Troposfera: Najniższa warstwa atmosfery

Najniższa warstwa atmosfery, w której działają żywe organizmy, nazywana jest troposferą. Jest to region silnych ruchów powietrza i formacji chmur. Była to mieszanina kilku gazów, które pozostawały dość obfite. Jednak para wodna i pył występowały w troposferze w ekstremalnie zmiennych stężeniach.

Powietrze w troposferze, powietrze, którym oddychamy, zawiera około 78 procent azotu (N ₂ ), 21 procent tlenu (O ₂ ), 1 procent argonu (Ar) i 0, 03 procent dwutlenku węgla (CO ₂ ). Obecne są również ślady innych gazów, z których większość jest obojętna. Szczegóły wszystkich tych gazów podano poniżej w tabeli 1.2.

Tabela 1.2. Szczegóły różnych gazów w atmosferze świata:

Warstwą największego zainteresowania kontrolą zanieczyszczeń jest ta warstwa troposfery, ponieważ jest to warstwa, w której istnieje większość żywych istot. Jedna z ostatnich zmian w troposferze obejmuje zjawisko kwaśnych deszczy. Kwaśny deszcz lub odkładanie się kwasów powoduje, że gazowe emisje tlenków siarki (SO _x ) i tlenków azotu (NO _x ) oddziałują z parą wodną i światłem słonecznym i są chemicznie przekształcane w silne związki kwasowe, takie jak kwas siarkowy (H2SO4) i kwas azotowy (HNO ₃ ).

Te związki, wraz z innymi organicznymi i nieorganicznymi chemikaliami I, są osadzane na ziemi jako aerozole i cząstki stałe (depozycja sucha) lub są przenoszone na Ziemię przez krople deszczu, płatki śniegu, mgły lub rosy (mokre osadzanie).

Stratosfera:

Stratosfera to masa powietrza rozciągająca się od najwyższego poziomu troposfery do najwyższego poziomu stratosfery, około 50 km nad powierzchnią ziemi. Obecny tam ozon tworzy warstwę ozonową zwaną ozonosferze. Powstaje z tlenu poprzez reakcję fotochemiczną, w której cząsteczka tlenu pęka tworząc tlen.

O ₂ + (h = promieniowanie) = 2O

Atom tlenu łączy się z tlenem cząsteczkowym i tworzy się ozon.

O ₃ + O = O ₃

Tworzy parasol nazywany parasolem ozonowym, który pochłania promieniowanie ultrafioletowe od Słońca. Ponadto służy jako koc w zmniejszaniu szybkości chłodzenia ziemi. Dlatego równowaga między ozonem a resztą powietrza jest istotnym czynnikiem środowiska.

Mesosfera:

Powyżej stratosfery znajduje się mezosfera, w której panuje zimna temperatura i niskie ciśnienie atmosferyczne. Temperatura spada do minimum -95 ° C na 80-90 km powyżej powierzchni ziemi. Strefa nazywa się menopauzą.

Termosfera:

Powyżej mezosfery znajduje się termosfera, która rozciąga się do 500 km nad powierzchnią ziemi. Charakteryzuje się wzrostem temperatury z mezosfery. Górna strefa do termosfery, w której jonizuje się cząsteczki tlenu, nazywa się jonosferą.

Exosphere:

Atmosfera powyżej jonosfery nazywana jest egzosferą przestrzeni kosmicznej, która przyjmuje atmosferę z wyjątkiem atmosfery wodoru i helu i rozciąga się do 32190 km od powierzchni ziemi. Ma bardzo wysoką temperaturę dzięki promieniowaniu Słońca.

Elementarne cechy atmosfery:

Problemy z zanieczyszczeniem powstają w wyniku zbierania się zanieczyszczeń atmosferycznych, niekorzystnych warunków meteorologicznych i czasami pewnych warunków topograficznych. Z powodu bliskiego związku między zanieczyszczeniem powietrza a pewnymi warunkami atmosferycznymi, konieczne jest zrozumienie meteorologii.

Źródłem wszelkiego zjawiska meteorologicznego jest podstawowe, ale zmienne uporządkowanie elementarnych właściwości atmosfery - ciepła, ciśnienia, wiatru i wilgoci. Wszystkie warunki pogodowe, w tym układ ciśnieniowy, prędkość i kierunek wiatru, wilgotność, temperatura i opady, ostatecznie wynikają ze zmiennego stosunku ciepła, ciśnienia, wiatru i wilgoci.

Interakcję tych czterech elementów można zaobserwować na kilku różnych poziomach skali. Te skale ruchu są związane z masowym ruchem powietrza, który może mieć zasięg globalny, kontynentalny, regionalny lub lokalny. Zgodnie z zasięgiem geograficznym, skala ruchu może być określona jako skala w skali makro, mezoskali lub mikro.

