Atmosfæren er jordens luftkappe, og for å gi en geografitime om dette emnet er det en god presentasjon om geografi i 6. klasse, som Geografiens verden tilbød deg å laste ned, som vanlig, gratis. I løpet av timen lærer elever i 6. klasse mye interessant om atmosfæren, som de ser ut til å være godt klar over. Men faktisk er situasjonen slik at de vet om sammensetningen av luften de puster inn, men mest sannsynlig har de ennå ikke hørt noe om stratosfæren. Derfor er det grunn til å laste ned presentasjonen og, basert på lysbildene, vise og fortelle interessant informasjon om atmosfæren.
Se presentasjonsinnhold
"sostavatm"
Hva består atmosfæren av? og hvordan det fungerer
Har dere et teppe, barn?
Slik at hele jorden er dekket
Slik at det er nok til alle,
Og dessuten var det ikke synlig?
Verken brett eller utfold,
Verken ta på eller se?
Det ville slippe inn regn og lys,
Ja, men det virker ikke?!
Atmosfære - dette er jordens luftskall
Atmosfærisk sammensetning
OKSYGEN. Oksygenreservene i atmosfæren fylles på av planter.
KARBONDIOKSID. Karbondioksid samler seg i atmosfæren som følge av vulkanutbrudd, åndedrett av levende organismer og forbrenning av drivstoff.
VANNDAMP. Vanndamp kommer inn i luften på grunn av fordampning av vann.
Karbondioksid, sammen med vanndamp, "sparer" varmen til planeten vår: atmosfæren overfører mer energi fra solen til jordoverflaten enn jorden slipper ut i det omkringliggende ytre rom.
OZON. Ozon dannes fra oksygen under påvirkning av sollys og elektriske utladninger. Den har en frisk lukt, som det vi lukter etter et tordenvær. Det er svært lite av denne gassen i atmosfæren, men i en høyde på 20-30 km er det et luftlag med høyere ozoninnhold. Det kalles ozonskjermen. Det, som et skjold, beskytter alle levende ting fra solens destruktive stråling.
URenheter. I tillegg til gasser er det også faste urenheter i atmosfærisk luft. Disse små partiklene dannes som et resultat av ødeleggelse av steiner, vulkanutbrudd, støvstormer og drivstoffforbrenning. På den ene siden forurenser de luften, men på den annen side kan det ikke dannes skyer uten dem.
Troposfæren er det nedre laget av atmosfæren, og strekker seg til en høyde på 8-10 km over polene, 10-12 km på mellombreddegrader og 16-18 km over ekvator.
Det er mer enn 4 / 5 av all atmosfærisk luft. Dessuten er mer enn halvparten konsentrert opp til en høyde på 5 km. Lufttemperaturen her synker med høyden og når -55 C ved øvre grense.Troposfæren inneholder nesten all atmosfærisk fuktighet. Det dannes skyer i den som gir regn, snø og hagl. Her er det en konstant bevegelse av luft, og det dannes vind. Menneske- og planteliv foregår i troposfæren.
Stratosfæren er et lag av atmosfæren som ligger over troposfæren opp til en høyde på 55 km.
Luften i stratosfæren er tynnere enn i troposfæren. Nesten ingen skyer dannes i den, siden det er veldig lite vanndamp. Lufttemperaturen her øker med høyden og er ved øvre grense nær 0 °C.
Over stratosfæren skilles det ut flere atmosfæriske lag, som gradvis blir til luftløst rom.
Kjør testen
1. Atmosfæren er et skall
EN. Gass
b. Vann
V. Salt
2. Det laveste laget av atmosfæren:
EN. Stratosfæren
b. Troposfæren
V. Øvre atmosfære
Kjør testen
3. Oksygen i luften inneholder:
4. I troposfæren dannes:
EN. Skyer
b. Ultrafiolette stråler
V. Grunnvann
Definisjon Atmosfære (fra gammelgresk τμός damp og σφα ρα ball) et gassskall som omgir planeten Jorden, en av geosfærene. Dens indre overflate dekker hydrosfæren og delvis jordskorpen, mens dens ytre overflate grenser til den jordnære delen av verdensrommet. Settet med grener av fysikk og kjemi som studerer atmosfæren kalles vanligvis atmosfærisk fysikk. Atmosfæren bestemmer været på jordens overflate, meteorologi studerer været, og klimatologi tar for seg langsiktige klimavariasjoner.
