Troposphere: de laagste laag van de atmosfeer

De laagste atmosfeerlaag waarin levende organismen werken, wordt troposfeer genoemd. Het is het gebied met sterke luchtbewegingen en wolkenformaties. Het was een mengsel van verschillende gassen die redelijk in overvloed bleven. Waterdamp en stof kwamen echter voor in troposfeer in extreem variabele concentraties.

De lucht in de troposfeer, de lucht die we inademen, bestaat uit een volume van ongeveer 78 procent stikstof (N ₂ ), 21 procent zuurstof (O ₂ ), 1 procent argon (Ar) en 0, 03 procent koolstofdioxide (CO ₂ ). Ook aanwezig zijn sporen van andere gassen, waarvan de meeste inert zijn. Details van al deze gassen worden hieronder gegeven in tabel 1.2.

Tabel 1.2. Details van verschillende gassen in de atmosfeer van de wereld:

De laag van de grootste belangstelling voor de bestrijding van verontreiniging is deze laag van de troposfeer, omdat dit de laag is waarin de meeste levende wezens bestaan. Een van de meer recente veranderingen in de troposfeer betreft het fenomeen van zure regen. Zure regen of zure depositie ontstaat wanneer gasvormige emissies van zwaveloxiden (SOx) en stikstofoxiden (NOx) interageren met waterdamp en zonlicht en chemisch worden omgezet in sterk zure verbindingen zoals zwavelzuur (H2S04) en salpeterzuur (HNO ₃ ).

Deze verbindingen worden samen met andere organische en anorganische I-chemicaliën op de aarde afgezet als aerosolen en deeltjes (droge depositie) of worden naar de aarde gebracht door regenbuien, sneeuwvlokken, mist of dauw (natte afzetting).

Stratosfeer:

Stratosfeer is de luchtmassa die zich uitstrekt van het bovenste niveau van de troposfeer tot het hoogste niveau van de stratosfeer, ongeveer 50 km boven de oppervlakte van de aarde. Het aanwezige ozon vormt een ozonlaag die ozonosfeer wordt genoemd. Het wordt gevormd uit zuurstof door een fotochemische reactie waarbij het zuurstofmolecuul splitst en zuurstof vormt.

O ₂ + (h = straling) = 2O

De atomaire zuurstof combineert met moleculaire zuurstof en ozon wordt gevormd.

O ₃ + O = O ₃

Het vormt een paraplu genaamd ozonparaplu die de ultraviolette straling van de zon absorbeert. Bovendien dient het als een deken om de koelsnelheid van de aarde te verminderen. Daarom is een evenwicht tussen ozon en de rest van de lucht een belangrijke factor van de omgeving.

mesosphere:

Boven de stratosfeer ligt de mesosfeer waarin koude temperaturen en lage atmosfeerdruk heerst. De temperatuur daalt tot minimaal -95 ° C op 80-90 km boven het aardoppervlak. De zone wordt de menopauze genoemd.

thermosfeer:

Boven de mesosfeer is de thermosfeer die zich tot 500 km boven het aardoppervlak uitstrekt. Het wordt gekenmerkt door een toename van de temperatuur van de mesosfeer. Bovenste zone naar thermosfeer waar ionisatie van moleculen zuurstof plaatsvindt, wordt ionosfeer genoemd.

Exosphere:

Sfeer boven de ionosfeer wordt exosfeer van de ruimte genoemd, die atmosfeer opneemt behalve waterstof en helium en zich uitstrekt tot 32190 km van het aardoppervlak. Het heeft een zeer hoge temperatuur als gevolg van stralingen van de zon.

Elementaire eigenschappen van de atmosfeer:

Verontreinigingsproblemen komen voort uit de samenvloeiing van atmosferische verontreinigingen, ongunstige meteorologische omstandigheden en soms bepaalde topografische omstandigheden. Vanwege de nauwe relatie die bestaat tussen luchtvervuiling en bepaalde atmosferische omstandigheden, is het noodzakelijk enige kennis van meteorologie te hebben.

De bron van alle meteorologische fenomenen is een basale, maar variabele ordening van de elementaire eigenschappen van de atmosfeer - warmte, druk, wind en vocht. Alle weersomstandigheden inclusief druksysteem, windsnelheid en -richting, vochtigheid, temperatuur en neerslag zijn uiteindelijk het resultaat van een variabele relatie tussen warmte, druk, wind en vocht.

De interactie van deze vier elementen kan op verschillende schaalniveaus worden waargenomen. Deze schalen van beweging houden verband met de massale beweging van lucht, die globaal, continentaal, regionaal of lokaal van omvang kan zijn. Afhankelijk van hun geografische invloedsbereik, kan de schaal van beweging worden aangeduid als macroschaal, mesoschaal of microschaal.

