Visninger
 |
Den atmosfære af Jorden er et lag af gasser omgiver planeten Earth , der opbevares af Jordens tyngdekraft. Den atmosfære beskytter liv på Jorden ved at absorbere ultraviolet solens stråler, Opvarmning af overfladen ved varmeisolering (drivhuseffekten), Og reduktion af temperatur yderpunkter mellem dag og nat. Tør luft indeholder ca (i volumen) 78% nitrogen, 21% ilt, 0.93% argon, 0.038% kuldioxid, Og små mængder af andre gasser. Air indeholder også et variabelt beløb på vanddamp, I gennemsnit omkring 1%.
Atmosfæren har en masse på omkring fem quintillion (5 × 1018 eller 5,000,000,000,000,000,000) kg, hvoraf tre fjerdedele er inden for ca 11 km (6,8 mi; 36.000 ft) af overfladen. Stemningen bliver tyndere og tyndere med stigende højde, uden nogen bestemt grænse mellem atmosfæren og det ydre rum. En højde på 120 km (75 miles) er der, hvor atmosfæriske effekter bliver mærkbar i atmosfæriske tilbagevendende af rumfartøjer. Den Karman linjeVed 100 km (62 miles), også betragtes ofte som grænsen mellem atmosfæren og det ydre rum.
Indholdsfortegnelse |
Sammensætning
Uddybende artikel: Atmosfærekemi Sammensætning af Jordens atmosfære. Jo lavere pie repræsenterer sporgasser som tilsammen komponerer 0,039% af atmosfæren. Værdier normaliseret for illustration. Tallene er fra en række forskellige år (hovedsagelig 1987, med CO2 og metan fra 2009) og udgør ikke nogen enkelt kilde.
Air er hovedsagelig sammensat af nitrogen, oxygen og argon, som tilsammen udgør den største gasser i atmosfæren. De resterende gasser ofte omtales som sporgasser,[1] blandt andre den drivhusgasser såsom vanddamp, kuldioxid, metan, lattergas og ozon. Filtreret luft indeholder spormængder af mange andre kemiske forbindelser. Mange naturlige stoffer kan være til stede i små mængder i en ufiltreret luft prøve, herunder støv, pollen og sporer, skumsprøjt, vulkansk aske, Og meteoroider. Forskellige industrielle forurenende stoffer også kan være til stede, såsom klor (Elementære eller forbindelser), fluor forbindelser, grundstof kviksølv, Og svovl forbindelser såsom svovldioxid [SO2]. Sammensætning af tør luft, i volumen[2] ppmv: parts per million volumen (bemærk: volumenfraktion er lig med molbrøk for ideel gas alene, se Gas volumen # Delvis volumen)
Gas Bind Nitrogen (N2) 780.840 ppmv (78,084%) Oxygen (O2) 209.460 ppmv (20,946%) Argon (Ar) 9.340 ppmv (0,9340%) Kuldioxid (CO2) 387 ppmv (0,0387%) Neon (Ne) 18,18 ppmv (0,001818%) Helium (Han) 5,24 ppmv (0,000524%) Metan (CH4) 1,79 ppmv (0,000179%) Krypton (Kr) 1,14 ppmv (0,000114%) Hydrogen (H2) 0,55 ppmv (0,000055%) Lattergas (N2O) 0,3 ppmv (0,00003%) Xenon (Xe) 0,09 ppmv (9 × 10−6%) Ozon (O3) 0,0 til 0,07 ppmv (0% til 7 × 10−6%) Nitrogendioxid (NO2) 0,02 ppmv (2 × 10−6%) Jod (I) 0,01 ppmv (1 × 10−6%) Kulilte (CO) 0,1 ppmv (0,00001%) Ammoniak (NH3) spor Ikke inkluderet i ovennævnte tør luft: Vanddamp (H2O) ~ 0,40% over hele atmosfæren, typisk 1% -4% ved overfladen [edit] Struktur af atmosfæren [edit] Principal lag Lag af atmosfæren (ikke at skalere)
Jordens atmosfære kan inddeles i fem lag. Lagene er primært afhængig af, om temperaturen stiger eller falder med højden. Fra højest til lavest, disse lag er:
Exosphere Det yderste lag af Jordens atmosfære strækker sig fra exobase opad. Her partiklerne er så langt fra hinanden, at de kan rejse flere hundrede km uden kolliderede med hinanden. Da partiklerne sjældent kolliderer, atmosfæren ikke længere opfører sig som en væske. Disse bevægelige partikler følge ballistiske baner og kan migrere ind i og ud af magnetosfære eller solvinden. Den exosphere består hovedsagelig af brint og helium.