Atmosfærens grense Atmosfæren anses å være det området rundt jorden der det gassformige mediet roterer sammen med jorden som en helhet; Med denne definisjonen går atmosfæren gradvis inn i det interplanetære rommet, i eksosfæren, og starter i en høyde på omtrent 1000 km fra jordoverflaten; grensen til atmosfæren kan også trekkes konvensjonelt i en høyde på 1300 km. I henhold til definisjonen foreslått av International Aviation Federation, er grensen for atmosfæren og rommet trukket langs Karman-linjen, som ligger i en høyde på omtrent 100 km, hvor luftfart blir helt umulig. NASA bruker 122 kilometer som grense for atmosfæren; nyere eksperimenter klargjør grensen for jordens atmosfære og ionosfære som å være i en høyde av 118 kilometer.
Fysiske egenskaper Den totale massen av luft i atmosfæren er (5.15.3) 10 18 kg. Av disse er massen av tørr luft (5,1352 ± 0,0003) 10 18 kg, den totale massen av vanndamp er i gjennomsnitt 1,27 10 16 kg. Den molare massen av ren tørr luft er 28,966 g/mol, lufttettheten ved havoverflaten er omtrent 1,2 kg/m3 Trykket ved 0 °C ved havnivå er 101,325 kPa; kritisk temperatur 140,7 °C (~132,4 K); kritisk trykk 3,7 MPa; Cp ved 0 °C 1,0048 103 J/(kg K), C v 0,7159 103 J/(kg K) (ved 0 °C). Løselighet av luft i vann (i masse) ved 0 °C 0,0036 %, ved 25 °C 0,0023 %. Følgende er akseptert som "normale forhold" ved jordoverflaten: tetthet 1,2 kg/m3, barometertrykk 101,35 kPa, temperatur +20 °C og relativ fuktighet 50 %. Disse betingede indikatorene har rent teknisk betydning.
Jordens atmosfære oppsto som et resultat av to prosesser: fordampning av materie fra kosmiske kropper da de falt til jorden og frigjøring av gasser under vulkanutbrudd (avgassing av jordkappen). Med separasjonen av havene og fremveksten av biosfæren endret atmosfæren seg på grunn av gassutveksling med vann, planter, dyr og produktene av deres nedbrytning i jordsmonn og sumper. For tiden består jordens atmosfære hovedsakelig av gasser og ulike urenheter (støv, vanndråper, iskrystaller, havsalter, forbrenningsprodukter). Konsentrasjonen av gasser som utgjør atmosfæren er nesten konstant, med unntak av vann (H 2 O) og karbondioksid (CO 2). Vanninnholdet i atmosfæren (i form av vanndamp) varierer fra 0,2 % til 2,5 % i volum, og avhenger hovedsakelig av breddegrad. I tillegg til gassene som er angitt i tabellen, inneholder atmosfæren Cl 2, SO 2, NH 3, CO, O 3, NO 2, hydrokarboner, HCl, HF, HBr, HI, Hg-damp, I 2, Br 2, som samt NO og mange andre gasser i små mengder. Troposfæren inneholder hele tiden en stor mengde suspenderte faste og flytende partikler (aerosol). Den sjeldneste gassen i jordens atmosfære er radon (Rn).
Atmosfærens struktur Atmosfærens grenselag Det nedre laget av atmosfæren ved siden av jordoverflaten (1-2 km tykk) hvor påvirkningen fra denne overflaten direkte påvirker dens dynamikk. Troposfæren Dens øvre grense ligger i en høyde på 810 km i polar, 1012 km i tempererte og 1618 km i tropiske breddegrader; lavere om vinteren enn om sommeren. Det nedre hovedlaget av atmosfæren inneholder mer enn 80 % av den totale massen av atmosfærisk luft og omtrent 90 % av den totale vanndampen som er tilstede i atmosfæren. Turbulens og konveksjon er høyt utviklet i troposfæren, skyer oppstår, og sykloner og antisykloner utvikles. Temperaturen synker med økende høyde med en gjennomsnittlig vertikal gradient på 0,65°/100 m Tropopause Overgangslaget fra troposfæren til stratosfæren, et lag av atmosfæren der temperaturnedgangen med høyden stopper. Stratosfære Laget av atmosfæren som ligger i en høyde på 11 til 50 km. Karakterisert av en liten endring i temperaturen i 1125 km-laget (nedre lag av stratosfæren) og en økning i 2540 km-laget fra 56,5 til 0,8 ° C (øvre lag av stratosfæren eller inversjonsregionen). Etter å ha nådd en verdi på ca. 273 K (nesten 0 °C) i en høyde på ca. 40 km, holder temperaturen seg konstant opp til en høyde på ca. 55 km. Dette området med konstant temperatur kalles stratopausen og er grensen mellom stratosfæren og mesosfæren. Termopause Området i atmosfæren som grenser til termosfæren. I denne regionen er absorpsjonen av solstråling ubetydelig, og temperaturen endres faktisk ikke med høyden. Stratopause Atmosfærens grenselag mellom stratosfæren og mesosfæren. I den vertikale temperaturfordelingen er det et maksimum (ca. 0 °C). Mesosfæren Mesosfæren begynner i en høyde av 50 km og strekker seg til 8090 km. Temperaturen synker med høyden med en gjennomsnittlig vertikal gradient på (0,250,3)°/100 m. Hovedenergiprosessen er strålingsvarmeoverføring. Komplekse fotokjemiske prosesser som involverer frie radikaler, vibrasjonseksiterte molekyler osv. forårsaker atmosfærisk luminescens. Mesopause Overgangslaget mellom mesosfæren og termosfæren. Det er et minimum i den vertikale temperaturfordelingen (ca. 90 °C).