Macro schaal:

Atmosferische beweging op deze schaal omvat de planetaire circulatiepatronen, het grote bereik van luchtstromingen over het hemisfeer. Dit verschijnsel doet zich voor op schalen van duizenden kilometers en wordt geïllustreerd door de semi-permanente hoge en lage druk gebieden boven oceanen en continenten.

De luchtbeweging op wereldschaal is niet alleen in de lengterichting van evenaar naar polen of omgekeerd, omdat het duale effect van het warmteverschil tussen polen en evenaar en van de rotatie van de aarde langs zijn assen een meer gecompliceerd patroon van luchtcirculatie vormt . Het is onder deze dubbele invloed van thermische omzetting en de coroliskracht (effect van de rotatie van de aarde op windsnelheid en richting) dat hoge en lage drukgebieden, koude of warme fronten, orkanen en winterstormen worden gevormd.

Een van de belangrijkste elementen die de luchtmassabeweging op deze schaal beïnvloeden, is de verdeling van land- en watermassa's over de oppervlakken van de aarde. De grote verschillen tussen geleidingscapaciteiten van land en oceaanmassa's zijn verantwoordelijk voor de ontwikkeling van veel van onze weersystemen.

Mesoscale:

Het circulatiepatroon ontwikkelt zich boven regionale geografische eenheden, voornamelijk vanwege de invloed van regionale of lokale topografie. Deze fenomenen komen voor op schalen van honderden kilometers. Luchtbeweging van de aardoppervlakken - de ligging van bergketens, van oceanische lichamen, van bebossing en van stedelijke ontwikkeling.

microschaal:

Microschaalfenomenen komen voor in gebieden van minder dan 10 kilometer. Het komt voor in de wrijvingslaag, de laag van atmosfeer op grondniveau waar effecten van wrijvingsspanning en thermische veranderingen ervoor kunnen zorgen dat winden aanzienlijk afwijken van een standaardpatroon.

De wrijvingsstress die optreedt als lucht over en rond onregelmatige fysieke kenmerken zoals gebouwen, bomen, struiken of rotsen beweegt, veroorzaakt mechanische turbulentie die het patroon van luchtbeweging beïnvloedt. Stralingswarmte van stukken stedelijk asfalt en beton, woestijnzand of andere dergelijke oppervlakken veroorzaakt thermische turbulentie die ook de bewegingspatronen van de lucht beïnvloeden.

Macroscale circulatiepatronen hebben in de meeste gevallen weinig directe invloed op de luchtkwaliteit. Het is de beweging van lucht op mesoschaal- en microschaalniveaus die van vitaal belang is voor degenen die verantwoordelijk zijn voor de beheersing van luchtverontreiniging.

Warmte:

Warmte is een kritische atmosfeervariabele. Het is een belangrijke katalysator voor klimatologische omstandigheden. De warmte-energie in de atmosfeer komt van de zon als korte golfstraling (ongeveer 0, 5 μm), meestal in de vorm van zichtbaar licht. De aarde stoot veel langere golven uit (gemiddeld 10 μm) dan deze ontvangt, meestal in de vorm van niet-zichtbare warmtestraling.

Sommige stralen van de zon worden verspreid door tussenliggende luchtmoleculen. Het is deze verstrooiing van stralen van verschillende golflengten die een heldere hemel zijn diepblauwe kleur geeft. Verstrooiing is intenser als de zon langs de horizon beweegt en het is dit fenomeen dat rode zonnegroei en zonsondergangen produceert.

Het aardoppervlak is het voornaamste absorptievat van zonne-energie. Dus de troposfeer wordt voornamelijk verwarmd van de grond en niet van de zon.

Vier belangrijke manieren waarop warmteoverdracht plaatsvindt in de troposfeer zijn door het broeikaseffect, de condensatie-verdampingscyclus, geleiding en convectie.

Verdampingscondensatiecyclus:

Verdamping van water vereist het gebruik van energie en deze energie wordt geabsorbeerd uit de atmosfeer en opgeslagen in waterdamp. Bij condensatie wordt deze warmte-energie vrijgegeven. Omdat verdamping meestal plaatsvindt op of in de buurt van het aardoppervlak, terwijl condensatie normaal gesproken voorkomt in de bovenste regionen van de troposfeer, heeft het verdampingscondensatieproces de neiging om warmte van lagere regio's naar hogere regio's te verplaatsen.

