Troposfæren: Atmosfærens laveste lag

Det laveste lag av atmosfære der levende organismer opererer kalles troposfæren. Det er området sterke luftbevegelser og skyformasjoner. Det var en blanding av flere gasser som forblev ganske i overflod. Imidlertid oppstod vanndamp og støv i troposfæren i ekstremt variable konsentrasjoner.

Luften i troposfæren, luften som vi puster, består av volum på ca. 78 prosent nitrogen (N ₂ ), 21 prosent oksygen (O ₂ ), 1 prosent argon (Ar) og 0, 03 prosent karbondioksid (CO ₂ ). Også tilstede er spor av andre gasser, hvorav de fleste er inerte. Detaljer om alle disse gassene er gitt nedenfor i tabell 1.2.

Tabell 1.2. Detaljer om forskjellige gasser i verdens atmosfære:

Laget med stor interesse for forurensningskontroll er dette laget av troposfæren, siden dette er laget der de fleste levende ting eksisterer. En av de nyere endringene i troposfæren innebærer fenomenet surt regn. Syredannelse av surt regn eller syre når gassutslipp av svoveloksider (SO _x ) og nitrogenoksyder (NO _x ) samhandler med vanndamp og sollys og omdannes kjemisk til sterke sure forbindelser som svovelsyre (H ₂ SO ₄ ) og salpetersyre (HNO ₃ ).

Disse forbindelsene sammen med andre organiske og uorganiske I-kjemikalier, blir avsatt på jorden som aerosoler og partikler (tørr avsetning) eller transporteres til jorden ved regnfall, snøflak, tåke eller dugg (våt avsetning).

Stratosphere:

Stratosfæren er luftmassen som strekker seg fra det øverste nivået av troposfæren til det øverste nivået av stratosfæren, ca 50 km over jordoverflaten. Ozon tilstede der danner et ozonlag kalt som ozonosfære. Den dannes av oksygen gjennom en fotokjemisk reaksjon hvor oksygenmolekylet splittes for å danne oksygen.

O ₂ + (h = stråling) = 2O

Det atomiske oksygen kombinerer med molekylært oksygen og ozon dannes.

O3 + O = O3

Den danner en paraply kalt som ozonparaply som absorberer den ultrafiolette strålingen fra solen. Dessuten tjener det som et teppe for å redusere jordens kjølehastighet. Derfor er en likevekt mellom ozon og resten av luften en viktig faktor for miljøet.

mesosfæren:

Over til stratosfæren er mesosfæren der det er kaldt temperatur og lavt atmosfæretrykk. Temperaturen faller til minimum -95 ° C ved 80-90 km over jordens overflate. Sone kalles som overgangsalder.

termosfæren:

Over mesosfæren er termosfæren som strekker seg opp til 500 km over jordens overflate. Det er preget av en økning i temperaturen fra mesosfæren. Øvre sone til termosfæren hvor ionisering av molekyler oksygen oppstår kalles ionosfæren.

Exosphere:

Atmosfæren over ionosfæren kalles eksosfæren av ytre rom som tar atmosfæren bortsett fra hydrogen og helium og strekker seg opp til 32190 km fra jordens overflate. Den har veldig høy temperatur på grunn av solens strålinger.

Elementale egenskaper av atmosfæren:

Forurensningsproblemer oppstår ved sammenfelling av atmosfæriske forurensninger, ugunstige meteorologiske forhold og til tider visse topografiske forhold. På grunn av det nære forholdet mellom luftforurensning og visse atmosfæriske forhold, er det nødvendig å ha litt forståelse av meteorologi.

Kilden til alle meteorologiske fenomener er en grunnleggende, men variabel bestilling av atmosfærens elementære egenskaper - varme, trykk, vind og fuktighet. Alt vær, inkludert trykksystem, vindhastighet og retning, fuktighet, temperatur og nedbør skyldes til slutt variabel sammenheng mellom varme, trykk, vind og fuktighet.