Eksosfære (spredningssfære) Eksosfæren er spredningssonen, den ytre delen av termosfæren, som ligger over 700 km. Gassen i eksosfæren er svært sjeldne, og herfra lekker partiklene ut i det interplanetære rommet (dissipasjon). Opp til en høyde på 100 km er atmosfæren en homogen, godt blandet blanding av gasser. I høyere lag avhenger fordelingen av gasser etter høyde av deres molekylvekter; konsentrasjonen av tyngre gasser avtar raskere med avstanden fra jordens overflate. På grunn av nedgangen i gasstettheten synker temperaturen fra 0 °C i stratosfæren til 110 °C i mesosfæren. Imidlertid tilsvarer den kinetiske energien til individuelle partikler i km høyder en temperatur på ~150 °C. Over 200 km observeres betydelige svingninger i temperatur og gasstetthet i tid og rom. I en høyde på ca km forvandles eksosfæren gradvis til det såkalte romromsvakuumet, som er fylt med svært forsjeldne partikler av interplanetarisk gass, hovedsakelig hydrogenatomer. Men denne gassen representerer bare en del av det interplanetære stoffet. Den andre delen består av støvpartikler av kometær og meteorisk opprinnelse. I tillegg til ekstremt sjeldne støvpartikler trenger elektromagnetisk og korpuskulær stråling av sol- og galaktisk opprinnelse inn i dette rommet. Oversikt Troposfæren står for ca. 80 % av massen til atmosfæren, stratosfæren for ca. 20 %; massen til mesosfæren er ikke mer enn 0,3 %, termosfæren er mindre enn 0,05 % av atmosfærens totale masse. Basert på de elektriske egenskapene i atmosfæren skilles nøytronosfæren og ionosfæren. Avhengig av sammensetningen av gassen i atmosfæren, skilles homosfære og heterosfære. Heterosfæren er et område der tyngdekraften påvirker separasjonen av gasser, siden deres blanding i en slik høyde er ubetydelig. Dette innebærer en variabel sammensetning av heterosfæren. Under den ligger en godt blandet, homogen del av atmosfæren kalt homosfæren. Grensen mellom disse lagene kalles turbopausen, den ligger i en høyde på omtrent 120 km.
Andre egenskaper ved atmosfæren og effekter på menneskekroppen Allerede i en høyde på 5 km over havet opplever en utrent person oksygen sult, og uten tilpasning blir en persons ytelse betydelig redusert. Atmosfærens fysiologiske sone slutter her. Menneskelig pust blir umulig i en høyde på 9 km, selv om opp til ca. 115 km inneholder atmosfæren oksygen. Atmosfæren forsyner oss med oksygenet som er nødvendig for å puste. Men på grunn av fallet i det totale trykket i atmosfæren, når du stiger til høyden, synker partialtrykket av oksygen tilsvarende. Menneskelungene inneholder konstant rundt 3 liter alveolær luft. Partialtrykket av oksygen i alveolær luft ved normalt atmosfærisk trykk er 110 mmHg. Art., karbondioksidtrykk 40 mm Hg. Art., og vanndamp 47 mm Hg. Kunst. Med økende høyde faller oksygentrykket, og det totale damptrykket av vann og karbondioksid i lungene forblir nesten konstant på rundt 87 mm Hg. Kunst. Tilførselen av oksygen til lungene vil stoppe helt når lufttrykket i omgivelsene blir lik denne verdien. I en høyde på rundt 1920 km synker atmosfæretrykket til 47 mm Hg. Kunst. Derfor, i denne høyden, begynner vann og interstitiell væske å koke i menneskekroppen. Utenfor en trykkkabin i disse høydene inntreffer døden nesten øyeblikkelig. Således, fra menneskelig fysiologi, begynner "rommet" allerede i en høyde av 1519 km.
