İstiliyin okean və atmosfer arasında daşınması

Əgər Yer səthi üzərində hər hansı bir məntəqədə gələn və gedən radiasiya balanslarına baxsaq, onlarda fərü olduğunu görərik. Bu, onu göstərir ki, radiasiyadan başqa da proseslər mövcuddur ki, bu da istiliyin aparılmasıdır. Bu hal okean və atmosfer üçün xüsusən xarakterikdir.

Atmosferdən keçib gələn radiasiyanın əksər hissəsi planetin səthi tərəfindən udulur. Yer səthi özünün uzundalğalı şüaları ilə atmosferi qızdırır. Nəticədəsə, okean-atmosfer, yaxud da Yer-atmosfer sərhədində istiliyin ötürülməsi olur ki, bu da atmosferdə konveksiyanın inkişafına səbəb olur. Istiliyin ötürülməsi öz-özlüyündə çox ləng gedir. Lakin bu, zəruridir. Sonra isə istilik havanın şaquli hərəkətində ötürülür ki, bunun da nəticəsində termik konveksiya, yaxud da turbulent konveksiya (hamar olmayan sətjlərdə hava axınının üfiqi hərəkəti) baş verə bilər. Bunun nəticəsində 2 mühitin sərhədində temperatur qradienti yaranır və buna görə də istiliyin ötürülməsi kifayət qədər tez baş verir.

Bundan başqa bir mühüm prose də vardır ki, bu da Günəş istiliyinin atmosferə verilməsidir. Bu, su səthindən buxarlanma və atmosferdə rütubətin kondensasiyasıdır. Okean səthindən buxarlanan 1 qr suya 2.47*10³ C istilik tələb olunur. Bu zaman su buxarı özündə gizli istilik saxlayır ki, atmosferdə kondesasiya zamanı istilikdən azad olur.

Okeanın istilik balansının öyrənilməsinə cəhd edilmişdir. Aydındır ki, yerindən və ilin mövsümündən asılı olaraq, bu qiymətlər dəyişə bilər. lakin əminliklə demək olar ki, daha çox istilik suyun buxarlanması zamanı aparılır, nəinki, konduktiv istilik ötürülməsində və atmosferdəki konvektiv proseslərdə. Bu deyilənlər o zaman doğru olur ki, əgər suyun orta temperaturu havanın orta temperaturundan çoxdursa və əsas amil də, əgər su səthindəki temperatur halında okean səthindəki su buxarının elastikliyi havadakı doymuş buxarın elastikliyindən azdırsa, bu halda suyun buxarlanması baş verir. Lakin bu ümumi qaydada bəzi məhduduiyyətləri qeyd etməliyik. Havanın temperature suyun səthindəki temperaturdan yüksək olduqda, atmosferdən okeana istilik verilir və okean səthində və onun üzərində su buxarının kondensasiyası baş verir və nəticədə duman əmələ gəlir. Bunun nəticəsi olaraq, su səthi nisbətən isti olur və buna müvafiq olaraq sıxlıq azalır. Bunun üzərindəki havasa soyuyur və nisbətən sıx olur. Nəticədə hər 2 mühitdə termik konveksiya artır, güclü küləklər olmadıqda istiliyin ötürülməsi nisbətən ləng gedir.

Istiliyin üfiqi ötürülməsi- adveksiya –şüalanma nəticəsində böyük enliklərdə istiliyin itirilməsinin, aşağı enliklərdəsə istiliyin alınmasının konpensasiyası üçün zəruridir. Illik radiasiya balansının defisiti və artığı təxminən 37° şm. və c. enliklərdə baş verir. əgər istiliyin adveksiyası olmasaydı ekvatorial zolaqda temperatur 10° C artardı və bu zaman qütb enliklərində temperatur 20° C -ə qədər azalardı. Bu isə Yer səthində buz və qar örtüyünün əhəmiyyətli dərəcədə artımına gətirib çıxarardı ki, bunun da nəticəsində orta və yüksək enliklədə albedo yüksələrdi. Qiymətləndirməyə görə, istiliyin 80%-i natmosferlə ötürülür və Yerin qütblərinə tərəf istiqamətlənir. Son araşdırmalar göstərilir ki, ekvatorla 70° şm.enliyi aralığında enerjinin ötürülməsində okeanın payı 40%-ə, 20° şm.enliyi aralığındasa 74%-ə qədərdir. Külək və okean axınları təkcə aşağı və yuxarı enliklər arasında istilik balansını tarazlaşdırmır. Onların özü də Yer səthində istiliyin qeyri-bərabər paylanmasından asılıdırlar. Bu qeyri-bərabərlik enerji mənbəyinə xidmət edir, onların hərəkətini dəstəkləyir.