Samspillet mellom disse fire elementene kan observeres på flere forskjellige skalaer. Disse bevegelseskalaene er relatert til massebevegelse av luft som kan være global, kontinentalt, regionalt eller lokalt. I henhold til deres geografiske innflytelsesområde, kan bevegelsens omfang betegnes som makroskala, mesoskala eller mikroskala.

Makro skala:

Atmosfærisk bevegelse på denne skalaen involverer planetens mønstre av sirkulasjon, det store feie av luftstrømmer over halvkule. Disse fenomenene forekommer på tusenvis av kilometer og er eksemplifisert av de halvfaste høye og lave trykkområdene over hav og kontinenter.

Luftbevegelsen på verdensplan er ikke bare i lengderetningen fra ekvator til poler eller omvendt fordi den dobbelte effekten av varmeeffektivitet mellom poler og ekvator og jordens rotasjon langs sine akser etablerer et mer komplisert mønster av luftcirkulasjon . Det er under denne doble påvirkning av termisk konvertering og korolisstyrken (effekten av jordens rotasjon på vindhastighet og retning) at høye og lave trykkområder, kulde eller varme fronter, orkaner og vinterstormer dannes.

Et av de viktigste elementene som påvirker luftmassebevegelsen på denne skalaen er fordelingen av land og vannmasser over jordens overflater. Den store variansen mellom ledende kapasiteter til land og havmasser står for utviklingen av mange av våre værsystemer.

mesoskala:

Sirkulasjonsmønster utvikles over regionale geografiske enheter, hovedsakelig på grunn av påvirkning av regional eller lokal topografi. Disse fenomenene forekommer på skalaer på hundrevis av kilometer. Luftbevegelse av jordens overflater - plasseringen av fjellkjeder, av oceaniske kropper, av skogbruk og byutvikling.

mikro:

Mikroscale fenomen forekommer over områder mindre enn 10 kilometer. Det forekommer i friksjonslaget, laget av atmosfære på bakkenivå hvor virkninger av friksjonsspenning og termiske forandringer kan føre til at vindene avviger merkbart fra et standardmønster.

Friksjonstrykket som oppstår når luft beveger seg over og rundt uregelmessige fysiske egenskaper som bygninger, trær, busker eller bergarter, forårsaker mekanisk turbulens som påvirker mønsteret av luftbevegelser. Strålende varme fra strekninger av urbane asfalt og betong, ørkensand eller andre slike overflater medfører termisk turbulens som også påvirker luftbevegelsesmønstre.

Makroskale sirkulasjonsmønster har i liten grad direkte innflytelse på luftkvaliteten. Det er bevegelse av luft på mesoskala og mikroskala nivåer som er avgjørende for de som er ansvarlige for kontrollen av luftforurensning.

Varme:

Varme er en kritisk atmosfære variabel. Det er en viktig katalysator for klimatiske forhold. Varmeenergien i atmosfæren kommer fra solen som kortbølgestråling (ca. 0, 5 μm), hovedsakelig i form av synlig lys. Jorden utsender mye lengre bølger (gjennomsnittlig 10 μm) enn den mottar, for det meste i form av ikke synlig varmestråling.

Noen av solens stråler er spredt av intervenerende luftmolekyler. Det er denne spredning av stråler med forskjellige bølgelengder som gir en klar himmel sin dype blå farge. Spredning er mer intens når solen beveger seg nær horisonten, og det er dette fenomenet som produserer røde solstiger og solnedganger.

Jordens overflate er den viktigste absorberen til solenergi. Dermed blir troposfæren oppvarmet primært fra bakken og ikke fra solen.

Fire viktige måter hvor varmeoverføring skjer i troposfæren, er gjennom grønt hus-effekten, kondensasjons-fordampningssyklusen, ledningen og konveksjonen.

Fordampningskondensasjonssyklus:

Fordampning av vann krever bruk av energi, og denne energien absorberes fra atmosfæren og lagres i vanndamp. Ved kondens er denne varmeenergien frigjort. Fordi fordamping vanligvis foregår på eller nær jordens overflate, mens kondensering normalt opptrer i troposfærens øvre områder, har fordampningskondensasjonsprosessen en tendens til å bevege varmen fra nedre områder til høyere områder.

ledning:

Overføring av varme fra jord til atmosfære utføres også gjennom ledningsprosessen, varmeoverføring ved direkte fysisk kontakt av luft og jord. Når luften beveger seg nedover, kommer den i kontakt med den varmere bakken og tar varmen fra jorden inn i atmosfæren.

konveksjon:

Det er en prosess initiert av stigningen av varm luft og suger av kald luft og er en stor kraft i overføring av varme fra jord til troposfæren. Konveksjon er en primær faktor i bevegelse av luftmasser på makroskalaen.

