyengíti a troposzférába érkező napsugárzás erősségét, másrészt részt vesz az ózon bontásában. - benne a vertikális

keveredés gyenge  gázok tartózkodási ideje nagy Mezoszféra:- kb. 50 – 100 km magasságban - a hőmérséklet a magassággal csökken (0 °C  - 80 °C ), mert - a sztratoszféra felső, meleg rétege a földfelszínhez hasonló hőátadó felületként viselkedik Termoszféra: -a mezoszféra és a világűr közötti magasságban, nincs éles határ - a hőmérséklet a közvetlenül elnyelt Napsugárzás hatására a magassággal emelkedik 1. ábra: A hőmérséklet magassággal való változása az atmoszférában 2. ábra: A légköri rétegek 3. ábra: Az elektromágneses sugárzások spektruma 4. ábra: A Napból érkező sugárzás és az ebből a Föld felszínét elérő sugárzás spektrális eloszlása A 2.ábrán látható, hogy a légkör és az ózonréteg a Napsugárzás egy részét elnyeli és nem engedi a Föld felszínére. Ez létfontosságú a földi bioszféra számára, hiszen az ultraviola sugárzás káros az élőlényekre. Az

ultraviola sugárzás legkárosabb részét, az UV-c tartományt az ózonréteg teljes egészében elnyeli. A Napsugárzás elnyelésében nem csak az ózonréteg, hanem a légkörben található egyéb gázok is szerepet játszanak. 5. ábra: A vízgőz, a szén-dioxid és az ózon sugárzás átengedése A légkörben található O2 molekulák is rendelkeznek sugárzáselnyelő képességgel, de a sztratoszférában belőlük képződő O3 molekulák elnyelése sokkal nagyobb. 6. ábra: Felül: Az oxigén és az ózon molekula elnyelési keresztmetszetének összehasonlítása Alul: Az UV sugárzás intenzitása különböző magasságokban Az UV sugárzást a hullámhossz szerint három további tartományra osztjuk: UV-a: (320-400 nm) UV-b: (280-320 nm) UV-c: (200-280 nm) E sugárzásokat különböző mértékben szűri meg az ózonréteg: A legveszélyesebb UV-c sugárzás nem éri el a Föld felszínét, a 35 km-es magasságban az ózonréteg teljesen elnyeli. Az UV-a

sugárzás nagy része eléri a Föld felszínét, de biológiai károsító hatása nagyon alacsony, ezért nem okoz problémát. Az UV-b sugárzás nagy részét elnyeli az ózonréteg, de egy része eléri a felszínt. Biológiai károsító hatása jelentős Az ózonréteg vékonyodásával egyre nagyobb része éri el a felszínt és az élőlények károsodását okozza. Az UV-b sugárzás energiája elég nagy ahoz, hogy felbontsa a DNS molekula kötéseit, és bőrrákot okozzon. Az ábra a hullámhossz függvényében mutatja: - a sugárzás DNS-roncsoló hatását - a sugárzás intenzitását különböző magasságokban, valamint - ezek viszonyát 1. szakasz, keletkezés: A 242 nm –nél kisebb hullámhosszúságú UV-sugárzás felszakítja egy O2-molekula kötéseit, és két oxigénatom keletkezik. O2 + hc/  O + O ( 242 nm) A 242 nm-nél kisebb hullámhosszúságú sugárzás alacsony intenzitása miatt ez a folyamat lassú. Léteznek más ózontermelő

folyamatok, ezeket később ismertetjük. 2. szakasz, abszorpció:UV-sugárzás hatására az ózonmolekula egy oxigénmolekulára és egy oxigénatomra bomlik, majd az UV-sugárzásból kapott energia hőenergia formájában történő leadása közben az O-atom egy másik O2molekulával újra O3-molekulát képez. Gyors folyamat A 2 lépéshez szükség van egy harmadik molekulára (M = N2 vagy O2), amely átveszi a hőenergiát. O3 + hc/  O2 + O ( 325 nm) O + O2 + M  O3 + M Az előző három reakcióegyenletet magába foglaló reakciósort nevezzük Chapman-reakcióknak, az őket leíró tudós után. Ezek adják az ózonciklus alapját. Az ezen reakciók alapján jósolható ózonrétegvastagság azonban nem egyezik tökéletesen a valóságban megfigyeltekkel (átlagos rétegvastagság 790 DU lenne). Ennek oka: - egyéb ózonépítő- és bontó folyamatok is léteznek - légköri áramlási rendszerek, amelyek az ózont keletkezése helyéről máshová szállítják (

