Troposfären: Atmosfärens lägsta nivå

Det lägsta atmosfärskiktet i vilket levande organismer verkar kallas troposfären. Det är regionen med starka luftrörelser och molnformationer. Det var en blandning av flera gaser som förblev ganska i överflöd. Vattenånga och damm uppkom emellertid i troposfären i extremt varierande koncentrationer.

Luften i troposfären, den luft som vi andas in, består av en volym av cirka 78 procent kväve (N ₂ ), 21 procent syre (O ₂ ), 1 procent argon (Ar) och 0, 03 procent koldioxid (CO ₂ ). Även närvarande är spår av andra gaser, varav de flesta är inerta. Detaljer om alla dessa gaser ges nedan i tabell 1.2.

Tabell 1.2. Detaljer om olika gaser i världens atmosfär:

Skiktet med största intresse för föroreningskontroll är detta lag av troposfären, eftersom det här är det lager där de flesta levande saker existerar. En av de senaste förändringarna i troposfären medför fenomenet surt regn. Surt regn eller syreavfall resulterar när gasformiga utsläpp av svaveloxider (SO _x ) och kväveoxider (NO _x ) samverkar med vattenånga och solljus och omvandlas kemiskt till starka sura föreningar som svavelsyra (H ₂ SO ₄ ) och salpetersyra (HNO3).

Dessa föreningar tillsammans med andra organiska och oorganiska I-kemikalier deponeras på jorden som aerosoler och partiklar (torr avsättning) eller transporteras till jorden genom regnfall, snöflingor, dimma eller dagg (våtavlagring).

Stratosfär:

Stratosfären är luftmassan som sträcker sig från troposfärens översta nivå till översta nivån av stratosfären, cirka 50 km över jordens yta. Ozon närvarande där bildar ett ozonlager som kallas ozonosfär. Den bildas från syre genom en fotokemisk reaktion där syremolekylen delar upp för att bilda syre.

O2 + (h = strålning) = 2O

Atomen syre kombinerar med molekylärt syre och ozon bildas.

O3 + O = O3

Det bildar ett paraply som kallas ozonparaply som absorberar ultraviolett strålning från solen. Dessutom tjänar den som en filt för att minska jordens kylningshastighet. Därför är en jämvikt mellan ozon och resten av luften en signifikant faktor för miljön.

mesosphere:

Ovanför stratosfären är mesosfären där det finns kalltemperatur och lågt atmosfärstryck. Temperaturen sjunker upp till -95 ° C vid 80-90 km över jordens yta. Zonen kallas som klimakteriet.

thermospheren:

Ovanför mesosfären är termosfären som sträcker sig upp till 500 km över jordens yta. Det kännetecknas av en ökning av temperaturen från mesosfären. Övre zonen till termosfären där jonisering av molekyler syre uppstår kallas jonosfären.

Exosphere:

Atmosfären ovanför jonosfären kallas exosfär av yttre rymden som tar atmosfär förutom väte och helium och sträcker sig upp till 32190 km från jordens yta. Den har mycket hög temperatur på grund av solens strålning.

Elementära egenskaper hos atmosfären:

Föroreningsproblem uppstår genom sammanflödet av atmosfäriska föroreningar, negativa meteorologiska förhållanden och ibland vissa topografiska förhållanden. På grund av den nära relation som finns mellan luftföroreningar och vissa atmosfäriska förhållanden är det nödvändigt att ha viss förståelse för meteorologi.

Källan för alla meteorologiska fenomen är en grundläggande men varierande ordning av atmosfärens elementära egenskaper - värme, tryck, vind och fukt. Allt väder inklusive trycksystem, vindhastighet och riktning, fuktighet, temperatur och nederbörd resulterar i slutänden av varierande förhållande mellan värme, tryck, vind och fukt.

Samspelet mellan dessa fyra element kan observeras på flera olika nivåer. Dessa rörelseregler är relaterade till massrörelse av luft som kan vara global, kontinental, regional eller lokal. Enligt deras geografiska inflytande kan rörelsens skala betecknas som makroskala, mesoskala eller mikroskala.