Tette luftlag, troposfæren og stratosfæren, beskytter oss mot de skadelige effektene av stråling. Med tilstrekkelig sjeldne luft, i høyder på mer enn 36 km, har ioniserende stråling (primære kosmiske stråler) en intens effekt på kroppen; I høyder på mer enn 40 km er den ultrafiolette delen av solspekteret farlig for mennesker. Etter hvert som vi stiger til en stadig større høyde over jordens overflate, observeres fenomener som er kjent for oss i de nedre lagene av atmosfæren, slik som forplantning av lyd, fremveksten av aerodynamisk løft og luftmotstand, varmeoverføring ved konveksjon, etc., gradvis. svekke seg og deretter helt forsvinne luft, lydutbredelse er umulig. Opp til høyder på km er det fortsatt mulig å bruke luftmotstand og løft for kontrollert aerodynamisk flyging. Men fra høyder på km mister begrepene M-nummeret og lydmuren, som er kjent for hver pilot, sin betydning: den konvensjonelle Karman-linjen passerer der, bortenfor begynner regionen med rent ballistisk flyging, som bare kan kontrolleres ved hjelp av reaktive krefter. I høyder over 100 km er atmosfæren fratatt en annen bemerkelsesverdig egenskap - evnen til å absorbere, lede og overføre termisk energi ved konveksjon (det vil si ved å blande luft). Dette betyr at ulike utstyrselementer på orbitalromstasjonen ikke vil kunne kjøles fra utsiden på samme måte som man vanligvis gjør på et fly, ved bruk av luftstråler og luftradiatorer. I denne høyden, som i verdensrommet generelt, er den eneste måten å overføre varme på termisk stråling.
Historie om atmosfærens dannelse Ifølge den mest utbredte teorien har jordens atmosfære hatt tre forskjellige sammensetninger gjennom historien. Opprinnelig besto den av lette gasser (hydrogen og helium) fanget fra det interplanetære rommet. Dette er den såkalte primæratmosfæren. På neste trinn førte aktiv vulkansk aktivitet til metning av atmosfæren med andre gasser enn hydrogen (karbondioksid, ammoniakk, vanndamp). Slik ble en sekundær atmosfære dannet. Denne atmosfæren var gjenopprettende. Videre ble prosessen med dannelse av atmosfæren bestemt av følgende faktorer: lekkasje av lette gasser (hydrogen og helium) inn i det interplanetære rommet; kjemiske reaksjoner som oppstår i atmosfæren under påvirkning av ultrafiolett stråling, lynutladninger og noen andre faktorer. Gradvis førte disse faktorene til dannelsen av en tertiær atmosfære, preget av mye mindre hydrogen og mye mer nitrogen og karbondioksid (dannet som et resultat av kjemiske reaksjoner fra ammoniakk og hydrokarboner).
Nitrogen Dannelsen av en stor mengde nitrogen N2 skyldes oksidasjonen av ammoniakk-hydrogen-atmosfæren av molekylært oksygen O2, som begynte å komme fra overflaten av planeten som et resultat av fotosyntesen, som startet for 3 milliarder år siden. Nitrogen N2 slippes også ut i atmosfæren som følge av denitrifisering av nitrater og andre nitrogenholdige forbindelser. Nitrogen oksideres av ozon til NO i den øvre atmosfæren. Nitrogen N 2 reagerer kun under spesifikke forhold (for eksempel under et lynutladning). Oksydasjonen av molekylært nitrogen av ozon under elektriske utladninger brukes i små mengder i industriell produksjon av nitrogengjødsel. Cyanobakterier (blågrønnalger) og knutebakterier, som danner rhizobial symbiose med belgplanter, som kan være effektiv grønngjødsel - planter som ikke utarmer, men beriker jorda med naturlig gjødsel, kan oksidere den med lavt energiforbruk og omdanne den til en biologisk aktiv form.
