книги / Основы геохимии
..pdfПо сравнению с другими внутренними планетами солнечной сис темы Земля имеет относительно обширную атмосферу, уступая в этом отношении только Венере. Однако земная атмосфера не идет ни В какое сравнение с мощными атмосферами больших планет, у ко торых большая часть массы состоит из газовых компонентов. Отно сительно массы всей Земли атмосфера составляет ничтожную долю, всего лишь 0,00009%.
Максимальная высота атмосферы над поверхностью Земли не мо жет быть установлена с какой-либо определенностью, поскольку плотность воздуха экспоненциально уменьшается с высотой. Некото рые оптические и электрические явления в атмосфере наблюдаются на высотах порядка 1100 км, что позволяет судить о присутствии на этой высоте следов атмосферного воздуха.
Основные физические свойства атмосферного воздуха заключают ся в следующем. Молекулярная масса сухого воздуха равна 28,966. Она отражает основной азотно-кислородный состав. Плотность сухого воздуха при давлении 760 мм рт. ст. равна 1,2928 кг/м3, или 0,012928 г/см3. Изменение давления, температуры и плотности до вы соты 15 км в стандартной атмосфере представлено в табл. 54.
|
|
|
Т аблица 54 |
|
Изменение давления, температуры и плотности |
||
|
в стандартной атмосфере |
|
|
Высота, км |
Давление, мм рт. ст. |
Плотность, кг/м3 |
Температура, °С |
0 |
760,0 |
1,2255 |
+ 15,0 |
1 |
674,1 |
1,1120 |
+8,5 |
2 |
596,2 |
1,0068 |
+2,0 |
3 |
525,8 |
0,9094 |
—4,5 |
4 |
462,3 |
0,8193 |
—11,0 |
5 |
405,1 |
0,7363 |
—17,5 |
6 |
353,8 |
0,6598 |
—24,0 |
7 |
307,9 |
0,5896 |
—30,5 |
8 |
266,9 |
0,5252 |
—37,5 |
9 |
230,4 |
0,4664 |
—43,5 |
10 |
198,2 |
0,4127 |
—50,0 |
11 |
169,7 |
0,3614 |
—55,0 |
12 |
145,0 |
0,3090 |
т-55,0 |
13 |
124,0 |
0,2642 |
—55,0 |
14 |
106,0 |
0,2259 |
—55,0 |
15 |
90,6 |
0,1931 |
—55,0 |
Нижний слой атмосферы до высоты 11 км в полярных странах и 17 км в тропических называется тропосферой. Тропосфера — зона интенсивного перемешивания воздушных масс, поэтому химический состав ее весьма однородный. Температура воздуха в тропосфере с высотой уменьшается в среднем на 0,5°С на 100 м; верхняя граница тропосферы отмечается так называемой тропопаузой — слоем постоян
181
ной температуры (примерно минус 55°С, см. табл. 54). Выше тропопау зы начинается стратосфера. Для нее характерно уменьшение турбу лентного перемешивания воздуха. Свыше 35 км температура начинает повышаться и приблизительно на высоте 50 км достигает 0°. Еще вы ше температура снова понижается. На высоте 70 км она падает при мерно до —60°С. Свыше 80 км снова появляется температурная инверсия и температура резко возрастает. В настоящее время допус кают, что максимальные значения температур имеют место на грани це между ионосферой и экзосферой. Экзоафера, или, иначе говоря, верхняя атмосфера, переходит в межзвездное мировое пространство.
Высо |
Обозначения, рекомендованные МГТС |
|||
та, |
Химические |
Ионизация |
Состав |
Температура Диссипация |
нм |
реакции |
|||
|
|
|
|
Экзосфера |
1000- |
|
|
|
|
|
|
|
Гетеросфера Термосфера |
|
500- |
|
|
|
|
т - |
|
V/?m77/r//77, |
|
|
300- |
|
Ионосфера, |
|
|
200- |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
100- У /Ш М Ш . Ш 4У Ш Ш |
Гомопауза. |
Мезопауза. |
||
50- Хемосфера |
|
|
мезоссрера |
|
30 - |
т/////////////. |
|
|
Стратопауза: |
20 - |
|
|
Гомоарера |
Стратосфера |
ю - |
|
|
Тропопауза. |
|
5 ~ |
|
|
|
Тропосфера |
7 - |
|
|
|
Рис. 38. Вертикальное строение атмосферы
Второй максимум температур, испытывающий сезонные колебания, приурочен к высоте 400 км. Температура второго максимума, вероят но, около 3000 К. Следует отметить, что известные успехи в изучении верхней атмосферы достигнуты в последнее время в связи с примене нием ракет и искусственных спутников. Полученные данные дают возможность более детально расчленить атмосферу Земли.
