_{تالیف: دکتر سلطانی نژاد}

"بنام خداوند بزرگ"

شیمی استراسفر و چگونگی تخریب لایه اوزن:(O₃)

دانشمندان شیمی و محیط زیست بخوبی می دانند که اوزن (O₃) از فتولیز (Photolysis) اکسیژن و توسط اشعه ماوراء بنفش در طیف خورشیدی تولید         می گردد.

منبع نور خورشید در قسمت بالای اتمسفر بصورت مستقیم می تابد، ولی دانسیته اتمسفری از بالای اتمسفر بصورت تصاعدی در سطح زمین افزایش پیدا میکند.

 

 

"بنام خداوند بزرگ"

شیمی استراسفر و چگونگی تخریب لایه اوزن:(O₃)

دانشمندان شیمی و محیط زیست بخوبی می دانند که اوزن (O₃) از فتولیز (Photolysis) اکسیژن و توسط اشعه ماوراء بنفش در طیف خورشیدی تولید         می گردد.

منبع نور خورشید در قسمت بالای اتمسفر بصورت مستقیم می تابد، ولی دانسیته اتمسفری از بالای اتمسفر بصورت تصاعدی در سطح زمین افزایش پیدا میکند.

بیشترین مقدار اوزن (O₃) در لایه وسط(میانی) اتمسفر، یعنی بین در حدود 10 تا 30 کیلومتری از سطح زمین یافت می شود.

خود اوزن (ozone itself) اشعه ماورابنفش را از خورشید جذب می کند، انرژی بدام انداخته شده توسط جذب فوق به گرما(heat) تبدیل می شود.

اوزن (O₃) در جذب اشعه ماوراء بنفش خورشیدی نه تنها به استراتوسفر (stratosphere) ساختار اصلی اش را اعطا می کند، بلکه همه موجودات زنده روی زمین را از خطر تخریب و متلاشی شدن ساختار مولکولی                                           (molecular chemical - bond breaking danger) محافظت کرده و نجات  می دهد.

ساختار حرارتی اتمسفر:

درجه حرارت غالباً با ارتفاع کاهش می یابد. تقریباً نزدیک سطح زمین یعنی  در ده کیلومتری آن ، لایه ئی  از اتمسفر یافت میشود که ترپوسفر نام دارد.

درجه حرارت در این لایه متفاوت و معمولاً در فصل زمستان در نزدیکی های قطب به حد مینیمم خود یعنی 50- درجه سانتیگراد می رسد و در فصل تابستان در نزدیکی استوا به ماکزیمم خود، در حدود 40 درجه سانتیگراد(در طول قاره ها) افزایش می یابد.

از ده کیلومتری جو تا 50 کیلومتر به طرف بالا، لایه استراتوسفر (stratosphere) نام دارد . در این لایه درجه حرارت بشدت افزایش می یابد.

این واژگونی حرارت در واقع توسط اشعه ماوراء بنفش که جذب O₃ می گردد، حادث می شود. این افزایش  که همراه با ارتفاع است، اختلاط عمودی گازها را در لایه استراتوسفر، متوقف کرده و بدین ترتیب ساختار اصلی لایه استراسفر را  ایجاد می نماید.

جذب اشعه ماوراء بنفش اتمسفر، بالاتر از 50 کیلومتری در جو نمی تواند با فرآیندهای سرمازای ("cooling processes) اتمسفری رقابت نماید، لذا، در چنین حالتی درجه حرارت مجدداً کاهش می یابد، این منطقه مسوسفر (mesosphere) نام دارد و امتداد آن از 50 کیلومتر تا 90 کیلومتر است یعنی مکانی که درجه حرارت اتمسفر به مینیمم ثانویه خود می رسد و این مکان مسوپوس(mesopausc) نام گرفته است و بدین ترتیب توقف(mesosphere) ایجاد می شود.

مسوسفر بر خلاف تروپوسفر(troposphere) یعنی جائیکه میزان کاهش درجه حرارت با ارتفاع ایجاد می شود، میزان این توقف برای ایجاد جابجائی(convection) درجه حرارت کفایت می کند.

میزان از دست رفتن درجه حرارت مسوسفری فقط در حدود 2.75k km^-1 است و در این حالت این لایه همچنان مستحکم و استوار است.

بالاتر از مسوپوس (mesopause)، درجه حرارت مجدداً افزایش می یابد و این کره، در واقع گرما کره(thermosphere) نام دارد.

در ارتفاعات فوق(گرم کره) هوا کاملاً رقیق شده و تصادمات و تصادفات مولکولی، بندرت اتفاق(infrequent) می افتد.

بنابر این، در حالت های بالا گونه های اتمی (atomic species) با انرژی انتقالی بسیار بالا نمی توانند انرژی را به  حالت هایچرخشی و ارتعاشی فوق العاده بر انگیخته شده در گونه های مولکولی (molecular species)  ،مجدداً توزیع نمایند.

مضافاً اینکه درجه حرارت بالا در گرم کره (thermosphere) منبع انرژی زیادی را انعکاس نمی دهد، ولی نسبتاً عدم توانمندی اتمسفر رقیق در این ارتفاعات برای از دست دادن انرژی از طریق انتقال تشعشی میسر می گردد.

 

 

نقش اوزن در اتمسفر:

اوزن (O₃) در جذب اشعه ماوراء بنفش خورشیدی نه تنها به استراتوسفر (stratosphere) ساختار اصلی اش  را اعطا می کند، بلکه  همه موجودات زنده روی زمین را از خطر تخریب و متلاشی شدن ساختار مولکولی                              (molecular chemical - bond breaking danger) محافظت کرده و نجات می دهد.

اوزن بعنوان کنترل کننده تاثیر در استحکام استراتوسفری و سایه افکندن(سایبان) اشعه ماوراء بنفش بر زیست کره و محافظت کردن از آن، این نکته را برجسته میکند که چرا تغییرات در فراوانی و میزان این گاز محافظ حیات، توسط جامعه جهانی و قانون دانان، بشدت رصد می شود.

اگر چه اندازه گیریهای شیمیائی مربوط به اوزن از اواسط قرن نوزدهم موجود بوده اند، ولی کشف اسپکترسکوپی اوزن، امکان تعیین اندازه گیری آن  را از راه دور نیز میسر گردانید.

اندازه گیریهای اسپکترسکوپی تا اواخر قرن نوزده فقط ستون اتمسفری اوزن را در میانه اتمسفر تعیین می کردند، ولی در سه دهه اول قرن بیستم بود که مقدار ماکزیمم اوزن در ارتفاع مناسب تعیین گردید.

اندازه گیری در ارتفاع فوق نشان داد که ستون اوزن و میزان آن روز به روز دچار تغییرات  بسیار زیادی می گردد و این تغییرات عمدتاً بواسطه تغییرات در ارتفاع مرزی -جوی خاک کره است.

یعنی جائی که کاهش حرارت، بلکه توقف آن ، بوجود می آید. لذا، مشخص گردید که تغییرات فوق در میزان ستون اوزن بواسطه چرخش برگشتی(واژگون) کند در لایه های استراتوسفر و مسوسفر بوده است، این موضوع در بخش های آینده  در این سایت بصورت جامع مورد بررسی قرار خواهد گرفت.

 

 

 

 

 

مقادیر ستونی اوزن: (Ozone Column Amounts):

برای غلظت آلاینده ها یا نسبت اختلاط حجمی ترکیبات شیمیائی نادر موجود در جو، (در خاک کره ارتفاع 10 کیلومتری) و استراتوسفر(ارتفاع 50 کیلومتری)، روشهای  اندازه گیری متعددی متصور است.

ولی با توجه به دور بودن استراتوسفر(50کیلومتری جو) اندازه گیری مقادیر کل اوزن و سایر مواد شیمیائی و مولکولها در یک ساختار و یک ستون عمودی، از زمین به فضا توسط  دستگاه ستون اوزن اندازه گیری می گردد و این امر امروزه به لحاظ  علمی شناخته شده مرسوم است.

لذا مقادیر ستونی گازها، از زمین بطرف فضا و از فضا به طرف زمین قابل اندازه گیری است.

اندازه گیریها اطلاعات بسیار خوب و مناسبی در خصوص شیمی گازها و انتقال آنها توسط باد در استراتوسفر را، بدست می دهند.