Termosfære Temperaturen stiger med højden i Termosfære fra mesopause op til thermopause, Så er konstant med højden. Temperaturen i dette lag kan stige til 1.500 ° C (2.730 ° F), selvom gasmolekylerne er så langt fra hinanden, at temperaturen i gængs forstand er ikke veldefineret. Den International Space Station Baner i dette lag, mellem 320 og 380 km (200 og 240 mi). Toppen af Termosfære er bunden af exosphere, kaldet exobase. Dens højde varierer med solaktiviteten og varierer fra ca 350-800 km (220-500 mi; 1,100,000-2,600,000 ft).
Mesosfaeren Mesosfaeren strækker sig fra stratopause til 80-85 km (50-53 mi; 260,000-280,000 ft). Det er det lag, hvor de fleste meteorer brænde op ved ankomsten til atmosfæren. Temperatur falder med højden i mesosfæren. Den mesopause, Temperaturen minimum, der markerer toppen af mesosfæren, er det koldeste sted på Jorden og har en gennemsnitlig temperatur omkring -100 ° C (−148.0 ° F; 173.1 K).
Stratosfæren Stratosfæren strækker sig fra tropopausen til ca 51 km (32 miles; 170.000 ft). Temperaturen stiger med højden, som begrænser turbulens og opblanding. Den stratopause, Hvilket er grænsen mellem stratosfæren og mesosfæren, typisk er 50 til 55 km (31 til 34 mi; 160.000 til 180.000 ft). Trykket her er 1/1000th vandstand.
Troposfære Troposfæren begynder ved overfladen og strækker sig til mellem 7 km (23.000 ft) ved polerne og 17 km (56.000 ft) ved ækvator, med nogen variation på grund af vejret. Troposfæren er for det meste opvarmes ved overførsel af energi fra overfladen, så i gennemsnit den laveste del af troposfæren er varmest og temperatur falder med højden. Dette fremmer vertikal opblanding (og dermed oprindelsen af sit navn i det græske ord "τροπή", trope, Hvilket betyder igen eller afkræfte). Troposfæren indeholder omkring 80%[redigér] af massen af atmosfæren. Den tropopausen er grænsen mellem troposfæren og stratosfæren.
Andre lag
Inden for de fem vigtigste lag bestemmes af temperatur er flere lag bestemmes af andre egenskaber.
- Den ozonlaget er indeholdt i stratosfæren. I dette lag ozon koncentrationer omkring 2 til 8 dele per million, hvilket er langt højere end i den nedre atmosfære, men stadig meget små i forhold til de vigtigste komponenter i atmosfæren. Det er hovedsageligt placeret i den nederste del af stratosfæren fra ca 15-35 km (9,3-22 mi; 49,000-110,000 ft), selvom tykkelse varierer sæsonmæssigt og geografisk. Ca. 90% af ozon i atmosfæren er indeholdt i stratosfæren.
- Den ionosfærenDen del af atmosfæren, der er ioniseret af solens stråling, strækker sig fra 50 til 1.000 km (31 til 620 mi; 160.000 til 3.300.000 ft) og typisk overlapper både exosphere og Termosfære. Det udgør den indre kant magnetosfære. Det har praktisk betydning, fordi det påvirker for eksempel radio udbredelse på Jorden. Det er ansvarligt for auroras.
- Den homosphere og heterosphere er defineret ved, om de atmosfæriske gasser er godt blandet. I homosphere den kemiske sammensætning af atmosfæren afhænger ikke af molekylevægt fordi de gasser, der er blandet af turbulens.[3] Den homosphere omfatter troposfæren, stratosfæren, og mesosfæren. Over turbopause på omkring 100 km (62 miles; 330.000 ft) (hovedsagelig svarende til mesopause), varierer sammensætningen med højden. Dette skyldes, at afstand, partikler kan bevæge sig uden kolliderede med hinanden er stor sammenlignet med størrelsen af beslutningsforslag, der forårsager blanding. Dette gør det muligt for gasser ved stratificeringen af molekylvægt, med tungere dem såsom oxygen og nitrogen kun til stede i nærheden af bunden af heterosphere. Den øverste del af heterosphere består næsten helt af hydrogen, den letteste element.
