Тропосфера

Тропосфера . самый нижний слой атмосферы Земли — Он содержит 80% общей массы планетарной атмосферы и 99% общей массы водяного пара и аэрозолей , и именно здесь происходит большинство погодных явлений. ^[1] От поверхности планеты Земля средняя высота тропосферы в тропиках составляет 18 км (11 миль; 59 000 футов) ; 17 км (11 миль; 56 000 футов) в средних широтах ; и 6 км (3,7 миль; 20 000 футов) в высоких широтах полярных регионов зимой; таким образом, средняя высота тропосферы составляет 13 км (8,1 мили; 43 000 футов).

Термин «тропосфера» происходит от греческих слов «тропос» (вращающийся) и «сфера» (сфера), указывающих на то, что вращательная турбулентность смешивает слои воздуха и, таким образом, определяет структуру и явления тропосферы. ^[2] Вращательное трение тропосферы о поверхность планеты влияет на поток воздуха и таким образом образует планетарный пограничный слой (PBL), высота которого варьируется от сотен метров до 2 км (1,2 мили; 6600 футов). Показатели PBL различаются в зависимости от широты, формы рельефа и времени суток, когда проводятся метеорологические измерения. На вершине тропосферы находится тропопауза , которая является функциональной атмосферной границей, отделяющей тропосферу от стратосферы . Таким образом, поскольку тропопауза представляет собой инверсионный слой , в котором температура воздуха увеличивается с высотой, температура тропопаузы остается постоянной. ^[2] Слой имеет наибольшую концентрацию азота.

Структура [ править ]

Состав [ править ]

Планетарная атмосфера Земли содержит, помимо других газов, водяной пар и углекислый газ, которые образуют углекислоту в дождевой воде , поэтому ее приблизительный природный pH составляет от 5,0 до 5,5 (слегка кислый). (Вода, отличная от атмосферного водяного пара, выпавшая в виде свежего дождя, например пресная/сладкая/питьевая/речная вода, обычно подвергается воздействию физической среды и может находиться за пределами этого диапазона pH.) Атмосферный водяной пар удерживает в себе взвешенные газы ( не по массе), 78,08 % азота в виде N ₂ , 20,95 % кислорода в виде O ₂ , 0,93 % аргона , примесей газов и переменных количеств конденсирующейся воды (из насыщенного водяного пара ). Любой диоксид углерода, выбрасываемый в атмосферу из источника под давлением, соединяется с водяным паром угольной кислоты и на мгновение снижает pH атмосферы в незначительной степени. При дыхании животных выделяется неравновесная углекислота и небольшое количество других ионов. Сгорание углеводородов, не являющееся химической реакцией, приводит к выбросу в атмосферу углекислой воды в виде; насыщает, конденсат, пар или газ (невидимый пар). При горении могут выделяться твердые частицы (углерод/сажа и зола), а также молекулы, образующие нитриты и сульфиты, которые слегка или вредно снижают атмосферный pH воды в высокоиндустриальных районах, где это классифицируется как загрязнение воздуха и может вызвать явление кислотных дождей. , pH ниже естественного pH 5,56. Негативное воздействие побочных продуктов сгорания, выбрасываемых в атмосферный пар, можно устранить с помощью скрубберов и других физических средств, а уловленные загрязняющие вещества можно переработать в ценный побочный продукт. Источниками атмосферного водяного пара являются водоемы (океаны, моря, озера, реки, болота) и растительность на суше. поверхность планеты , которая увлажняет тропосферу посредством процессов испарения и транспирации соответственно и влияет на возникновение погодных явлений; наибольшая доля водяного пара находится в атмосфере, ближайшей к поверхности Земли. Температура тропосферы понижается на больших высотах за счет инверсионных слоев , возникающих в тропопаузе — границе атмосферы, отделяющей тропосферу от стратосферы . На больших высотах низкая температура воздуха, следовательно, снижает давление насыщенного пара — количество атмосферного водяного пара в верхних слоях тропосферы.

