Головна

Озоновий захисний шар

Як відомо, в атмосфері на висоті близько 15-25 км (в залежності від широти) розташований озоновий захисний шар Землі, що визначає верхню межу життя в біосфері. Озоновий шар з'явився разом з появою в земній атмосфері кисню. Озону в атмосфері дуже мало, всього 4 * 10-7 про. %. Якщо зібрати весь озон атмосфери в один шар, то при нормальних умовах, т. Е. При тиску 1 атм. і температурі 273оЗ він буде мати товщину всього лише 0,3 см. Однак цієї кількості цілком достатньо, щоб говорити про захисні властивості озонового шару, оскільки озон володіє дуже сильним поглинанням. Він повністю поглинає всю енергію ультрафіолетової радіації Сонця в смузі від 290 до 220 нм, що абсолютно виключає потрапляння на поверхню Землі згубних для всього живого сонячних променів коротше 290 нм. Крім того, озон поглинає також інфрачервоне випромінювання Землі, перешкоджаючи її охолодження. Визначаючи верхню межу життя в біосфері, озоновий захисний шар природно привертає до себе особливу увагу. Однак хімія озону, особливо атмосферного, вельми складна, і в ній ще багато залишається неясним.

Синтез і розкладання озону в атмосфері є складним процесом, оскільки поведінка самої атмосфери мінливе. Так, опромінення її Сонцем періодично змінюється по добі і за порами року.

Розглянемо механізм утворення озону в стратосфері. Розрахунки по термодинамічних даними реакції 3О2 - 2О3 (1.39)

I

показують, що при низьких температурах газ в основному складається з молекулярного кисню, а при високих - з атомарного, і при тиску 1 атм. немає ніякої області температур, де рівноважний парціальний тиск озону було б скільки-небудь істотно. Тому правомочний питання: які ж причини спостережуваних на досвіді порівняно великих концентрацій озону? У yстановленіі рівноваги (1.39) велику роль відіграють реакція утворення озону, з атомарного і молекулярного кисню і зворотна їй реакція бімолекулярного розкладання продукту:

О2 + Про + М - Про3 + М. (1.40)

Тут М означає будь-яку частку, присутню в системі і необхідну для відводу енергії від утворюється молекули озону.

При високих температурах, коли зміст атомарного кисню велике, рівновагу реакції (1.39) сильно зрушено вліво і освіти озону не відбувається. При низьких же температурах, коли рівновагу по реакції (1.39) зрушено вправо, парціальний тиск атомарного кисню занадто низька, що також перешкоджає утворенню озону. Для отримання значних концентрацій озону необхідне поєднання двох умов: порівняно низьку температуру, що забезпечує достатній зрушення рівноваги в бік утворення озону, і великих концентрацій атомарного кисню. Виконання цих умов можливо, коли дисоціація молекул кисню забезпечується в результаті нетермічний впливу на систему, наприклад за рахунок опромінення або потоку швидких частинок. Для отримання уявлень про механізм утворення атмосферного озонав первомпрібліженіі домовимося, що в розрахунок береться тільки кисень. Крім того, кисень і озон під впливом короткохвильового випромінювання Сонця піддаються дисоціації на атоми, які можуть знову з'єднуватися, утворюючи кисень і озон. У той же час озон може знову розкладатися і під впливом більш довгохвильового опромінення. Є ще й інші причини, що ускладнюють процес, зокрема наявність в атмосфері, крім кисню, азоту та інших газів. Дисоціація або іонізація молекул азоту приведуть до утворення атомів або іонів азоту, які можуть з'єднуватися з іншими різними атомами. Те ж відбувається і з іншими газами, які містяться в повітрі у вигляді домішок. Всі ці процеси можуть відбуватися під час опромінення повітря сонячним світлом і йтимуть з різною швидкістю, яка залежить від інтенсивності світла. Вночі, коли атмосфера буде перебувати в тіні Землі, всі процеси йдуть у зворотному напрямку або загальмовуються аж до повного припинення. На їх протягом впливає також висота над рівнем моря. Все це відбувається постійно, і тому ні рівновагу, ні стаціонарне стан не досягаються. Проте при деяких спрощення можна отримати певне уявлення про механізм утворення озону в атмосфері і про умови рівноваги освіти і розкладання озону.