 

Temperaturun üfüqi paylanması

 

Açıq okeanın səthində temperatur suyun donma (-1.9° C 35‰ –də) dərəcəsindən təxminən 30° -ə qədər dəyişir. Suyun mövsümi temperatur dəyişməsi özünün ən böyük qiymətini orta enliklərdə alır. Şimal yarımkürəsində cənub yarımkürəsinə nisbətən çox olur ki, buna səbəb şimal yarımkürəsinin orta enliyində qurunun çox olmasıdır. Ən yüksək temperatur dəyişməsi Sakit okeanın 10° -40° şm.enlikləri arasındadır. Maksimal temperatur zonası, yaxud da termik ekvator təxminən 5° şm.enliyində yerləşir. Buna səbəb isə quru və dənizlərin yerləşməsi, okean sirkulyasiyası və Antarktida buzlarının albedosunun yüksək olmasıdır. Istiliyi Yerin qütblərinə tərəf aparan okean axınları (məs: Holfstrim, Atlantik okeanının şm.qərb hissəsinə) burada müsbət temperatur anomaliyaları yaradır.

Yer səthi üzərində hava temperaturunun paylanması aşağıdakı əsas 4 amildən asılıdır:

  1. enliklərdən
  2. quru səthin hündürlüyündən
  3. səthin tipindən, xüsusən də, quru və dəniin yerləşməsindən
  4. külək və axınla istiliyin advektiv gətirilməsi.

Enlik artıqca temperatur aşağı düşür ki, buna da səbəb Yer səthinə düşən radiasiya bucağının artmasıdır. Bu zaman radiasiya dha sıx atmosfer qatından keçməklə daha geniş əraziyə səpələnir. Bu zaman daxil olan enerjinin əksər hissəsi bu səthlərdən əks olunur.

Okean atmosfer arasında istilik tranformasiyası

Əgər Yer istilik itkisi olmadan Günəs radiasiyasını udsaydı, onda onun

temperaturu fasiləsi olaraq artardı. Amma bu bas vermir. Ona görə ki, Yer fəzaya elektromaqnit süaları verir. Əgər Yerin orta illik temperatur dəyismələrini nəzərə almasaq, onda Yerin qəbul etdiyi Günəs radiasiyası ilə Yerdən gedən radiasiya arasında balansı ala bilərik.

Yerin temperaturunu daxil olan radiasiya və onun energetik spektri tənzimləyir. Stefan- Boltsman qanununa əsasən, Yerdə temperatur tarazlıgının alınması üçün mütləq qara cismin orta temperaturu 250 K( -23° C) təskil edir. Bu, Yerin planetar temperaturu adlandırılır. Bu, Yerin səthindəki temperaturdan kifayət qədər asagıdır. Ona görə ki, Yer səthindən süalanan enerjinin müəyyən hissəsi atmosfer tərəfindən udulur və yaxud da əks olunur. Bir çox atmosfer qazları uzundalgalı radiasiyaları udma qabiliyyətinə malikdirlər. Bu, su buxarı, karbon 4-oksid və ozondur. Bunlar uzunluqları 8 mk-dan kiçik və 12 mk-dan böyük bütün radiasiyaları demək olar ki, udur. Amma bu qiymətlər arasında “radiasiya pəncərəsi” qalır ki, hansı ki, səma aydın olduqda radiasiya kosmik fəzaya süalanır. Buludlar uzundalgalı radiasiyanı həm udur, həm də əks etdirə bilirlər. Atmosferi yaradan qazlar da Yerin radiasiyasını udur və eyni zamanda müxtəlif istiqamətlərə səpələyir. Amma enerjinin müəyyən hissəsi Yerə qayıdır. Beləliklə, onlar Yer ətrafında izolyasiya qatı kimi fəaliyyət göstərirlər. Yerin temperaturuna bu cür təsir – parnik effekti adını dasıyır. Güman edilir ki, son 70 ildə atmosferdə karbon 4 –

oksidin miqdarı 10 % artıb. Buna isə əsas səbəb kimi yanacaqların çox yanması

göstərilir. Və atmosferin temperaturunun dəyisməsi bununla baglı ola bilər.