На общей ассамблее Международного союза по геодезии и геофи зике в Брюсселе в 1951 Чемпен предложил новую номенклатуру под разделения атмосферы Земли (рис. 38).
В правой части рисунка атмосфера разделена на верхнюю гетеро сферу и нижнюю — гомосферу. Между ними находится гомопауза. Гетеросфера — верхняя атмосфера Земли неоднородного химического
182
состава в связи с малой интенсивностью перемешивания и активно протекающими фотохимическими реакциями. Гетеросфера начинается с высоты 100 км, ниже располагается атмосферный слой, относящий ся к гомосфере.
|
Прямые исследования верхних слоев атмосферы |
велись |
вначале |
||||||||||||||||
с помощью |
ракет, |
а |
затем |
|
с |
1957 г. |
с |
помощью искусственных |
|||||||||||
спутников Земли. |
Благодаря |
этим |
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||
исследованиям была получена очень |
180 |
|
|
|
|
|
|
||||||||||||
ценная |
информация |
относительно |
160 |
|
|
|
|
|
|
||||||||||
состава |
и физического |
состояния |
Amotчартт |
ки.сли(род |
|
|
|||||||||||||
гетеросферы (рис. |
39). |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
-М-\2Ч |
|
|
|
|||||||||
|
Определенной |
четкой |
границы |
120 |
|
|
|
|
|||||||||||
между верхней |
и нижней |
атмосфе |
|
|
' |
|
|
|
|||||||||||
рой не существует. |
Для |
верхней |
S |
|
|
К |
|
|
|
||||||||||
5c |
/ |
4 |
M-Z9 7 Л |
|
|||||||||||||||
атмосферы |
характерны |
процессы |
a |
|
|
||||||||||||||
диссоциации |
и ионизации |
газов, |
/ |
^Мопекулярный |
^ИСЛ01род |
||||||||||||||
E 80 |
|||||||||||||||||||
которые |
происходят под влиянием |
a |
V |
|
|
|
|
||||||||||||
жесткого электромагнитного |
и кор |
a |
|
|
S |
|
|
|
|||||||||||
пускулярного |
излучения |
Солнца. |
> |
|
|
|
|
|
|||||||||||
В результате |
диссоциации |
атмос |
|
|
|
|
|
||||||||||||
ферные газы переходят из |
молеку |
[ |
|
|
|
|
|
|
|||||||||||
лярного |
состояния в атомарное. В |
|
ч |
|
|
|
|
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
||||||||||||||
верхнюю атмосферу |
поступает так |
|
|
|
|
|
|
||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||
же |
корпускулярное |
излучение. |
|
200 |
|
300 |
т |
500 |
|||||||||||
Солнца, |
состоящее из |
электронов, |
|
|
Температура, К |
|
|||||||||||||
протонов, а-частиц |
и других |
эле |
Рис39- Вертикальное распределение |
||||||||||||||||
ментарных |
частиц. |
Внешняя |
гра- |
||||||||||||||||
ница верхней атмосферы |
постепен- |
” uutf»T/ p в |
верхн!й а™0^ФеРе "° |
||||||||||||||||
но |
переходит в межпланетный газ, |
|
|
Мияки, 1965) |
|
|
|||||||||||||
плотность |
которого |
|
допускается |
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||
103 пар ионов на см3. В состав ат |
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||||
мосферы принято включать ту |
область вокруг Земли, в которой газовая |
||||||||||||||||||
среда вращается с Землей как единое целое. Внешние части |
верхней |
||||||||||||||||||
атмосферы сложены |
|
преимущественно |
из |
ионизированных |
частиц, |
||||||||||||||
захваченных магнитным полем Земли и совершающих |
движение |
||||||||||||||||||
вдоль магнитных силовых линий. |
|
|
|
|
|
Т аб л и ц а 55 |
|||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
Плотность воздуха в верхней атмосфере |
|
|
||||||||||||
|
Высота, км |
|
ПЛОТНОСТЬ, 10~13 г/см* |
| |
