Troposfæren: Atmosfærens laveste lag

Det laveste lag af atmosfære, hvori levende organismer opererer kaldes troposfæren. Det er området med stærke luftbevægelser og skyformationer. Det var en blanding af flere gasser, som forblev ret i overflod. Vanddamp og støv opstod dog i troposfæren i ekstremt variable koncentrationer.

Luften i troposfæren, den luft, vi indånder, består af ca. 78 procent nitrogen (N ₂ ), 21 procent oxygen (O ₂ ), 1 procent argon (Ar) og 0, 03 procent carbondioxid (CO ₂ ). Også til stede er spor af andre gasser, hvoraf de fleste er inerte. Nærmere oplysninger om alle disse gasser er angivet nedenfor i tabel 1.2.

Tabel 1.2. Detaljer om forskellige gasser i verdens atmosfære:

Laget af største interesse i forureningskontrol er dette lag af troposfæren, da dette er laget, hvor de fleste levende ting eksisterer. En af de seneste ændringer i troposfæren indebærer fænomenet syreregner. Acid regn eller syreaflejring resulterer, når gasformige udslip af svovloxider (SO _x ) og nitrogenoxider (NO _x ) interagerer med vanddamp og sollys og omdannes kemisk til stærke sure forbindelser som svovlsyre (H ₂ SO ₄ ) og salpetersyre (HNO3).

Disse forbindelser sammen med andre organiske og uorganiske I kemikalier deponeres på jorden som aerosoler og partikler (tør deponering) eller transporteres til jorden ved regn dråber, snefnug, tåge eller dug (våd deponering).

Stratosphere:

Stratosfæren er luftmassen, der strækker sig fra det øverste niveau af troposfæren til det øverste niveau af stratosfæren, ca. 50 km over jordens overflade. Ozon til stede danner et ozonlag kaldet som ozonosfære. Den er dannet ud fra oxygen gennem en fotokemisk reaktion, hvor oxygenmolekylet spalter for at danne oxygen.

O ₂ + (h = stråling) = 2O

Det atomiske ilt kombineres med molekylært ilt, og der dannes ozon.

O3 + O = O3

Det danner en paraply kaldet som ozon paraply, der absorberer ultraviolet stråling fra solen. Desuden tjener det som et tæppe til at reducere jordens afkølingshastighed. Derfor er en ligevægt mellem ozon og resten af ​​luften en væsentlig faktor for miljøet.

mesosfaeren:

Over til stratosfæren er mesosfæren, hvor der er koldtemperatur og lavt atmosfæretryk. Temperaturen falder til et minimum på -95 ° C ved 80-90 km over jordens overflade. Zonen hedder som overgangsalderen.

Termosfære:

Over mesosfæren er termosfæren, der strækker sig op til 500 km over jordens overflade. Det er præget af en stigning i temperaturen fra mesosfæren. Øvre zone til termosfæren hvor ionisering af molekyler ilt forekommer kaldes ionosfæren.

Exosphere:

Atmosfæren over ionosfæren hedder det ydre rums eksosfære, der tager atmosfæren bortset fra hydrogen og helium og strækker sig op til 32190 km fra jordens overflade. Den har meget høj temperatur på grund af solens stråler.

Elementære egenskaber af atmosfæren:

Forureningsproblemer stammer fra sammenflugningen af ​​atmosfæriske forureninger, ugunstige meteorologiske forhold og til tider visse topografiske forhold. På grund af det tætte forhold mellem luftforurening og visse atmosfæriske forhold er det nødvendigt at have en vis forståelse af meteorologien.

Kilden til alle meteorologiske fænomener er en grundlæggende, men variabel orden af ​​atmosfærens elementære egenskaber - varme, tryk, vind og fugt. Alt vejr inklusive tryk system, vindhastighed og retning, fugtighed, temperatur og nedbør skyldes i sidste ende variabel forhold mellem varme, tryk, vind og fugt.

Samspillet mellem disse fire elementer kan observeres på flere forskellige skalaer. Disse bevægelsesskalaer er relateret til massebevægelse af luft, som kan være globalt, kontinentalt, regionalt eller lokalt. Ifølge deres geografiske indflydelsesområde kan bevægelsesniveauet betegnes som makroskala, mesoscale eller mikroskala.

