Hcfyk

Laga i atmosfæren (NOAA)

Jordatmosfæren er eit lag av gass som ligg omkring planeten jorda og som blir helde på plass av gravitasjonskreftene. Han inneheld om lag 78 % nitrogen og 21 % oksygen i tillegg til spor av andre gassar og vassdamp. Denne gassblandinga blir vanlegvis kalla «luft». Atmosfæren vernar livet på jorda ved å absorbere ultrafiolett solstråling og reduserer ekstreme temperaturskilnader mellom dag og natt.

Atmosfæren har inga fast grense. Han blir gradvis tynnare med høgda og forsvinn til slutt ut i verdsrommet. Tre fjerdedelar av atmosfæren si masse finn ein mellom jordoverflata og opp til 11 km høgd. I USA er personar som reiser over ei høgd på 80 km rekna for å vere astronautar. Høgda 120 km markerer grensa der effektane frå atmosfæren blir merkbare ved reisa tilbake til jorda. Kármánlinja, ved 100 km, er også ofte brukt som grensa mellom atmosfæren og verdsrommet.

Oppbygging |

Temperaturen i jordatmosfæren varierer med høgda, og det matematiske forholdet mellom temperatur og høgde varierer mellom dei forskjellige atmosfærelaga:

• 
  Troposfæren kjem av det greske ordet «tropos» som betyr å blande. Troposfæren er den lågaste delen av atmosfæren, og tjukkleiken varierer frå 7 km over polane til 17 km ved ekvator. Det skjer ein stor del vertikal blanding i troposfæren på grunn av soloppvarming av overflata. Dette fører til oppvarming av luftmassar nær overflata, som så stig og frigjev latent varme i form av merkande varme. Dette fører til vidare oppdrift av luftmassane. Denne prosessen held fram heilt til all vassdamp er kondensert ut. I troposfæren minkar temperaturen med høgda i hovudsak på grunn av adiabatisk temperaturendring.


• 
  Stratosfæren er nivået frå toppen av troposfæren til rundt 50 km, og er kjenneteikna ved at temperaturen stig med høgda på grunn av absorpsjon av solstråling i ozonlaget.


• 
  Mesosfæren er nivået frå om lag 50 km til 80-85 km, og temperaturen i dette laget minkar med høgda igjen.


• 
  Termosfæren er frå 80-85 km og oppover. I dette laget stig temperaturen med høgda.


• 
  Ionosfæren er frå 80 km til omlag 600 km. Denne øvste delen av jordatmosfæren skil seg frå atmosfæren under ved at han vert ionisert av solstråling og speglar radiobølgjer.

Grensene mellom desse laga blir kalla tropopause, stratopause og mesopause.

Den gjennomsnittlege temperaturen i atmosfæren ved jordoverflata er 14 °C.

Trykk |

Atmosfærisk trykk heng direkte saman med vekta av lufta. Lufttrykket varierer fordi mengda av luft (og vekta av ho) over jordoverflata varierer frå stad til stad og med tida. Det atmosfæriske trykket fell med om lag 50 % frå overflata til ei høgd på 5 km (dvs at om lag 50 % av den totale atmosfæriske luftmassen finst i nivået under 5 km). Det atmosfæriske trykket ved havnivå er rundt 1013 hPa (eller millibar (mb)).

Sjå òg Tilstandslikninga.

Atmosfæren sin tjukkleik |

Sjølv ved høgder på 1000 km og høgare kan atmosfæren framleis merkast (som ein t.d. kan sjå ved atmosfærisk friksjon på satellittar.

Men:

• 57,8 % av massen til atmosfæren ligg lågare enn toppen av Mount Everest.


• 72 % av massen til atmosfæren er under høgdene kommersielle fly vanlegvis fyk i (rundt 10000 m).


• 99,99999 % av massen til atmosfæren er under den høgaste høgda eit fly har kome. Det skjedde 22. august 1963 med eit X-15 fly som nådde ei høgd på 108 km.

Altså er det meste av atmosfæren sin masse under 100 km, sjølv om det i området over dette kan oppstå fenomen som nordlys og andre atmosfæriske fenomen.

Samansetting |

Samansettinga til jordatmosfæren. Den neste grafen viser dei minst vanlege gassane som utgjer 0,038 % av atmosfæren. Verdiane er normalisert for illustrasjonen

Gjennomsnitt av atmosfærisk vassdamp

Kjelde for tala over: NASA.

Mindre komponentar av luft som ikkje er tatt med over:

• Den gjennomsnittlege molare massen til luft er 28,97 g/mol.

Heterosfære |

Under turbopausen, i ei høgd på rundt 100 km, endrar ikkje samansetninga av jordatmosfæren seg noko særleg (bortsett frå variasjon av vassdamp). Denne delen av atmosfæren blir derfor kalla homosfæren. Over 100 km byrjar derimot gassamansetninga til atmosfæren å variere med høgda. Dette kjem i hovudsak av at utan vertikal blanding så fell gasstettleiken eksponentielt med høgda med ein rate som er avhengig av den molare massen. Dette gjer at gassar med større masse, som oksygen og nitrogen, forsvinn raskare med høgda enn lettare gassar som helium, molekylært hydrogen og atmoisk hydrogen. Dermed eksisterer det eit lag kalla heterosfæren over homosfæren der samansettinga av jordatmosfæren varierer. I dei øvre delane av atmosfæren er det helium og hydrogen (molekyl og atom) som dominerer gassamansettinga. Den eksakte høgda der heterosfæren og laga den inneheld varierer mykje med temperaturen.
[1]

Tettleik og masse |

Lufttettleiken ved havnivå er om lag 1,2 kg/m³. Naturlege variasjonar av barometertrykket skjer i alle høgder som følgje av vêret. Denne variasjonen er relativt liten i høgdene der menneske bur, men kan variere stort i den ytre atmosfæren på grunn av varierande solinnstråling.