Gələn və gedən radiasiya arasındakı balans Yerin temperatur dəyisməsinə

təsir edir. Əgər gələn radiasiya artarsa, onda Yerin temperatutu yüksəlir. Bu da öz növbəsində gedən radiasiyanın çoxalmasına səbəb olur. Bu balansın nəticəsindəsə yüksək tempertur formalasır. Lakin radiasiya balansının dəyisməsini bilmək üçün bütün Yer kürəsi üçün orta illik radiasiya və temperatur qiymətlərinə baxmaq zəruridir.

Əgər Yer səthi üzərində hər hansı bir məntəqədə gələn və gedən radiasiya balanslarına baxsaq, onlarda fərü oldugunu görərik. Bu, onu göstərir ki, radiasiyadan basqa da proseslər mövcuddur ki, bu da istiliyin aparılmasıdır. Bu hal okean və atmosfer üçün xüsusən xarakterikdir.

Atmosferdən keçib gələn radiasiyanın əksər hissəsi planetin səthi tərəfindən udulur. Yer səthi özünün uzundalgalı süaları ilə atmosferi qızdırır. Nəticədəsə, okean-atmosfer, yaxud da Yer-atmosfer sərhədində istiliyin ötürülməsi olur ki, bu da atmosferdə konveksiyanın inkisafına səbəb olur. Istiliyin ötürülməsi öz-özlüyündə çox ləng gedir. Lakin bu, zəruridir. Sonra isə istilik havanın saquli hərəkətində ötürülür ki, bunun da nəticəsində termik konveksiya, yaxud da turbulent konveksiya (hamar olmayan sətjlərdə hava axınının üfiqi hərəkəti) bas verə bilər. Bunun nəticəsində 2 mühitin sərhədində temperatur qradienti yaranır və buna görə də istiliyin ötürülməsi kifayət qədər tez bas verir. Bundan basqa bir mühüm prose də vardır ki, bu da Günəs istiliyinin atmosferə verilməsidir. Bu, su səthindən buxarlanma və atmosferdə rütubətin kondensasiyasıdır. Okean səthindən buxarlanan 1 qr suya 2.47*10³ C istilik tələb olunur. Bu zaman su buxarı özündə gizli istilik saxlayır ki, atmosferdə kondesasiya zamanı istilikdən azad olur.

Okeanın istilik balansının öyrənilməsinə cəhd edilmisdir. Aydındır ki,

yerindən və ilin mövsümündən asılı olaraq, bu qiymətlər dəyisə bilər. lakin əminliklə demək olar ki, daha çox istilik suyun buxarlanması zamanı aparılır, nəinki, konduktiv istilik ötürülməsində və atmosferdəki konvektiv proseslərdə. Bu deyilənlər o zaman dogru olur ki, əgər suyun orta temperaturu havanın orta temperaturundan çoxdursa və əsas amil də, əgər su səthindəki temperatur halında okean səthindəki su buxarının elastikliyi havadakı doymus buxarın elastikliyindən azdırsa, bu halda suyun buxarlanması bas verir. Lakin bu ümumi qaydada bəzi məhduduiyyətləri qeyd etməliyik. Havanın temperature suyun səthindəki temperaturdan yüksək olduqda, atmosferdən okeana istilik verilir və okean səthində və onun üzərində su buxarının kondensasiyası bas verir və nəticədə duman əmələ gəlir. Bunun nəticəsi olaraq, su səthi nisbətən isti olur və buna müvafiq olaraq sıxlıq azalır. Bunun üzərindəki havasa soyuyur və nisbətən sıx olur. Nəticədə hər 2 mühitdə termik konveksiya artır, güclü küləklər olmadıqda istiliyin ötürülməsi nisbətən ləng gedir.

