Тропосфера

Вырисовывается силуэт космического корабля " Индевор" на фоне атмосферы. Оранжевый слой - это тропосфера, белый слой - это стратосфера , а синий слой - это мезосфера . ^[1] (Шаттл на самом деле движется по орбите на высоте более 320 км (200 миль), что намного выше всех трех слоев).

Тропосфера самый низкий слой атмосферы Земли , а также , где почти все погодные условия имеют место. Он содержит 75% от атмосферы «ы массы и 99% от общей массы водяного пара и аэрозолей . ^[2] Средняя высота тропосферы составляет 18 км (11 миль; 59 000 футов) в тропиках , 17 км (11 миль; 56 000 футов) в средних широтах и 6 км (3,7 миль; 20000 футов) в полярных регионах. регионы зимой. Общая средняя высота тропосферы составляет 13 км (43000 футов).

Самая нижняя часть тропосферы, где трение о поверхность Земли влияет на воздушный поток, - это пограничный слой планеты . Глубина этого слоя обычно составляет от нескольких сотен метров до 2 км (1,2 мили; 6600 футов) в зависимости от рельефа и времени суток. Поверх тропосферы находится тропопауза , которая является границей между тропосферой и стратосферой . Тропопауза представляет собой инверсионный слой , в котором температура воздуха перестает понижаться с высотой и остается постоянной по всей толщине. ^[3]

Слово « тропосфера» происходит от греческого « тропос» (что означает «поворот, поворот, изменение») и сфера (как на Земле), что отражает тот факт, что вращательное турбулентное перемешивание играет важную роль в структуре и поведении тропосферы. Большинство явлений, связанных с повседневной погодой, происходит в тропосфере. ^[3]

Диаграмма, показывающая пять основных слоев атмосферы Земли: экзосфера , термосфера , мезосфера , стратосфера и тропосфера. Слои масштабируются. Расстояние от поверхности Земли до верха стратосферы (50 км) составляет чуть менее 1% радиуса Земли.

Структура давления и температуры [ править ]

Состав [ править ]

По объему сухой воздух содержит 78,08% азота , 20,95% кислорода , 0,93% аргона , 0,04% углекислого газа и небольшое количество других газов. Воздух также содержит переменное количество водяного пара . За исключением содержания водяного пара, состав тропосферы практически однороден. ^{[ необходима цитата ]} Источник водяного пара находится на поверхности Земли в процессе испарения . Температура тропосферы понижается с высотой . И давление насыщенного парасильно уменьшается при понижении температуры. Следовательно, количество водяного пара, которое может существовать в атмосфере, сильно уменьшается с высотой, и доля водяного пара обычно наибольшая у поверхности Земли.

Давление [ править ]

Атмосферное давление максимально на уровне моря и уменьшается с высотой. Это потому, что атмосфера почти находится в гидростатическом равновесии, так что давление равно весу воздуха над данной точкой. Изменение давления с высотой можно приравнять к плотности с помощью уравнения гидростатики ^[4]

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

куда:

• g _n - стандартная сила тяжести
• ρ - плотность

• z - высота
• P - давление
• R - газовая постоянная
• T - термодинамическая (абсолютная) температура
• m - молярная масса

Поскольку температура в принципе также зависит от высоты, необходимо второе уравнение для определения давления как функции высоты, как обсуждается в следующем разделе.

Температура [ править ]

Температура тропосферы обычно уменьшается с увеличением высоты. Скорость снижения температуры называется погрешностью в окружающей среде (ELR). ELR - это не что иное, как разница температур между поверхностью и тропопаузой, деленная на высоту. ELR предполагает, что воздух совершенно неподвижен, то есть нет перемешивания слоев воздуха из-за вертикальной конвекции или ветров, которые могли бы создать турбулентность и, следовательно, перемешивание слоев воздуха. Причина такой разницы температур в том, что земля поглощает большую часть солнечной энергии, которая затем нагревает нижние уровни атмосферы, с которыми она контактирует. Между тем, тепловое излучение в верхней части атмосферы приводит к охлаждению этой части атмосферы.${\ displaystyle -dT / dz}$

ELR предполагает, что атмосфера неподвижна, но когда воздух нагревается, он становится плавучим и поднимается вверх. Скорость адиабатического градиента в сухом состоянии учитывает эффект расширения сухого воздуха по мере его подъема в атмосфере, а скорости адиабатического градиента во влажном состоянии включают влияние конденсации водяного пара на скорость градиента.