مقادیر ستونی  اوزن معمولاً در واحدهای دابسون(Dobson units) اظهار می گردند. واحدهای دابسون بلحاظ ابعادی معمولاً میلی اتمسفر سانتی متر ها  یا اعماقی بعنوان گاز خالص هستند که در هزارمهای از یک سانتی متر می باشند که اگر به استاندارد درجه حرارت و فشار برسند، مقادیر ستون اوزن را نشان می دهند.

استاندارد درجه حرارت و فشار، عبارت از 273 کلوین و یک اتمسفر فشار است. میانگین فراوانیهای ستون اوزن بعنوان تابعی از ارتفاع(بلندی) و فصول  نیز است.

محدوده مقادیر  اوزون پائین تر از DU 240 یا بالاتر از DU 440 است، یعنی برداشتن همه اوزن در یک ستون عمودی که از زمین به فضا رفته است و سپس تبدیل آن به استاندارد درجه حررات و فشار، که در واقع منجر به تشکیل یک لایه تحت عنوان لایه اوزن می گردد.

معمولاً ضخامت این لایه فوق در حدود 2 تا 4 میلیمتر است. اگر نیم نگاهی به ترسیم نقشه های مقادیر اوزن داشته باشیم، بخوبی روشن می شود که تغییرات در این لایه در سرتاسر استراتوسفر سیاره زمین بصورت ذیل است:

1- مقدار مینیمم گسترده اوزن در ارتفاعات استوائی در همه فصول وجود دارد.

2- در اواخر زمستان و بهار هر نیمکره در ارتفاعات از متوسط به بالا میزان اوزن در ماکزیمم قرار دارد.

3- میانگین ستون اوزن تابع ارتفاع و فصل است.

4- مقدار اوزن در حاره ها و در بین المدارین نسبتاً ثابت است.

5- تغییرات در نزدیکی قطب ها بسیار فراوان است.

6- مقادیر ستونی اوزن در اوایل بهار و اواخر زمستان بر فراز اقیانوس منجمد شمالی در حد ماکزیمم است. و در اقیانوس منجمد جنوبی از اواسط زمستان در بالاترین میزان و در بهار این منطقه منجمند جنوبی، در پائین ترین حد خود قرار دارد و اصطلاحاً به سوراخ لایه اوزن معروف است.( Ozone hole) . این عمل در نتیجه شیمی حاکم بر این لایه بوجود آمده است.( Ozone hole chemistry)

7- مقدار اوزن در ارتفاعات میانی نیمکره جنوبی در زمستان و تابستان در بالاترین حد خود قرار دارد.

 

چگونگی تخریب لایه اوزن:(Ozone hole)

واقعیت این است که فراوانی مقدار اوزن در استراتوسفر(stratosphere) سیاره زمین بنحو بارز و مشهودی بصورت مستقیم درک نشده است.(Counterintuitive)

مسلم این است که مقدار تشعشع خورشیدی در مناطق حاره و بین المدارین در هر واحد سطح در بالاترین میزان خود قرار دارد.

لذا، در چنین حالتی هر اندیشمندی فکر خواهد کرد که تولید اوزن در این مناطق باید در بالاترین حد خود قرار داشته باشد، در صورتیکه قضیه بر عکس است و میزان اوزن در این مناطق نسبتاً ثابت است و افزایشی مشاهده نمی شود.

در حقیقت تخریب خالص لایه اوزن، به دلایلی که شیمی این موضوع را در آینده توضیح خواهیم داد، معمولاً در ارتفاعات باالاتر وجود دارد.

توزیع اوزن نمی تواند بتنهائی بواسطه شیمی نور انجام گردد، بلکه این توزیع نتیجه انتقال اوزن توسط باد از استراتوسفر نیز هست، لذا باد و شیمی نور هر دو با هم در توزیع مناسب اوزن در سرتاسر استراتوسفر سیاره حیات نقش اساسی دارند.

بلحاظ فنی، موقعی که توزیع گازهای نادر و کمیاب، از جمله اوزن و بخار آب را در استراتوسفر بررسی می کنیم، باید چرخش بریور – دابسون(Brewer – Dobson circulation) یا چرخش و گردش باقی مانده (Residual circulation) اتمسفری را از چرخش کلی (Overall circulation) کم (Deduce) کنیم.

بنظر می رسد که این چرخش بعلت هوای گرم که به بالا فرار می کند، بلحاظ گرمائی مستقیم نباشد، لذا این گردش غیر مستقیم به دلیل موجهای داخلی در اتمسفر، گردش باقی مانده را در حاره ها بالا برده و در قطب ها به طرف پائین حرکت می دهد و این مهم باعث می شود که میزان توزیع اوزن و بخار آب در مناطق مختلف استراتوسفر، متفاوت باشد.

یکی از اثرات مهم چرخش استراتوسفری گازها، در واقع توزیع گازهای نادر و کمیاب در این لایه است.

گازهای نادری همانند، CFCsها، ترکیبات کلر- فلور دار کربنی بنام

(chlorofluorocarbon compounds) ،N₂O و بخار آب می باشند.

گازهای فوق بلحاظ شیمیائی در خاک کره(Troposphere)، بی اثر(Inert) هستند.

هنگامیکه در مناطق حاره و بین المدارین وارد استراتوسفر شده و  به ارتفاعات بالا انتقال داده می شوند، این گازها در ارتفاع فوق الذکر، در معرض، طول موج کوتاه، انرژی بسیار بالا و تشعشع خورشید، تبدیل به رادیکالهای آزادی می گردند که قادرند به  مولکول اوزن حمله کرده و ان را متلاشی و  تخریب کنند.

جدول ذیل منابع استراتوسفری رادیکال های آزاد. مدت زمان فتوشیمیائی هر گاز که  درارتفاع 20 کیلومتری تخمین زده شده است را نشان می دهد:

 

هنگامیکه هوا بکندی به طرف قطب وزیدن می گیرد، این رادیکالهای آزاد که در واقع ترکیبات ذخیره ائی برای تخریب اوزن هستند، در قطب انبار می شوند و سپس هنگامیکه چرخه های استراتوسفری به طرف پائین و در ارتفاعات بسیار بالا، فعال می گردند، این ترکیبات ذخیره رادیکال(Radical Reservoir Compounds) به طرف پائین حرکت می کنند.

رادیکالهای در حالت فوق برای تخریب لایه اوزن(O₃ از پتانسیل لازم) برخوردارند.

به علت فوق است که همواره در قطبین شاهد تخریب بیشتر لایه اوزن هستیم. این اتفاق بیشتر در قطب جنوب بوجود می آید.

یعنی حتی اگر منبع مواد شیمیائی تخریب گر لایه اوزن، در ارتفاعات بالای قطب شمال هم باشد، و یا اگر،واکنش های  فتوشیمیائی اوزن در استراتوسفر حاره ای هم بسیار فعال باشد، باز هم تخریب لایه اوزن در قطب جنوب بیشتر است. اوائل دانشمندان فکر می کردند که تخریب لایه اوزن در ارتفاعات پائین اتفاق می افتد، یعنی در میانه استراتوسفر و بالای آن، CFCs و N₂O دچار شکست  مولکولی شده و به رادیکالهای تخریب کننده اوزن(Ozone - depleting Radicals) تبدیل می شوند.

ولی بعدها یعنی در سال 1980 میلادی دانشمندان پی بردنند که تخریب لایه اوزن بیشتر در استراتوسفر تحتانی قطب جنوب اتفاق می افتد.

Farman و دیگران در سال 1985 با انجام آزمایشاتی در روی زمین نشان دادند که میزان اوزن در اکتبر بر فراز اقیانوس منجمد جنوبی، بنحو بی سابقه ای کاهش داشته است.

بعدها اندازه گیریهای ماهواره ای این موضوع را ثابت کرد و مشخص گردید که کاهش لایه اوزن یک پدیده گسترده قاره ائی است. تخریب شیمیائی لایه اوزن نظیر آنچه را که در قطب جنوب اتفاق افتاده است، در قاره شمالی و یا قطب شمال نیز مشاهده شده است.

این تخریبات عمدتاً در زمستانهای سالهای 1994-1995، 1996، 2000-1999 و 2001-2005 میلادی بوجود آمده است.

 

 

ساختار فیزیکی استراتوسفر:

استراتوسفر (Stratosphere) همچنانکه از نامش پیداست، لایه ای طبقه بندی شده از اتمسفر است که تقریباً از ارتفاع 10کیلومتری تا 50 کیلومتری امتداد دارد.