Press:

Trykk er en viktig variabel i meteorologisk fenomen. Fordi luften har vekt, presser hele atmosfæren ned på jorden under den. Dette trykket måles vanligvis med et kvikksølvbarometer. På værkart, representeres trykkfordeling i atmosfæren av isobars-linjer som forbinder punkter med like atmosfærisk trykk. Disse linjene avgrenser høye og lave trykkceller som påvirker utviklingen av store værsystemer.

Trykkmønstre over jorden er i konstant fluss når lufttrykket stiger i samme region og faller i andre. Plasseringen av kontinenter, forskjellene i overflatenuhet og stråling, vindenergi og globale sirkulasjonsmønstre kombinerer for å tvinge utviklingen av høy- og lavtrykkssystemer eller -celler. Sirkulasjonen eller bevegelsen av disse høytrykks- og lavtrykkssystemene er ansvarlig for mange værbytter.

Vind:

Vind er rett og slett luft i bevegelse. På makroskalaen oppstår bevegelsen i ulik fordeling av atmosfærisk temperatur og trykk over jordens overflate og er signifikant påvirket av jordens rotasjon. Vindflowens retning er fra høy til lav, men koriolis-kraften (dvs. virkningen av jordens rotasjon på vindhastighet og retning) har en tendens til å avlede luftstrømmer ut av disse forventede mønstrene.

På mesoskala og mikroskala påvirker topografiske egenskaper kritisk vindstrømmen. Overflatevarianter har en åpenbar effekt på hastigheten og retningen av luftbevegelsen. Videre er hav- og landbris, fjelldalsvind, kystfog, vindbunns nedbørssystemer, urbane varmeøyer alle eksempler på påvirkning av regional og lokal topografi på atmosfæriske forhold.

Variasjonen av ledende kapasitet på land og vann står for en annen effekt av topografi på vindretning. Fordi land varmer og avkjøler seg raskere enn nærliggende vannkilder, faller kystvindene inn i et mønster av dagtid havbris og kveldsbris.

Vindhastighet måles vanligvis ved hjelp av et anemometer, et instrument som vanligvis består av tre eller fire halvkulehull som er anordnet rundt en vertikal akse. Jo raskere rotasjonshastigheten for kappene, jo høyere vindhastighet.

Fuktighet:

Fordampning til kondensering til nedbør er en kontinuerlig gjentakende syklus i vårt miljø. Fuktighet overføres først fra jordens overflater til atmosfæren. Vanndampen kondenserer deretter og danner skyer.

Syklusen fullfører seg selv da den kondenserte dampen returneres til jordoverflaten i form av nedbør, regn, hagl, snø eller sløyfe. Topografi spiller en viktig rolle i fuktfordeling. Fjellene har en tendens til å tvinge opp fuktighet - lastet luft, noe som resulterer i tyngre nedbør på vindsiden av en rekkevidde.

Relativ luftfuktighet:

Mengden vanndamp som er tilstede i atmosfæren, måles med hensyn til fuktighet. Jo høyere temperaturen i luften er, jo mer vanndamp det kan holde før det blir mettet. På bakkenivå dobler en temperaturøkning på 11, 1 ° C tilnærmet atmosfærens fuktighetskapasitet.

Relativ fuktighet måles ved hjelp av et instrument kalt et psykrometer. Pulverets termometer for tørrpærer indikerer lufttemperaturen, mens det våte pæretermometeret måler mengden kjøling som oppstår når fuktigheten på pæren fordamper. Med forskjellen i de to avlesningene og den tørre pære temperaturen kan man oppnå relativ fuktighetsmålinger fra psykrometerbordene.