Geleiding:

Overdracht van warmte van aarde naar atmosfeer wordt ook bereikt door het proces van geleiding, warmteoverdracht door direct fysiek contact van lucht en aarde. Als lucht naar beneden beweegt, komt het in contact met de warmere grond en neemt het warmte van de aarde in de atmosfeer.

Convectie:

Het is een proces dat wordt geïnitieerd door het opstijgen van warme lucht en het zuigen van koude lucht en is een belangrijke kracht bij het overbrengen van warmte van aarde naar troposfeer. Convectie is een primaire factor in de beweging van luchtmassa's op de macroschaal.

Druk:

Druk is een belangrijke variabele in meteorologisch verschijnsel. Omdat lucht gewicht heeft, drukt de hele atmosfeer neer op de aarde eronder. Deze druk wordt gewoonlijk gemeten met een kwikbarometer. Op weerkaarten wordt de drukverdeling door de atmosfeer weergegeven door isobaren-lijnen die punten van gelijke atmosferische druk met elkaar verbinden. Deze lijnen schetsen hoge en lage druk cellen die de ontwikkeling van grote weersystemen beïnvloeden.

Drukpatronen over de aarde zijn constant in beweging, terwijl de luchtdruk stijgt in dezelfde regio's en daalt in andere. De ligging van continenten, de verschillen in oppervlakteruwheid en straling, windenergie en globale circulatiepatronen, combineren alle krachten om de ontwikkeling van hoge- en lagedruksystemen of cellen te forceren. De circulatie of beweging van deze hoge- en lagedruksystemen is verantwoordelijk voor veel weersveranderingen.

Wind:

Wind is gewoon lucht in beweging. Op de macroschaal komt de beweging voort uit een ongelijke verdeling van de atmosferische temperatuur en druk over het aardoppervlak en wordt deze aanzienlijk beïnvloed door de rotatie van de aarde. De richting van de windstroom is van hoog naar laag maar de corioliskracht (dwz effect van de rotatie van de aarde op windsnelheid en richting), hebben de neiging om luchtstromen uit deze verwachte patronen af ​​te buigen.

Op mesoschaal- en microschaal beïnvloeden topografische kenmerken de windstroom kritisch. Oppervlaktevariaties hebben een duidelijk effect op de snelheid en richting van de luchtbeweging. Bovendien zijn de zeebries, de vallei van het bergwind, de kustmist, de windwaartse neerslagsystemen en de stedelijke hitte-eilanden allemaal voorbeelden van de invloed van regionale en lokale topografie op atmosferische omstandigheden.

De variantie van geleidend vermogen van land en water is goed voor een ander effect van topografie op windrichting. Omdat het land sneller opwarmt en afkoelt dan naburige watermassa's, vallen de kustwinden in een patroon van dagzeewind en avondwind.

Windsnelheid wordt meestal gemeten door een anemometer, een instrument dat meestal bestaat uit drie of vier hemisferische doppen die rond een verticale as zijn gerangschikt. Hoe sneller de rotatiesnelheid van de doppen, hoe hoger de windsnelheid.

Vochtigheid:

Verdamping tot condensatie tot neerslag is een voortdurend terugkerende cyclus in onze omgeving. Vocht wordt eerst van de oppervlakken van de aarde naar de atmosfeer overgebracht. De waterdamp condenseert dan en vormt wolken.

De cyclus voltooit zichzelf als de gecondenseerde damp wordt teruggeleid naar het aardoppervlak in een vorm van neerslag, regen, hagel, sneeuw of natte sneeuw. Topografie speelt een belangrijke rol bij de vochtverdeling. Bergen hebben de neiging om de opkomst van met vocht beladen lucht te forceren, wat resulteert in zwaardere neerslag aan de loefzijde van een reeks.

Relatieve vochtigheid:

De hoeveelheid waterdamp die in de atmosfeer aanwezig is, wordt gemeten in termen van vochtigheid. Hoe hoger de temperatuur van de lucht, hoe meer waterdamp het kan bevatten voordat het verzadigd raakt. Op grondniveau verdubbelt een temperatuurstijging van 11, 1 ° C ruwweg de vochtcapaciteit van de atmosfeer.

Relatieve vochtigheid wordt gemeten met een instrument dat een psychrometer wordt genoemd. De droge bolthermometer van een psychrometer geeft de temperatuur van de lucht aan, terwijl de natte bolthermometer de hoeveelheid koeling meet die optreedt als het vocht op de lamp verdampt. Met het verschil in de twee metingen en de droge boltemperatuur kan men relatieve vochtigheidsmetingen uit de psychrometertabellen verkrijgen.