Высота, |
км |
|
Плотность, |
10“1 г/см1 |
||||||||||
|
658 |
|
|
|
|
0,0035 |
|
|
|
|
212 |
|
|
|
4,8 |
||||
|
368 |
|
|
|
|
0,14 |
|
|
|
|
211 ±4 |
|
|
4,6 |
|||||
|
275 |
|
|
|
|
0,85 |
|
|
|
|
206±7 |
|
|
5,4 |
|||||
|
|
241 |
|
|
|
|
2,5 |
|
|
|
|
202+4 |
|
|
7,3 |
||||
|
|
233 |
|
|
|
|
2,2 |
|
|
|
|
201±4 |
|
|
6,7 |
||||
|
|
220 |
|
|
|
|
5,7 |
|
|
|
|
200 |
|
|
|
4,0 |
|||
|
|
220 |
|
|
|
|
4,0 |
|
|
|
|
197 |
|
|
|
7,0 |
|||
|
|
215 |
|
|
|
|
4,7 |
|
|
|
|
186 |
|
|
|
6,7 |
183
В верхней атмосфере нет резко выраженных слоев ионизации, как это предполагалось ранее. Значительная ионизация начинается на высоте 50 км и достигает максимума на высотах 250—300 км. Здесь концентрация электронов колеблется от 2 • 10 ®/см3 в дневное время и до 2 • 10б/см3 в ночное. Выше происходит уменьшение концентрации электронов. Степень ионизации над различными районами поверхнос ти Земли испытывает колебания, связанные, вероятно, с неравномер ностью потоков ионизирующих корпускул или плотность воздуха в верхней атмосфере имеет весьма низкие значения (см. табл. 55).
Под влиянием приливных воздействий Луны и Солнца в верхней атмосфере происходит интенсивная циркуляция. На высоте до 100 км отмечены ветры со скоростью несколько сот метров в секунду, одна ко конкретный механизм образования ветров на таких высотах остает ся неясным.
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ АТМОСФЕРЫ
Атмосферный воздух, как это давно установлено, представляет собой естественную смесь двух газов — азота и кислорода. В тропо сфере во взвешенном состоянии присутствуют также твердые и жидкие частицы, которые обычно называют аэрозолями.
В настоящее время принято выделять постоянные и переменные части атмосферы в зависимости от длительности пребывания в ней тех или других компонентов. Однако такое подразделение следует считать относительным, так как в разрезе крупных интервалов гео логического времени, по существу, все компоненты атмосферы высту
пают |
как |
переменные. I Главными |
составными |
частями атмосферы |
|||
Земли |
являются азот, кислород, |
аргон |
и углекислота, составляющие |
||||
|
|
|
|
|
|
|
Т аблица 56 |
|
Постоянные компоненты атмосферного воздуха (в объемных %) |
||||||
Элемент |
Содержание, |
Устойчивость |
Химические реакции, определяющие неустойчи |
||||
(компонент) |
% |
|
|
вость (спонтанные реакции) |
|||
n2 |
|
78,084 |
Устойчив |
Медленно реагирует с FeO и соединениями |
|||
о 2 |
|
20,946 |
Неустойчив |
||||
|
|
|
|
irp пАПОТо |
|
||
с о 2 |
|
0,033 |
» |
уI ЛСриДс! |
с силикатами |
||
|
Медленно реагирует |
||||||
Ат |
|
0,934 |
Устойчив |
|
|
— |
|
Ne |
|
18,18-Ю-б |
» |
|
|
— |
|
4Не |
|
5,24-10-° |
» |
|
|
— |
|
3Не |
|
6,55-10-12 |
» |
|
|
— |
|
Кг |
|
1,14-10-в |
» |
|
|
— |
|
Хе |
|
0,087-Ю-о |
» |
2Н2 |
+ |
О2 -* 2НаО |
|
н, |
|
0,5-Ю-о |
Неустойчив |
|
|||
СН4 |
|
2-Ю-о |
» |
СН4 + |
20а -+ С02 + 2НаО |
||
n2o |
|
0,5- 10-6 |
» |
2N20 |
—►2N2 *-j~ 02 |
|
184
99,99% сухого воздуха. К малым составным частям атмосферы отно
сятся озон, |
водород, инертные газы — гелий, неон, |
криптон, ксенон |
и радон. Особое место в составе земной атмосферы |
занимают мелкие |
|
коллоидные |
частицы — пыль различного происхождения:; естествен |
ная, в том числе космическая, и антропогенная — индустриальный дым, продукты атомных взрывов и др. (табл. 56, 57).