Давление [ править ]

Максимальное давление воздуха (вес атмосферы) наблюдается на уровне моря и уменьшается на большой высоте, поскольку атмосфера находится в гидростатическом равновесии , при котором давление воздуха равно весу воздуха над данной точкой поверхности планеты. Связь между пониженным давлением воздуха и большой высотой можно приравнять плотности жидкости с помощью следующего гидростатического уравнения:

{\frac {dP}{dz}}=-\rho g_{n}=-{\frac {mPg_{n}}{RT}}

где:

g _n — стандартная сила тяжести
ρ — плотность

Температура [ править ]

Поверхность Земли нагревает тропосферу за счет скрытого тепла , теплового излучения и явного тепла .Газовые слои тропосферы менее плотны на географических полюсах и более плотны на экваторе, где средняя высота тропической тропосферы составляет 13 км, что примерно на 7,0 км больше, чем средняя высота полярной тропосферы на географических полюсах (6,0 км); поэтому в тропических широтах происходят избыточный нагрев и вертикальное расширение тропосферы. В средних широтах температура тропосферы снижается от средней температуры 15 ° C (59 ° F) на уровне моря до примерно -55 ° C (-67 ° F) в тропопаузе . На экваторе температура тропосферы снижается от средней температуры 20 ° C (68 ° F) на уровне моря до примерно от -70 до -75 ° C (от -94 до -103 ° F) в тропопаузе. На географических полюсах , в Арктике и Антарктике температура тропосферы снижается от средней температуры 0 ° C (32 ° F) на уровне моря до примерно -45 ° C (-49 ° F) в тропопаузе. ^[4]

Высота [ править ]

Температура тропосферы снижается с увеличением высоты, а скорость снижения температуры воздуха измеряется с помощью коэффициента изменения окружающей среды ( $-dT/dz$ ), который представляет собой числовую разницу между температурой поверхности планеты и температурой тропопаузы, деленную на высоту. Функционально уравнение ELR предполагает, что планетарная атмосфера статична, что нет никакого перемешивания слоев воздуха ни за счет вертикальной атмосферной конвекции , ни за счет ветров, которые могли бы создать турбулентность.

Разница в температуре возникает из-за того, что поверхность планеты поглощает большую часть энергии Солнца, которая затем излучается наружу и нагревает тропосферу (первый слой атмосферы Земли), в то время как излучение поверхностного тепла в верхние слои атмосферы приводит к охлаждению. этого слоя атмосферы. Уравнение ELR также предполагает, что атмосфера статична, но нагретый воздух становится плавучим, расширяется и поднимается вверх. Сухоадиабатический градиент ( DALR ) учитывает эффект расширения сухого воздуха по мере его подъема в атмосферу, а влажноадиабатический градиент (WALR) включает влияние скорости конденсации водяного пара на скорость градиента окружающей среды. .

**Скорость экологических нарушений (ELR)**
Высотный регион	Скорость отклонения	Скорость отклонения
(м)	(°С/км)	(°F / 1000 футов)
0.0 – 11,000	6.50	3.57
11,000 – 20,000	0.0	0.0
20,000 – 32,000	−1.0	−0.55
32,000 – 47,000	−2.8	−1.54
47,000 – 51,000	0.0	0.0
51,000 – 71,000	2.80	1.54
71,000 – 85,000	2.00	1.09

Сжатие и расширение [ править ]

Посылка воздуха поднимается и расширяется из-за более низкого атмосферного давления на больших высотах. Расширение воздушного пакета выталкивает наружу окружающий воздух и передает энергию (в виде работы ) от воздушного пакета в атмосферу. Передача энергии частице воздуха посредством тепла — это медленный и неэффективный обмен энергией с окружающей средой, представляющий собой адиабатический процесс (отсутствие передачи энергии посредством тепла). Поскольку поднимающийся пакет воздуха теряет энергию, воздействуя на окружающую атмосферу, тепловая энергия не передается из атмосферы в пакет воздуха для компенсации потерь тепла. Посылка воздуха теряет энергию по мере достижения большей высоты, что проявляется в понижении температуры воздушной массы. Аналогично обратный процесс происходит в холодном слое воздуха, который сжимается и опускается на поверхность планеты. ^[2]

Сжатие и расширение воздушного пакета — обратимые явления, при которых энергия не передается в воздушный пакет или из него; Сжатие и расширение атмосферы измеряются как изэнтропический процесс ( $dS=0$ ), при котором не происходит изменения энтропии по мере подъема или падения воздушной массы в атмосфере. Поскольку происходит теплообмен ( $dQ=0$ ) связано с изменением энтропии ( $dS$ к $dQ=TdS$ ) уравнение, определяющее температуру воздуха как функцию высоты для смешанной атмосферы: ${\frac {\,dS\,}{dz}}=0$ где $S$ — энтропия. Уравнение изэнтропы утверждает, что энтропия атмосферы не меняется с высотой; адиабатический градиент измеряет скорость, с которой температура уменьшается с высотой в таких условиях.

