Тропосфера

Самый нижний слой атмосферы Земли

Изображение тропосферы Земли с различными типами облаков от низких до высоких высот, отбрасывающих тени. Солнечный свет отражается от океана, после того как он был отфильтрован в красноватый свет, пройдя через большую часть тропосферы на закате. Вышележащая стратосфера может быть видна на горизонте как полоса ее характерного свечения голубого рассеянного солнечного света.

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

Тропосфера — самый нижний слой атмосферы Земли . Она содержит 80% от общей массы планетарной атмосферы и 99% от общей массы водяного пара и аэрозолей , и является местом, где 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 мили; 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 tropos (вращающийся) и sphaira (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). Размеры PBL варьируются в зависимости от широты, рельефа и времени суток, когда проводятся метеорологические измерения. Над тропосферой находится тропопауза , которая является функциональной границей атмосферы, отделяющей тропосферу от стратосферы . Таким образом, поскольку тропопауза является инверсионным слоем , в котором температура воздуха увеличивается с высотой, температура тропопаузы остается постоянной. ^[2] Этот слой имеет самую большую концентрацию азота.

Атмосфера Земли состоит из пяти слоев:
(i) экзосфера на высоте 600+ км;
(ii) термосфера на высоте 600 км;
(iii) мезосфера на высоте 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

Состав

Атмосфера планеты Земля содержит, помимо других газов, водяной пар и углекислый газ, которые производят углекислоту в дождевой воде , которая, таким образом, имеет приблизительный естественный pH от 5,0 до 5,5 (слегка кислая). (Вода, отличная от атмосферного водяного пара, выпавшего в виде свежего дождя, например, пресная/пресная/питьевая/речная вода, обычно подвержена влиянию физической среды и может не находиться в этом диапазоне pH.) Атмосферный водяной пар содержит в себе взвешенные газы (не по массе), 78,08% азота в виде N ₂ , 20,95% кислорода в виде O ₂ , 0,93% аргона , следовые газы и переменное количество конденсирующейся воды (из насыщенного водяного пара). Любой углекислый газ, выбрасываемый в атмосферу из источника под давлением, соединяется с водяным паром угольной кислоты и на мгновение снижает атмосферный pH на незначительные величины. Дыхание животных высвобождает из равновесия угольную кислоту и низкие уровни других ионов. Сгорание углеводородов, которое не является химической реакцией, выбрасывает в атмосферу углекислую воду в виде: насыщенных, конденсированных, паровых или газообразных веществ (невидимый пар). Сгорание может выбрасывать твердые частицы (углерод/сажа и зола), а также молекулы, образующие нитриты и сульфиты, которые будут снижать атмосферный pH воды незначительно или вредно в высокоиндустриальных районах, где это классифицируется как загрязнение воздуха и может создавать явления кислотных дождей, pH ниже естественного pH5,56. Отрицательные эффекты побочных продуктов сгорания, выбрасываемых в атмосферный пар, могут быть устранены с помощью скрубберных башен и других физических средств, уловленные загрязняющие вещества могут быть переработаны в ценный побочный продукт. Источниками атмосферного водяного пара являются водоемы (океаны, моря, озера, реки, болота) и растительность на поверхности планеты , которые увлажняют тропосферу посредством процессов испарения и транспирации соответственно, и которые влияют на возникновение погодных явлений; Наибольшая доля водяного пара находится в атмосфере, ближайшей к поверхности Земли. Температура тропосферы уменьшается на большой высоте из-за инверсионных слоев , которые возникают в тропопаузе , которая является атмосферной границей, отделяющей тропосферу от стратосферы . На больших высотах низкая температура воздуха, следовательно, уменьшает давление насыщенного пара , количество атмосферного водяного пара в верхней тропосфере.

