atmosfer

atmosfer
Gezegenleri, özellikle de Yer’i çevreleyen gaz örtüsü. Atmosfer gezegen yüzeyinde gerçekleşen çevre olaylarında son derece etkilidir: Bazı atmosfer gazlarını içeren  kimyasal tepkimeler olmasa, yaşam söz konusu olmazdı. Dünyanın değişen iklimlerinden sorumlu olduklarından, atmosferde gerçekleşen fiziksel olaylar da son derece önemlidir.

Atmosfer çalışmalarının tarihçesi. Eskiçağ da Çin’de ve Mısır’da “rüzgâr okuyucular”, İ.Ö. II. yy’da da eski Yunanistan’da, bir atmosfer gözlemeyi (rüzgârların kulesi) yapılmıştı. Aristoteles’in yaklaşık İ.O. 340’ta yazdığı Meteorologica’sındaki atmosfer olaylarıyla ilgili yorumları, yaklaşık 2000 yıl süreyle(XVI. yy’ın sonuna ka- dar)Batı düşüncesini etkilemiştir.Galilei’nin termometreyi (1600’e d.), Torricelli’nin de barometreyi (1643) bulmalarıyla da, atmosferle ilgili modern çalışmalar başlamıştır. Eski bilim adamları hava koşullarının basınç değişikliklerine bağlı olduğunu kısa sürede bulmuşlar ve XVI. yy’ın sonuna doğru, birçok bölgede yerel atmosfer koşullarının kayıtları tutulmaya başlanmıştır.

Benjamin Franklin benzer kayıtlar kullanarak, fırtınaların yol alan sistemler olduğu sonucuna ilk olarak ulaşmış (1743), ama buluşu 1850 yıllarında telgrafın bulunmasına kadar, hava tahminlerinde kullanılmamıştır. XIX. yy’ın ikinci yarısında atmosferin üst tabakalarını incelemek için balonlar kullanılmış ve bütün bu çalışmalardan yararlanan Fransız meteoroloji uzmanı Teisse- renc de Bort da 1899’da stratosferi bulmuştur. 1927’de radyosondanın (yükseklerdeki sıcaklık, basınç ve nemlilikle ilgili bilgileri Yer’e geri gönderen, pahalı olmayan aygıt) geliştirilmesiyle, atmosferin yapısı ve dolaşımının sistemli haritaları hazırlanmaya başlanmış, aşağı yukarı aynı dönemde, Norveç’teki Bergen Meteoroloji Oku- lu’nda kasırga fırtınalarının kutup cephelerindeki basınç farklarından doğduğu kuramı geliştirilmiştir. 1930 ve 1940 yıllarında bir bütün olarak atmosfer dolaşımına yolaçan basınç farklarının işlevini açıklayan İsveç kökenli ABD’li meteoroloji uzmanı Carl-Gustaf Rossby,bütün olarak atmosfer dolaşımı içinde yer alan hava tedirginliklerinin) işlevini açıklayarak yeni kuramlar ortaya koymuştur. İkinci Dünya Savaşı sırasında avcı uçağı pilotları, yaklaşık olarak 1 0 km yükseklikte dünyayı çevreleyen “Jet-stream”lerin (çok hızlı hava akımları) varlığını farketmişlerdir. İlk hava uydusu Tiros /’in fırlatılmasıyla (1960), bilim adamları ilk kez atmosferin daha gerçekçi bir görüntüsünü elde etmişlerdir. Günümüzde yüksek hızlı bilgisayarların geliştirilmesi, karmaşık atmosfer olaylarının matematiksel modellerinin yapılmasına ve sayısal yöntemlerle gün geçtikçe daha doğru hava tahminleri yapılmasına olanak sağlamıştır.