Влажность [ править ]

Если воздух содержит водяной пар , то охлаждение воздуха может привести к конденсации воды, и воздух больше не функционирует как идеальный газ. Если воздух имеет давление насыщенного пара , то скорость, с которой температура уменьшается с высотой, называется скоростью насыщенного адиабатического градиента . Фактическая скорость, с которой температура снижается с высотой, является скоростью падения температуры в окружающей среде . В тропосфере средняя скорость изменения окружающей среды снижается примерно на 6,5 °C на каждые 1,0 км (1000 м) увеличения высоты. ^[2]Для сухого воздуха, приблизительно идеального газа , уравнение адиабаты имеет вид: $p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{constant}}$ где $\gamma$ – коэффициент теплоемкости ( $\gamma \approx \,$ 7 ⁄ 5 ) для воздуха. Комбинация уравнения для давления воздуха дает сухоадиабатический градиент : ${\frac {\,dT\,}{dz}}=-{\frac {\;mg\;}{R}}{\frac {\;\gamma \,-\,1\;}{\gamma }}=-9.8^{\circ }\mathrm {C/km}$ . ^[5]^[6]

Окружающая среда [ править ]

Степень экологического отступления ( $dT/dz$ ), при котором температура убывает с высотой, обычно не равна адиабатическому градиенту ( $dS/dz\neq 0$ ). Если верхний воздух теплее, чем предсказывает адиабатический градиент ( $dS/dz>0$ ), то поднимающаяся и расширяющаяся порция воздуха достигнет новой высоты с более низкой температурой, чем окружающий воздух. В этом случае воздушная масса плотнее окружающего воздуха и поэтому падает на свою первоначальную высоту как воздушная масса, устойчивая к подъему. Если верхние слои воздуха холоднее, чем предсказывает адиабатический градиент, то, когда воздушная масса поднимется на новую высоту, воздушная масса будет иметь более высокую температуру и меньшую плотность, чем окружающий воздух, и будет продолжать ускоряться и подниматься. ^[2]^[3]

Тропопауза [ править ]

Тропопауза представляет собой пограничный слой атмосферы между тропосферой и стратосферой и определяется путем измерения изменений температуры относительно увеличения высоты в тропосфере и стратосфере. В тропосфере температура воздуха снижается на большой высоте, однако в стратосфере температура воздуха вначале постоянна, а затем увеличивается с высотой. Повышение температуры воздуха на высотах стратосферы является результатом поглощения и удержания озоновым слоем ультрафиолетового (УФ) излучения, которое Земля получает от Солнца. ^[7] Самый холодный слой атмосферы, где скорость градиента температуры меняется от положительной (в тропосфере) до отрицательной (в стратосфере), определяет тропопаузу как инверсионный слой , в котором происходит ограниченное перемешивание слоев воздуха между тропосфера и стратосфера. ^[2]

Атмосферный поток [ править ]

Общий поток атмосферы направлен с запада на восток, который, однако, может прерываться полярными потоками, либо потоком с севера на юг, либо потоком с юга на север, который метеорология описывает как зональный поток и как меридиональный поток. поток. Эти термины используются для описания локализованных областей атмосферы в синоптическом масштабе ; трехячеечная модель более полно объясняет зональные и меридиональные течения планетарной атмосферы Земли.

Трехклеточная модель [ править ]

**Зональный поток:** режим зонального потока указывает на преобладающий поток атмосферы с запада на восток на высоте 500 гПа.

**Меридиональный поток:** Модель меридионального потока от 23 октября 2003 г. показывает усиленные впадины и хребты на высоте 500 гПа.

Трехячеечная модель атмосферы Земли описывает фактическое течение атмосферы с помощью ячейки Хэдли для средних широт для тропических широт, ячейки Феррела и полярной ячейки для описания потока энергии и циркуляции планетарной атмосферы. . Баланс — основополагающий принцип модели — солнечная энергия, поглощаемая Землей за год, равна энергии, излучаемой (теряемой) в космическое пространство. Энергетический баланс Земли не одинаково применим к каждой широте из-за различной силы солнечного света, падающего на каждую из трех атмосферных ячеек, вследствие наклона оси планеты Земля в пределах ее орбиты вокруг Солнца. Возникающая в результате атмосферная циркуляция переносит теплый тропический воздух к географическим полюсам и холодный полярный воздух к тропикам. Эффектом трех ячеек является стремление к равновесию тепла и влаги в планетарной атмосфере Земли. ^[8]

Зональный поток [ править ]

Зональный режим потока — это метеорологический термин, означающий, что общий характер потока направлен с запада на восток вдоль широтных линий Земли, со слабыми короткими волнами, присущими потоку. ^[9] Использование слова «зона» относится к потоку, протекающему вдоль широтных «зон» Земли. Этот узор может деформироваться и, таким образом, стать меридиональным потоком.