Давление

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

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

где:

• g _n — стандартная гравитация
• ρ — плотность

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

Температура

Поверхность планеты Земля нагревает тропосферу посредством скрытого тепла , теплового излучения и явного тепла . Газовые слои тропосферы менее плотные на географических полюсах и более плотные на экваторе, где средняя высота тропической тропосферы составляет 13 км, что примерно на 7,0 км больше средней высоты полярной тропосферы на географических полюсах в 6,0 км; поэтому в тропических широтах происходит избыточное нагревание 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) на тропопаузе . На экваторе тропосферные температуры уменьшаются от средней температуры 20 °C (68 °F) на уровне моря до приблизительно −70 до −75 °C (−94 до −103 °F) в тропопаузе. На географических полюсах , в Арктике и Антарктике тропосферные температуры уменьшаются от средней температуры 0 °C (32 °F) на уровне моря до приблизительно −45 °C (−49 °F) в тропопаузе. ^[4]

Высота

Температура тропосферы уменьшается с увеличением высоты, а скорость уменьшения температуры воздуха измеряется с помощью скорости изменения температуры окружающей среды (Environmental Lapse Rate, ), которая представляет собой численную разницу между температурой поверхности планеты и температурой тропопаузы, деленную на высоту. Функционально уравнение ELR предполагает, что планетарная атмосфера статична, что нет перемешивания слоев воздуха ни вертикальной атмосферной конвекцией , ни ветрами, которые могли бы создать турбулентность. ${\displaystyle -dT/dz}$

Разница в температуре возникает из-за того, что поверхность планеты поглощает большую часть энергии от 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. Сухой адиабатический градиент (DALR) учитывает эффект расширения сухого воздуха по мере его подъема в атмосфере, а влажный адиабатический градиент (WALR) включает эффект скорости конденсации водяного пара на падение температуры окружающей среды.

Сжатие и расширение

Часть воздуха поднимается и расширяется из-за более низкого атмосферного давления на больших высотах. Расширение части воздуха выталкивает наружу окружающий воздух и передает энергию (в виде работы ) от части воздуха в атмосферу. Передача энергии части воздуха посредством тепла является медленным и неэффективным обменом энергией с окружающей средой, что является адиабатическим процессом (без передачи энергии посредством тепла). Поскольку поднимающаяся часть воздуха теряет энергию, пока она воздействует на окружающую атмосферу, тепловая энергия не передается из атмосферы в часть воздуха для компенсации потери тепла. Часть воздуха теряет энергию по мере достижения большей высоты, что проявляется в снижении температуры воздушной массы. Аналогично, обратный процесс происходит внутри холодной части воздуха, которая сжимается и опускается к поверхности планеты. ^[2]

Сжатие и расширение воздушного пакета являются обратимыми явлениями, в которых энергия не передается в воздушный пакет или из него; атмосферное сжатие и расширение измеряются как изоэнтропический процесс ( ), в котором не происходит никакого изменения энтропии по мере того, как воздушный пакет поднимается или опускается в атмосфере. Поскольку теплообмен ( ) связан с изменением энтропии ( с помощью ), уравнение, регулирующее температуру воздуха как функцию высоты для смешанной атмосферы, имеет вид: где S — энтропия. Изоэнтропическое уравнение утверждает, что энтропия атмосферы не изменяется 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 будет функционировать как идеальный газ. Если воздух находится под давлением насыщенного пара , то скорость, с которой температура уменьшается с высотой, называется насыщенным адиабатическим градиентом . Фактическая скорость, с которой температура уменьшается с высотой, называется градиентом окружающей среды . В тропосфере средний градиент окружающей среды составляет уменьшение примерно на 6,5 °C на каждые 1,0 км (1000 м) увеличения высоты. ^[2] Для сухого воздуха, приблизительно идеального газа , адиабатическое уравнение имеет вид: где - отношение теплоемкости ( 7 ⁄ 5 ) для воздуха. Сочетание уравнения для давления воздуха дает сухой адиабатический 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 адиабатическому градиенту ( ). Если верхний воздух теплее, чем предсказывает адиабатический градиент ( ), то поднимающаяся и расширяющаяся порция воздуха достигнет новой высоты при более низкой температуре, чем окружающий воздух. В этом случае воздушная порция плотнее окружающего воздуха и поэтому падает обратно на свою первоначальную высоту как воздушная масса, которая устойчива к подъему. Если верхний воздух холоднее, чем предсказывает адиабатический градиент, то, когда воздушная порция поднимается 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 — это атмосферный пограничный слой между тропосферой и стратосферой , который определяется путем измерения изменений температуры относительно увеличения высоты в тропосфере и стратосфере. В тропосфере температура воздуха уменьшается на большой высоте, однако в стратосфере температура воздуха изначально постоянна, а затем увеличивается с высотой. Увеличение температуры воздуха на стратосферных высотах происходит из-за поглощения и удержания озоновым слоем ультрафиолетового (УФ) излучения, которое Земля получает от Солнца. ^[7] Самый холодный слой атмосферы, где вертикальный градиент температуры изменяется с положительного значения (в тропосфере) на отрицательное (в стратосфере), определяет и идентифицирует тропопаузу как инверсионный слой , в котором происходит ограниченное перемешивание воздушных слоев 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. Термины используются для описания локализованных областей атмосферы в синоптическом масштабе ; трехъячеечная модель более полно объясняет зональные и меридиональные потоки планетарной атмосферы Земли.