همانگونه که قبلاً توضیح دادیم، درجه حرارت معمولاً در سرتاسر استراتوسفر افزایش دارد.

این مهم(افزایش درجه حرارت) بخاطر آنست که اوزن(O₃) اشعه ماوراء بنفش را جذب می کند.

در چنین حالتی است که درجه حرارت پتانسیل(بالقوه) بسرعت بالا می رود، مکانیزم عمل افزایش درجه حرارت در استراتوسفر به شرح ذیل است:

هوای وارده به استراتوسفر باید برای عبور کردن در سطوح با درجه حرارت پتانسیل ثابت، انرژی را بصورت مداوم بالا و پائین نماید.

یعنی اینکه، انرژی را دریافت کرده و یا آنرا از دست بدهد، و بدین ترتیب بالانس لازم را در این زمینه ایجاد نماید.

عبور از سطوح با درجه حرارت بالقوه ثابت، ایسنتروپ(Isentropes) نام دارد و بخاطر اینکه این فرآیند، در مقایسه با سایر فرآیندهای انتقالی فعال در استراتوسفر هستند، کند میباشد. غالباً برای سهولت در فهم و به منظور هم مرتبه کردن(Coordinate) ساختارهای عمودی یعنی، فشار و ارتفاع در استراتوسفر، معمولاً از درجه حرارت بالقوه استفاده می شود و نیز معمول است که حرکت هوا در طول ایسنتروپها(Isentropes) مکانهای درجه حرارت بالقوه یا حرکت هوای آدی یاباتیک(adiabatic) بی درو، یا گردش هوای باقی مانده که حرکت هوا را در سرتاسر مناطق با آنتروپی یکسان شامل می شود.

 

 

 

 

گردش مازاد: Residual circulation

در ارتفاعات پائین در مرز بین استراتوسفر و توروپسفر با انتروپی همسان، درجه حرارت 380 کلوین است که چرخش هوای باقی مانده را شامل میشود.

زمانی که گردش هوا در استراتوسفر آلاینده هائی نظیر N₂O و CFCs را به داخل رژیم اشعه شدید ماوراء بنفش از خورشید، حمل می کند.

این ترکیبات که به لحاظ شیمیائی در اتمسفر ثابت و پایدار هستند در استراتوسفر بالا گرفتار شکست مولکولی می شوند.

فرمولهای شکست بشرح ذیل است:

N₂O + O (1D) → NO + NO(1)

H₂O + O (1D) → OH + OH(2)

CF₂Cl₂ + hv(λ<227nm) → CF₂Cl + Cl(3)

λ طول موج فتونی است که مسئول فتولیز است.

O (1D)، اکسیژن اتمی است که بصورت الکترونیکی تخریب شده است و از فتولیز اوزن و اکسیژن مولکولی بدست آمده است.

O₃ + hv (λ<310nm) → O₂ + O + O(1D)(4)

O₂+ hv (λ<175nm) → O(³P) + O(1D)(5)

هر دو فرآیند فوق بخودی خود نیازمند اشعه ماوراء بنفش نور خورشید هستند.

اختلاف طول موج در فرمولهای فوق، بصورت نسبی و تقریبی است، لذا، علی رغم اینکه مقدار O(1D) ناشی از فتولیز اوزن کم است این مهم در طول موج 310nm تولید شده است.

رهاسازی ترکیبات واکنش زا از منابع خود، می تواند باعث تخریب لایه اوزن گردد. میانگین حرکت رو به بالا ی هوا  در حاره ها توسط میانگین حرکت رو به پائین بالانس می گردد.

حرکت رو به پائین هوا در مناطق قطبی در زمستان فاجعه آمیز است و باعث پائین آمدن هوای بالا ازاستراتوسفر و مسوسفر به طبقات پائینتر استراتوسفر یعنی در ارتفاع 25 کیلومتری میشود.

هوائی که بدین صورت پائین می آید توسط گازهای موجود در ارتفاع فوق ) CFC_s، N₂O و OH₃)، تخریب می گردد و بدین ترتیب هوای غنی از اوزن که محافظ حیات است، با بحران مواجه میگردد.

در واقع ذخائر غنی از ترکیبات گازهای گلخانه ای که در ارتفاع 25 کیلومتری استراتوسفر قرار دارند، با کمترین میزان گرمای خورشید حتی در زمستان به بخار تبدیل میشوند. در مناطق قطبی بسیار سرد ، آئروسلها نیز بخار زیادی را با خود جذب می کنند. لذا، ترکیبی از غلظت بالای ترکیبات ذخیره رادیکال و آئروسلهای فراوان، با مساحت سطح بالا و اختلاط مریدینال(از شمال به جنوب) بسیار پائین، همگی باعث می گردند که لایه اوزن تخریب شود.

موانع اختلاط گازها در استراتوسفر:

در استراتوسفر غلظت گازهای CF₂CL₂ در ارتفاعات بالا بدلیل تجزیه نوری بشدت کاهش می یابد.

ولی تغییرات افقی موثر در غلظت مخصوصاً در زمان بهار نیم کره، در هر ارتفاعی وجود دارد.

حادترین تغییرات در گرادیان(تغییرات) نسبت اختلاط در نواحی جنب حاره ائی (subtropics) و نزدیک مدار قطبی بوجود می آید.

این تغییرات شدید دلالت بر، موانعی برای اختلاط دارد و در چنین حالتی گازها براحتی با هم مخلوط نمی شوند.

این مسئله به نوبه خود، انتقال هوا را در طول سطوح هم آنتروپ(isentrope) مانع می گردند.

بر اساس مدلهای استراتوسفری با دقت بسیار بالا(high – resolution models) ،موانع انتقال هوا و در نتیجه عدم اختلاط آلاینده ها در استراتوسفر،  کاملاً روشن شده است.

بر اساس این مدلها(Drayani etal 2002)، منطقه قطبی توسط یک منطقه با گرادیان مریدینال ،با شیب عمیق محاصره گشته و محدود می شود، یعنی تغییراتی سریع در مسیر شمال به جنوب ایجاد می گردد.

این تغییرات در واقع مارپیچ قطبی(polar Vortex) زمستانی  است و در این زمان، تخریب لایه اوزن اتفاق می افتد.

منطقه دیگری از گرادیان و تغییرات شیب، در واقع در سرتاسرسال در مناطق  جنب حاره ای وجود دارد. این مناطق معمولاً موانعی برای اختلاط گازها و هوا محسوب می شوند.

مناطق محدود شده توسط موانع اختلاط جنب حاره ای، بعضی اوقات تحت عنوان مسیر عبور  حاره ای (topical pipe) از آن نام برده می شود.

بین گرادیانها و تغییرات شیب در مناطق قطبی و جنب حاره ای منطقه ایست که از آن بعنوان منطقه خیزش موج رسبی(Rosby - Wave Surf Zone) یا به عبارت ساده تر، منطقه موج استراتوسفریک، نام برده میشود.

بدین ترتیب می توان مارپیج ها، موانع اختلاط و حرکت ناحیه خیزش موج را از رفتار موجهای حلقوی بالقوه (potential vorticity waves) در سطوح هم آنتروپ، درک نمود. این مهم درک و تفسیر جریانهای استراتوسفری را  بسیار ساده تر می کند .

تا زمانیکه دید روشن و درک عمیقی از اینکه مارپیچ بالقوه چیست را نداشته باشیم براحتی نمی توانیم در خصوص جریانهای استراتوسفری اتمسفر و تخریب نسبی لایه اوزن، نظر علمی ارائه کنیم.

لذا، برای تعریف حالت مارپیچی بالقوه(potential vorticity) که بعضی اوقات حالت مارپیچ بالقوه ارتل – رسبی (rosby – ertel potential vorticity) از آن نام می برند، از معادله ذیل استفاده کرده و محاسبات مربوط را انجام میدهیم.

Ω = (ƒ + ς)

P = و دانسیته اتمسفری ƒ = پارامتر کوری یولیس

برابر با (2 Ω sin Ø) است  که حالت حلقوی و مارپیچی سیاره ای نامیده               می شود(Planetary vorticity).

Ω = حالت مارپیچی سیاره ائی

Ø = عرض جغرافیائی

ς = درجه حرارت بالقوه

Z = ارتفاع

ϴ = درجه حرارت بالقوه( نهفته)

گرادیان یا تغییرات درجه حرارت بالقوه با ارتفاع واقعاً سه بعدی                          (three dimensional) است، ولی در رابطه فوق اینگونه فرض شده است که این گرادیان و تغییرات انحصاراً عمودی (Vertical) باشد، توجه داشته باشیم که واحد Ωعبارت است از Km² Kg^-1 S^-1 است و S^-1 در واقع واحد حالت حلقوی(vorticity) است که با ς نمایش داده شده است.