nevezetesen a trópusokról a sarkok felé) 3. szakasz, pusztulás: A légkör bizonyos gázaival lejátszódó reakciókban az O3 molekula életciklusa megszakad. Ezek a reakciók többnyire katalitikus reakciók, amelyben az O3 átalakul oxigénné, de a reakciós partner a reakciósor végén visszanyeri eredeti, reakcióképes alakját. Pl: O3 + h  O + O2 ClO + O  O2 + Cl Cl + O3  O2 + ClO Nettó reakció: O3 + O3  3 O2 Egyetlen Cl-atom teljes légköri életciklusa során 100 000 ózonmolekulát képes felbontani. A Dobson egység (DU): Az ózonréteg vastagságának mérőszáma. A sztratoszférikus ózon a légkör 20-30 km-es magasságában található. A nyomás ott sokkal alacsonyabb, mint a felszínen. Az ózonrétegben található összes ózonmolekula 1 atm nyomáson és 273 K hőmérsékleten (tehát Föld-felszín közeli állapotban) csupán egy 3 mm vastag gázréteget képezne. Ezt a 3 mm vastag réteget vesszük megállapodásszerűen 300 DU-nak. A

fent említett 300 DU egy átlagérték, az ózonréteg vastagsága nem egyenletes a Föld felszín különböző pontjai felett. Az Egyenlítőtől a sarkok felé haladva az ózonréteg vastagsága nő. A trópusokon nem éri el a 300 DU-t, a sarkokon magasabb. Igaz, hogy az ózon termelődés magasabb az Egyenlítő felett, mivel itt nagyobb a napsugárzás fluxusa – így az oxigénfotolízis intenzívebb –, de a magaslégköri áramlás az ózon egy részét a sarkok felé elszállítja. Az északi sarok felett a réteg vastagabb, mint a déli sarok felett. Az ózonréteg vastagsága a napsugárzás beesési szögének változása miatt az évés napszakokkal is változik. A sztratoszférikus ózon vertikális eloszlása Ózonlyuk: A déli-sarok, az Antarktisz fölött 1985 óta minden év tavaszán (augusztus- szeptember) kialakuló jelenség. Minden évben nagyobb terület fölött jelenik meg. Oka: A déli sarkon természetes folyamat az ózonréteg tavaszi időszakban

történő elvékonyodása. Az ózont bontó anyagok légköri mennyiségének antropogén eredetű növekedése teszi drasztikussá a helyzetet. Az ózon fogyását közvetlenül a Cl és Br atomok által katalizált reakciók idézik elő. A felhők víz- és jégszemcséinek felületén a Cl és Br reakcióképes formáinak keletkezéséhez vezető reakciók sebessége megnő. Az antarktisz felett a tél folyamán a nagy hidegben ( - 80 C° alatt) ún. sztratoszférikus sarki felhők képződnek. A klór ózonra nézve ártalmatlan formái (HCl, ClONO2) a felhő szemcséinek felületén átalakulnak az ózont katalitikus reakciókban roncsoló atomos klórrá, vagy ClO molekulává. Ezek a katalitikus reakciók olyan gyorsak, hogy néhány hét alatt az ózon teljes mennyiségét lebontják az antarktiszi tavasz folyamán. 1. Hidoxil-katalizált folyamat (HOx = HO, HO2): E reakcióképes anyagok forrása a légkör metántartalma: CH4 + O(1D)  CH3 + OH CH3 + O2 + M -->