BİLEŞİMİ VE YAPISI

Atmosferde ortaya çıkan fiziksel ve kimyasal olayların çoğu doğrudan doğruya atmosferin bileşimiyle ilgilidir. Atmosfer bütünüyle, oksijen ve atomun iki atomlu (kimyasal güçlerle bağlı iki atom) biçimlerinden oluşur. İki atomlu azot (N2), atmosfer içindeki toplam molekül sayısının aşağı yukarı % 78’ini, iki atomlu oksijen (0 2) de yaklaşık % 21’ini oluşturur. Kalan % 0,10’un % 0,9’u soy gazlardan argon, % 0,1 ‘i de az miktarda birçok gaz içerir. Bunların en belirgin olanları karbon diok- sit (C 02) ve su buharıdır (H20). Hacim olarak karbondioksit, atmosferin yalnızca milyonda 325’ini oluşturmasına karşılık, kızılötesi ışınları güçlü biçimde soğurduğundan Yer’in atmosfer sisteminin sıcaklık dengesini korumada son derece önemlidir. Hacim başına % O’dan % 4’e değişen çok farklı miktarlarda bulunan su buharı da, söz konusu kızılötesi ışınları soğurur; ayrıca su çevriminde önemli bir bağlayıcıdır. Bir başka önemli gaz, yaklaşık olarak yüzeyin 25 km üstünde bulunan bir tabakada yoğunlaşan, oksijenin üç atomlu hali ozondur (0 3). Ozon, atmosferde en çok milyonda yalnızca 12 oranında bulunmasına karşılık, tayfın morötesi kesimindeki ışınları öylesine etkili soğurur ki, ozon tabakasının dünyada yaşamı zararlı kızılötesi ışınlardan tek başına koruyan gerçek bir kalkan olduğu söylenebilir. Meteoroloji uzmanları genellikle atmosferi dört tabakaya bölerler. Artan yükseklik sıralamasına göre troposfer, stratosfer, mezosfer, termosfer. Bunların her birinin sıcaklığı farklıdır. Sıcaklık troposferde ve mezosferde yüksekliğe bağlı olarak azalır; stratosferde ve termosferdeyse yüksekliğe bağlı olarak yükselir.

Troposfer ve stratosfer birbirlerinden ekvator üstünde yaklaşık 16 km, kutuplarda da 9 km yükseklikten başlayarak değişen en düşük sıcaklık düzeyi tropopozla ayrılırlar. Stratosfer ve mezosferse birbirlerinden, yaklaşık 50 km yükseklikte en yüksek sıcaklık düzeyi stratopozla ayrılırlar. Mezosfer ve termosferi yaklaşık 80 km yükseklikte, en düşük sıcaklık düzeyi ayırır. Bu sıcaklık düzeyleri temelde, atmosfer içinde çeşitli tabakalarda güneş ışınlarının geçici olarak soğurulmasından kaynaklanırlar. En. şiddetli (dalgaboyu en az 1 0 0 nanometre) ışınlar, yer yüzeyinden 1 0 0 km’nin üstündeki bir yükseklikte oksijen atomları tarafından soğurulur. Bu işlem yalnızca termosferin yüksek sıcaklığını korumakla kalmayıp, “iyon” adı verilen elektrik yüklü tanecikler oluşturur. Bu yüzden atmosferin 80 km yükseklikteki tabakası “iyo- nosfer” diye adlandırılır. Daha uzun dalgaboylu (200- 300 nanometre) morötesi ışınlar, stratosfere girer, orada ozon tarafından soğurularak, 50 km yükseklikte en yüksek sıcaklığı oluştururlar. Gözle görülebilir ışınlarsa, Yer yüzeyine ulaşır ve yüzeyde en yüksek sıcaklığı oluştururlar.

Tabakaları ve statik durağanlığı. Atmosfer dalgalarının belirlemesinde tek önemli etmen sıcaklık dağılımı değildir. Basınç ve yoğunluk da önemlidirler. Genellikle milibar birimiyle belirtilen atmosfer basıncı, hayali bir düşey sütundaki toplam hava kütlesinin dünya yüzeyinde birim alana uyguladığı kuvvettir. Standart deniz düzeyi basıncı 1,013.25 milibardır ve 760 mm yüksekliğinde bir cıva sütununun uyguladığı basınca eşittir. Atmosfer de su gibi sıkıştırılamaz olsaydı, basınç yükseklikle azalır ve okyanuslar gibi atmosferin de belirli bir yüksek basınç sınırı olurdu. Gerçekteyse atmosfer sıkıştırılabilir; yani yoğunluğu (her birim hacimdeki ağırlığı) basınçla orantılıdır. Böyle yasası denilen bu ilişki, atmosferde yoğunluğun yüksekliğe bağlı olarak azaldığını açıklar: Yükseklik arttıkça, belirli bir noktada daha az kütle kalır; dolayısıyla daha az basınç uygulanır. Deniz düzeyinde havanın yoğunluğu yaklaşık her m3’e 1 kg’dır. Basınç ve yoğunluğun her ikisi de, her 16 km yükseklikte yaklaşık 1 0 birim azalırlar.

Yoğunluk yalnızca basınca bağlı değildir; belirli bir basınçta sıcaklıkla ters orantılıdır. “Charles yasası” adı verilen bu ilişkiye göre, iki değişmez (sabit) basınç yüzeyi ile sınırlanan bir hava sütununun derinliği, sütundaki sıcaklık arttıkça artar. Nitekim, yüzeydeki değerinin yarısına düşen basınç altındaki düşey uzaklık, ekvatorda 5 800 m’den kutuplarda 5 100 m’ye kadar değişir.