- Den friktionslaget er den del af troposfæren, der er tættest på Jordens overflade og er direkte berørt af det, især gennem turbulent diffusion. I løbet af dagen friktionslaget normalt er godt blandet, mens natten bliver det stabilt stratificeret med svag eller intermitterende blanding. Dybden af friktionslaget spænder fra så lidt som ca 100 m på klare, stille nætter til 3000 m eller mere i løbet af eftermiddagen i tørre regioner.
Den gennemsnitlige temperatur i atmosfæren på overfladen af Jorden er 14 ° C (57 ° F; 287 K)[4] eller 15 ° C (59 ° F; 288 K)[5], Afhængigt af reference.[6] [7][8]
Fysiske egenskaber
Tryk og tykkelse
Uddybende artikel: Atmosfærisk tryk
Den gennemsnitlige atmosfæriske tryk ved vandstand er omkring 1 atmosfære (atm) = 101,3 kPa (kilopascal) = 14,7 psi (pounds per square inch) = 760 torr = 29,9 inches af kviksølv (symbol Hg). Samlet atmosfæriske masse er 5,1480 × 1018 kg (1,135 × 1019 lb),[9] omkring 2,5% mindre end det ville være udledes naivt fra gennemsnittet havoverfladen pres og Jordens området 51007,2 megahectares, har denne defekt blevet fordrevet af Jordens bjergrige terræn. Atmosfæriske tryk er den samlede vægt af luften over fladeenhed på det punkt, hvor trykket måles. Således lufttryk varierer med tid og sted, fordi mængden af luft over Jordens overflade varierer.
Hvis atmosfæriske tæthed skulle forblive konstant med højden atmosfæren ville opsige pludseligt på 8,50 km (27.900 ft). I stedet tæthed falder med højden, faldt med 50% ved en højde på ca 5,6 km (18.000 ft). Som et resultat af trykket faldet er ca eksponentiel med højden, således at trykket aftager med en faktor på to omtrent hver 5,6 km (18.000 ft) og med en faktor på e = 2,718 ... cirka hver 7,64 km (25.100 ft), hvor sidstnævnte er den gennemsnitlige skala højde af Jordens atmosfære under 70 km (43 miles; 230.000 ft). Men på grund af ændringer i temperatur, gennemsnitlig molekylvægt, og grovhed hele atmosfæren kolonne, afhængighed af atmosfæriske tryk på højde er inspireret af separate ligninger for hver af de lag, der er anført ovenfor. Selv i exosphere, er atmosfæren stadig er til stede. Dette kan ses af virkningerne af atmosfæriske træk om satellitter.
Sammenfattende kan ligninger for pression ved at højden i ovennævnte referencer anvendes direkte til at anslå atmosfærens tykkelse. Men de følgende offentliggjorte data givet for reference:[10]
- 50% af atmosfæren af massen under en højde på 5,6 km (18.000 ft).
- 90% af atmosfæren af massen under en højde på 16 km (52.000 ft). Den fælles højde af kommercielle passagerfly er omkring 10 km (33.000 ft) og Mt. Everest's topmøde 8.848 m (29.029 ft) over havets overflade.
- 99,99997% af atmosfæren af massen under 100 km (62 miles; 330.000 ft), selv i den forfinede region oven over denne er der auroras og andre atmosfæriske effekter. Den højeste X-15 fly flyvning i 1963 nåede en højde på 354.300 fod (108,0 km).
Tæthed og masse
Temperatur og massefylde mod højde fra NRLMSISE-00 standard atmosfære model Uddybende artikel: Luftens massefylde
Densiteten af luft ved havoverfladen er omkring 1,2 kg / m3 (1,2 g / L). Density ikke måles direkte, men beregnes ud fra målinger af temperatur, tryk og fugtighed ved hjælp af tilstandsligningen for luft (en form for ideal gas loven). Atmosfærisk tæthed falder i takt med højden øges. Denne variation kan være ca modelleres ved hjælp af barometrisk formel. Mere avancerede modeller bruges til at forudsige orbital henfald af satellitter.