Istiliyin üfiqi ötürülməsi- adveksiya –süalanma nəticəsində böyük enliklərdə istiliyin itirilməsinin, asagı enliklərdəsə istiliyin alınmasının konpensasiyası üçün zəruridir. Illik radiasiya balansının defisiti və artıgı təxminən 37° sm. və c. enliklərdə bas verir. Əgər istiliyin adveksiyası olmasaydı ekvatorial zolaqda temperatur 10° C artardı və bu zaman qütb enliklərində temperatur 20° C-ə qədər azalardı. Bu isə Yer səthində buz və qar örtüyünün əhəmiyyətli dərəcədə artımına gətirib çıxarardı ki, bunun da nəticəsində orta və yüksək enliklədə albedo yüksələrdi. Qiymətləndirməyə görə, istiliyin 80%-i natmosferlə ötürülür və Yerin qütblərinə tərəf istiqamətlənir. Son arasdırmalar göstərilir ki, ekvatorla 70° sm.enliyi aralıgında enerjinin ötürülməsində okeanın payı 40%-ə, 20° sm.enliyi aralığındasa 74%-ə qədərdir. Külək və okean axınları təkcə asagı və yuxarı enliklərarasında istilik balansını tarazlasdırmır. Onların özü də Yer səthində istiliyin qeyri-bərabər paylanmasından asılıdırlar. Bu qeyri-bərabərlik enerji mənbəyinə xidmət edir, onların hərəkətini dəstəkləyir.

Atmosferin və okeanın uzundalğalı şüalanması

Günəş yeganə istilik mənbəyidir ki, oradan okeandan və atmosferə istilik daxil olur. Yer səthinə çatan istiliyin paylanmasına baxmamışdan əvvəl təbiətdəki  Günəş radiasiyasına baxaq.

Bu məqsəd üçün Günəşin səthində 6000 K temperatur olan mütləq qara cisim kimi baxmaq olar. O, özündən fəzada sürəti 3*10^8 m/san-ə bərabər olan elektromaqnit şüaları buraxır. Qara cismin vahid sahəsində şüalanan enerjinin (E) miqdarını Stefan –Boltsman qanunu ilə yaza bilərik.

E=σTˆ4

Burada σ- Stefan –Boltsman sabitidir.

T- səthin mütləq temperaturudur

Bu enerji dalğa uzunluqlarına görə daha geniş diapazonda paylanırlar. Enerji spektrini dalğa uzunluğuna görə 3 hissəyə ayırmaq olar:

>0.7 mk- infraqırmızı şüalar, hansı ki, bütün Günəş enerjisinin 48%- i təşkil edir.

0.4-0.7 mk- spektrin görünən hissəsi, 43% təşkil edir.

<0.4 mk- ultrabənövşəyi şüalar və Rentgen şüaları, 9% təşkiledir.

Təqribən Günəş radiasiyasının 99%- i 0.15mk- dan 0.9 mk-a qədər olan şüalar təşkil edir. Günəş işığıın maksimum intensivliyi uzunluğu 0.5 mk olan dalğa uzunluqlarınındır (yaşıl, mavi rəng).

Yer Günəş ətrafında elliptik formada hərəkət edir və ondan orta hesabla 150 mln. Km məsafədə yerləşir. Bu məsafə illərdən asılı olaraq 5 mln. Km-ə qədər dəyişir. Yer Günəşdən orta məsafədə yerləşdikdə, atmosfer açıq oloduqda, Günəş şüaları perpendikulyar düşdükdə onda Yerr 1.36 kvt/ m²  – ə qədər enerji miqdarı almalıdır. Bu enerji Günəş sabiti adlandırılır. Bunun sabit olması hələki məlum deyildir. Lakin son ölçmələr bu enerjinin ±5% dəyişdiyini təsdiq edir. Günəş sabitinin Günəş aktivliyindən asılı olub- olmaması da son tədqiqatlarla araşdırılır.