Oksygen Atmosfærens sammensetning begynte å endre seg radikalt med utseendet til levende organismer på jorden, som et resultat av fotosyntese, ledsaget av frigjøring av oksygen og absorpsjon av karbondioksid. Opprinnelig ble oksygen brukt på oksidasjon av reduserte ammoniakkforbindelser, hydrokarboner, jernholdig form av jern som finnes i havene, osv. På slutten av dette stadiet begynte oksygeninnholdet i atmosfæren å øke. Etter hvert dannet det seg en moderne atmosfære med oksiderende egenskaper. Siden dette forårsaket alvorlige og brå endringer i mange prosesser i atmosfæren, litosfæren og biosfæren, ble denne hendelsen kalt oksygenkatastrofen. Under fanerozoikum gjennomgikk atmosfærens sammensetning og oksygeninnhold endringer. De korrelerte først og fremst med avsetningshastigheten for organisk sediment. I perioder med kullakkumulering oversteg således oksygeninnholdet i atmosfæren det moderne nivået betydelig.
Karbondioksid Innholdet av CO 2 i atmosfæren avhenger av vulkansk aktivitet og kjemiske prosesser i jordskjellene, men mest av alt av intensiteten av biosyntese og nedbrytning av organisk materiale i jordens biosfære. Nesten hele den nåværende biomassen til planeten (ca. 2,4 10 12 tonn) dannes på grunn av karbondioksid, nitrogen og vanndamp som finnes i atmosfærisk luft. Organiske stoffer begravd i havet, sumper og skoger blir til kull, olje og naturgass
Edelgasser Kilden til edelgassene argon, helium og krypton er vulkanutbrudd og nedbrytning av radioaktive grunnstoffer. Jorden generelt og atmosfæren spesielt er utarmet for inerte gasser sammenlignet med verdensrommet. Det antas at årsaken til dette ligger i kontinuerlig lekkasje av gasser til det interplanetære rommet.
Atmosfærisk forurensning Nylig har mennesker begynt å påvirke utviklingen av atmosfæren. Resultatet av menneskelig aktivitet har vært en konstant økning i innholdet av karbondioksid i atmosfæren på grunn av forbrenning av hydrokarbonbrensel akkumulert i tidligere geologiske epoker. Store mengder CO 2 forbrukes under fotosyntesen og absorberes av verdenshavene. Denne gassen kommer inn i atmosfæren på grunn av nedbrytning av karbonatbergarter og organiske stoffer av plante- og animalsk opprinnelse, samt på grunn av vulkanisme og menneskelig industriell aktivitet. I løpet av de siste 100 årene har innholdet av CO 2 i atmosfæren økt med 10 %, og hoveddelen (360 milliarder tonn) kommer fra forbrenning av drivstoff. Hvis veksthastigheten for forbrenning av drivstoff fortsetter, vil mengden CO 2 i atmosfæren fordobles i de kommende årene og kan føre til globale klimaendringer. Forbrenning av drivstoff er hovedkilden til forurensende gasser (CO, NO, SO 2). Svoveldioksid oksideres av luftoksygen til SO 3, og nitrogenoksid til NO 2 i de øvre lagene av atmosfæren, som igjen interagerer med vanndamp, og den resulterende svovelsyren H 2 SO 4 og salpetersyre HNO 3 faller til Jordens overflate i form av t n. sur nedbør. Bruk av forbrenningsmotorer fører til betydelig atmosfærisk forurensning med nitrogenoksider, hydrokarboner og blyforbindelser (tetraetylbly Pb(CH 3 CH 2) 4). Aerosolforurensning av atmosfæren er forårsaket av både naturlige årsaker (vulkanutbrudd, støvstormer, medføring av dråper av sjøvann og plantepollen, etc.) og menneskelig økonomisk aktivitet (gruvedrift av malm og byggematerialer, brenning av drivstoff, fremstilling av sement, etc.). ). Intensiv fjerning av partikler i atmosfæren i stor skala er en av de mulige årsakene til klimaendringer på planeten.
Opprinnelseshistorie Historien om atmosfærens opprinnelse og utvikling er ganske kompleks og lang, den dateres tilbake rundt 3 milliarder år. I løpet av denne perioden har atmosfærens sammensetning og egenskaper endret seg flere ganger, men i løpet av de siste 50 millioner årene har de ifølge forskere stabilisert seg.
Massen til den moderne atmosfæren er omtrent en milliondel av jordens masse. Med høyden avtar atmosfærens tetthet og trykk kraftig, og temperaturen endres ujevnt og komplekst, inkludert på grunn av påvirkning av solaktivitet og magnetiske stormer på atmosfæren. Endringen i temperatur i atmosfæren i forskjellige høyder forklares av ulik absorpsjon av solenergi av gasser. De mest intense termiske prosessene skjer i troposfæren, og atmosfæren varmes opp nedenfra, fra overflaten av havet og land.