Bir hava kütlesi yükseldiği zaman genleşir (basınçtaki azalma nedeniyle).Genleşirken, çevrelendiği hava tarafından uygulanan bâSınç kuvvetini yenmek zorundadır. Enerjinin korunumu yasasına göre (termodinamiğin ilk yasası), genleşme sırasındayapılan iş,havakütlesinin iç enerjisine eşit bir azalmayla dengelenir. İç enerji sıcaklıkla orantılı olduğundan, genleşen hava soğuk olur. Bunun tersine, sıkıştırılmış bir hava kütlesi sıcak olur. Çevresiyle ısı alışverişi olmayan bir gazın sıkıştırılmasıyla ya da genleşmesiyle sağlanan sıcaklık değişikliklerine “adyabatik değişiklikler” denir.

Adyabatik soğutma ya da ısıtma işlemi, atmosferdeki düşey elektrik iletiminin açıklanmasında yararlıdır. Adyabatik olarak atmosferde yükseltilen bir kuru hava kütlesi, her km’de 1 0 °C kadar soğur. Troposferdeki sıcaklığın yükseltiye bağlı ortalama değişmesi (sapma oranı), km başına yalnızca 6,5 °C’tır; adyabatik olarak yükselen hava kütlesi çevresindeki havaya oranla soğur, yoğunlaşır ve asıl düzeyine geri dönmeye çalışır. Dolayısıyla ortalama düşey sıcaklık yapısına, bir kuru adyabatik yer değiştirmeye oranla, statik açıdan kararlı denilebilir. Yüzeye yakın havanın son derece sıcak olduğu çöl gibi kesimlerde, aşağı troposferdeki sıcaklığın sapma oranı her km’de 10 °C artar. Böyle durumlarda düşey olarak yukarı yer değiştiren bir hava kütlesi, çevresindekilere oranla daha sıcak olacak ve yukarı doğru ivmelenecektir. Bu tür statik açıdan kararsız durumlar, etkin hava karışmalarını ve sapma değerini herhangi bir yerde gözlemlenen ortalama değerin altına düşürmeye çalışan yukarı ısı taşınmasına neden olur.

Nem süreçleri. Atmosfer sıcaklığında ve basıncında su, üç kimyasal halde – katı, sıvı ve gaz – bulunabilir. Hal değişiklikleri sırasında su, çevresiyle ısı alışverişi yapar; bu olaya “saklı ısınma” denir. Yoğunlaşma ve donma işlemi ısı verir, dolayısıyla çevreyi ısıtır; bunun yanı sıra buharlaşma ve erime ısı alır ve çevreyi soğuturlar. Bulutlar ve yağış, atmosferin sıcaklık dengesi için yararlıdır. Atmosferin birtabakasında bulunan su buharı miktarı genellikle belirli bir hava hacmindeki su buharı kütlesinin, bu kuru havanın kütlesine oranı (karışım oranı) olarak belirtilir; birimi her kilogram kuru hava için, gram olarak sudur. Genellikle bu oran, kilograma birkaç gramdır (9/kg); ama sıcak hava soğuk havaya göre daha çok ısı tutabildiğinden, ekvatorda 2 0 g/kg değerine ulaşabilir. Doymuş hava – belirli bir sıcaklıkta tutabileceği bütün su miktarını tutmuş hava – için karışım oranına “doymuş karışım” oranı denir. Kullanılan başka bir su buharı içeriği ölçüsü bağıl nemliliktir; asıl karışım oranının aynı sıcaklıkta doymuş karışım oranına, oranı olarak tanımlanır. Doymuş karışım oranı azalan sıcaklıkla hızla düştüğünden, su buharı içeren bir hava kütlesi yükselmeye zorlandığında ve adyabatik olarak soğutulduğunda, doğal olarak doymuş duruma gelecektir. Bu noktanın ötesine yükselirse yoğunlaşma gerçekleşir ve bulutlar oluşur. Yoğunlaşma, kısmi olarak adyabatik soğumayı engelleyen saklı ısı yayımına neden olur. Adyabatik olarak genişlemiş, doymuş hava kütlesinde net sıcaklık düşüşü, bir kuru hava kütlesinkinden daha az olacaktır. Bu doymuş adyabatik sapma oranı sıcaklıkla değişir; ama’ orta atmosferde yaklaşık 6 °C/km’dir. Böyle bir kuru hava kütlesinden farklı olarak, yükselen doymuş hava kütlesi, ısınma ve çevresinden daha az yoğun blmaeğilimindedir; dolayısıyla yükselir. Atmosrer de, doğru bir nitelendirmeyle “koşullu kararsız” diye nitelenir; bunun nedeni kuru adyabatik yükselişe oranla kararlı olmasına karşın, doymuş adyabatik yükselişe göre kararsız olmasıdır. Koşullu kararsızlık çok sık görülür ve atmosferde kümülüs bulutlarının ağır basmasını sağlar. Sonuçta gerçekleşen yukarı doğru karışma, atmosferin ısı ve moment dengesini korumada önemli rol oynar.