Вся тропосфера и большая часть стратосферы имеют в общем одно родный химический состав, Весьма протяженная верхняя атмосфера (гетеросфера) отличается составом и рядом фотохимических процес сов, протекающих в ней.
Изучение спектров полярных сияний впервые позволило устано вить присутствие диссоциированных азота и кислорода в виде ионов и атомов на высотах 90—400 км. Изучение свечения ночного неба во время астрономических сумерек обнаружило в спектре линию 0,5894 нм, которая вызвана присутствием натрия.
Как уже отмечалось, атмосфера до высоты 100 км, а возможно и выше интенсивно перемешивается. Это приводит к выравниванию ее состава в пределах гомосферы. Однако, начиная уже с высот порядка нескольких десятков километров, в результате воздействия солнеч ной радиации происходит изменение в состоянии основных компонен тов воздуха. Кроме обычных двухатомных молекул, появляются свободные атомы и молекулы, состоящие из трех атомов. Так, в интервале высот от 10 до 100 км образуется много молекул озона О э,
максимальная концентрация которого имеет место |
на высоте около |
20 км, где его содержание доходит до 40 Па на 1 км |
столба воздуха |
при нормальных условиях. Образование озона происходит следующим образом: молекулы кислорода, поглощая кванты ультрафиолетовых лучей, приходят в возбужденное состояние; сталкиваясь с другими (невозбужденными) молекулами кислорода, они дают озон и возбуж денные атомы кислорода по схеме
0 2 + |
hv |
0 2 (возб.) |
|
0 2 (возб.) + |
0 2 |
0 3 + |
О (возб.) |
Oj + |
О -> Од |
|
Содержание озона в атмосфере в данном месте подвергается сезон ным колебаниям, и максимум его распространения временами смещает ся на высоты порядка 15 км. Процесс образования озона резко снижает интенсивность ультрафиолетовой радиации Солнца, которая у поверх ности Земли достигает минимальных значений, обеспечивая сохран ность живых организмов и жизни на поверхности Земли в целом.
По расчетам Я- Мияки и К- Сарухаши, общая масса озона в ат мосфере Земли остается постоянной и зависит от радиации Солнца в данный период года. Летом максимум содержания озона смещается в северное полушарие, зимой — в южное.
За пределами высот 40 км, по мере поднятия в более высокие го ризонты атмосферы увеличивается пропорция атомарного кислорода, а выше 150 км практически весь кислород диссоциирован. Фотохими-
185
|
|
|
Т аб л и ц а 57 |
|
Переменные компоненты сухого воздуха |
||
Компо |
Содержание |
Происхождение |
Вероятные реакции разложе |
ненты |
ния |
||
Оз |
|
Радиационное |
20з —►ЗО2 |
so 2 NOa CH20
h NaCI
NH3
СО
|
Промышленное |
S02+H20 + i/20 |
H2S04 |
|
|
» |
В нитраты |
или N |
и Оа |
|
Биологическое или окис |
Окисление до С02 и НаО |
||
0—10"10 г/см8 |
ление СН4 |
Многие реакции |
|
|
Промышленное |
|
|||
Порядка Ю"10 г/см3 |
Морские брызги |
Растворение |
в воде |
|
0, до следов |
Промышленное |
2NH3+ 8/20 3—►N2+3H20, |
||
0, до следов |
» |
растворение в воде |
||
СО + 1/а02 |
С02 |
|
ческое разложение молекулярного кислорода на атомы происходит при поглощении света с длиной волны менее 0,2445 нм:
Оа + hv -v О + О
Атомарный кислород наиболее легко ионизируется жестким электро магнитным излучением Солнца.