Makroskala:

Atmosfärisk rörelse i denna skala inbegriper planetens mönster i cirkulationen, den stora sopningen av luftströmmar över halvklotet. Dessa fenomen uppträder på tusentals kilometer och exemplifieras av de halvfasta områdena höga och låga tryck över oceaner och kontinenter.

Luftrörelsen på den globala skalan är inte bara i längdriktningen från ekvator till poler eller vice versa eftersom den dubbla effekten av värmeskillnaden mellan polerna och ekvatorn och jordens rotation längs dess axlar skapar ett mer komplicerat mönster av luftcirkulationen . Det är under detta dubbla inflytande av termisk omvandling och korolisstyrkan (effekten av jordens rotation på vindhastighet och riktning) att områden med höga och låga tryck, kalla eller varma fronter, orkaner och vinterstormar bildas.

Ett av de främsta element som påverkar luftmassebevægningen på denna skala är fördelningen av mark- och vattenmassor över jordens ytor. Den stora variationen mellan ledande kapacitet för land och havsmassor står för utvecklingen av många av våra väderförhållanden.

mesoskala:

Cirkulationsmönstret utvecklas över regionala geografiska enheter, främst på grund av påverkan av regional eller lokal topografi. Dessa fenomen uppträder på vågen av hundratals kilometer. Luftrörelsen av jordens ytor - placeringen av bergskedjor, oceaniska kroppar, skogsbruk och stadsutveckling.

mikroskala:

Mikroscale fenomen uppträder över områden mindre än 10 kilometer. Det förekommer inom friktionsskiktet, atmosfärskiktet på marknivå där effekter av friktionsspänning och termiska förändringar kan göra att vindar avviker märkbart från ett standardmönster.

Den friktionsstörning som uppstår när luften rör sig över och kring oregelbundna fysiska egenskaper som byggnader, träd, buskar eller stenar orsakar mekanisk turbulens som påverkar mönstret för luftrörelsen. Radiantvärme från sträckor av asfalt och betong, ökensand eller andra sådana ytor orsakar termisk turbulens som också påverkar luftrörelsemönster.

Makroskala cirkulationsmönster har i de flesta fall inte direkt direkt påverkan på luftkvaliteten. Det är luftens rörelse på mesoskala och mikroskalor som är avgörande för de som ansvarar för kontrollen av luftföroreningar.

Värme:

Värme är en kritisk atmosfärsvariabel. Det är en stor katalysator av klimatförhållandena. Värmeenergin i atmosfären kommer från solen som kortvågsstrålning (ca 0, 5 μm), mestadels i form av synligt ljus. Jorden avger mycket längre vågor (i genomsnitt 10 μm) än den mottar, mestadels i form av osynlig värmestrålning.

Några av solens strålar är utspridda av mellanliggande luftmolekyler. Det är denna spridning av strålar av olika våglängder som ger en klar himmel sin djupa blå färg. Spridning är intensivare när solen rör sig nära horisonten och det är detta fenomen som ger röda soluppgångar och solnedgångar.

Jordens yta är den främsta absorberaren av solenergi. Således upphettas troposfären primärt från marken och inte från solen.

Fyra viktiga sätt på vilka värmeöverföringen sker i troposfären är genom grönhusseffekten, kondensationsförångningscykeln, ledning och konvektion.

Förångningskondensationscykel:

Förångning av vatten kräver användning av energi och denna energi absorberas från atmosfären och förvaras i vattenånga. Vid kondensation frigörs denna värmeenergi. Eftersom förångning vanligen sker på eller nära jordens yta, medan kondensation normalt uppträder i troposfärens övre områden tenderar förångningskondensationsprocessen att flytta värme från lägre områden till högre områden.