واحد های فوق کاملاً خام(clumsy) هستند و یک واحد حالت مارپیچی بالقوه مساوی با (1 pvu = 10 ^-6 km² kg^-1 s^-1) است.

بدین ترتیب د´و´ران سیاره ائی، چرخش را در موقعیت عمودی محلی(local vertical) اندازه گیری می کند و این عمل بخاطر آن است که چرخش زمین بدور محور خودش می باشد.

د´و´ران نسبی، در واقع معیاری است از پیچش و چرخش یک مایع در اطراف مرکز محلی چرخشی، لذا پیچش و چرخش سیاره ائی، هنگامیکه عرض جغرافیای بزرگ باشد، از دامنه و اندازه بسیار بزرگتری برخوردار می گردد.

چرخش نسبی هنگامیکه یک مایع از جریان سیکلونی شدید  بهره ببرد، نیز بسیار بزرگ خواهد بود، لذا، Ω یا چرخش بالقوه بطور کلی می تواند همانند یک سیلکون(cyclonicity)، (گرد و باد شدید)  باشد که از یک بسته و توده هوا در نبود اصطکاک و یا مالش یا دیگر اثرات آدیاباتیک، بوجود می آید.

چرخش پتانسیل می تواند بر عکس هم باشد، یعنی معکوس شود، بدین معنی که حرکت آدیاباتیک توده هوا با تعریف قابل قبولی از 5 تا ده روز، در استراتوسفر پائین بوجود آید.

لذا، بقاء و ماندگادی (conservation) Ω یک فرضیه قابل در یک مقیاس زمانی نظیر5 تا 10 روزه خواهد بود.

بدین ترتیب با توزیع Ω بر سطوح هم آنتروپ، تصویر دقیق تری از بهم خوردن و اختلاط گازها در استراتوسفر، بدست می آید.

این تصویر بسیار روشنتر از تصاویری است که توسط حرکت استراتوسفری باد با ارتفاعات پتانسیل جغرافیائی بدست می آید.

لذا، چرخش بالقوه ارتل – رسبی یک ابزار بسیار مهم برای رویت حرکتهای استراتوسفری تلقی می گردد.

گرادیان (gradient) یاشیب افقی Ω در زمستان در موانع اختلاط جنب حاره ای و لبه مارپیچ قطبی متمرکزهستند.

جنبش های نوسانی(undulations) در  موانع اختلاط ، موجهای راسبی(rosby waves) نام دارند. تشکیل رشته های (filaments) هوای مارپیچی یا هوای  جنب حاره ئی (subtropical air)در عرض جغرافیای درمیانی پاره شدن موج را سبینام دارد.

از هم در رفتگی فوق دقیقاً همانند گسستن موجهای آب در یک ساحل است که به داخل آب می روند. یعنی حرکت موجها به سمت قطب کاملاً غیر معمول است.

بدین ترتیب ترکیب مواد با غلظت بالا تحت عنوان ترکیبات ذخیره رادیکال، مساحت سطح بالای آئروسلها و مهم تر از همه اختلاط مریدینال بسیار پائین(جریان هوا از شمال به جنوب یا از جنوب به شمال) باعث شرایط ایده آل واکنش های فیزیکی و شیمیائی شده و موجبات تخریب لایه اوزن فراهم می گردد.

 

 

 

مبادله هوا بین تروپوپاز (the tropopause) و استراتوسفر

مبادله هوا بین تروپسفر و استراتوسفر در تبیین الودگی از اهمیت بسیار ویژه ئی  برخوردار است.

میزان انتقال CFCها به استراتوسفر احتمالاً بر مدت و وسعت تخریب اوزن در آینده(future) اثر می گذارد.

میزان انتقال اوزن به تروپسفر بخاطر مشارکت استراتوسفری اوزن در اکسیده کردن ظرفیت تروپوسفر، بسیار با اهمیت است. انتقال اوزن از استراتوسفر به تروپوسفر اساساً در عرض های جغرافیای میانی به وقوع می پیوندند، در صورتیکه انتقال از تروپوسفر به استراتوسفر عمدتاً در نواحی حاره اتفاق می افتد.

شیوع ناگهانی هوای بسیار خشک و غنی از اوزن در ایستگاههای زمینی آلودگی هوا اندازه گیری شده است، مخصوصاً در بهار در عرض های جغرافیایی میانی نشان داده شده است که ماده اوزن، در اصل خود، مربوط به شکست فتوشیمیائی(Photochemical)نیست، بلکه به علت انتقال به پائین هوا از استراتوسفر به تروپوسفر است و در واقع اوزن وارداتی است.

این حوادث سریع تا خوردن و پیچ هائی  است که در لایه تروپوپاز بوجود می آید و در واقع نوسانات تروپوپازی هستند.

فشار و ارتفاع در تروپوپاز بر اساس سیستم های آب و هوائی در تروپوسفر، حرکت می کند. لذا سیستم های با فشار پائین، تروپوپاز پائینی دارند.

جریانهای هوای برق آسا غالباً با شیب عمیق تغییرات شمال به جنوب همراه بوده و در ارتفاعات ترپووپاز ایجاد می شوند.

این حمله های برق آسای سرعت بالای افقی باد، الگوهای چرخشی عمودی  را در آغاز و پایان الگو، بوجود می آورند.

در حقیقت لایه استراتوسفر کاملاً خشک(dry) است. نسبت های اختلاط بخار آب معمولاً در استراتوسفر در محدوده 1 تا 6 ppmبصورت حجمی است(1-6ppmv)، ولی این نسبت در تروپوسفر 6 تا 1 ppt در واحد حجم می باشد(1-6pptv).

یعنی یک در هزار این نسبت ها در لایه فوق تقریباً نرمال است و مضافاً اینکه بیشتر بخار آب در استراتوسفر ناشی از اکسیداسیون(oxidation)، متان(methane) است.

در واقع کل میزان هیدروژن یعنی H₂ ℰ در استراتوسفر بصورت ذیل ایجاد می شود.

H₂ = 2CH₄ + H₂O + H₂ ℰ

اساساً H₂ خودش همیشه یک جزء بسیار کوچکی از H₂ ℰ در تروپوسفر و استراتوسفر است و H₂ ℰ مساوی با 7.5ppmv،CH₄ = 10ppmv، H₂ = 0.5ppmv و آب مساوی با H₂O = 3.5 ppmv است.

 

شیمی فاز گازی در استراتوسفر:

(Gas – phase chemistry of the stratosphere)

بدلیل اهمیت ویژه این بخش به خوانندگان توصیه می شود به سایت زیر مراجعه کرده و اطلاعات لازم را کسب نمایند.

(Http;//jpldataeval. jpl. nasa.gov)

 

(Oxygen – only chemistry) شیمی اکسیژن

اوزن یک آلوتروپ (allotrope) اکسیژن است، یعنی یک شکل آلترناتیو از یک عنصر اکسیژن که بلحاظ حجمی یک پنجم(1/5)اتمسفر را آرایش می دهد.

اتمسفر بالا در جهانی از تشعشع با انرژی بالا که از خورشید نشات می گیرد، غوطه ور است.

لذا، غیر منتظره نیست که بگوئیم اوزن هم در اتمسفر فوق الذکر تولید می گردد، مکانیزم تولید اوزن بشرح ذیل است:

O₂ + hv(λ<243nm) → O + O₂(6)

که توسط فرمول ذیل دنبال می شود:

O + O₂ → M → O₃ + M(1/6)

در صورتیکه M می تواند هر مولکول اتمسفری باشد، که بعنوان چاهک(sink) گرما برای ترکیب خارج گرمائی(exothermic)O و O₂ عمل می کند.

بدین معنی که واکنش شیمیائی فوق تولید گرما(heat) می کند و به واسطه تصادم و برخورد O₃ با M (سایر مولکولها) تبدیل به انرژی جنبشی(Kinetic energy) می گردد و مولکول جدید اوزن(O₃) تشکیل یافته ،مقدار بسیار زیادی انرژی داخلی(internal) را با خود همراه دارد.