Makro skala:

Atmosfærisk bevægelse på denne skala involverer planetens mønstre i cirkulationen, det store feje af luftstrømme over halvkuglen. Disse fænomener forekommer i tusinder af kilometer, og eksemplificeres af de semi-permanente høj- og lavtryksområder over oceaner og kontinenter.

Luftbevægelsen på verdensplan er ikke kun i længderetningen fra ækvator til poler eller omvendt, fordi den dobbelte effekt af varmeeffektivitet mellem poler og ækvator og jordens rotation langs dets akser skaber et mere kompliceret mønster af luftcirkulationen . Det er under denne dobbelte indflydelse af termisk omdannelse og korolisstyrken (effekten af ​​jordens rotation på vindhastighed og retning), at der opstår høj- og lavtryksområder, kolde eller varme fronter, orkaner og vinterstorme.

Et af de primære elementer, der påvirker luftmassebehandling på denne skala er fordelingen af ​​jord- og vandmasser over jordens overflader. Den store variation mellem ledende kapacitet af jord og havmasser tegner sig for udviklingen af ​​mange af vores vejrsystemer.

mesoscale:

Cirkulationsmønster udvikles over regionale geografiske enheder, primært på grund af indflydelse fra regional eller lokal topografi. Disse fænomener forekommer på skalaer på hundreder af kilometer. Luftbevægelsen af ​​jordens overflader - placeringen af ​​bjergkæder, af oceaniske kroppe, af skov og byudvikling.

Individuel:

Mikrokale fænomener forekommer over områder mindre end 10 kilometer. Det forekommer inden for friktionslaget, atmosfærelaget på jorden, hvor virkninger af friktionsspænding og termiske ændringer kan forårsage vind at afvige mærkbart fra et standardmønster.

Den friktionsspænding, der opstår som luften bevæger sig over og omkring uregelmæssige fysiske egenskaber som bygninger, træer, buske eller klipper, bevirker mekanisk turbulens, der påvirker luftbevægelsens mønster. Radiant varme fra strækninger af by asfalt og beton, ørkensand eller andre sådanne overflader forårsager termisk turbulens, der også påvirker luftbevægelsesmønstre.

Makroskale cirkulationsmønstre har i de fleste tilfælde kun direkte indflydelse på luftkvaliteten. Det er luftens bevægelse på mesoscale og mikroskalaeniveauer, der er af afgørende betydning for dem, der er ansvarlige for kontrollen af ​​luftforurening.

Varme:

Varme er en kritisk atmosfære variabel. Det er en vigtig katalysator af klimaforhold. Varmeenergien i atmosfæren kommer fra solen som kortbølgestråling (ca. 0, 5 μm), hovedsagelig i form af synligt lys. Jorden udsender meget længere bølger (gennemsnit på 10 μm) end den modtager, hovedsagelig i form af ikke synlig varmestråling.

Nogle af solens stråler er spredt af intervenerende luftmolekyler. Det er denne spredning af stråler med forskellige bølgelængder, der giver en klar himmel sin dybe blå farve. Spredning er mere intens, da solen bevæger sig nær horisonten, og det er dette fænomen, der producerer røde solstiger og solnedgange.

Jordens overflade er solfangerenes primære absorber. Således opvarmes troposfæren primært fra jorden og ikke fra solen.

Fire vigtige måder, hvorpå varmeoverførslen sker i troposfæren, er gennem grønhuseffekten, kondens - fordampningscyklus, ledning og konvektion.

Fordampningskondensationscyklus:

Fordampning af vand kræver brug af energi, og denne energi absorberes fra atmosfæren og opbevares i vanddamp. Ved kondensering frigives denne varmeenergi. Fordi fordampning normalt finder sted på eller nær jordens overflade, mens kondensering normalt forekommer i troposfærens øvre områder, har fordampningskondensationsprocessen tendens til at bevæge varme fra lavere regioner til højere områder.

