Тропосфера

Самый нижний слой атмосферы Земли

Изображение тропосферы Земли с различными типами облаков на малых и больших высотах, отбрасывающими тени. Солнечный свет отражается от океана после того, как на закате он фильтруется в красноватый свет, проходя через большую часть тропосферы. Вышележащую стратосферу можно увидеть на горизонте как полосу характерного свечения голубого рассеянного солнечного света.

Атмосферная циркуляция: трехячеечная модель циркуляции планетарной атмосферы Земли, самым нижним слоем которой является тропосфера .

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы Земли . Он содержит 75% 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 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; 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), что указывает на то, что вращательная турбулентность перемешивает 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.

Атмосфера Земли состоит из пяти слоев:
(i) экзосфера высотой более 600 км;
(ii) термосфера на высоте 600 км;
(iii) мезосфера 95–120 км;
(iv) стратосфера на высоте 50–60 км; и
(v) тропосфера на высоте 8–15 км.
Расстояние от поверхности планеты до края стратосферы составляет ±50 км, что составляет менее 1,0% радиуса Земли.

Структура тропосферы

Состав

В планетарной атмосфере Земли объем сухого воздуха состоит из 78,08% азота , 20,95% кислорода , 0,93% аргона , 0,04% углекислого газа , малых газов и переменного количества водяного пара . Источниками атмосферного водяного пара являются водоемы (океаны, моря, озера, реки, болота) и растительность на поверхности планеты , которые увлажняют тропосферу за счет процессов испарения и транспирации соответственно и влияют на возникновение погоды. явления; 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

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:

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

где:

• g _n — стандартная сила тяжести
• ρ — плотность

• z - высота
• P - давление
• R — газовая постоянная
• T — термодинамическая (абсолютная) температура.
• m – молярная масса ^[3]

Температура

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°C 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 (-45F) в тропопаузе. ^[4]

Высота

Температура тропосферы снижается с увеличением высоты, а скорость снижения температуры воздуха измеряется с помощью коэффициента изменения окружающей среды ( ), 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 ветров, которые могли бы создать турбулентность. ${\displaystyle -dT/dz}$

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 . .

Сжатие и расширение

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 ( ), при котором не происходит изменения энтропии по мере того, как воздушный пакет поднимается или опускается в атмосфере. Поскольку теплообмен ( ) связан с изменением энтропии ( by ), уравнение, определяющее температуру воздуха как функцию высоты для смешанной атмосферы, имеет следующий вид: 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. ${\displaystyle dS=0}$ ${\displaystyle dQ=0}$ ${\displaystyle dS}$ ${\displaystyle dQ=TdS}$ ${\displaystyle {\frac {\,dS\,}{dz}}=0}$

Влажность

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: где – коэффициент теплоемкости ( 7 ⁄ 5 ) для воздуха. Комбинация уравнений для давления воздуха дает сухоадиабатический градиент : . ^{[5] [6]} ${\displaystyle p(z){\Bigl [}T(z){\Bigr ]}^{-{\frac {\gamma }{\,\gamma \,-\,1\,}}}={\text{constant}}}$ ${\displaystyle \gamma }$ ${\displaystyle \gamma \approx \,}$ ${\displaystyle {\frac {\,dT\,}{dz}}=-{\frac {\;mg\;}{R}}{\frac {\;\gamma \,-\,1\;}{\gamma }}=-9.8^{\circ }\mathrm {C/km} }$

Среда

Скорость изменения температуры окружающей среды ( ), при которой температура уменьшается с высотой, обычно не равна адиабатической скорости падения температуры ( ). Если верхние слои воздуха теплее, чем предсказывает адиабатический градиент ( ), то поднимающийся и расширяющийся пакет 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]} ${\displaystyle dT/dz}$ ${\displaystyle dS/dz\neq 0}$ ${\displaystyle dS/dz>0}$

Тропопауза

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 изменения температуры меняется от положительной (в тропосфере) до отрицательной (в стратосфере), определяет местонахождение и идентифицирует тропопаузу как инверсионный слой , в котором ограничено перемешивание слоев воздуха. происходит между тропосферой и стратосферой. ^[2]

Атмосферный поток

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

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.

Трехъячеечная модель атмосферы Земли описывает фактический поток атмосферы с помощью ячейки Хэдли для тропических широт, ячейки Феррела для средних широт 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

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, проходящему вдоль широтных «зон» Земли. Этот узор может деформироваться и, таким образом, стать меридиональным потоком.

Меридиональный поток

Когда зональный поток искривляется, атмосфера может течь в более продольном (или меридиональном) направлении, и таким образом возникает термин « меридиональный поток ». 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]

Смотрите также

• Реактивный поток
• Пассаты

Рекомендации

1. «Тропосфера». Краткая энциклопедия науки и технологий . МакГроу-Хилл. 1984. В ней [тропосфере] содержится около четырех пятых массы всей атмосферы.
2. Дэниэлсон В., Левин Дж., Абрамс Э. (2003). Метеорология . МакГроу Хилл.
3. Ландау и Лифшиц, Механика жидкости , Пергамон, 1979.
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.
6. Ландау Л.Д., Лифшиц Э.М. (1980). Статистическая физика . Часть 1. Пергам.
7. «Стратосфера — Обзор». scied.ucar.edu . Университетская корпорация атмосферных исследований. Архивировано из оригинала 29 мая 2018 года . Проверено 25 июля 2018 г.
8. «Метеорология - MSN Encarta, «Поток энергии и глобальная циркуляция»» . Encarta.Msn.com. Архивировано из оригинала 28 октября 2009 г. Проверено 13 октября 2006 г.
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.
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.

Внешние ссылки

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