لذا اوزن فوق فوراً (immediately) سقوط کرده و جدا می شود(Fall apart) ،مگر اینکه اوزنی که در اتمسفر تجمع می کند، در معرض فرآیندهای تلاشی(متلاشی شدن) و از بین رفتن قرار گیرد.

بعضی فرآیندها در اتمسفر وجود دارد که بصورت مداوم اوزن را تخریب ، متلاشی و بازسازی می کنند.

دقیقاً بخاطر فرآیندهای فوق است  که یکی از دانشمندان دانشگاه اکسفورد(oxford scientist) بنام سیدنی چاپمن(Sidney chapman) حلقه تشکیلات فوق را (تخریب و بازسازی اوزن)، یعنی چرخه عمر اوزن (Ozone lifecycle) را بشرح فرمولهای ذیل ترسیم نمود:

O₃ + hv(λ<1180nm( → O + O₂(7)

O + O₃ → 2O₂ (8)

 

باید توجه داشت که امکان سومی هم برای فقدان اکسیژن(oxygen only loss) وجود دارد و آن اینکه ترکیب مجدد اتمهای اکسیژن خیلی کند است که بتوان آنرا در استراتوسفر قابل ملاحظه دانست.

واکنش 7 و 6 با واکنش های 4 و 5 با هم متفاوت هستند و فقط در طول موجهای مشخصی بوجود می آیند.

یعنی نور در طول موجهای بلندتر نمی تواند اتمهای اکسیژن (oxygen atoms) را در نزدیک سطح زمین تولید کند.

بدین ترتیب O(3polar) از O₃ و O₂ تولید می گردد. واکنش های شماره 7 و 1/6، بسرعت اکسیژن را بین اکسیژن های هم خانواده(odd) یعنی اکسیژن یک اتمی و سه اتمی تعویض(swap) و جابجا می کنند. لذا بسیار معقول خواهد بود که در خصوص خانواده اکسیژنهای فرد (odd oxygen family)بحث کنیم. رفتار O و O₃ در معادلات شیمیائی با هم دیگر نیز قابل بحث هستند.

بدین ترتیب این گروه واکنش واسطه در خصوص مواد شیمیائی هم خانواده یک مفهوم بسیار مهم در کاهش پیچیدگی شیمی استراتوسفری محسوب می گردد. به بحث ذیل توجه کنید:

مکانیزم اکسیژن صرف چاپمن( oxygen only  chapman mechanism) برای تشکیل و تخریب اوزن(formation  & destruction) ،ویژه گیهای صحیح و منحصر بفردی در ایجاد لایه اوزن (ozone lager) در استراتوسفر دارد.

وین (Wayne , 2000) اعلام کرد که منبع نور برای فتولیز (Photolyse) اکسیژن در واقع از بالاتر  از اتمسفر سرچشمه می گیرد، ولی با کاهش ارتفاع ،دانسیته مولکولهای اکسیژن در واحد حجم افزایش می یابد.

مضافا اینکه، اندازه گیریهای دقیق آشکار می سازد که میزان واکنش های 8 یعنی O + O₃ → 2O₂ برای غلظت مشاهده شده اوزن بسیار کند خواهد بود، یعنی مکانیزم چاپمن غلظت های بسیار بیشتری را برای اوزن پیش بینی می کند.

چرخه های رادیکال کلاسیک(طبقه بندی شده)، چرخه های تخریب اوزن و چرخه های خنثی(null)وواکنش های پایانی(termination reactions) به  عنوان فرآیند های تولید و تخریب لایه اوزن شناخته شده اند، کاتالیزرها نیز نقش های بسیار مهمی  در لایه بالای اتمسفر یعنی استراتوسفر دارند.

بعنوان مثال واکنش O + O₃ → 2O₂ که با کاتالیزر همراه است از اهمیت ویژه ائی برخوردار است. این کاتالیزرها در واقع تشریح کننده هائی هستند که بعنوان واکنش گر در یک واکنش فیزیکی حالت  یکسانی دارند و در واکنش به مصرف می رسند.

9) X + O₃ → XO + O2

10) XO + O  → X + O2

واکنش خالص بصورت ذیل است:

11) O + O₃ → 2O₂

X می توان، H، OH ، NO، CL و تا حدودی Br باشد.

خانواده HO_X نشانگر H، OH و HO₂ و NO_X بیانگر NO، NO₂ و NO₃ است. مفهوم مواد شیمیائی فوق مدل کردن شیمیائی واکنش ها را ساده می نماید.

تمام رادیکالهای فوق، اکسیداسیونO₃ و احیاء رادیکال اکسید، شده در O₂، در واقع واکنش هائی فوق العاده سریعی هستند.

بدین ترتیب اگر کاتالیزرها در غلظت های کافی وجود داشته باشند، میزان خالص واکنش نیز افزایش می یابد. البته کانال دومی نیز برای رادیکالهای OH وجود دارد.

این رادیکالها می توانند توسط اتمهای O احیاء گردند و نیز قادرند بوسیله O₃ اکسیده شوند.

12) OH + O  → H + O₂

13) H + O₂ + M  → H₂O + M

14) O + O  → O2 همواره چرخه های واکنش کاتالیزری فوق در رقابت با چرخه های خنثی و بی اعتبار قرار دارند، بدین معنی که این کاتالیزرها بسادگی در واکنش وارد شده ولی اوزن را تخریب نمی کنند، این چنین چرخه های چرخه خنثی نام دارد.

یکی از مهمترین چرخه های خنثی که در بر گیرنده NO₂ می باشد بقرار ذیل است:

15) NO + O₃ → NO₂ + O₂

16) ) → NO + O + hv(λ<420nm NO₂

17) O + O₂ + M→ O₃ + M

همانگونه که در بالا مشاهده می شود، کاتالیزر در واکنش منجر به تخریب O₃ نشده است.

سایر گونه های XO نیز قادرند NO را اکسیده کرده و چرخه های خنثی و غیر مخرب لایه اوزن بوجود آورند.

18) OH + O₃ → HO₂ + O₂

19) HO₂ + NO → NO₂ + OH

20) ) → NO + O + hv(λ<420nm NO₂

21) O + O₂ + M→ O₃ + M

22) O = خالص واکنش

یک چرخه نگهدارنده بسیار مهم در برگیرنده تولید، N₂O₅ می باشد. که تقریباً در شب هنگام پایدار است و بدین ترتیب دو گونه از رادیکالهای NOX را در ساعات تاریک قفل کرده و متوقف می نماید.

23) NO₂ + O₃ → NO₃ + O₂

24) NO₂ + NO₃ + M → N₂O₅ + M

25) N₂O₅ + hv → NO₂ + NO₃

26) ) → NO₂ + O + hv(λ<640nm NO₃

27) O + O₂ + M→ O₃ + M

خالص واکنش، صفر خواهد بود که فقط منجر به تجمع N₂O₅ در شب هنگام می گردد.

هنگامیکه واکنش ها، رادیکالها را از تولید ترکیبات پایدارتر برحذر داشته و بی اعتبار می کنند، این ترکیبات بدون رادیکال، قبل از اینکه شکسته شوند، و مجدداً تشکیل رادیکال دهند، در سرتاسر استراتوسفر مسافت های طولانی را طی می کنند.

لذا، در طی این عمل، یک زنجیره ئی از واکنش های رادیکالبوجود میاید.

28) OH + NO₂ + M→ HNO₃ + M

29) CL + CH₄ → HCL + CH₃

30) CLO + NO₂ + M→ CLONO₂ + M

31) HO₂ + NO₂ + M→ HO₂NO₂ + M

تبدیل NOx به ذخائر و انبارهای نیتروژن بعضی اوقات نیتروژن زدائی(denoxification) نام دارد.

کارائی چرخه کاتالیزری توسط طول زنجیره واکنش ها اندازه گیری می شود، یعنی میانگین تعداد زمانی که یک چرخه مخصوص قبل از اینکه به پایان برسد، اجراء گردد.

اثر یک چرخه کاتالیزری غلظت های مربوط به O₃ نه فقط بستگی به کارائی چرخه دارد، بلکه به غلظت رادیکالها نیز وابسته است.

بعنوان مثال: کارائی چرخه Br/Bro بسیار بیشتر از چرخه Cl/CLO است، ولی فراوانی برم(Bromine) کمتر از کلر(chlorine)است.

فعال شدن مجدد(Reactivation) شیمی رادیکالها محصولات فرعی زیر است.