Меридиональный поток [ править ]

термин « меридиональный поток Когда зональный поток искривляется, атмосфера может течь в более продольном (или меридиональном) направлении, и таким образом возникает ». Меридиональные структуры течения характеризуются сильными, усиленными впадинами низкого давления и хребтами высокого давления, при этом в общей схеме больше потоков с севера на юг, чем с потоком с запада на восток. ^[10]

См. также [ править ]

Ссылки [ править ]

^ «Тропосфера». Краткая энциклопедия науки и технологий . МакГроу-Хилл. 1984. В ней [тропосфере] содержится около четырех пятых массы всей атмосферы.
↑ Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Дэниэлсон В., Левин Дж., Абрамс Э. (2003). Метеорология . МакГроу Хилл.
↑ Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б Ландау и Лифшиц, Механика жидкости , Пергамон, 1979 г.
^ Лидольф, Пол Э. (1985). Климат Земли . Rowman and Littlefield Publishers Inc. с. 12.
^ Киттель С., Кремер Х. (1980). Теплофизика . Фриман. глава 6, задача 11.
^ Ландау Л.Д., Лифшиц Э.М. (1980). Статистическая физика . Часть 1. Пергам.
^ «Стратосфера — Обзор» . Университетская корпорация атмосферных исследований. Архивировано из оригинала 29 мая 2018 года . Проверено 25 июля 2018 г.
^ «Метеорология – MSN Encarta, «Поток энергии и глобальная циркуляция» » . Encarta.Msn.com. Архивировано из оригинала 28 октября 2009 г. Проверено 13 октября 2006 г.
^ «Глоссарий Американского метеорологического общества – Зональный поток» . Allen Press Inc., июнь 2000 г. Архивировано из оригинала 13 марта 2007 г. Проверено 3 октября 2006 г.
^ «Глоссарий Американского метеорологического общества – Меридиональный поток» . Allen Press Inc., июнь 2000 г. Архивировано из оригинала 26 октября 2006 г. Проверено 3 октября 2006 г.

Внешние ссылки [ править ]

«Слои атмосферы» . Национальная метеорологическая служба США. Архивировано из оригинала 13 мая 2017 г.
Химические реакции в атмосфере

[1] «Тропосфера». Краткая энциклопедия науки и технологий . МакГроу-Хилл. 1984. В ней [тропосфере] содержится около четырех пятых массы всей атмосферы.

[DLA-2] Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Дэниэлсон В., Левин Дж., Абрамс Э. (2003). Метеорология . МакГроу Хилл.

[LL-3] Перейти обратно: Перейти обратно: ^а ^б Ландау и Лифшиц, Механика жидкости , Пергамон, 1979 г.

[ZonalFlowDef-4] Лидольф, Пол Э. (1985). Климат Земли . Rowman and Littlefield Publishers Inc. с. 12.

[5] Киттель С., Кремер Х. (1980). Теплофизика . Фриман. глава 6, задача 11.

[LL1-6] Ландау Л.Д., Лифшиц Э.М. (1980). Статистическая физика . Часть 1. Пергам.

[ucarOverview-7] «Стратосфера — Обзор» . Университетская корпорация атмосферных исследований. Архивировано из оригинала 29 мая 2018 года . Проверено 25 июля 2018 г.

[ThreecellEncarta-8] «Метеорология – MSN Encarta, «Поток энергии и глобальная циркуляция» » . Encarta.Msn.com. Архивировано из оригинала 28 октября 2009 г. Проверено 13 октября 2006 г.

[ZonalFlowDef2-9] «Глоссарий Американского метеорологического общества – Зональный поток» . Allen Press Inc., июнь 2000 г. Архивировано из оригинала 13 марта 2007 г. Проверено 3 октября 2006 г.

[MeridonialFlow-10] «Глоссарий Американского метеорологического общества – Меридиональный поток» . Allen Press Inc., июнь 2000 г. Архивировано из оригинала 26 октября 2006 г. Проверено 3 октября 2006 г.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

v т и Атмосфера Земли
Troposphere Stratosphere Mesosphere Thermosphere Exosphere
Tropopause Stratopause Mesopause Thermopause / Exobase
Ozone layer Turbopause Ionosphere