Işıma ve enerji aktarımı. Uzun vade ortalamalarıyla, dünya atmosfer sisteminin enerji içeriği aşağı yukarı değişmezdir (sabittir). Güneşten alınan enerji aşağı yukarı bütünüyle, atmosfer tarafından uzaya yayılan enerjiyle dengelenir. Güneş ışınlarına dik birim alan için, atmosferin ucunda ortalama güneş enerjisi akımı yaklaşık 1 380 watt/m2’dir. Ama bu enerjinin tümü soğurulmaz. Bir bölümü bulutlar ve Yer yüzeyi tarafından uzaya geri yansıtılır. Albedo denilen bu bölüm yaklaşık olarak % 30’dur. Oluşan enerjinin yaklaşık % 19’u atmosferde soğurulur; geri kalan %51’iyse|Yer yüzeyinde soğurulur.

Yer ve atmosfer tarafından soğurulan toplam enerjinin, uzaya yayılan ısı enerjisiyle dengelenmesi gerekir. Bir cisim tarafından yayılan enerji miktarı, cismin ısısına bağlıdır. Stefan Boltzman yasasına göre, olanaklı en yüksek etkide ışın yayan bir cisim (“kara cisim” de denir), sıcaklığının dördüncü kuvvetine oranında bir miktar enerji yayar. Bu yasa, Yer’in uzaya -20 °C sıcaklığında ışın yayarak emilen güneş ışınlarını dengelediğini belirtir. Bu sıcaklık, yer yüzeyindeki ortalama sıcaklık + 15 °C’den çok daha soğuktur. Yüzey sıcaklığı fazlası atmosferdeki sera etkisiyle korunur. Yer’in yaydığı kızılaltı ışınların çoğu atmosferde, karbondioksit ve su buharı tarafından soğurulur. Atmosfer hem yukarı, hem de aşağı doğrultuda olarak bu ışını geri yansıtır. Aşağıyansıyan miktar Yer yüzeyi tarafından soğurulur; böylece, atmosfer yokluğunda gerçekleşebilecek denge değerini aşan yüzey sıcaklığını koruyacak bir enerji kaynağı sağlanır. Etkinin şiddeti atmosferde soğurulmuş gaz yoğunluğuna bağlıdır.

Atmosferin yansıttığı ışın, Yer’den gelen güneş enerjisinin % 30’una eşit bir miktarda olmak üzere, güneş ışınları ve kızılaltı ışınlarının her ikisi tarafından soğurulan miktarı aşar. Bu enerji açığı, temel olarak yüzeyde buharlaşmayla elde edilen saklı ısı yayınımı ve bulutlardaki etkin yoğunlaşma aracılığıyla Yer yüzeyinden atmosfere ısı iletimiyle dengelenir.

Atmosferin aldığı ortalama yıllık güneş ışını, enlemlere göre önemli miktarda değişiklik gösterir: Ekvatorda, kutuplardakinden dört kat büyüktür. Yer’den uzaya yansıyan ışınsa, bir enlemden öbürüne çok fazla değişmez. Bu da ekvatorda açık bir ışınım enerjisi fazlasına, kutuplarda da enerji açığına neden olur. Dolayısıyla, dünyanın tümü üstünde enerji dengesini sağlamak için kutuplara doğru enerji taşınmalıdır. Gözlemler, kutuplara doğru Golfstrim gibi sıcak okyanus akıntılarıyla ısı taşınmasının, gerekenin % 50’sini sağladığını göstermiştir. Geri kalan % 50’yse rüzgâr sistemleriyle taşınmaktadır.