32) HNO₃ + hv → OH + NO₂

واکنش با OH نیز بشرح ذیل است:

33) HNO₃ + OH → H₂O + NO₃

وجود چرخه های خانواده پیوندی خنثی بسیار مهم، چرخه های نگهدارنده و واکنش های پایان بخش (termination) به ما می گوید که شیمی استراتوسفر(Stratosphere) نسبت به تغییرات در غلظت های خانواده های رادیکال کاملاً غیر خطی(non-linear) است.

لذا، نباید تغییرات در اوزن را با تغییرات در غلظت یکی از خانواده های رادیکال، متناسب فرض کنیم، بدین ترتیب پیش گوئی عکس العمل اوزن نسبت به تغییرات در هر یک از خانواده  گازهای رادیکال، واقعاً غیر ممکن است.

بنابراین بدون مدل کردن کامل سیستم، نمی توانیم پیش گوئی تغییرات را در غلظت اوزن استراتوسفر داشته باشیم.

 

 

چرخه های تخریب اوزن(O₃) بدون اتمهای O(اکسیژن):

چرخه های کلاسیک(classic) تخریب لایه اوزن را که در مبحث قبل توضیح دادیم، برای کاهش گونه های XO نیازمند اتمهای اکسیژن بودند، ولی سایر چرخه های کاتالیزری که به موجود بودن اتمهای O وابسته نمی باشند، نیز وجود دارند.

این چنین چرخه هائی مخصوصاً در استراتوسفر تحتانی بسیار مهم هستند، یعنی جائی که نسبت اتمهای O به مولکولهای اوزن در استراتوسفر فوقانی بسیار کمتر است.

سه نوع معمولی چرخه کاتالیزری ویژه اوزن وجود دارد.

اولین چرخه در برگیرنده تشکیل گونه XO است که خودش با اوزن وارد واکنش می شود، بصورت ذیل:

34) OH + O₃ → HO₂ + O₂

35) HO₂ + O₃ → OH + 2O₂

واکنش خالص عبارت است از: 2O₃ → 3O₂ خالص

36) NO + O₃ → NO₂ + O₂

37) NO₂ + O₃→ NO₃ + O₂

38) ) → NO + O₂ + hv(λ<640nm NO₃

2O₃ + hv→3O₂: خالص واکنش.

دومین چرخه و کانال برای فتولیز NO₃ در واقع تشکیل ترکیبی است از دو گونه XO که با حذف O₂ همراه است.

39) Br + O₃ → Bro + O₂

40) OH + O₃ → HO₂ + O₂

41) HO₂ + Bro → HOBr + O₂

42) HOBr + hv → OH + Br

واکنش خالص : 2O₃ + hv→ 3O₂

نوع سوم چرخه ویژه و مخصوص اوزن، در برگیرنده تشکیل یک ترکیبی از دو گونه XO می باشد که تعاقب آن حذف O₂ به واسطه فتولیز یک پیوند متفاوت به واکنش اولیه شکل گرفته است، یعنی :

43) CL + O₃ → Clo + O₂

44) NO + O₃ → NO₂ + O₂

45) ClO + NO₂ + M → ClONO₂ + M

46) ClONO₂+ hv → Cl + NO₃

47) ) → NO + O₂ + hv(584λ<640nm NO₃

واکنش خالص: 2O₃ + 2hv→ 3O₂

یک مثال بسیار مهم از چرخه نوع سوم ویژه اوزن در واقع چرخه دیمر             (dimer cycle) است یعنی:

48) 2CCL  + O₃ → ClO + O₂

49) 2CLO  + M → Cl₂O₂ + M

50) Cl₂O₂ + hv → Cl + CLOO

51) CLOO  + M → Cl + O₂ + M

واکنش خالص عبارت است از: 2O₃ + hv → 3O₂

چرخه فوق مسئول بیشترین میزان تخریب اوزن در مارپیچ و گردباد قطبی در فصل بهار(Spring time) است.

در واقع چرخه تخریب فوق است که منجر به تشکیل حفره(hole) اوزن (ozone) می شود. مضافاً اینکه چرخه های نوع دوم و سوم مختص اوزن که در بالا توضیح داده شده اند، نیازمند نورخورشید می باشند.

لذا، این واکنش ها در طی شب های قطبی بوقوع نمی پیوندند. حتی اگر گردبادهای قطبی چاشنی شیمی چندگانه تخریب اوزن شوند، بدلیل نبود نور خورشید اتفاق خاصی برای اوزن بوجود نمی آید.

بعنوان مثال: در نیمکره شمالی هوا در گردباد اقیانوس منجمد شمالی(Arctic) توسط موجهای سیاره ائی با صدا در اطراف به حرکت در می آید.(sloshed)

بطوریکه (So that) مارپیچ و گردباد هوا در سرتاسر زمستان در معرض دوره های (Periods) نور خورشید قرار می گیرد.

ولی در نیمکره جنوبی، مارپیچ هوا از تلاطم و آشفتگی کمتری برخوردار است و لذا تا زمانیکه نورخورشید مجدداً در بهار به اقیانوس منجمد جنوبی بر می گردد، فقدان و از بین رفتن اوزن فقط در لبه مارپیچ قطبی حادث میشود.

آئروسلها(Aerosols) و ابرها در استراتوسفر:

همانگونه که در مبحث مربوط به ساختار فیزیکی استراتوسفر توضیح دادیم، بدلیل گرمای پایدار و خشکی حاکم بر استراتوسفر تشکیل ابرها در این لایه نامحتمل(Unlikely) است. ولی در شرایطی خاص، این ابرها می توانند در این لایه از حیات جو، تشکیل شوند.

ابرهای ناکروسی(Nacreous) بر فراز اقیانوس منجمد شمالی وجود دارند. این ابرها(مناظر رنگی و رویائی) در آسمانهای تاریک دیگری  مناظر رنگی  و زیبائی  دارند.

درک و فهم  انسان در بیست سال گذشته با استعانت از  مشاهدات ماهواره ای در خصوص فرکانس ( فراوانی  ) و توزیع ابرهای فوق به مقدار زیادی بهبود یافته است.

امروزه این ابرها، ابرهای استراتوسفری قطبی(Polar Stratospheric Clouds) نام دارند(PSCs).

اندازه گیریها نشان داده اند که اندازه های ذرات مشابه و نظیر هم متشکل از ذرات بسیار ریز میکرومتری تا تکه های یخ با قطرهای چندکیلومتری در استراتوسفر تشکیل        می شود.

ولی باید توجه داشت که میزان آب در استراتوسفر فقط 4 تا 5 ppm است              (4-5 ppm)، لذا ابرهای استراتوسفری در مقایسه با ابرهای تروپسفری  بسیار ضعیف هستند .ابرهای سیروسی(Cirrus) که در ارتفاعات میانی وجود دارند، نوعاً شامل100ppmv آب متراکم هستند.

آئروسلهای آتشفشانی و لایه جانگ(junge layer):

یک لایه از آئروسلها(گازها)، که غالباً به آن لایه جانگ(junge) می گویند، همانند یک پتوی ضخیم (Thick blanket) سرتاسر جهان زمین را می پوشاند.

مرکز توده لایه جانگ در حدود 5 کیلومتری لایه خاک کره (troposphere) قرار دارد، این گازها  نیزدر ارتفاع گسترده ئی در سرتاسر استراتوسفر تحتانی نیز وجود دارند.

آئروسلهای استراتوسفری عمدتاً از اسیدسولفوریک(H₂SO₄) غلیظ تشکیل یافته اند، ولی این گازها می توانند مقداری از عناصر معدنی هم که از سنگهای آسمانی (meteorites) مشتق شده اند را به همراه داشته باشند.

مقداری دوده(Soot) و سایر مواد تزریقی از تروپوسفر در پائین ترین قسمتهای استراتوسفر وجود دارد.

منبع اولیه گازهای استراتوسفری در واقع از اکسیداسیون SO₂ که به واسطه انفجارات آتشفشانی بوجود آمده اند، ناشی می شود.

یک مقدار اضافی، ولی خیلی کم ازگازهای فوق ممکن است، ناشی از کربنیل سولفیدی(Carbonyl Sulphide) باشد که از میکروبها(Microbes) خارج شده است و با فرآیند اکسیداسیون به اسید سولفوریک تبدیل می شود، این مقدار نیز به داخل استراتوسفر راه یافته است.

موثرترین تزریق گازی – آتشفشانی، در سالهای اخیر در واقع در ماه ژوئن(June) 1991 میلادی بود که با انفجار کوه پیناتوبو(Pinatubo) در فیلیپین اتفاق افتاد.