Диссоциация молекулярного азота начинается выше, чем кисло рода, примерно с высоты около 200 км; выше 300 км азот полностью диссоциирован. При поглощении света сдлиной волн 0,1150 и 0,1250 нм происходит ионизация молекул азота, а затем их разложение на атомы:
N2 + hv -> N + N
Атомарный азот может возникать и при так называемой диссоциа тивной рекомбинации, обусловленной столкновением электронов и
N2. Последнее явление наблюдается в зорях и при свечении ночного неба. В этом случае диссоциация происходит по схеме
N 2 + hv |
N2" + |
ё, |
|
N t + |
е |
N + |
N |
Однако часть атомов азота |
при |
столкновениях снова переходит |
|
в молекулярный азот с испусканием кванта света: |
|||
N + N |
|
N2 + |
hv |
На высотах 50— 150 км, возможно, образуются молекулы окиси азота N0. Рентгеновское излучение Солнца ионизирует молекулы и атомы земной атмосферы. Возникающие ионы вступают в многочис-
186
•ценные химические реакции с нейтральными атомами и молекулами. В результате этих процессов, в частности, и образуется N 0, который Наиболее распространен на высотах 200—300 км. В меньшем количест ве присутствуют ионы кислорода.
На высотах 150—200 км в атмосфере возможно диффузионное раз деление газов с увеличением с высотой относительной пропорции легких элементов. Именно поэтому во внешних слоях верхней атмос феры наиболее распространены атомы и ионы водорода, концентра ция которых на уровнях нескольких десятков километров от поверх ности Земли очень мала — 10-4%
Особенности строения и химических процессов в атмосфере Земли (по данным М. Николе, 1964) представлены на рис. 40.
|
|
|
|
|
Н+ |
|
|
|
|
|
|
|
|
н |
|
|
|
|
т о |
- |
|
|
Не |
|
|
|
|
|
Ускользание |
|
|
|
|
|
|
|
|
Н, Не |
|
0 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
500 |
o>n2>o2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
p(0) = p(N2) |
|
|||
5 |
200 |
Ачуфузин |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
N+02 —N0+ 0 |
|
||||
|
100 -N2>02>0 t |
|
|
|||||
|
1 |
N+ N0-»N2+ 0 |
|
|||||
|
85 |
|
02 |
f |
Оглах |
0+0-02 |
||
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
Н |
|
|
|
|
|
|
Гомоссрера |
|
|
|
|
||
|
|
|
он |
снА+.ы-~сн3+н |
||||
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
N0 |
СН4+ 0 |
СН3+0Н |
|
|
50 |
|
|
|
0 > 03 |
|
|
|
|
|
|
|
|
03=0 no2- n o + o |
|||
|
|
|
|
|
03>0 |
N20 - N 2+0 |
||
|
15 _0choQhou. состад |
Малые составляющие |
||||||
|
|
Щ |
78,084% |
со2 |
о3 |
|
||
|
|
•02 |
20,ЭЧ5°/о |
сн4 |
no2 |
|||
|
|
Аг |
0,934% |
n2o |
н2 со |
Н20 |
1 Сэ сЗ
К р. с» 2? cu. В- С: «о
«
' СЗ
о- 2 g ta Oj 0.
1 -
Термопауза
«
5*
В. to ta 5: ea.