Günəş radiasiyası atmosferdən keçərkən onun müəyyən bir hissəsi buludlar tərəfindən udulur, bir hissəsi isə əks olunur.

Atmosferin yuxarı qatında qısadalğalı şüalar udulur ki, bunun da nəticəsində fotokimyəvi reaksiya baş verir. Bu qazlar ultrabənövşəyi və rentgen şüalarını udmaqla özlərinin moloekul və atomlarında elektronlarını itirməklə müsbət yüklənmiş ionlara çevrilirlər. Atmosferin ən çox ion və elektron konsentrasiyasına malik oblastı( 60-300 km Yer səthindən yuxarı) – ionosfer adlanır. Elə buna görə də ionosfer daha yüksək radioötürücülük qabiliyyətinə malikdir. Ondan radiodalğalar əks olunaraq Yer səthinə qayıdır. Digər tərəfdən ultrabənövşəyi radiasiyanın təsirindən molekullar ayrı-ayrı atomlara parçalana bilərlər. Bu qayda ilə, oksigen atomlara parçalanaraq oksigen molekulu ilə yenidən birləşir və ozon molekulu yaradırlar. Öz növbəsində də ozon ultrbənövşəyi şüaları udması nəticəsində parçalanır, yaxud da onun molekulu oksigenin digər atomu ilə birləşərək iki oksigen molekulu yaradırlar. Lakin onu da qeyd edək ki, ozon əsasən 40 km yüksəkliyə qədər paylanmışdır. ən çoxu isə 25-30 km aralığında cəmlənib ki, burada o belə tez parçalanmaya məruz qalmır. Bu qatda ozon həyat üçün təhlükəli olan ultrabənövşəyi şüaları tamamilə udur. Eyni zamanda uzundalğalı şüaların da əksər hissəsini udur. Ozonun özü zəhərlidir. Atmosferin 10 km aşağı hissəsində demək olar ki, yoxdur. Daxil olaqn enerjinin 3 %- i atmosferin 10 km- dən yuxarı hissəsində qazlar tərəfindən, xüsusilə ozon tərəfindən udulur.

Atmosferin aşağı qatında Günəş radiasiyasını kifayət qədər uda bilən qaz formalı tərkib yalnız su buxarıdır. Adətən bu, 10 %- ə qədər Günəş şüasını absorbasiya edir. Bundan başqa Günəş radiasiyasının bir hissəsi də buludlar və atmosferdə olan toz hissəcikləri tərəfindən udulur.

Elektromaqnit şüaları atmosferdəki zərrəciklərlə qarşılaşaraq parlıtı əmələ gətirir (əgər şüa zərrəcik tərəfindən udulmursa). Bu zaman 2 hala baxılkması zəruridir. əgər zərrciyin radiusu dalğa uzunluğunun 1/10- dən kiçikdirsə, onda nisbətən kiçik uun dalğalara nəzərən udulmanın intensivliyi yüksək olur. Mavi işığı görünən hissəsinin spektri hvanın molekulu tərəfindən parçalanır və səmaya özünəxarakterik olan rəng verir. Günəş çıxmazdan və batmazdan əvvəl onun əhatəsində qırmızı və sarı işıq əməmlə gəlir. Mavi şüalar uduldudan sonra onun spektrində nisbətən uzundalğalı şüalar qalır. Nəticədə isə radiasiyanın müəyyən hissəsi atmosferdə udulur və qalan hissəsi isə Yer səthinə gəlib çatır. Nəhyət, Günəş radiasiyasının 7 %- i kosmik fəzada itirilir.

Bulud örtüyünün səthinə düşən Günəş radiasiyası əks olunur. Buludların əksetdirmə xüsusiyyəti albedo adlanır və bu, buludların tipindən və gücündən asılıdır. Güclü topa buludların albedosu 80%, buludların orta albedosu 55%- ə yaxındır. əgər səma açıqdırsa, onda radiasiyanın 80%- i Yer səthinə gəlib çatır. Sıx buludluqdasa bu 20% olur. əgər buludluq təbəqəsini nəzərə almadsaq, onda radiasiya atmosferdəki su buxarından və tozdan və eyni zamanda Günəş şüasının atmosferdə keçdiyi məsafədən asılı olur.