Den gennemsnitlige masse af atmosfæren er omkring 5 quadrillion (5 × 1015) tons eller 1 / 1, 200.000 massen af Jorden. Ifølge den National Center for Atmospheric Research"Den samlede gennemsnitlige masse af atmosfæren er 5,1480 × 1018 kg med en årlig række på grund af vanddamp på 1,2 eller 1,5 × 1015 kg alt efter om overfladen tryk eller vanddamp data anvendes; noget mindre end det foregående skøn. Den gennemsnitlige masse af vanddamp er anslået 1,27 × 1016 kg og den tørre luft masse som 5,1352 ± 0,0003 × 1018 kg. "
Optiske egenskaber
Se også: Sollys
Solar stråling (Eller sollys) er den energi, Jorden modtager fra Sol. Jorden også udsender stråling tilbage i rummet, men på længere bølgelængder, at vi ikke kan se. En del af indgående og udsendte stråling absorberes eller reflekteres af atmosfæren. [edit] Scattering Uddybende artikel: Scattering
Når lys passerer gennem vores atmosfære, fotoner interagerer med den gennem spredning. Hvis lyset ikke interagerer med atmosfæren, kaldes det direkte stråling og er hvad du ser, hvis du var til at se direkte på Solen. Indirekte stråling er lyset, der har været spredt i atmosfæren. For eksempel, på en overskyet dag, hvor du ikke kan se din skygge er der ingen direkte stråling nå frem til dig, har det hele været spredt. Som et andet eksempel, at på grund af et fænomen kaldet Rayleigh spredning, Kortere (blå) bølgelængder scatter lettere end længere (rød) bølgelængder. Dette er grunden til, at himlen ser blå, du ser spredt blåt lys. Det er også grunden solnedgange er røde. Fordi Solen er tæt på horisonten, Solens stråler igennem flere atmosfæren end normalt at nå frem til øjet. Meget af det blå lys er blevet spredt ud, forlader rødt lys i en solnedgang. [edit] Absorption Uddybende artikel: Absorption (elektromagnetisk stråling)
Forskellige molekyler absorberer forskellige bølgelængder af stråling. For eksempel, O2 og O3 absorbere næsten alle bølgelængder kortere end 300 nanometer. Vand (H2O) absorberer mange bølgelængder over 700 nm. Når et molekyle absorberer en foton, øger energien af molekylet. Vi kan opfatte dette som opvarmning af atmosfæren, men atmosfæren også køler ved at udsende stråling, som drøftet nedenfor. Rough plot af Jordens atmosfæriske transmissionskoefficient (Eller opacitet) til forskellige bølgelængder af elektromagnetisk stråling, herunder synligt lys.
Den kombinerede absorptionsspektre af gasserne i atmosfæren forlade "vinduer" med lav opacitet, Således at transmissionen af kun visse bands af lys. Den optisk vindue løber fra omkring 300 nm (ultraviolet-C) op i den række mennesker kan se, synlige spektrum (Også kaldet lys), På ca 400-700 nm og fortsætter til infrarød til omkring 1100 nm. Der er også infrarød og radio vinduer at overføre nogle infrarød og radiobølger på længere bølgelængder. For eksempel kører radioen vindue fra omkring en centimeter til omkring elleve meter bølger. [edit] Emission Uddybende artikel: Emission (elektromagnetisk stråling)
Emission er det modsatte af absorption, det er, når et objekt udsender stråling. Objekter har tendens til at udsende beløb og bølgelængder af stråling afhængig af deres "sort legeme"Emission kurver, derfor varmere genstande tendens til at udlede mere stråling med kortere bølgelængder. Varmere genstande udsender mindre stråling med længere bølgelængder. For eksempel er Solen godt 6.000 K (5,730 ° C; 10,340 ° F), Dets stråling toppe nær 500 nm, og er synlige for det menneskelige øje. Jorden er ca 290 K (17 ° C; 62 ° F), så dens stråling toppe nær 10.000 nm, og er alt for lang til at blive synlig for mennesker.
På grund af sin temperatur, udsender atmosfæren infrarød stråling. For eksempel jordens overflade på klare nætter køler ned hurtigere end på overskyet overnatninger. Dette skyldes, skyer (H2O) er stærke absorbere og udledere af infrarød stråling. Dette er også grunden til det bliver koldere om natten på højereliggende. Atmosfæren fungerer som et "tæppe" at begrænse mængden af stråling Jordens taber i rummet.