£
Мезопауза
iГ+Эg Oa Qj
^ to
Стратопауза
ё сз *о. ^Os 5 B- t5 ^
Тропопауза
ic: e3
h- to
Рис. 40. Строение, состав и химические процессы в атмосфере Земли
187
ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ АТМОСФЕРНЫХ ОСАДКОВ
Вода в виде пара попадает в атмосферу при испарении с морей и материков. Количество водяного пара особенно велико в тропическом поясе — до 3332, 9 Па парциального давления. В атмосфере проис ходит конденсация воды в виде облаков и осадков. Процесс конден сации преимущественно характерен для тех воздушных течений, в которых имеется вертикальная составляющая, обусловливающая адиабатическое охлаждение воздуха. Наиболее интенсивны процессы конденсации в нижней тропосфере, через которую осуществляется круговорот воды на земном шаре. Слабее эти процессы выраженье в верхней тропосфере, где они образуют перистые облака, состоящие из тонкодисперсных кристалликов льда, и очень редки в стратосфере, в которой на высотах около 30 км временами появляются перламутро вые облака, а на высоте около 80 км — серебристые.
Испарение воды с поверхности водоемов в атмосферу представляет собой огромный процесс естественной дистилляции, в результате ко торой вся атмосферная влага оказывается очень мало минерали зованной по сравнению с остальными природными водами Земли. Тем не менее химический состав атмосферных осадков характеризуется некоторыми особыми чертами. В них обнаружено присутствие натрия, кальция, магния, бора, азота, серы, углерода, хлора, брома, иода и фтора.
Обстоятельные исследования химического состава атмосферных осадков на территории Советского Союза были проведены по ини циативе Е. С. Бурксера Н. Е. Федоровой и Б. А. Зайдис. По дан ным 200 анализов атмосферных осадков, Н. Е. Федорова (1954) опре делила их общую минерализацию и пределы колебаний каждого ком понента. Было установлено, что минерализация атмосферных вод резко неравномерна в количественном и качественном отношениях. Общая сумма растворенных веществ в атмосферных водах колеблется в очень широких пределах — от 12 до 550 мг/л. Для характеристики степени минерализации атмосферных вод можно выделить четыре группы:
1.Воды слабой минерализации; количество растворенных ве ществ 0—25 мг/л.
2.Воды умеренной, или средней, минерализации, содержащие от 25 до 50 мг/л растворенных веществ.
3. |
Воды повышенной минерализации; растворенных солей от |
50 до |
100 мг/л. |
4. |
Воды высокой минерализации, имеющие в своем составе свыше |
100 мг/л растворенных веществ.
Наиболее часто выпадают осадки слабой и умеренной минерали зации. Осадки повышенной и высокой минерализации встречаются значительно реже; их выпадение обычно связано со специфическими физико-географическими условиями. Так, наиболее минерализован ные воды встречены на побережье Аральского моря, наименее минера лизованные — в высокогорных районах (Конах-Кенд) и на Земле Франца-Иосифа.
188
В составе атмосферных осадков ведущую роль играют те же эле менты, что и в других природных водах — морей и континенталь ных водоемов: из катионов — натрий, магний, кальций, из анионов — гидрокарбонатный ион, сульфатный и ион хлора. Атмосферные воды характеризуются не только разной степенью минерализации, но и разным соотношением главных компонентов (табл. 58).
Т а б л и ц а 58 Колебание состава главных компонентов атмосферных осадков (мг/л)
Ионы |
Минимальное |
М ксимальное |
Отношение максимума |
содержание |
содержание |
к минимуму |
|
N+ |
0,6 |
30,8 |
51 |
Са2+ |
0,6 |
31,0 |
52 |
Mg*+ |
0,30 |
45,96 |
152 |
Cl- |
1,0 |
255,6 |
236 |
so*" |
0,5 |
144,0 |
250 |
4 |
|
Из данных таблицы следует, что наиболее резкие колебания отно сятся к ионам хлора и сульфатному иону. Объясняются они, очевидно, максимальной миграционной способностью этих ионов в зоне гипергенеза (по сравнению с другими анионами). Существенные колебания отмечаются для магния.