افزایش تخلیه ائروسلها بدلیل انفجار آتشفشانی در لایه استراتوسفر به میزان(30Tg) سی میلیون تن تخمین زده شده است.

تاری و تاریکی اتمسفری(Atmospheric Opacity) یا عمق دید

(Optical Depth) در حداکثر میزان خود، بلافاصله پس از انفجار آتشفشانی، در نواحی حاره، مقداری بیشتر از0.2 گزارش شده است.

بر اساس شواهد موجود، بزرگترین تزریق گاز آتشفشانی و خاکستر در استراتوسفر ناشی از انفجار(Toba) در سوماترا(Sumatra) بوده است.

این واقعه در 73500 سال پیش اتفاق افتاد و به میزان تقریبی هزار میلیون تن انواع گازهای سمی و خاکستر به داخل استراتوسفر تخلیه گشتRampino & Self 1992.

ابرهای استراتوسفری قطبی:

در مرحله اول، ترکیب ائروسلهای استراتوسفری با ورود توده هوا در محدود درجه حرارت 180 تا 200 کلوین سرد شده و بنحو حیرت انگیزی تغییر می یابند.

آئروسل اسید سولفوریک، بخار آب را جذب کرده و رقیق تر می شود. اسید سولفوریک با سرد شدن بیشتر یعنی کمتر 192 کلوین ، اسید نیتریک و بخار آب بیشتری جذب میکند و بدین ترتیب ابرهای استراتوسفری قطبی تشکیل می گردند.

این ابرها با سرد شدن مجدد یعنی تقریباً زیر نقطه یخبندان، 189 کلوین، ، یخ می زنند.

از طرف دیگر، ابرهای استراتوسفریک قطبی اثرات شیمیائی بسیار مهمی در استراتوسفر دارند، مخصوصاً در فصل زمستان قطبی استراتوسفر اثر گذار هستند.

این ابرها نیز اثر فیزیکی مهم دیگری دارند که نیتروژن زدائی(denitrification)  نام دارد.

یعنی با نفوذ ذرات گازی(آئروسل) به داخل ابرهای استراتوسفری قطبی که با جذب اسید نیتریک و آب همراه است، سرعت ته نشینی نهائی آنها بسیار با اهمیت می گردد و در چنین شرایطی ذرات ابرهای استراتوسفری قطبی را در شکل اسید نیتریک از ابرها حذف می کنند.

لذا خارج شدن ذرات بسیار سرد از ابرهای استراتسفری قطبی که عمدتاً مقدار زیادی آب دارند، منجر به فرآیند آب زدائی(dehydration) از گرداب یا مارپیچ قطبی می گردد.

این پدیده غالباً در زمستانهای اقیانوس منجمد جنوبی واقع می شود، ولی در زمستانهای اقیانوس منجمد شمالی غیر معمول است.

 

 

ابرهای سیروس در ترپوپاز فوق حاره ائی(Extra-tropical Tropopause)):

تروپوپاز ساختار حرارتی(temprature profile) مینیممی در اتمسفر(جو) دارد و غالباً برای ذرات آئروسل به منظور جذب آب و متورم شدن به اندازه کافی سرد می باشد.

در چنین حالتی است که ابرهای سیروسی(cirrus) شکل می گیرند. ممکن است رادیکالهای کلرین(chlorine)، توسط شیمی متجانس و متباین در تروپاز نیز تولید شوند و بدین ترتیب، در آنجا بودجه (budget) اوزن را تغییر میدهند.

ترکیبات واکنش گری که برای رهاسازی رادیکالهای کلر لازم است، عبارتند از:HCL، CLONO₂ و HOCL می باشند که منبع اکثر آنها در استراتسفر وجود دارد.

انتظار می رود که نسبت اختلاط در این ترکیبات واکنش گر، نزدیک لایه تروپوسفر بسرعت تغییر کرده و منجر به تغییر در منبع در هر طرف لایه تروپوپاز گردد.

البته بوضوع مشخص نیست که آیا ابرهای سیروسی و ذرات متورم گشته آئروسلی برای شکل گیری نیازمند بخار آب تروپوسفری هستند یا خیر.

 

شیمی نامتجانس و متباین استراتوسفر:

در محافل علمی اتمسفری، اصطلاح شیمی نامتجانس (heterogeneous) معمولاً شامل واکنش هائی می شود که ذرات را در اتمسفر به حالت های گوناگون در می آورند.

البته واکنش هائیکه ذرات آبی (liquid) دارند، واکنش های فاز مایع مشابه و همجنس (Homogeneous) هستند.

مدلهای شیمی اتمسفری معمولاً ذرات گازی را بر اساس میزان آنها در واکنش ها، جداسازی کرده و نام گذاری می کنند.

مهمترین واکنش ها در لایه استراتوسفر، آئروسلهای اسید سولفوریک و ذرات موجود در ابرهای استراتوسفری قطبی هستند.

 

 

این واکنش ها و اثر آنها در استراتوسفر تحتانی بشرح جدول ذیل می باشند:

 

 

میزان واکنش های چندگانه و نامتجانس در مایعات:

پدیده انتشار(diffusion) برای واکنش هائیکه دارای ذرات هستند بسیار مهم است.

واکنش گرها، جداسازی بین فازهای گازی و مایع را بر اساس حلالیت و جذابیت آنها صورت می دهند.

اگر میزان واکنش در ذرات مایع، کند باشد، واکنش گرها زمان کافی برای متعادل کردن جداسازی را در اختیار دارند و میزان واکنش بر اساس فرمول ذیل قابل تبین است:

 

K= میزان واکنش در محلول که بر حسبM^-1 S^-1 برای واکنش گرهای R₂وR₁ است و بر اساس قانون هنری(Henrys law) و قانون گاز ایده ال(Ideal Gas Law) داریم:

قانون هنری [R_n] = H*P_n

قانون گاز ایده ال ) K_BT P_nV = n_nRT → P_n = (

قانون دالتون در خصوص فشارهای جزئی [Rn] = 10H*K_BT_cn

^1- [Rn] = غلظت مولی(M) ، R₁ و R₂ است.

^2- H* = ضریب موثر قانون هنری بر حسب Matm که حلالیت واکنش گر را تعریف می کند.

^3- K_B = ثابت بولتزمن بر حسب (jK^-1molec^-1).

^4- T = درجه حرارت به (K) کلوین است.

^5- V = حجم گاز به (m³) مترمکعب است.

^6- R = ثابت عمومی گاز بر حسب (JK^-1mol^-1) است.

^7- P_n = فشار جزئی واکنش گر بر حسب (Nm^-2) می باشد.

^8- C_n = دانسیته شماره فاز گازی واکنش گر برحسب (molec cm^-3).

^9- فاکتور 10 = عدد نهائی که واحدها توسط  آن تصحیح می شوند بر حسب

10^-5atm_s در هر Nm^-2 ضربدر 10⁶ cm³/m³.

بدین ترتیب میزان واکنش می تواند در اشکال غلظت های فاز گازی بیان گردد، لذا واکنش برای ارتباط دادن شیمی متباین و متجانس به شیمی فاز گازی که بصورت همزمان بوجود می آید، بسیار مهم است.

واکنش HCl وHOCl در محلول به طریق فوق قابل انجام است. اگر میزان ضریب برای یک واکنش سریع تر از 10⁵M^-1S^-1باشد، در چنین حالتی میزان واکنش توسط انتقال واکنش گرها به داخل ذرات، محدود گشته و کاهش می یابد.

 

 

 

میزان واکنش های چند گانه در جامدات(Solids):

میزانهای واکنش برای ذرات جامد، بستگی به خطی بودن مساحت سطح ذرات    (particle surface area) دارد.

ولی این مساحت بسادگی قابل اندازه گیری نیست و نمی توان آنرا همانند قطرات مایع کروی محاسبه کرد. لذا، برای محاسبه سطحجامد ابرهای استراتوسفری قطبی، میزان واکنش را از طریق فرمول ذیل بدست می آوریم:

 

در صورتیکه :

1- = ضریب بدون بعد جذب واکنش است.

2- V = میانگین سرعت مولکولی فاز گازی بر حسب(m s^-1) است.

3- A = دانسیته مساحت سطح ابر استراتوسفریک قطبی بر حسب cm² cm^­3 است.

البته باید مطمئن بود که ذرات بصورت واقعی در شکل جامد (Solid) باشند.