Ledning:

Överföring av värme från jord till atmosfär uppnås också genom ledningsprocessen, värmeöverföring genom direkt fysisk kontakt av luft och jord. När luften rör sig neråt kommer den i kontakt med den varmare marken och tar värme från jorden in i atmosfären.

Konvektion:

Det är en process som initieras av uppkomsten av varm luft och suger av kall luft och är en viktig kraft vid överföring av värme från jord till troposfär. Konvektion är en primär faktor vid rörelse av luftmassor på makroskalan.

Tryck:

Tryck är en viktig variabel i meteorologiskt fenomen. Eftersom luften har vikt, trycker hela atmosfären ner på jorden under den. Detta tryck mäts vanligtvis med en kvicksilverbarometer. På väderkartor är tryckfördelning i hela atmosfären representerad av isobars-linjer som förbinder punkter med lika atmosfärstryck. Dessa linjer avgränsar höga och låga tryckceller som påverkar utvecklingen av stora väder-system.

Tryckmönster över jorden är i konstant flöde då lufttrycket stiger i samma områden och faller i andra. Placeringen av kontinenter, skillnaderna i ytjämnhet och strålning, vindkraft och globala cirkulationsmönster kombinerar allt för att tvinga utvecklingen av hög- och lågtryckssystem eller -celler. Cirkulationen eller rörelsen hos dessa hög- och lågtrycksystem är ansvarig för många väderförändringar.

Vind:

Vind är helt enkelt luft i rörelse. På makroskalan kommer rörelsen från ojämn fördelning av atmosfärstemperatur och tryck över jordens yta och påverkas signifikant av jordens rotation. Vindflödesriktningen är från hög till låg men koriolisstyrkan (dvs. effekten av jordens rotation på vindhastighet och riktning) tenderar att avböja luftströmmar utifrån dessa förväntade mönster.

På mesoskala och mikroskala påverkar topografiska egenskaper kritiskt vindflödet. Ytvariationer har en uppenbar effekt på luftens rörelsehastighet och riktning. Vidare är havs- och landbris, bergsdalsvindar, kustdimmar, vind-nederbördssystem, stadsvärme öar alla exempel på påverkan av regional och lokal topografi på atmosfäriska förhållanden.

Variationen av ledande kapacitet för mark och vatten står för en annan effekt av topografi på vindriktning. Eftersom land värmer och kyler snabbare än närliggande kroppar av vatten, faller kustvindarna i ett mönster av dagstid havsbris och kvällsmarkbrisen.

Vindhastighet mäts vanligtvis med en anemometer, ett instrument som vanligtvis består av tre eller fyra halvkärlhattar anordnade runt en vertikal axel. Ju snabbare rotationshastigheten för kepsarna desto högre vindhastighet.

Fukt:

Avdunstning till kondensation till utfällning är en ständigt upprepande cykel i vår miljö. Fukt överförs först från jordens ytor till atmosfären. Vattenångan kondenserar sedan och bildar moln.

Cykeln fullbordar sig eftersom den kondenserade ångan returneras till jordens yta i form av nederbörd, regn, hagel, snö eller sneda. Topografi spelar en viktig roll vid fuktfördelning. Berg tenderar att tvinga uppkomsten av fukt - laddad luft, vilket resulterar i tyngre nederbörd på vindsidan av ett område.

Relativ luftfuktighet:

Mängden vattenånga som finns i atmosfären mäts med avseende på fuktighet. Ju högre temperaturen i luften desto mer vattenånga kan den hålla innan den blir mättad. På marknivå fördubblar en temperaturökning på 11, 1 ° C ungefär atmosfärens fuktighetskapacitet.

Relativ luftfuktighet mäts med ett instrument kallat en psykrometer. Pulverets termometer för torrlampa indikerar luftens temperatur, medan termometern för våtlampor mäter mängden kylning som uppstår när fukten på glödlampan förångas. Med skillnaden i de två avläsningarna och torrlampans temperatur kan man få en relativ fuktighetsavläsning från psykrometerborden.