DOLAŞIM

Atmosferde rüzgârların ortalama dağılımına “genel dolaşım” denir. Genel dolaşım yalnızca az ya da çok hızlı yerküre rüzgârlarını değil, hava durumunu oluşturan birçok hava hareketini de içerir. Bir küresel sistemde rüzgâr ve basınç sistemlerinin yapısını anlamak için Yer’in dönüşünün, hareket eden hava tabakaları üstündeki etkileri gözönünde bulundurulmalıdır. Ekseni çevresinde dönmeyen bir gezegende, hava basıncındaki farklılıklar hava akımının temel nedeni olabilir.

mentumun korunumunun bir sonucudur. Bir hava akımı dünyanın dönme ekseninden uzağa (ekvatora doğru) ya da yakına (kutuplara doğru) hareket ettikçe yavaşlar ya da hızlanır. Böylece, hava akışı durursa, hava basıncı eğrileri paralel, akış hızı da basınç gradyanıyla orantılı olur. Daha sonra rüzgârın “jeostrofik” dengede olduğu söylenir. Sonuç Buys Ballot yasasında belirtilmiştir: Bir kişi arkasını rüzgâra vererek Kuzey yarıkürede durursa, hava basıncı sağına göre, solunda daha düşüktür. Sıcaklık farkları da genel hava akımı diyagramını etkiler. Atmosfer ne kadar soğuk olursa, Yer yüzeyi üstünde hava basıncının yükseltiye bağlı olarak azalması o kadar hızlı olur. Ama iki farklı enlemdeki basınç farkı da, yükseklikle artar; jeostrofik dengeyi sağlayacaksa, rüzgârın hızının da yükseklikle artması gerekir. Bu eğilim, kişi sıcak havayı sağına, soğuk havayı da soluna alarak Kuzey yarıkürede durduğunda, yüzü doğrultusunda, rüzgârın yükseklikle artacağını belirten sıcaklık-rüz- gâr’ilişkiyle açıklanır. Jeostrofik yapı ve sıcaklık-rüzgâr ilişkileri, hem basınç hem de sıcaklığın kutup doğrultusunda azaldığı atmosferin orta düzeylerinde, ortalama batı rüzgârları (batıdan esen) için geçerlidir; ayrıca astropikal Jet-stre- amler de, ortalama 30° enlem ve 12 km yükseklikteki hızı yükseklikle en çok 30 m/sn’ye kadar artan rüzgârlar için gereklidir. Yukarı düzeydeki batı rüzgârları genel atmosfer dolaşımının en önemli olgusudur. Geçici iyi ve kötü hava durumları bu yüksek düzey rüzgârlarında oluşur ve rüzgârlar tarafından taşınır. Fırtına sistemleri, orta enlemlerde, Jet-streamlerle birleşerek, fırtına yolları boyunca batıdan doğuya doğru hareket etme eğilimindedirler. Ortalama Jet-stream rüzgârları bir bütün halinde batı-doğu doğrultusunda esmezler (o durumda sıcaklıkları kutuplara doğru taşıyamazlardı).

Gerçekte geniş dağ sıraları ve kara-deniz farklılıkları Jet- streamin, ortalama enleminden yerküreyi çevreleyen dolambaçlı bir yörünge boyunca sapmasına yol açar. Kuzey yarıkürede, Kuzey Amerika ve Asya kıtalarının doğu bölümleri üstünde ekvatora doğru en büyük sapma gerçekleşir. Bu bölgelerin doğusu, Büyük Okya- nus’un ve Atlas okyanusunun batı kesimlerinde ortalama akımın önemli miktarda sıcaklığını kuzeye taşımasını sağlayan yeterli şiddette kutup kökenli bileşenler taşır.

Ayrıca ayrıı bölgeler, ortalama rüzgârlarla birlikte hareket eden, bir yandan da sıcaklığı kutuplara doğru taşıma eğiliminde birçok geçici hava hareketi (atmosfer tedirginlikleri) yaratırlar. Tropikal bölgelerde farklı bir mekanizma göz önünde bulundurulmalıdır. Yüzeye yakın yerlerde basınç, yaklaşık 30° enleminde bulunan astropikal yükseltilerden, ekvatorun alçak basınç alanlarına doğru azalır. Ortaya çıkan düşük düzey rüzgârları, yüzey sürtünmesinin uyguladığı çekme nedeniyle jeostrofik dengeden uzaklaşır ve Kuzey yarıkürede kuzeydoğudan esen alize rüzgârlarını, Güney yarıkürede de güneydoğudan esen alize rüzgârlarını oluştururlar. Alize rüzgârları, meridyen düzleminde kapalı dolaşım modelinin alçak düzey kolunu oluştururlar; bu kol “Hadley hücresi” diye adlandırılır (bu ad, bu dolaşım modelini ilk kez XVIII. yy’da ortaya koyan İngiliz George Hadley’ın adından kaynaklanır). Hadley’in belirttiğine göre, ekvatora yakın yerlerde ısınan yüzey sıcaklığı yükselir ve yukarı troposferde kutuplara doğru hareket eder. Soğuyup, çevrimi yeniden kapamak için ekvatora doğru hareket ettiği yeryüzüne geri döner. Aslında Hadley çevrimi son derece bakışımsızdır.

