Тропосфера

редактировать
Самый нижний слой атмосферы Земли Space Shuttle Endeavour на фоне атмосферы. Оранжевый слой - это тропосфера, белый слой - это стратосфера, а синий слой - это мезосфера. (На самом деле шаттл движется по орбите на высоте более 320 км (200 миль), намного выше всех трех слоев.)

тропосфера - самый нижний слой атмосферы Земли, а также там выполняются почти все погодные условия. Он содержит 75% от массы атмосферы и 99% от общей массы водяного пара и аэрозолей. Средняя высота тропосферы составляет 18 км (11 миль; 59000 футов) в тропиках, 17 км (11 миль; 56000 футов) в средних широтах и 6 км ( 3,7 миль; 20000 футов) в полярных регионах зимой. Общая средняя высота тропосферы составляет 13 км (8,1 миль; 43000 футов).

Самая нижняя часть тропосферы, где трение с поверхностью 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 формы рельефа и времени суток. Поверх тропосферы находится тропопауза, которая является границей между тропосферой и стратосферой. Тропопауза - это инверсионный слой, где температура воздуха перестает понижаться с высотой и остается постоянной по всей толщине.

Слово тропосфера происходит от греческого тропосферного (что означает «повернуть, повернуть к, изменить») 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.

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.

Содержание

  • 1 Структура давления и температуры
    • 1.1 Состав
    • 1.2 Давление
    • 1.3 Температура
    • 1,4 Тропопауза
  • 2 Атмосферный поток
    • 2,1 Зональный поток
    • 2,2 Меридиональный поток
    • 2.3 Трехэлементная модель
  • 3 Наблюдения и концепции синоптического масштаба
    • 3.1 Принуждение
    • 3.2 Дивергенция и конвергенция
  • 4 См. также
  • 5 Ссылки
  • 6 Внешние ссылки

Структура давления и температуры

Вид тропосферы Земли с самолета .

Состав

Автор сухой воздух содержит 78,08% азота, 20,95% кислорода, 0,93% аргона, 0,04% диоксида углерода и небольшие количества другие газы. Воздух также содержит переменное количество водяного пара. За исключением содержания водяного пара, состав тропосферы практически однороден. Источник водяного пара находится на поверхности Земли в результате процесса испарения. Температура тропосферы понижается с высотой высоты. И давление насыщенного пара сильно 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

Атмосферное давление максимально на уровне моря и уменьшается с высотой. Это связано с тем, что атмосфера почти находится в гидростатическом равновесии, так что давление равно весу воздуха над заданной точкой. Изменение давления с высотой можно приравнять к плотности с помощью гидростатического уравнения

d P dz = - ρ gn = - m P gn RT {\ displaystyle {\ frac {dP} {dz} } = - \ rho g_ {n} = - {\ frac {mPg_ {n}} {RT}}}{\ displaystyle {\ frac {dP} {dz}} = - \ rho g_ {n} = - {\ frac {mPg_ {n}} {RT}}}

где:

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

Температура

На этом изображении показан тренд температуры в средней тропосфере, измеренный серией спутниковых инструментов в период с января 1979 года по декабрь 2005 года. Средняя тропосфера находится на высоте около 5 километров над поверхностью. Оранжевый и желтый цвета преобладают на изображении тропосферы, указывая на то, что в течение этого периода воздух, ближайший к поверхности Земли, нагрелся. «Источник».

температура тропосферы обычно уменьшается с увеличением высоты. Скорость снижения температуры, - d T / d z {\ displaystyle -dT / dz}-dT / dz , называется погрешностью окружающей среды (ELR). ELR - это не что иное, как разница температур между поверхностью и тропопаузой, деленная на высоту. ELR предполагает, что воздух абсолютно 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, излучение тепла в верхней части атмосферы приводит к охлаждению этой части атмосферы.

Окружающая среда (ELR)
Высота над уровнем моряИнтервал съемкиИнтервал съемки
(м)(° C / км)(° F / 1000 футов)
0 - 11 0006,53,57
11 000 - 20 0000.0.
20,000 - 32,000-1,0-0,55
32,000 - 47,000-2,8-1,54
47,000 - 51,0000.0.
51,000 - 71,0002,81,54
71,000 - 85,0002,01,09

ELR предполагает, что атмосфера остается, но когда воздух нагревается, он становится плавучим и поднимается вверх. Скорость адиабатического градиента сухого воздуха учитывает эффект расширения сухого воздуха по мере его подъема в атмосфере, а скорость адиабатического градиента влажного воздуха включает влияние конденсации водяного пара на скорость градиента.