Betydning Det skal bemerkes at atmosfæren er av svært stor økologisk betydning. Den beskytter alle levende organismer på jorden mot de skadelige effektene av kosmisk stråling og meteorittnedslag, regulerer sesongmessige temperatursvingninger, balanserer og utjevner den daglige syklusen. Hvis atmosfæren ikke eksisterte, ville den daglige temperatursvingningen på jorden nå ±200 °C.
Atmosfæren er ikke bare en livgivende "buffer" mellom verdensrommet og overflaten på planeten vår, en bærer av varme og fuktighet, fotosyntese og energiutveksling, hovedprosessene i biosfæren, skjer også gjennom den. Atmosfæren påvirker naturen og dynamikken til alle eksogene prosesser som skjer i litosfæren (fysisk og kjemisk forvitring, vindaktivitet, naturlig vann, permafrost, isbreer).
Utviklingen av hydrosfæren var også i stor grad avhengig av atmosfæren på grunn av det faktum at vannbalansen og regimet til overflate- og underjordiske bassenger og vannområder ble dannet under påvirkning av nedbør og fordampning. Prosessene i hydrosfæren og atmosfæren er nært beslektet.
Lysbilde 2
Hva er atmosfærisk trykk?
Luft, som alle kropper rundt oss, har masse. Forskere har beregnet at en luftsøyle presser på jordens overflate med en gjennomsnittlig kraft på 1,03 kg per cm².
Lysbilde 3
For første gang ble atmosfærisk trykk målt av den italienske forskeren E. Torricelli ved hjelp av et kvikksølvbarometer. Trykket ble bestemt av høyden på kvikksølvkolonnen i glassrøret, som balanserer den tilsvarende luftsøylen i atmosfæren. Og siden den gang har det vært vanlig å måle atmosfærisk trykk i mmHg.
Lysbilde 4
Nå er det mer moderne barometre, for eksempel aneroidbarometeret.
Lysbilde 5
Hvilket atmosfærisk trykk anses som normalt? Det er generelt akseptert at atmosfærisk trykk målt ved havnivå på midtbreddegrader ved en lufttemperatur på 0°C regnes som normalt og utgjør 760 mmHg.
Lysbilde 6
Hvis avlesningene er lavere eller høyere enn normalt, er det vanlig å si at trykket er redusert (lavt) - betegnet med bokstaven H, eller økt (høyt) - betegnet med bokstaven B.
Lysbilde 7
Så, hva er atmosfærisk trykk?! Atmosfærisk trykk er kraften som luft presser på jordens overflate og på alle legemer som befinner seg på den.
Lysbilde 8
Hva er lufttrykket avhengig av?
Når høyden på området øker, synker trykket. Tross alt, samtidig blir luftsøylen som trykker på jordens overflate mindre. Følgelig, hvis vi går ned i lavlandet, vil trykket øke.
Lysbilde 9
I tillegg, hvis temperaturen på jordens overflate er høy, varmes luften opp, den blir lettere og stiger oppover - trykket synker, og hvis luften avkjøles, blir den tyngre og tettere, noe som betyr at den synker ned - trykket øker.
Lysbilde 10
Hvorfor blåser vinden?
Hva skjer i løpet av dagen: - land, bygninger på det, og fra dem varmes luften opp raskere enn vann; - varm luft stiger over landet; - trykket over land minker; - luften over vannet har ikke tid, trykket er fortsatt høyere enn over landet; - luft fra et område med høyere trykk over vannet har en tendens til å finne sted over land og begynner å bevege seg, og utligner trykket. Konklusjon: Vinden blåste fra havet til land.
Lysbilde 11
Om natten skjer det motsatte, dvs. vinden vil blåse fra land til hav. Landet og luften over det avkjøles raskere, og trykket over landet blir høyere enn over vannet. Vann avkjøles langsommere, og luften over det forblir varm lenger. Den stiger og trykket over havet avtar. En slik vind, som endrer retning to ganger om dagen, kalles en bris.
Lysbilde 12
Foruten brisen er det en annen vind som kalles monsun. Prinsippet for bevegelsesretning er det samme som for en bris, bare i større skala. Den endrer retning 2 ganger i året om vinteren og sommeren. Om sommeren blåser det på land, og om vinteren på havet. Denne vinden kan observeres i Russland - Fjernøsten.