Yukarı doğru hareket, ekvatorun ortalama 10° kuzeyinde Yer kabuğunu çevreleyen, “tropikal yaklaşım çizgisi bölgesi” denilen 50 km (30 mil) genişliğinde dar bir çizgi boyunca yoğunlaşmıştır. Bu bölgedeki yukarı kütle taşınmasının aşağı yukarı tümü, genellikle 15 km yüksekliklere çıkan iletken, yoğun bulut yığınlarının önemli kesimlerinde gerçekleşir. Bu bölgenin dışında, astropikal kuşak üstünde, ışınımla soğutulan hava yavaş yavaş alçalır. Geniş bir alanda gerçekleşen bu alçalma, astropikal bölgede ağır basan kurak koşullar için geçerlidir. Hadley hücresinde, kutuplara doğru yüksek düzey akımı tarafından ekvator bölgesinden taşınan sıcaklık ve moment, tropikal bölgelerde atmosferin ısı ve moment dengesini korumada son derece önemlidir.

Hava hareketleri. Yüksek düzeydeki Jet-streamlerde gerçekleşen geçici hareketler (atmosfer tedirginlikleri), tropikal enlemler dışında, hava değişikliklerinin çoğundan sorumludur. Jet-streame giren küçük ve rastgele hareketler, ana akımdan aldıkları enerjiyle güçlenirler. Birkaç bin kilometre yatay uzunlukta hava hareketleri, günlük hava durumunda görülen yüksek basınç ve alçak basınç alanlarıdır. Bu sistemler, oluşumu ve yok oluşu yaklaşık bir hafta süren bir çevrime girerler. Varolan sıcaklık farklarını, “cepheler” diye adlandırılan, şiddetli sıcaklık değişimli dar bölgelere yoğunlaştırma eğilimindedirler. Tropikal bölge dışı siklon (alçak basınç alanı) sisteminde oluşan yağışın çoğu, yüzeyde en düşük alçak basınç değerine erişen sıcak cepheler boyunca yoğunlaşmıştır (soğuk ve kuru havadan, sıcak ve nemli havaya geçiş bölgesi). Yüzeyde, sıcak havayı itip soğuk ve kuru koşulları getiren düşük düzeyli bir soğuk cephe geçidi bunu izler.

Tropikal bölgelerde de siklon fırtına sistemleri görülür; orta enlem sistemlerinden farklı olarak, doğudan batıya hareket ederler. Günde 2 cm/günden çok yağış görülebilmesine karşılık, rüzgâr hızı genel olarak saniyede birkaç metreyi aşmaz. Bazen, özellikle Atlas okyanusunun ve Büyük Okyanus’un Batı kesimlerinde, benzer hareketler tropikal fırtınalara ya da kasırgalara dönüşebilir. Zarar veren fırtınaların birçoğu, 10-100 km yatay uzunlukta, güçlü, ama küçük şiddetli fırtınalardır. Yüzeydeki havanın ısınmasıyla üretilen dikey hareketlerin yol açtığı şiddetli fırtınalar ya da kasırgalar, yeterli nem bulunmayan ve atmosferin kararsız durumda olduğu bölgelerde yaz ayları boyunca görülebilir. Bü tür sistemler biraraya gelerek bir kasırga çizgisi oluştururlarsa, dolu fırtınasına, hattâ hortuma dönüşebilirler. Bu küçük şiddetli hareketler günümüzde iyice açıklığa kavuşmuştur; ama her türlü şiddette gerçekleşen iklim değişikliği nedenlerinin temelleri hakkında çok az şey bilinmektedir (Bk. İKLİM). Uzun süreli değişiklikler, güneşin enerji yaymasındaki değişiklikler gibi değişken dış kuvvetlere bağlanabilir; ama kısa süreli değişikliklerin atmosfer – okyanus sistemindeki doğal kararsızlıklar oldukları düşünülmektedir.