CH3O2 + M CH3O2 + NO --> CH3O + NO2 CH3O + O2 --> HCHO + HO2 A sztratoszféra felső, O-atomban dús rétegében a katalitikus reakció a következőképpen játszódik le: OH + O3  HO2 + O2 HO2 + O  OH + O2 Nettó reakció: O3 + O  2 O2 Az alsó, O-atomban szegényebb rétegben a fenti reakciósor lelassul, helyette a következő dominál: OH + O3  HO2 + O2 HO2 + O3  OH + O2 + O2 Nettó: 2O3  3O2 A sztratoszféra alsó részébenű Cl vagy Br jelenlétében a következő reakciók is lejátszódnak: ClO + HO2  HOCl + O2 HOCl + hc/  OH + Cl OH + O3  HO2 + O2 Cl + O3  ClO + O2 Nettó: 2 O3  3 O2 Az agresszív OHx eltávozása a rendszerből a következő reakciókkal lehetséges: OH + HO2  H2O + O2 OH + NO2 +M  HNO3 + M HO2 + NO2 + M  HNO4 + M 2, A nitrogén-oxidok által katalizált folyamatok (NOx = NO, NO2): A sztratoszférában található NOx 90 %-a a troposzféra N2O tartalmából keletkezik, pl. a következő reakcióban: N2O +

O(1D)  2 NO A NOx ózonbontó folyamatai: NO + O3  NO2 + O2 NO2 + O  NO + O2 Nettó: O3 + O  2 O2 A reakció sebessége a hőmérséklet emelkedésével nő, így az ózon mennyisége a hőmérséklet emelkedésével csökken. A reakcióképes NOx molekulák átalakulása kevésbé aktív formává: NO2 + OH + M  HNO3 + M NO2 + HO2 + M  HNO4 + M NO3 + NO2 + M  N2O5 + M 3, Clx, Brx katalizált folyamatok: A sztratoszféra Cl tartalma nagy részt az ember által a légkörbe juttatott klórozott szénhidrogének – CFC, HCFC (chlorofluorocarbons) – fotolíziséből származik. Ezeket 1920-as évek óta gyártják, kedvező tulajdonságaik – nem gyúlékony, nem mérgező, nem reakcióképes, nem vízoldható, nem bomlékony - miatt sokáig ártalmatlannak tartották. Éppen ezek a tulajdonságok teszik azonban lehetővé, hogy a sztratoszférába juthassanak. Az UV-sugárzás ott felbontja kötéseiket és a Cl felszabadul. A szabad Cl reakcióba lép az O

atommal és az abból képződő ózonnal. A Br egy része a természetes eredetű metil-bromid-ból, másik része a freonokhoz hasonló tulajdonságú halonokból (brómozott szénhidrogének) származik. Cl + O3  ClO + O2 ClO + O  Cl + O2 (A) (B) Nettó: O3 + O  2 O2 A reakcióképes Cl és ClO átalakulása inert klórvegyületekké: Cl + CH4  HCl + CH3 ClO + HO2  HOCl + O2 ClO + NO2 + M  ClONO2 + M Az utóbbi reakciók termékei a gázfázisban nem veszélyesek az ózonra, heterogénfázisú reakciókban - pl. az Antarktiszi sztratoszférikus felhőkben található szemcsék felületén – ezekből újra felszabadul a reaktív klór: ClONO2 + HCl  Cl2 + HNO3 (1) ClONO2 + H2O  HOCl + HNO3 (2) N2O5 + HCl  ClNO2 + HNO3 (3) N2O5 + H2O  2 HNO3 (4) HOCl + HCl  Cl2 + H2O (5) 3, Clx, Brx katalizált folyamatok: A sztratoszféra Cl tartalma nagy részt az ember által a légkörbe juttatott klórozott szénhidrogének – CFC, HCFC

(chlorofluorocarbons) – fotolíziséből származik. Ezeket 1920-as évek óta gyártják, kedvező tulajdonságaik – nem gyúlékony, nem mérgező, nem reakcióképes, nem vízoldható, nem bomlékony - miatt sokáig ártalmatlannak tartották. Éppen ezek a tulajdonságok teszik azonban lehetővé, hogy a sztratoszférába juthassanak. Az UV-sugárzás ott felbontja kötéseiket és a Cl felszabadul. A szabad Cl reakcióba lép az O atommal és az abból képződő ózonnal. A Br egy része a természetes eredetű metil-bromid-ból, másik része a freonokhoz hasonló tulajdonságú halonokból (brómozott szénhidrogének) származik. Cl + O3  ClO + O2 ClO + O  Cl + O2 Nettó: (A) (B) O3 + O  2 O2 A reakcióképes Cl és ClO átalakulása inert klórvegyületekké: Cl + CH4  HCl + CH3 ClO + HO2  HOCl + O2 ClO + NO2 + M  ClONO2 + M Az utóbbi reakciók termékei a gázfázisban nem veszélyesek az ózonra, heterogénfázisú reakciókban - pl. az