В атмосфері на великих висотах концентрація озону зі збільшенням висоти повинна спадати через зменшення концентрації третє частинок (М) і кисню. Зі зменшенням висоти вона повинна спадати за рахунок зниження інтенсивності опромінення. Розрахунок показує, що концентрація озону повинна бути максимальною на висоті 25-30 км.

В атмосфері існує розподіл озону по часу, широті і висоті. Відповідно до добовими коливаннями післяобідній вміст озону більше ранкового. Максимального значення вміст озону досягає навесні, а восени падає до мінімуму. У полярних широтах озону міститься в два рази більше, ніж у екватора. Найбільшої уваги заслуговує вертикальний розподіл озону. На рис. 8 видно, що концентрація озону проходить через максимум на висоті 25 км. З підвищенням широти висота озонового шару падає з 25 км до 13 км

h, км

СН3


0,01 0,02 З,см3/ км3

Мал. 8. Схема вертикального розподілу озону

Постійно виникає і руйнується шар озону зумовлює явище, назване «Озоновим дощем». Як уже зазначалося, атомарний кисень утворюється на великих висотах завдяки коротковолновому випромінювання. Процес його утворення поширюється вниз до 25 км висоти. На цій висоті атмосферний тиск забезпечує достатню парціальний тиск молекулярного кисню для початку реакції освіти порівняно важких молекул озону:

О2 + Про + М - Про3 + М.

На більш низьких висотах завдяки зменшенню високочастотного опромінення і збереженню довгохвильового починається зворотний процес - все більше розкладання озону. Утворені при цьому молекулярний і атомарний кисень, будучи легше озону, піднімаються вгору. Таким чином, існує постійний потік озону вниз, як би «дощ» озону. Можна вважати, що від цього потоку зі стратосфери в тропосферу залежить річну зміну вмісту озону. Так як за період з жовтня по квітень сонячна радіація слабкіше, ніж з квітня по жовтень, вміст озону в весняно-літній період помітно зменшується. Так само можна пояснити і сезонне вміст озону в залежності від широти. У тропосфері, в приземному шарі міститься лише 10% від загального атмосферного озону. Підвищений вміст озону відзначається на берегах морів і над лісами.

Озон має численні, смуги поглинання, що тягнуться від довгохвильової інфрачервоної до короткохвильового ультрафіолетовойобласті. Спектрпоглощенія озону вультрафіолетовойобласті, як видно з рис. 9, добре корелює зі спектрами поглинання нуклеїнових кислот і білка.

'230 250 270 290 310 ?, нм

Мал. 9. Спектри поглинання озону (1); нуклеїнових кислот (2) і білків (3) в ультрафіолетовій області

По своїй біологічній дії сонячне випромінювання, що досягає поверхні Землі, зазвичай ділиться на більш активне, з ?= 280 - 315 нм, зване УФ - А, і менш активний, з ? = 315 - 400 нм, зване УФ - В. Кількість ультрафіолетового випромінювання залежить від багатьох фізико-хімічних, метеорологічних, геофізичних та інших умов. Зокрема, воно залежить від широти місцевості, висоти над рівнем моря, прозорості атмосфери і т. Д. Річна доза УФ - А змінюється на порядок при переході від Арктики (360 Вт - ч / м2) До тропіків (3600 Вт - ч / м2). У невеликих дозах ультрафіолетове опромінення позначається сприятливо на людину, тварин і рослинності, зокрема сприяє виробленню в організмі людини, тварин і птахів вітаміну D3, Що регулює процес кальцієвого обміну. Абсолютно протилежно дію підвищених або великих доз УФ. Під їх впливом відбувається розпад найважливіших частин клітини. У ній виникають речовини, що блокують процеси відтворення ДНК і синтезу РНК. У людини високі дози УФ-опромінення викликають сильні опіки і ракові захворювання. Відзначається також негативний вплив підвищених доз УФ на рослинний світ.

Поглинання озоном короткохвильового ультрафіолетового випромінювання, кореляція його з поглинанням білка і нуклеїнових кислот зумовлюють захисні функції озонового шару для всього живого на землі.

 




 H.B. Гусакова |  Еволюція атмосфери і походження життя |  гідросфера |  ГЛАВА 1. Фізико-хімічні процеси в атмосфері |  склад атмосфери |  Мікрокомпонентного домішки в атмосфері |  геохімічні джерела |  Біологічні джерела. |  антропогенні джерела |  Склад і будова літосфери |

© um.co.ua - учбові матеріали та реферати