İnsan etkisi. Son yıllardaki olaylar insanın atmosferle ilişkisinin bilincini son derece yükseltmiştir. En iyi bilinen kasıtlı insan etkisi, yağışı artırmak için bulutların bombardıman edilmesidir; ama yıllarca sürdürülen çabalara karşın, bu alanda çok az başarı sağlanmıştır. Öte yandan insanın atmosfer üstündeki etkisi, hem yerel hem de dünyayı ilgilendiren sonuçlara yol açabilir. Kentleşmenin bölgesel iklime zararları çok iyi bilinir. Dünya bütününde etkilerin belirlenmesi zordur. Son yıllarda dikkatler, insan etkileri sonucu ozona zararlı flüorokarbonların kimyasal tepkimelerine bağlı olarak gerçekleşen, “ozon tabakasının yok olması olasılığı” üstüne çevrilmiştir (Bk. KİRLENME, ÇEVRE). Bilima- damlarıl 986’da, her sonbaharda Antarktika üstünde bir “ozon deliğinin” (ozonun tükendiği bölge) oluştuğunu açıklamışlardır; o tarihten bu yana toplanan kanıtlar, Arktika üstünde de benzer bir olayın gerçekleştiğini gözler önüne sermiştir. Atmosferin kimyasının karmaşıklığından dolayı bu olayın açıklayıcı yorumu zordur; ama flüorokarbonlar, bu azalmanın temel nedeni olarak ele alınmaktadır. Bazı bilim adamları ozon tabakasının flüorokarbonlarla her yüzde 1 azalmasının, Yer yüzeyine ulaşan kızılötesi ışın miktarını yüzde 1-3 artıracağını ve bütün yaşam çeşitlerini tehdit edeceğini, ayrıca iklimlerin yanı sıra, stratosferdeki sıcaklık dağılımını da değiştireceğini ileri sürmüşlerdir. 1988’de önemli flüorokarbon üreticileri bu zararlı kimyasal maddelerin üretimini durdurma konusunda anlaşmışlardır. Yer yüzeyindeki ozon düzeyi, hava kirliliğinin bir sonucu olarak yükselmektedir. Troposferde görülen ozon tahribatı, asit yağmurlarının oluşmasında önemli rol oynamaktadır.

Fosil yakıtların yanması sonucu karbondioksit yayılması, denetim altına alınmazsa, başka bir önemli tehlike oluşturacaktır. Atmosferde gaz yoğunlaşması 1900’den önce milyonda 300 taneden (ppm), 1980’le- rin sonlarında yaklaşık 350 ppm’ye artmıştır. Bu olayın sürmesi, sera etkisiyle Yer yüzeyi sıcaklığında kaçınılmaz bir yükselmeye neden olabilir. Bazı bilim adamları okyanuslartarafından karbondioksitsoğurulmasının artırılması ya da bulut örtüsündeki artış gibi olguların, ısıma etkisini azaltabileceğini düşünmüşlerdir. ABD Çevre Koruma Birliği ve Doğal Havacılık ve Uzay İdaresi raporları, bu eğilimin kabaca yok edilebileceğini belirtmiştir; daha sonraki araştırmalar bu görüşü desteklemektedir. Ayrıca bilim adamları, tarım etkinliklerinin sonucu olarak, ozon tabakasını delen ve sera etkisini artıran atmosferdeki metan içeriğinin, her yıl yaklaşıkyüzde 1 oranında arttığını ortaya koymuşlardır.

ATMOSFERİN KÖKENİ 

Atmosferin nasıl oluştuğunu anlamak için bilim adamları, Yerbilim zamanları boyunca 4,5 milyon yılı araştırmak zorunda kalmıştır. Daha sonra gerçekleşebilecek değişikliklerin uygun açıklamasını geliştirmek için kimya ve biyoloji ilkeleri uygulanmıştır. Genellikle bilim adamları, Yer atmosferinin yanardağlardan yayman gazlar tarafından oluşturulduğu konusunda görüş birliğindedirler. Ne var ki, bazı sorular henüz yanıtsızdır. Çünkü günümüzde yanardağ gazlarının yapısı, atmosferin yapısından temel olarak farklıdır. Aşağıdaki çizelgede gösterildiği gibi, yanardağlar hiç oksijen yaymazlar.

Dünyanın eski devirlerinde volkanların yaydıkları gazlar günümüzdekilerle aynıysa (bu yönde bazı kanıtlar vardır), atmosfer nasıl böyle şiddetle değişmiştir.

Yanardağ gazları, genç gezegenin iç kesiminden ayrılırken birçok değişiklik geçirmiş olabilirler. Su buharının çoğu, okyanusları doldurmak için yoğunlaşmış olabilir. (Bazı bilim adamları, başka bir seçenek olarak, buharın, meteor parçalarının Yer yüzeyine sürekli çarptıkları daha önceki bir devirde oluştuğunu önermişlerdir.) Hafif hidrojenin çoğu uzaya kaçmış ve karbondioksit yüzey mineralleriyle tepkimiş olabilir.