Antarktiszi sztratoszférikus felhőkben található szemcsék felületén – ezekből újra felszabadul a reaktív klór: ClONO2 + HCl  Cl2 + HNO3 (1) ClONO2 + H2O  HOCl + HNO3 (2) N2O5 + HCl  ClNO2 + HNO3 (3) N2O5 + H2O  2 HNO3 (4) HOCl + HCl  Cl2 + H2O (5) 7. ábra: Az ábra az ózonréteg globális átlagos vastagságának változását mutatja, az évszakos ingadozással együtt 8. ábra Az ábra az előző évtized ózonfogyását ábrázolja a földrajzi szélesség függvényében A sztratoszférában az ózon fogyását okozó katalitikus reakciók katalizátorgázai a troposzféra gázaiból keletkeznek az előbbiekben ismertetett módon. E „forrásgázok” általános tulajdonságai: - a troposzférában viszonylag kevésbé reakcióképesek, - nem vízoldhatók, - nem bomlanak a látható fény tartományába eső sugárzás hatására - fenti tulajdonságok hosszú légköri tartózkodási időt biztosítanak nekik (1-100 év), és így egy

jelentős részük eljut a sztratoszférába - légköri koncentrációjuk az emberi tevéknység hatására a természetes szint fölé nőtt Nitrogén-dioxid (N2O): A troposzférikus NO és NO2 forrásgáza. N2O-források: - mezőgazdasági területek műtrágyázása során a levegő iparilag megkötött N2 tartalma NH3 formájában a talajba jut, ott nitrifikációval NO3-á alakul ami denitrifikáció után N2O és N2 alakban jut ismét a légkörbe - - közvetlenül NOx keletkezik a belső égésű motorokban, ahol a magas hőmérsékleten lejátszódik az O2 és N2 reakciója Cl, Br, ClOx, BrOx források: - Legjelentősebb természetes forrásuk a CH3Cl és CH3Br: Az óceáni hínárok metil-jodidot termelnek, amely a tengervízben metil-kloriddá, illetve metilbromiddá alakul. Ezek egy része a légkörbe kerül, ahol 1,5 éves átlagos tartózkodási idővel rendelkeznek. - A természetes forrásoknál sokkal jobban terheli a légkört az iparilag gyártott

halogénezett szénhidrogének kibocsátása. (CFC = chlorofluorocarbon) - CFC-k elnevezése: CFC-xyz, ahol x = szénatomok száma – 1 y = hidrogénatomok száma + 1 z = fluoratomok száma pl.: CFCl3  CFC-011, mert x = 1-1 = 0 y = 0+1 = 1 z=1 a gyakorlatban az első nullát elhagyják: CFC-011  CFC-11 (kereskedelmi elnevezése freon-11) - A CFC-k általános tulajdonságait már ismertettük Néhány CFC becsült légköri tartózkodási ideje (WMO, 1994) Név Kémiai képlet Konc (1992) Tartózkod. idő CFC-11 CFCl3 0.27 ppbv 50 év CFC-12 CF2Cl2 0.50 ppbv 100 év CFC-113 C2F3Cl3 0.082 ppbv 85 év CFC-114 C2F4Cl2 0.020 ppbv 300 év CCl4 0.13 ppbv 42 év - A halonok a CFC-k azon csoportja amelynek tagjai brómatomot is tartalmaznak. Ezeket tűzoltóanyagokként használják - CFC-k felhasználása  forrása CFC-k felhasználása 1974-ben (970 millió kg) Habvivő anyagok; 5% Tisztítószerek; 5% Hűtőanyagok; 18% Egyéb; 2% Hajtóanyag ok (spray); 69% CFC-k

használata 1991-ben (680 millió kg) Egyéb; 1% Habvivő anyagok; 28% Tisztítószerek; 20% Hajtóanyagok (spray); 18% Hűtőanyagok; 32%