Когда пакет воздуха поднимается, он расширяется, потому что давление ниже на больших высотах. По мере того, как воздушный пакет расширяется, он выталкивает окружающий воздух наружу, передавая энергию в виде работы от этого пакета в атмосферу. Поскольку передача энергии частицу воздуха посредством тепла происходит очень медленно, предполагается, что обмен энергией посредством тепла с окружающей средой не происходит. Такой процесс называется адиабатическим.(нет передачи энергии за счет тепла). Поскольку поднимающийся пакет воздуха теряет энергию, поскольку он воздействует на окружающую атмосферу, и никакая энергия не передается ему в виде тепла из атмосферы, чтобы восполнить потерю, этот пакет воздуха теряет энергию, что проявляется в ее уменьшении. по температуре воздушной посылки. Обратное, конечно, будет верно для пакета воздуха, который тонет и сжимается. ^[3]

Поскольку процесс сжатия и расширения воздушной посылки можно считать обратимым и энергия не передается внутрь посылки или из нее, такой процесс считается изэнтропическим , что означает отсутствие изменения энтропии при подъеме и опускании воздушной посылки. . Поскольку теплообмен связан с изменением энтропии на , уравнение, определяющее температуру как функцию высоты для тщательно перемешанной атмосферы, имеет вид ${\ displaystyle dS = 0}$${\ displaystyle dQ = 0}$${\ displaystyle dS}$${\ displaystyle dQ = TdS}$

${\ displaystyle {\ frac {\, dS \,} {dz}} = 0}$

где S - энтропия . Приведенное выше уравнение утверждает, что энтропия атмосферы не изменяется с высотой. Скорость, с которой температура уменьшается с высотой в таких условиях, называется адиабатическим градиентом .

Для сухого воздуха, который является примерно идеальным газом , мы можем продолжить. Уравнение адиабаты для идеального газа имеет вид ^[5]

${\ Displaystyle п (z) {\ Bigl [} T (z) {\ Bigr]} ^ {- {\ frac {\ gamma} {\, \ gamma \, - \, 1 \,}}} = {\ текст {константа}}}$

где это показатель адиабаты ( ⁷ / ₅ , воздух). Объединение с уравнением для давления, приходит к сухому адиабатический градиенту , ^[6]${\ displaystyle \ gamma}$${\ Displaystyle \ гамма \ приблизительно \,}$

${\ displaystyle {\ frac {\, dT \,} {dz}} = - {\ frac {\; mg \;} {R}} {\ frac {\; \ gamma \, - \, 1 \;} {\ gamma}} = - 9,8 ^ {\ circ} \ mathrm {C / км}}$

Если воздух содержит водяной пар , то охлаждение воздуха может вызвать конденсацию воды, и поведение больше не будет таким, как у идеального газа. Если воздух находится под давлением насыщенного пара , то скорость, с которой температура падает с высотой, называется адиабатическим градиентом насыщения . В более общем смысле фактическая скорость падения температуры с высотой называется погрешностью в окружающей среде . В тропосфере средняя погрешность в окружающей среде - это падение примерно на 6,5 ° C на каждый 1 км (1000 метров) увеличения высоты. ^[3]

Интенсивность градиента окружающей среды (фактическая скорость, с которой температура падает с высотой ) обычно не равна адиабатической скорости градиента (или, соответственно, ). Если верхний воздух теплее, чем прогнозируется по адиабатическому градиенту ( ), то, когда пакет воздуха поднимается и расширяется, он достигнет новой высоты с более низкой температурой, чем его окружение. В этом случае пакет с воздухом более плотный, чем его окружение, поэтому он опускается до своей исходной высоты, и воздух устойчив к подъему. Если, наоборот, верхний воздух холоднее, чем прогнозируется по адиабатическому градиенту, то, когда воздушный шарик поднимается на новую высоту, он будет иметь более высокую температуру и более низкую плотность, чем его окружение, и продолжит ускоряться вверх. ^{[3] [4]}${\ displaystyle dT / dz}$${\displaystyle dS/dz\neq 0}$${\displaystyle dS/dz>0}$

Тропосфера нагревается снизу скрытой теплотой , длинноволновым излучением и явным теплом . Избыточный нагрев и вертикальное расширение тропосферы происходит в тропиках. В средних широтах температура тропосферы снижается в среднем от 15 ° C (59 ° F ) на уровне моря до примерно -55 ° C (-67 ° F ) в тропопаузе . На полюсах температура тропосферы только снижается в среднем от 0 ° C (32 ° F ) на уровне моря до примерно -45 ° C (-49 ° F ) в тропопаузе. На экваторе температура тропосферы снижается в среднем с 20 ° C (68 ° F) на уровне моря примерно от -70 ° C до -75 ° C (от -94 до -103 ° F ) в тропопаузе. Тропосфера тоньше на полюсах и толще на экваторе. Средняя толщина тропической тропосферы примерно на 7 километров больше средней толщины тропосферы на полюсах. ^[7]

Тропопауза [ править ]

Тропопауза - это пограничная область между тропосферой и стратосферой .