İlk bir milyon yıllık süreçte atmosferde oksijen bulunmadığı konusunda önemli sayılabilecek kanıtlar vardır: En eski maddeler tamamlanmamış bir yükseltgen- me (oksitlenme) gösterirler. Sözgelimi, Kanada’da Blind ırmağı uranyum yatakları, günümüzün oksijen, bakımından zengin havasıyla birleştiğinde bozunan bir uranyum minerali (urnaninit) içerir. Ayrıca, bilinen hiçbir serbest oksijen kaynağı yoktur. Son olarak, yaşamın başlangıcı konusunda kabul edilmiş kuramlar, genellikle yaşamın oksijen ¡yokluğunda oluştuğunu belirtmektedirler.

Oksijenin nasıl oluştuğunu açıklayacak iki kuram öne sürülmüştür. Bunlardan biri, su buharının kızılötesi ışınlarla yıkılmasıdır (fotoayrışma). Bu tepkime serbest hidrojen ve oksijen üretir:

Bu tepkimenin etkili olması için çok miktarda miktarda hidrojenin yerçekiminden kurtulması gerektiğinden – düşük bir olasılık- fotoayrışmanın, dünya oksijeninin önemli bir kaynağı olduğu söylenemez. İkinci kuram, daha yaklaşık olarak yaşamın kendisidir; temel olarak karbondioksit ve suyun birleşerek, karbonhidrat ve oksijen oluşturdukları ışılbireşim (fotosentez) adı verilen süreçtir:

Bazı tahminlere göre, dünyanın başlangıcından bu yana atmosfere eklenen toplam serbest oksijen miktarının yalnızca, % 1 ‘i fotoayrışmayla, yaklaşık % 9 9 ‘u ışıl-, bireşimle üretilmiştir.

Ne var ki, atmosferdeki oksijenin çoğunu ışılbireşim oluşturduysa, yaşamın kendisinin canlı çeşitleri oluşturmaya son derece elverişsiz bir çevreden kaynaklanmış olması gerekir: Oksijen yokluğunda, güneşin kızılötesi ışınları bütün hücrelerde öldürücü etki yapar ve dünya yüzeyine öldürücü dozlarda ulaşır.

Aslında organizmaların çok sınırlı bir bölgede yaşamış olmaları gerekir: Yeterli günışığı alacak kadar yüzeye yakın, kızılötesi ışınlardan korumaya yeterli derinlikte bir su tabakası altında, oksijensiz bir atmosferde öldürücü ışınlar yaklaşık 1 0 m’lik bir derinliğe iner ve eski canlı örneklerinin bu düzeyin yakınında ya da hafifçe altında, onlar için tehlikeli bir zehir olan fermantasyon ürünü oksijenden saklanarak yaşamış oldukları düşünülmektedir. Bu organizmaların yaşayıp, ölüp, okyanus diplerine çöktükleri sürede, atmosferde oksijen ve ozon miktarı azar azar yükselmiştir. Ozon, yüzeye ulaşan kızılötesi ışın miktarını azaltarak, okyanusun yukarı tabakalarını daha yaşanır kılmış, daha sonra organizmalar apansızın, güneş ışığının bol bulunduğu yüzey altındaki su tabakasını kaplamışlardır. Fermantasyonla olduğu kadar, solunum yoluyla da enerji elde edebilen biçimler gelişmişler ve ışılbireşim işlemi hızlanmaya başlamıştır. Günümüzden yaklaşık 570 milyon yıl önce başlayan Kambriyen dönemindeki bu aşamada, türlerin çok miktarda çeşitlenmesi gerçekleşmiştir. Son olarak, günümüzden yaklaşık 430 milyonyıl önce Silür- yen’den başlayarak atmosferin oksijen içeriği, yaşamı denizden karaya çıkartacak kadar artmıştır.

Atmosferin oksijen içeriğinin, geçmişteki önemli iklim değişiklikleri ve ışılbireşimdeki hertürlü değişiklikle arttığı düşünülmektedir: ama büyük değişiklikler ölçülemez. Daha küçük büyüklüklerde, bilimadamları oksijenin, iyonosferin kutupsal kesimlerinden yaklaşık olarak, yılda 5K107 kg oranında uzaya kaçtığını bulmuşlardır; bu kayıp, su buharının ayrışmasıyla yeniden dengelenmektedir.
Ayrıca Bk: HAVA; M ETEOROLOJİ.