تشویش های (perturbations) آتی در خصوص استراتوسفر/ ورودی های جاری و سناریوهای آینده

انتشار گازهای تخریب گر اوزن(O₃) از زمان اجرای پروتکل مونترال(Montreal Protocol) در موادیکه لایه اوزن را تخریب می کنند، بنحو قابل ملاحظه ای کاهش یافته است. شروع اجراء چند پروتکل در سال 1989 میلادی و پنج اصلاحیه بعدی که در آن صورت گرفت، جملگی باعث گردید که محدویت شدیدی بر انتشار گازهای مخرب لایه اوزن اعمال گردد. مقدار کل کلر معدنی در لایه تروپوسفر در دهه 1990 میلادی به بالاترین میزان حد خود، یعنی 3.7ppbv رسید.

میزان موجودی کلر در لایه استراتوسفر تابع ارتفاع(height) است و از آنجائیکه انتقال هوای فوقانی ترین بخش استراتوسفر از طریق چرخه بریور – دابسون(Brewer – Dobson) کند می باشد، لذا مقدار کلرین و میزان اوج آن در استراتوسفر بسیار دیرتر از تروپوسفر اتفاق می افتد.

قضیه برم(Bromine) در تخریب لایه اوزن بسیار فراتر و در عین وحشتناکتر از کلر(Chlorine) است.

دانشمندان تخمین زده اند که برم در تخریب لایه اوزن در حدود پنجاه برابر کاراتر از کلر(Chlorine) است.

برم در اشکال مختلف، مثل هالون ها(Hallones) و هیدروکربنهای جایگزین شده که شکل غالب آن متیل برم(Methyl bromide) است، وارد استراتوسفر می گردد، سه منبع اصلی با منشاء انسانی در ارتباط  با متیل برم شناسائی گردیده است.

این سه منبع عبارتند از:

1- ضد عفونی کردن خاک.

2- سوزاندن زیست توده(Biomass).

3- انتشار گاز از اگزوز اتومیبل هائیکه از بنزین سرب دار استفاده می کنند.

اندازه گیریها نشان داده است که میزان متیل برم در نیمکره شمالی سه برابر بیشتر از نیمکره جنوبی است. بعنوان مثال: هالون 1211 یعنی (CBrCLF₂) و 1301 یعنی (C BrF₃) بنحو گسترده ئی در سیستمهای اطفاء حریق مورد استفاده قرار گرفته اند.

 

اگر چه هم اکنون تولید هالون های فوق متوقف گشته است ولی انتظار می رود این گازها برای چندین دهه مورد استفاده قرار گیرند.

میزان این گازها هم اکنون در حدود 3.5 * 10^-3 ppbv برای H-1211 و 2.5*10^-3ppbv برای H1301، می باشد.

غلظت های مربوط به H-1211 در حال رشد و غلظت H-1310 درحال پایدار شدن است، البته در طی دهه گذشته، نگرانیها در خصوص مواد با عمر بسیار کوتاه

(Very short-lived substances) افزایش یافته است.

دانشمندان(Law&Sturges-2006) می گویند، این مواد با عمر کوتاه ممکن است به مقدار قابل ملاحظه ای به استراتوسفر در میزانی قابل مقایسه با میانگین میزان اختلاط از این لایه، دچار شکست مولکولی شوند.

این مهم بدین معنی است که توزیع این مواد در تروپوسفر کاملاً غیر یکسان و غیر یکنواخت(non-uniform) است.

جدول ذیل مثالهائی از مواد با طول عمر خیلی کوتاه که شامل کلروبرم می شوند را نشان می دهد، این گاز عمدتاً در ارتفاع 5 کیلومتری سطح زمین یعنی تروپوسفر(خاک کره) یافت می شوند:

 

مسئله دیگری که در تخریب لایه اوزن بسیار موثر است گازهای NO_x توسط جنگنده های بلند پرواز و هواپیماهای مافوق و مادون صوت در لایه استراتوسفر است.

این گازها در استراتوسفر به مدت طولانی می مانند و می توانند تخریبات وسیعی در لایه اوزن ایجاد کنند.

هواپیماهای مادون صوت(Subsonic)که در کریدور پروازی آتلانتیک شمالی  رفت  و آمد دارند ، تقریبا 44 درصد گازهای خروجی خود را در استراتوسفر انتشار میدهند. و این میزان خروجی NO_x باعث تخریب گسترده لایه اوزن در منطقه فوق میگردد.

بازخوردهای اقلیم - شیمی:

امروزه اکثر دانشمندان علوم زمین، معتقدند که هشدارهای انسانی در خصوص اقلیم در حال وقوع است.

آنها می گویند، افزایش گازهای گلخانه ای باعث گرم شدن خاک کره(troposphere) گشته، ولی از طرف دیگر نیز این افزایش باعث سرد شدن استراتوسفر(Stratosphere) نیز شده است.

بدین معنی گاز گلخانه ای که بعنوان یک سپر گرمائی (thermal blanket) محسوب می شود، بالا رفتن اشعه ماوراء بنفش به استراتوسفر را بشدت کاهش می دهد.

تغییر در درجه حرارت استراتوسفر منجر به تغییر در شیمی استراتوسفری و بادهای استراتوسفری می گردد.

در نتیجه عمل فوق ستونهای اوزن و همچنین نفوذ اشعه ماوراء بنفش استراتوسفر تغییر کرده و نهایتاً منجر به تغییرات وسیع در اقلیم می گردد.

کمّی کردن اثرات بازخورد اقلیم – اوزن نیازمند یکپارچه سازی و تفسیر مدلهای جهانی اقلیم – شیمی می باشد که در حال حاضر قدرت و توانمندی کامپیوتری فعلی از بهبود و توسعه مدلهای مربوط به این امر، ناتوان است.

خلاصه فصل:

1-The O₃ layer is the inevitable consequence of an external source of bond-breaking photons and an exponential decrease of pressure with height.

1- تشکیل لایه اوزن، نتیجه منطقی و اجتناب ناپذیر موادی خارجی است که به واسطه فتونها ، پیوندهای شیمیائی(bond - breaking photons) آنها گسسته می گردد، این فرآیند ها با کاهش تصاعدی فشار که با ارتقاع همراه است، صورت می پذیرند.

2- اوزن غالباً تحت عنوان یک ستون عمودی کمی شده و توسط واحدهای دابسون(Dobson) اندازه گیری می شود.

3- بادهای استراتوسفری، اوزن را  از منطقه منبع خودش در نواحی حاره ائی بطرف قطب ها حرکت می دهند.

4- چرخه بریور – دابسون، گردش آرام و کند هوا در سرتاسر استراتوسفر را توضیح داده و چرائی تخریب لایه اوزن که در فصل بهار در قطب ها بسیار شدید است را نیز تشریح می نماید.

5- تخریب شدید لایه اوزن در جنوب گان(antarctic) در هر سال وجود دارد.

6- تخریب شدید لایه اوزن در شمال گان (arctic) پراکنده تر است. ولی هنگامیکه رخ می دهد، وحشتناکتر خواهد بود.

7- موادی که اوزن استراتوسفری را تخریب می کنند، این کار را از طریق چرخه های واکنش های کاتالیزوری انجام می دهند. این عمل بدین معنی است که مواد موجود در غلظت های بسیار کم تر از اوزن می توانند، اثر بسیار مهمی تر بر غلظت اوزن داشته باشند.

8- آئروسلهای استراتوسفری، ابرهای استراتوسفری قطبی و احتمالاً ابرهای سیروسی(Cirrus) محیط های لازم را برای شیمی متجانس و متباین فراهم       می آورند. این شیمی چند گانه معمولاً تخریب لایه اوزن را توسط کلر و برم افزایش می دهد.

9- غلظت مواد تخریب کننده لایه اوزن ناشی از فعالیت های انسانی (مواد ساخته شده توسط انسان) در مراحل آغازین کاهش است. ولی تخریب لایه اوزن به واسطه موادیکه در گذشته در اتمسفر انتشار یافته، ممکن است برای سالهای متوالی ادامه داشته باشد، این مهم بواسطه تغییرات اقلیمی شدیدتر هم خواهد شد.

 

بدون اشراف علمی بر فرایندهای تخریب لایه اوزن نمیتوان بدرستی در خصوص مکانیزم های کنترل تخریب وارد عمل شد.حفظ لایه اوزن موجب سربلندی حیات و پایداری سیاره زمین خواهد شد.