Модель из трех ячеек

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

Меридиональный поток: Модель меридионального потока 23 октября 2003 года демонстрирует усиленные ложбины и гребни на высоте 500 гПа.

Трехъячеечная модель атмосферы Земли описывает фактический поток атмосферы с ячейкой Хэдли тропической широты, ячейкой Ферреля средней широты и полярной ячейкой для описания потока энергии и циркуляции планетарной атмосферы. Баланс является основополагающим принципом модели — солнечная энергия, поглощаемая Землей за год, равна энергии, излучаемой (теряемой) в космическое пространство. Энергетический баланс Земли не одинаково применяется к каждой широте из-за различной силы солнечного света, который падает на каждую из трех атмосферных ячеек, вследствие наклона оси планеты Земля в пределах ее орбиты Солнца. Результирующая атмосферная циркуляция переносит теплый тропический воздух к географическим полюсам и холодный полярный воздух к тропикам. Эффект трех ячеек заключается в тенденции к равновесию тепла и влаги в планетарной атмосфере Земли. ^[8]

Зональный поток

Зональный режим течения — это метеорологический термин, означающий, что общая картина течения направлена ​​с запада на восток вдоль линий широты Земли, со слабыми короткими волнами, встроенными в течение. ^[9] Использование слова «зона» относится к течению, происходящему вдоль широтных «зон» Земли. Эта картина может изгибаться и, таким образом, становиться меридиональным течением.

Меридиональный поток

Когда зональный поток изгибается, атмосфера может течь в более продольном (или меридиональном) направлении, и таким образом возникает термин « меридиональный поток ». Модели меридионального потока характеризуются сильными, усиленными ложбинами низкого давления и хребтами высокого давления, с большим потоком с севера на юг в общей картине, чем с запада на восток. ^[10]

Смотрите также

• Струйное течение
• Пассаты

Ссылки

1. «Тропосфера». Краткая энциклопедия науки и технологий . McGraw-Hill. 1984. Она [тропосфера] содержит около четырех пятых массы всей атмосферы.
2. Danielson W, Levin J, Abrams E (2003). Метеорология . McGraw Hill.
3. Ландау и Лифшиц, Механика жидкости , Пергам, 1979
4. Лидольф, Пол Э. (1985). Климат Земли . Rowman and Littlefield Publishers Inc., стр. 12.
5. Киттель С, Кремер Х (1980). Тепловая физика . Фримен. Глава 6, задача 11.
6. Ландау Л. Д., Лифшиц Е. М. (1980). Статистическая физика . Часть 1. Пергам.
7. "Стратосфера — Обзор". University Corporation for Atmospheric Research. Архивировано из оригинала 29 мая 2018 года . Получено 25 июля 2018 года .
8. "Метеорология – MSN Encarta, "Поток энергии и глобальная циркуляция"". Encarta.Msn.com. Архивировано из оригинала 2009-10-28 . Получено 2006-10-13 .
9. "Глоссарий Американского метеорологического общества – Зональный поток". Allen Press Inc. Июнь 2000 г. Архивировано из оригинала 2007-03-13 . Получено 2006-10-03 .
10. "Глоссарий Американского метеорологического общества – Меридиональный поток". Allen Press Inc. Июнь 2000 г. Архивировано из оригинала 2006-10-26 . Получено 2006-10-03 .

Внешние ссылки

• "Слои атмосферы". Национальная метеорологическая служба США. Архивировано из оригинала 2017-05-13.
• Химические реакции в атмосфере