Temperatur og trykk i forhold til høgde ut i frå ein standard atmosfæremodell

Den atmosfæriske tettleiken minkar når høgda aukar. Denne variasjonen kan ein rekne ut ved å bruk tilstandslikninga. Meir avanserte modellar blir brukt av meteorologar og romfartsselskap for å føresjå vêret og kva tid satellittar vil falle ned i atmosfæren.

I følgje Det amerikanske nasjonale senteret for atmosfærisk forsking er «den totale gjennomsnittlege massen av atmosfæren 5.1480 x 10¹⁸ kg med ein årleg variasjon på 1.2 til 1.5 x 10¹⁵ kg på grunn av varierande mengder vassdamp. Den gjennomsnittlege massen av vassdamp er estimert til 1.27 x 10¹⁶ kg og den tørre luftmassen til 5.1352 ±0.0003 x 10¹⁸ kg.»

Samansettinga av atmosfæren som er vist over, er vist i form av volum. Visst vi tenkjer oss at gassane oppfører seg som ideelle gassar, kan vi legge til prosentdelen p multiplisert med deira molare masse m for å få totalen t = p·m. Massen til ein enkelt gass vil då vere p·m/t. Dermed kan vi finne ut kor stor del av atmosfæren sin masse kvar gass utgjer: 75,523 % er nitrogen, 23,133 % oksygen, 1,288 % argon, 0,053 % karbondioksid, 0,001267 % neon, 0,00029 % metan, 0,00033 % krypton, 0,000724 % helium og 0,0000038 % hydrogen.

Utviklinga av jordatmosfæren |

Jordatmosfæren si historiske utvikling er noko som ein aktivt forskar på, og ein har kome fram til korleis atmosfæren sannsynlegvis har utvikla seg dei siste 1 milliardar år. Ein veit derimot lite om jordatmosfæren i tida før dette.

Den moderne atmosfæren blir av og til kalla jorda sin «tredje atmosfære» for å skilje den noverande kjemiske samansetninga frå to tidlegare kjemiske samansetningar som ein kjenner til. Den første atmosfæren bestod hovudsakleg av helium og hydrogen, men blei raskt broten ned av varme frå den framleis smelta jordoverflata og sola.

For rundt 3,5 milliardar år sidan vart overflata kald nok til å danna ei skorpe, men det var framleis mykje vulkansk aktivitet som slapp ut damp, karbondioksid og ammoniakk. Dette førte til den «andre atmosfæren», som i hovudsak var karbondioksid og vassdamp i tillegg til litt nitrogen. Det var så godt som ingen oksygen, men nylege forskingsresultat tyder på at det kan ha vore så mykje som 40 % hydrogen [2]). Denne «andre atmosfæren» hadde om lag 100 gonger så mykje gass som den noverande atmosfæren. Ein antar at karbondioksid førte til ein kraftig drivhuseffekt som hindra jorda i å fryse til.

I løpet av nokre millionar år kondenserte vassdamp og danna regn og hav, og dette førte til at karbondioksid byrja å minke. Om lag 50 % av karbondioksiden blei absorbert i hava. Ein av dei tidlegaste bakteriane som oppstod var cyanobakterien. Fossil viser at desse bakteriane kan ha eksistert for rundt 3,3 milliardar år sidan og var dei første til å produsere oksygen. Dei var årsaka til at jordatmosfæren blei omforma frå å vere anoksid til å bli oksid (altså frå å ikkje innehalde oksygen til å innehalde oksygen). Bakteriane kunne omforme karbondioksid til oksygen ved hjelp av fotosyntese, og utgjorde ei svært viktig rolle med å tilføre oksygen i atmosfæren.

Fotosyntesiske planter oppstod seinare og omforma meir karbondioksid til oksygen. Ettersom tida gjekk blei karbon absorbert i fossilt brensel, sedimentære bergartar og dyreskjel. Oksygen reagerte med ammoniakk og danna nitrogen, i tillegg til at bakteriar omforma ammoniakk til nitrogen. Plantene voks i omfang og oksygennivået auka stort, medan karbondioksidnivået minka. I starten blei oksygenet kombinert med forskjellige kjemiske stoff (som jern), men etter kvart begynte oksygenet å bygge seg opp i atmosfæren, noko som førte til masseutryddingar og vidare evolusjon. Når ozonlaget oppstod byrja livet på jorda å bli betre verna mot ultrafiolett stråling. Denne oksygen-nitrogen atmosfæren er «den tredje atmosfæren».

Denne moderne atmosfæren ar ei samansetning som er tvungen fram av blågrøne algar i havet. O₂ oppstår ikkje naturleg i atmosfæren og blir oppbrukt av ikkje-organiske kjemiske reaksjonar, dyreliv, bakteriar og planter om natta, medan CO₂ vert produsert. Så CO₂ byggjer seg opp i atmosfæren, men blir tatt opp av algar i havet, som så produserer O₂ som igjen blir ført tilbake til atmosfæren.

Sjå òg |

• 
  Atmosfære (for generell informasjon om atmosfærar).


• Atmosfærisk kjemi


• Atmosfærisk elektrisitet


• Atmosfæremodellar


• Komprimert luft


• Global oppvarming


• Drivhuseffekten


• Historiske temperaturrekordar

Kjelder |

Bakgrunnsstoff |

• NASA atmosfæremodell


• Fakta om jorda frå NASA


• American Geophysical Union: Atmosfærisk vitskap


• Atmosfærelag