|
|
|
|
|
Т аб л и ц а |
59 |
|
Колебание ионных отношений в атмосферных осадках и морской воде |
|
||||||
Название района выпаде |
и |
+ |
cL |
|
1 |
|
cU |
8 |
Название района выпаде |
|
8 |
||||
ьо |
сЗ |
ta |
|||||
ния осадков |
Р |
|
|
ния осадков |
|
||
|
см |
|
|
|
см^ |
£ |
S ’ |
|
О |
|
& |
|
77 |
||
|
to |
о |
|
О |
О |
X |
|
|
|
X |
|
to |
|||
Морская вода |
0,14 |
14,85 |
0,027 |
Заполярье |
0,65 |
3,0 |
2,1 |
Сахалин |
0,20 |
3,45 11,7 |
Пржевальск |
0,76 |
1,76 |
5,5 |
|
Одесса |
0,54 |
3,55 |
24,3 |
Каунас |
1,09 |
4,55 |
3,4 |
Аральское море |
0,55 |
7,00 |
0,28 |
|
|
|
|
Ионные отношения атмосферной воды отличаются друг от друга и все вместе довольно резко отличаются от ионных отношений морской воды (табл. 59). Только осадки, выпадающие недалеко от моря, приближаются по соотношению ионов к морской воде (вблизи Сахали на, в Японии). В местах, отдаленных от моря, соотношения становятся совершенно другими. Часть растворенных в дождевой воде веществ соответствует тем ионам, которые при соединении образуют гигроско
189
пические соли, способные обеспечить конденсацию атмосферной влаги. К ним относятся NaCl и MgCb. Важнейшими источниками ионов,
ватмосфере являются следующие:
1.Привнос солей с водяными брызгами, поднимаемыми ветром при штормовой погоде с поверхности водоемов, и преимущественно моря. При этом в атмосферу попадают ионы Na+ и С1" и отчасти M g2+. При испарении брызг в воздухе во взвешенном состоянии могут оста ваться частицы морских солей. Ветрами эти частицы могут заноситься
вцентральные части материков.
2.Эоловый привнос сухих солей с поверхности суши. Этот про цесс происходит в колоссальных масштабах в аридных районах зем ного шара. В атмосферу попадают продукты выветривания горных пород и среди них карбонаты. Можно думать, что главный источник карбонатного (гидрокарбонатного) иона и иона кальция в атмосфере и атмосферных осадках — поверхность суши.
3.Продукты вулканических извержений. При вулканической деятельности в атмосферу в значительном количестве попадают пре имущественно COa, S 0 3, Cl", NH3 и др. По-видимому, они имеют ре шающее значение в минерализации атмосферных осадков в районах вулканической деятельности.
4.Промышленные загрязнения, связанные с сжиганием топлива,
сметаллургическими и химическими заводами. При этом в воздух попадают COa, SOa, S 0 3, окислы азота.
5.Атмосферные электрические разряды, способствующие окисле нию азота и превращению его в окислы и в нитратный ион.
Дождевые воды, выпадающие в центральных частях материков, характеризуются преимущественно повышенным по сравнению с ионом хлора содержанием карбонатов и сульфатов. Это свидетель ствует главным образом о континентальном источнике минерализа ции атмосферных вод. Атмосферная вода в любом виде, поступая в область континента, необычайно быстро поддается его влиянию, распространяющемуся и за пределы суши. Неоднократно наблюдались случаи весьма сильного загрязнения атмосферных осадков во время
урагана. Так, А. Д . Заморским в 1939 г. был описан случай выпаде ния в Ростовской области окрашенного снега, покрывшего территорию в несколько десятков тысяч квадратных километров. Цветной снег чередовался с цветным дождем. Подобные факты свидетельствуют о сильном континентальном влиянии на состав атмосферных осадков.
По подсчетам С. В. Доброклонского и П. Б. Вавилова, капля дождя массой 50 мг, падая с высоты 1 км, омывает 16,3 л воздуха. Следовательно, 1 л дождевой воды, падая с высоты 1 км, омывает 3 х X 106 л воздуха, вымывает взвешенные пылевые частицы и растворяет некоторые из них. Таким образом, состав атмосферных осадков за висит от многих факторов. Важнейшие из них следующие: 1) первич ный состав атмосферной влаги, 2) количество сухих примесей в воздухе, 3) количество выпадающих осадков, 4) условия выпадеция осадков, связанные с высотой дождевых облаков, направлением ветра> предшествующей погодой, температурой воздуха и характером осад ков (дождь, снег, град).
190