Измерение изменения температуры с высотой в тропосфере и стратосфере позволяет определить местоположение тропопаузы. В тропосфере температура понижается с высотой. Однако в стратосфере температура какое-то время остается постоянной, а затем увеличивается с высотой. Этот самый холодный слой атмосферы, где градиент изменяется с положительного (в тропосфере) на отрицательный (в стратосфере), определяется как тропопауза. ^[3] Таким образом, тропопауза представляет собой инверсионный слой , и между двумя слоями атмосферы существует небольшое перемешивание.

Атмосферный поток [ править ]

Поток атмосферы обычно движется с запада на восток. Однако это часто может прерываться, создавая поток с севера на юг или с юга на север. Эти сценарии часто описываются в метеорологии как зональные или меридиональные. Эти термины, однако, обычно используются для обозначения локализованных областей атмосферы (в синоптическом масштабе ). Более полное объяснение потока атмосферы вокруг Земли в целом можно найти в трехъячеечной модели.

Зональный поток [ править ]

Режим зонального потока является метеорологический термин , означающий , что общая картина течения с запада на восток вдоль широты линий Земли, со слабой радиоволны встраивается в поток. ^[8] Использование слова «зона» относится к потоку, протекающему вдоль широтных «зон» Земли. Этот узор может искривляться и превращаться в меридиональный поток.

Меридиональный поток [ править ]

Когда зональный поток искажается, атмосфера может течь в более продольном (или меридиональном) направлении, и поэтому возникает термин « меридиональный поток ». Меридиональные схемы потока характеризуются сильными, усиленными впадинами низкого давления и гребнями высокого давления, с более выраженным потоком с севера на юг в общей структуре, чем с течением с запада на восток. ^[9]

Трехэлементная модель [ править ]

Трехэлементная модель атмосферы пытается описать реальный поток атмосферы Земли в целом. Он делит Землю на тропическую ( ячейка Хэдли ), среднеширотную ( ячейка Ферреля ) и полярную ( полярная ячейка).) регионов, чтобы описать поток энергии и глобальную циркуляцию атмосферы (массовый расход). Его фундаментальный принцип - принцип баланса - энергия, которую Земля поглощает от Солнца каждый год, равна энергии, которую она теряет в космос из-за излучения. Этот общий энергетический баланс Земли, однако, не применяется на каждой широте из-за различной силы солнца в каждой «ячейке» в результате наклона оси Земли относительно ее орбиты. Результатом является циркуляция атмосферы, которая переносит теплый воздух к полюсу от тропиков и холодный воздух к экватору от полюсов. Эффект трех ячеек - это тенденция к выравниванию тепла и влаги в атмосфере Земли вокруг планеты . ^[10]

Наблюдения и концепции синоптического масштаба [ править ]

Принуждение [ править ]

Принуждение - это термин, используемый метеорологами для описания ситуации, когда изменение или событие в одной части атмосферы вызывает усиление изменений в другой части атмосферы. Обычно он используется для описания связей между верхним, средним или нижним уровнями (например, дивергенция верхнего уровня, вызывающая конвергенцию нижнего уровня при формировании циклона), но также для описания таких соединений на боковом расстоянии, а не только по высоте. В некоторых отношениях телесоединения можно рассматривать как разновидность принуждения.

Расхождение и конвергенция [ править ]

Зона конвергенции - это зона, в которой общая масса воздуха увеличивается со временем, что приводит к увеличению давления в местах ниже уровня конвергенции (напомним, что атмосферное давление - это всего лишь общий вес воздуха над данной точкой). Дивергенция противоположна конвергенции - это область, в которой общая масса воздуха уменьшается со временем, что приводит к падению давления в областях, находящихся ниже области дивергенции. Если в верхних слоях атмосферы происходит расхождение, воздух будет входить, чтобы попытаться уравновесить чистую потерю массы (это называется принципом сохранения массы), и в результате будет движение вверх (положительная вертикальная скорость). Другой способ заявить об этом - сказать, что области дивергенции верхних слоев воздуха способствуют конвергенции нижних уровней, образованию циклонов и положительной вертикальной скорости. Следовательно,Выявление областей дивергенции верхних слоев воздуха является важным шагом в прогнозировании формирования приземной области низкого давления.

См. Также [ править ]

• Струйный поток
• Пассаты

Ссылки [ править ]

Внешние ссылки [ править ]

Найдите тропосферу в Викисловаре, бесплатном словаре.

• Национальная метеорологическая служба США - слои атмосферы
• Химические реакции в атмосфере