Ledning:

Overførsel af varme fra jord til atmosfære opnås også gennem ledningsprocessen, varmeoverførsel ved direkte fysisk kontakt mellem luft og jord. Når luften flytter nedad, kommer den i kontakt med den varmere jord og tager varmen fra jorden ind i atmosfæren.

Konvektion:

Det er en proces initieret af stigningen af ​​varm luft og sugning af kold luft og er en vigtig kraft i overførsel af varme fra jord til troposfæren. Konvektion er en primær faktor i bevægelse af luftmasser på makroskalaen.

Tryk:

Tryk er en vigtig variabel i meteorologisk fænomen. Fordi luften har vægt, presser hele atmosfæren ned på jorden under den. Dette tryk måles normalt med et kviksølvbarometer. På vejrkort er trykfordeling i atmosfæren repræsenteret af isobars-linjer, der forbinder punkter med samme atmosfæriske tryk. Disse linjer afgrænser høj- og lavtryksceller, som påvirker udviklingen af ​​større vejrsystemer.

Trykmønstre over jorden er i konstant strømning, da lufttrykket stiger i samme region og falder i andre. Placeringen af ​​kontinenter, forskellene i overfladens rude og stråling, vindenergi og globale cirkulationsmønstre kombinerer alt for at tvinge udviklingen af ​​høj- og lavtrykssystemer eller -celler. Cirkulationen eller bevægelsen af ​​disse høj- og lavtrykssystemer er ansvarlig for mange vejrændringer.

Vind:

Vind er simpelthen luft i bevægelse. På makroskalaen opstår bevægelsen i ulige fordeling af atmosfærisk temperatur og tryk over jordens overflade og er signifikant påvirket af jordens rotation. Vindflowens retning er fra høj til lav, men coriolis-kraften (dvs. virkningen af ​​jordens rotation på vindhastighed og retning) har tendens til at afbøje luftstrømme ud af disse forventede mønstre.

På mesoskala og mikroskala påvirker topografiske egenskaber kritisk vindflowet. Overfladevariationer har en tydelig indvirkning på hastigheden og retningen af ​​luftbevægelsen. Desuden er hav- og landbrise, bjergdalvind, kystnøg, vindmønster nedbørssystemer, bymæssige varmeøer alle eksempler på indflydelse af regional og lokal topografi på atmosfæriske forhold.

Variationen af ​​ledende kapacitet af jord og vand står for en anden effekt af topografi på vindretning. Fordi land varmer og afkøler hurtigere end nabokilder af vand, falder kystvindene i et mønster af dagtid havbrise og aften landbrise.

Vindhastighed måles normalt ved hjælp af et anemometer, et instrument, der typisk består af tre eller fire halvkugleformede hætter anbragt omkring en lodret akse. Jo hurtigere rotationshastigheden for hætterne, jo højere vindhastighed.

Fugtighed:

Fordampning til kondensering til udfældning er en konstant gentagende cyklus i vores miljø. Fugt overføres først fra jordens overflader til atmosfæren. Vanddampen kondenserer derefter og danner skyer.

Cyklusen fuldender sig, da den kondenserede damp returneres til jordens overflade i form af nedbør, regn, hagl, sne eller slør. Topografi spiller en vigtig rolle i fugtfordeling. Bjerge har tendens til at tvinge stigningen i fugt - belastet luft, hvilket resulterer i tyngre nedbør på vindsiden af ​​en rækkevidde.

Relativ luftfugtighed:

Mængden af ​​vanddamp til stede i atmosfæren måles i form af fugtighed. Jo højere temperaturen i luften er, desto mere vanddamp kan den holde, før den bliver mættet. På jordoverfladen fordobler temperaturforøgelsen på 11, 1 ° C stort set atmosfærens fugtkapacitet.

Relativ luftfugtighed måles ved hjælp af et instrument kaldet et psykrometer. Et psykomrometers tørpære termometer indikerer luftens temperatur, mens det våde pæretermometer måler mængden af ​​afkøling, der opstår, da fugtigheden på pæren fordamper. Med forskellen i de to aflæsninger og temperaturen på den tørre pære kan man opnå relativ luftfugtighedslæsninger fra psykrometertabellerne.