Skala makra:

Ruch atmosferyczny w tej skali obejmuje planetarne wzorce cyrkulacji, wielki strumień prądów powietrza nad półkulą. Zjawiska te występują w skalach tysięcy kilometrów i są przykładem trwałych obszarów wysokiego i niskiego ciśnienia nad oceanami i kontynentami.

Ruch powietrza w skali globalnej nie jest po prostu w kierunku wzdłużnym od równika do biegunów lub odwrotnie, ponieważ podwójny efekt różnicy ciepła pomiędzy biegunami i równikiem oraz obrotu Ziemi wzdłuż jego osi ustanawia bardziej skomplikowany układ cyrkulacji powietrza . Pod wpływem tego podwójnego wpływu konwersji termicznej i siły korolowej (wpływ obrotu ziemi na prędkość i kierunek wiatru) tworzą się obszary wysokiego i niskiego ciśnienia, zimne lub ciepłe fronty, huragany i burze zimowe.

Jednym z podstawowych elementów wpływających na ruch masy powietrza w tej skali jest rozkład masy lądowej i wodnej na powierzchniach ziemi. Duża rozbieżność pomiędzy zdolnościami przewodzącymi mas lądowych i oceanicznych stanowi rozwinięcie wielu naszych systemów pogodowych.

Mesoscale:

Wzorzec cyrkulacji rozwija się w regionalnych jednostkach geograficznych, głównie ze względu na wpływ topografii regionalnej lub lokalnej. Zjawiska te występują w skalach setek kilometrów. Ruch powietrza powierzchni ziemi - lokalizacja pasm górskich, ciał oceanicznych, zalesiania i rozwoju miast.

Mikroskala:

Zjawisko mikroskali występuje na obszarach mniejszych niż 10 kilometrów. Występuje w warstwie ciernej, warstwie atmosfery na poziomie gruntu, gdzie skutki naprężenia tarcia i zmiany termiczne mogą powodować, że wiatry odbiegają od standardowego wzoru.

Naprężenia tarcia napotykane podczas przemieszczania się powietrza wokół nieregularnych cech fizycznych, takich jak budynki, drzewa, krzaki lub skały, powodują mechaniczne turbulencje, które wpływają na ruch powietrza. Promieniowanie cieplne z odcinków miejskiego asfaltu i betonu, piasków pustynnych lub innych podobnych powierzchni powoduje turbulencje termiczne, które również wpływają na ruchy powietrza.

Wzory obiegu makrali w większości przypadków mają niewielki bezpośredni wpływ na jakość powietrza. To ruch powietrza w mezoskali i mikroskali ma zasadnicze znaczenie dla osób odpowiedzialnych za kontrolę zanieczyszczenia powietrza.

Ciepło:

Ciepło jest krytyczną zmienną atmosfery. Jest głównym katalizatorem warunków klimatycznych. Energia cieplna w atmosferze pochodzi od Słońca jako promieniowanie krótkofalowe (około 0, 5 μm), głównie w postaci światła widzialnego. Ziemia emituje dużo dłuższe fale (średnio 10 μm) niż otrzymuje, głównie w postaci niewidocznego promieniowania cieplnego.

Niektóre promienie słoneczne są rozpraszane przez interweniujące cząsteczki powietrza. To właśnie rozpraszanie promieni o różnych długościach fal daje czyste niebo o ciemnoniebieskim kolorze. Rozrzucanie jest bardziej intensywne, gdy Słońce porusza się w pobliżu horyzontu i to jest to zjawisko, które wytwarza czerwone wschody i zachody słońca.

Powierzchnia Ziemi jest głównym absorberem energii słonecznej. Tak więc troposfera jest ogrzewana głównie z ziemi, a nie ze Słońca.

Cztery ważne sposoby przenoszenia ciepła w troposferze to efekt cieplarniany, kondensacja - cykl parowania, przewodzenie i konwekcja.

Cykl parowania i kondensacji:

Parowanie wody wymaga użycia energii, a energia ta jest pochłaniana z atmosfery i magazynowana w parze wodnej. Po skropleniu ta energia cieplna zostaje uwolniona. Ponieważ parowanie odbywa się zwykle na powierzchni ziemi lub w jej pobliżu, podczas gdy kondensacja zwykle występuje w górnych regionach troposfery, proces odparowania - kondensacji ma tendencję do przenoszenia ciepła z obszarów niższych do wyższych.