Когда воздух поднимается вверх, он расширяется, потому что давление ниже на больших высотах. По мере того, как воздушный пакет расширяется, он выталкивает окружающий воздух наружу, передавая энергию в форме работы от этого пакета в атмосферу. Поскольку передача энергии частицу воздуха посредством тепла очень медленная, предполагается, что не происходит обмен энергии посредством тепла с окружающей средой. Такой процесс называется адиабатическим процессом (без передачи энергии посредством 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 уменьшении по температуре воздушной посылки. Обратное, конечно, будет верно для частицы воздуха, которая тонет и сжимается.

Так как процесс сжатия и расширения воздушной частицы можно считать обратимым, и никакая энергия не передается в или вне посылки такой процесс считается изоэнтропическим, что означает отсутствие изменения энтропии при подъеме и опускании воздушной посылки, d S = 0 {\ displaystyle dS = 0}{\ displaystyle dS = 0} . Поскольку теплообмен d Q = 0 {\ displaystyle dQ = 0}{\ displaystyle dQ = 0} связан с изменением энтропии d S {\ displaystyle dS}dS по d Q = T d S {\ displaystyle dQ = TdS}{\ displaystyle dQ = TdS} , уравнение, определяющее температуру как функцию высоты для тщательно перемешанной атмосферы, имеет вид

d S dz = 0 {\ displaystyle {\ frac {\, dS \,} {dz}} = 0}{\ displaystyle {\ frac {\, dS \,} {dz}} = 0}

, где S - энтропия. Приведенное выше уравнение утверждает, что энтропия атмосферы не меняется с высотой. Скорость, с которой температура уменьшается с высотой в таких условиях, называется адиабатической градиентной скоростью.

. Для сухого воздуха, который приблизительно соответствует идеальному газу, мы можем продолжить. Уравнение адиабаты для идеального газа:

p (z) [T (z)] - γ γ - 1 = constant {\ displaystyle p (z) {\ Bigl [} T (z) {\ Bigr]} ^ {- {\ frac {\ gamma} {\, \ gamma \, - \, 1 \,}}} = {\ text {constant}}}{\ displaystyle p (z) {\ Bigl [} T (z) {\ Bigr]} ^ {- {\ frac {\ gamma} { \, \ гамма \, - \, 1 \,}}} = {\ текст {константа}}}

где γ {\ displaystyle \ gamma}\ gamma - коэффициент теплоемкости (γ ≈ {\ displaystyle \ gamma \ приблизительно \,}{\ displaystyle \ gamma \ приблизительно \,} ​⁄5для воздуха). Комбинируя с уравнением для давления, получаем скорость адиабатического градиента в сухом состоянии,

d T dz = - mg R γ - 1 γ = - 9,8 C / км {\ displaystyle {\ frac {\, dT \,} {dz}} = - {\ frac {\; mg \;} {R}} {\ frac {\; \ gamma \, - \, 1 \;} {\ gamma}} = - 9.8 ^ { \ circ} \ mathrm {C / km}}{\ displaystyle {\ frac {\, dT \,} {dz}} = - {\ frac {\; mg \;} {R}} {\ frac {\; \ gamma \, - \, 1 \;} {\ gamma}} = - 9,8 ^ {\ circ} \ mathrm {C / km}}

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 адиабатической скоростью падения насыщения. В более общем смысле фактическая скорость, с которой температура падает с высотой, называется погрешностью окружающей среды. В тропосфере средняя скорость падения температуры окружающей среды составляет примерно 6,5 ° C на каждый 1 км (1000 метров) увеличенной высоты.

Скорость падения температуры окружающей среды (фактическая скорость, с которой температура падает с высотой, d T / dz {\ displaystyle dT / dz}dT / dz ) обычно не равно адиабатическому градиенту (или, соответственно, d S / dz ≠ 0 {\ displaystyle dS / dz \ neq 0}dS / dz \ neq 0 ). Если верхний воздух теплее, чем прогнозируется по адиабатическому градиенту (d S / dz>0 {\ displaystyle dS / dz>0}dS/dz>0 ), затем, когда воздушный поток поднимется и расширится, он достигнет новой высоты в температура ниже, чем в окружающей его среде. В этом случае воздушный шарик более плотный, чем его окружение, поэтому он опускается до своей исходной высоты, и воздух устойчив к подъему. Если, наоборот, верхний воздух холоднее, чем предсказывается адиабатическим градиентом скорости, 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.