Den drivhuseffekten er direkte relateret til denne absorption og emission (eller "tæppe") effekt. Nogle kemikalier i atmosfæren absorberer og udsender infrarød stråling, men ikke vekselvirker med sollys i det synlige spektrum. Fælles eksempler på disse kemikalier er CO2 og H2O. Hvis der er for meget af disse drivhusgasser, Sollys opvarmer Jordens overflade, men de gasser blokere den infrarøde stråling fra spændende tilbage til rummet. Denne ubalance medfører Jorden til varme, og dermed klimaændringer. [edit] Brydningsindeks
Den brydningsindekset af luft er tæt på, men bare større end 1. Systematic variationer i brydningsindeks kan føre til bøjning af lysstråler over lange optiske stier. Et eksempel er, at under visse omstændigheder kan observatører om bord på skibe se andre fartøjer lige over horisont fordi lyset brydes i samme retning som krumning af Jordens overflade.
Brydningsindekset for luft afhænger af temperaturen, der giver anledning til brydning virkninger, hvis de temperaturgradient er stor. Et eksempel på sådanne virkninger er fatamorgana.
Se også: Scintillation (astronomi)
[edit] Omløb Uddybende artikel: Vindsystem En idealiseret opfattelse af tre store omløb celler.
Vindsystem er den store bevægelse af luft, og de midler (med havstrømmene), Hvorved varme er fordelt rundt om Jorden. De store struktur atmosfæriske cirkulation varierer fra år til år, men den grundlæggende struktur forbliver nogenlunde konstant, som det bestemmes af jordens rotation sats og forskellen i solens stråler mellem ækvator og polerne. [edit] Udviklingen i Jordens atmosfære Se også: History of Earth, Gaia hypotese, Og Paleoclimatology [edit] Anden atmosfære
Vand relaterede sedimenter er fundet stammer fra så tidligt som 3,8 milliarder år siden.[11] Cirka 3,4 milliarder år siden, var kvælstof den største del af den daværende stabil "anden atmosfære." Indflydelse af livet der skal tages i betragtning snarere snart i historien om den atmosfære, da antydninger af tidlig livsformer findes så tidligt som 3,5 milliarder år siden.[12] Den omstændighed, at dette ikke er helt på linje med - i forhold til i dag 30% lavere - solar stråling i begyndelsen af Sun har været beskrevet som "Svage sols paradoks".
De geologiske dog viser en konstant relativ varm overflade i løbet af hele tidlige temperatur record af Jorden med undtagelse af en kold iskold fase omkring 2,4 milliarder år siden. Engang i slutningen af Arkæiske era en iltholdige atmosfære begyndte at udvikle sig, tilsyneladende fra photosynthesizing alger, der er blevet fundet som stromatolite fossiler fra 2,7 milliarder år siden. Den tidlige grundlæggende kulstof isotopy (Isotopforhold proportioner) er meget på linje med hvad der er fundet i dag,[13] tyder på, at de grundlæggende træk i kulstofkredsløbet blev oprettet så tidligt som 4 milliarder år siden. [edit] Tredje atmosfære Iltindholdet i atmosfæren over de sidste milliarder år
Den tilvækst af kontinenter omkring 3,5 milliarder år siden[14] tilføjet pladetektonikKonstant omlægningen af kontinenter og også forme langsigtede klima evolution ved at tillade overførsel af kuldioxid til store landbaserede karbonat lagre. Gratis ilt eksisterede ikke før omkring 1,7 milliarder år siden, og det kan ses med udviklingen af den røde senge og slutningen af stribede jern formationer. Dette betyder et skift fra en reducerende atmosfære til en oxiderende atmosfære. O2 viste store op-og nedture, indtil nå frem til en steady state på mere end 15%.[15] Følgende tidsrum var Phanerozoikum æra, hvor ilt-vejrtrækning metazoan livsformer begyndte at dukke op.
I øjeblikket, menneskeskabte drivhusgasser er stigende i atmosfæren. Ifølge Det Mellemstatslige Panel om Klimaændringer, er denne stigning hovedårsagen til global opvarmning.[16]
Luftforurening
Uddybende artikel: Luftforurening
Luftforurening er den menneskelige indførelsen af kemikalier, partikler, Eller biologiske materialer at forvolde skade eller genere organismer i atmosfæren.[17] Stratosfæren ozonnedbrydning menes at være forårsaget af luftforurening (hovedsagelig fra chlorfluorcarboner).