Przewodzenie:

Przenoszenie ciepła z ziemi do atmosfery odbywa się również poprzez proces przewodzenia, przekazywania ciepła przez bezpośredni fizyczny kontakt powietrza i ziemi. Gdy powietrze porusza się w dół, styka się z cieplejszym gruntem i przenosi ciepło z ziemi do atmosfery.

Konwekcja:

Jest to proces inicjowany przez wzrost ciepłego powietrza i ssanie zimnego powietrza i jest główną siłą w przenoszeniu ciepła z ziemi do troposfery. Konwekcja jest głównym czynnikiem w ruchu mas powietrza na makroskali.

Nacisk:

Nacisk jest ważną zmienną w zjawisku meteorologicznym. Ponieważ powietrze ma ciężar, cała atmosfera naciska na ziemię pod nią. To ciśnienie jest zwykle mierzone za pomocą barometru rtęciowego. Na mapach pogodowych rozkład ciśnienia w atmosferze jest reprezentowany przez linie izobaryczne łączące punkty o takim samym ciśnieniu atmosferycznym. Linie te wyznaczają komórki wysokiego i niskiego ciśnienia, które wpływają na rozwój głównych systemów pogodowych.

Wzorce ciśnienia nad ziemią są w stałym strumieniu, gdy ciśnienie powietrza wzrasta w tych samych regionach, a spada w innych. Lokalizacja kontynentów, różnice w chropowatości i napromieniowaniu powierzchni, energia wiatru i globalne wzorce cyrkulacji łączą się, by wymusić rozwój systemów i komórek wysokiego i niskiego ciśnienia. Obieg lub ruch tych układów wysokiego i niskiego ciśnienia odpowiada za wiele zmian pogodowych.

Wiatr:

Wiatr jest po prostu powietrzem w ruchu. W skali makro ruch pochodzi z nierównomiernego rozkładu temperatury i ciśnienia atmosferycznego nad powierzchnią Ziemi i ma znaczący wpływ na obrót Ziemi. Kierunek przepływu wiatru jest od wysokiego do niskiego, ale siła Coriolisa (tj. Wpływ obrotu ziemi na prędkość i kierunek wiatru) ma tendencję do odchylania prądów powietrza z tych oczekiwanych wzorców.

W skali mezoskali i mikro cechy topograficzne mają krytyczny wpływ na przepływ wiatru. Zmiany powierzchni mają oczywisty wpływ na prędkość i kierunek ruchu powietrza. Co więcej, morska i lądowa bryza, górskie wiatry doliny, nadmorska mgła, nawietrzne systemy opadów, miejskie wyspy ciepła są przykładami wpływu topografii regionalnej i lokalnej na warunki atmosferyczne.

Wariancja pojemności przewodzącej lądu i wody stanowi kolejny efekt topografii na kierunek wiatru. Ponieważ ziemia ociepla się i chłodzi szybciej niż sąsiadujące ze sobą zbiorniki wodne, nadmorskie wiatry popadają w deserze morskiej bryzy w ciągu dnia i wieczorne bryzy.

Prędkość wiatru jest zwykle mierzona za pomocą anemometru, instrumentu składającego się zazwyczaj z trzech lub czterech półkulistych czapek ułożonych wokół pionowej osi. Im szybsza rotacja czapek, tym większa prędkość wiatru.

Wilgoć:

Odparowanie do kondensacji do wytrącania jest stale powtarzającym się cyklem w naszym otoczeniu. Wilgoć najpierw przenosi się z powierzchni ziemi do atmosfery. Para wodna następnie skrapla się i tworzy chmury.

Cykl kończy się, gdy skondensowane pary powracają na powierzchnię ziemi w postaci opadów, deszczu, gradu, śniegu lub deszczu ze śniegiem. Topografia odgrywa ważną rolę w dystrybucji wilgoci. Góry mają tendencję do wymuszania wzrostu wilgotnego powietrza, powodując większe opady po nawietrznej stronie zasięgu.

Wilgotność względna:

Ilość pary wodnej obecna w atmosferze jest mierzona pod względem wilgotności. Im wyższa temperatura powietrza, tym więcej pary wodnej może utrzymać, zanim się nasyci. Na poziomie gruntu wzrost temperatury o 11, 1 ° C z grubsza podwaja wilgotność atmosfery.

Wilgotność względna jest mierzona za pomocą przyrządu zwanego psychrometrem. Termometr suchobieżny psychrometru wskazuje temperaturę powietrza, podczas gdy termometr mokrej bańki mierzy ilość chłodzenia, która występuje, gdy wilgoć na baniewie wyparowuje. Z różnicą w dwóch odczytach i temperaturze suchego termometru można uzyskać odczyty wilgotności względnej z tablic psychrometrów.