Тропосфера нагревается снизу. на скрытое тепло, длинноволновое излучение и явное тепло. Избыточный нагрев и вертикальное расширение тропосферы происходит в опикс. В средних широтах температура тропосферы снижается в среднем от 15 ° C (59 ° F ) на уровне моря до примерно -55 ° C (-67 ° F ) при тропопауза. На полюсах температура тропосферы снижается только от среднего значения 0 ° C (32 ° F ) на уровне моря до примерно -45 ° C (-49 ° F ) в тропопаузе. На экваторе температура тропосферы снижается в среднем от 20 ° C (68 ° F ) на уровне моря примерно до -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.

Тропопауза

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. Таким образом, тропопауза представляет собой инверсионный слой , и между двумя слоями атмосферы имеется небольшое перемешивание.

Атмосферный поток

Атмосферный поток 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. Однако эти термины обычно используются для обозначения локализованных областей атмосферы (в синоптическом масштабе ). Более полное объяснение потока атмосферы вокруг Земли в целом можно найти в трехэлементной модели.

Зональный поток

A режим зонального течения. Обратите внимание на доминирующий поток с запада на восток, как показано на диаграмме высот 500 гПа. Тенденция нижней тропосферы от 2004 г.

A зональный режим потока - это метеорологический термин, означающий, что общая картина течения - с запада на восток вдоль линий широты Земли, со слабыми короткими волнами, встроенными в поток. Использование слова «зона» относится к потоку, протекающему вдоль широтных «зон» Земли. Этот узор может искривляться и превращаться в меридиональный поток.

Меридиональный поток

Меридиональный поток от 23 октября 2003 г. Обратите внимание на усиленные впадины и гребни на этом рисунке высотой 500 гПа.

Когда зональный поток искажается, атмосфера может течь в более продольном направлении. (или меридиональное) направление, и, таким образом, возникает термин «меридиональный поток ». Меридиональные схемы потока характеризуются сильными усиленными впадинами низкого давления и гребнями высокого давления, при этом поток с севера на юг в общей структуре больше, чем поток с запада на восток.

Модель с тремя ячейками

Циркуляция атмосферы показана тремя большие ячейки.

Трехэлементная модель атмосферы пытается описать реальный поток атмосферы Земли в целом. Он делит Землю на тропические (ячейка Хэдли ), средние широты (ячейка Ферреля ) и полярные (полярная ячейка ) области, чтобы описать поток энергии. и глобальная циркуляция 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 выравнивать тепло и влажность в атмосфере Земли вокруг планеты .

Наблюдения и концепции синоптического масштаба

Принуждение

Принуждение - это термин, используемый метеорологи 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 связей на боковом расстоянии, а не только по высоте. В некоторых отношениях телесоединения можно рассматривать как тип принуждения.

Расхождение и конвергенция

Зона конвергенции - это та область, в которой общая масса воздуха увеличивается со временем, что приводит к увеличению давления в местах ниже уровня конвергенции (напомним, что атмосферное давление это просто 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 ниже области дивергенции. Когда в верхних слоях атмосферы происходит расхождение, воздух будет поступать, чтобы попытаться уравновесить чистую потерю массы (это называется принципом сохранения массы), и в результате возникает восходящее движение (положительная вертикальная скорость). Другой способ заявить об этом - сказать, что области дивергенции верхнего слоя воздуха способствуют конвергенции нижнего уровня, образованию циклонов и положительной вертикальной скорости. Таким образом, выявление областей дивергенции верхних слоев атмосферы является важным шагом в прогнозировании образования приземной области низкого давления.

См. Также

Ссылки

Внешние ссылки

Найдите тропосферу в Викисловаре, бесплатный словарь.
Последняя правка сделана 2021-06-11 12:35:02
Содержание доступно по лицензии CC BY-SA 3.0 (если не указано иное).
Обратная связь: support@alphapedia.ru
Соглашение
О проекте