Тропосфера - Troposphere

Космический шатл Стараться силуэт на фоне атмосферы. Оранжевый слой - это тропосфера, белый слой - это тропосфера. стратосфера, а синий слой - это мезосфера.^[1] (На самом деле шаттл движется по орбите на высоте более 320 км (200 миль), намного выше всех трех слоев).

В тропосфера это самый нижний слой Атмосфера Земли, а также где почти все Погода условия имеют место. Он содержит 75% атмосфера с масса и 99% от общей массы водяной пар и аэрозоли.^[2] Средняя высота тропосферы составляет 18 км (11 миль; 59000 футов) в тропики, 17 км (11 миль; 56000 футов) в средние широты, и 6 км (3,7 миль; 20000 футов) в полярные регионы Зимой Общая средняя высота тропосферы составляет 13 км (8,1 миль; 43000 футов).

Самая нижняя часть тропосферы, где трение с поверхности Земли влияет на воздушный поток, является планетарный пограничный слой. Глубина этого слоя обычно составляет от нескольких сотен метров до 2 км (1,2 мили; 6600 футов) в зависимости от форма рельефа и время суток. На вершине тропосферы находится тропопауза, которая является границей между тропосферой и стратосфера. Тропопауза - это инверсионный слой, где температура воздуха перестает понижаться с высотой и остается постоянной по толщине.^[3]

Слово тропосфера происходит из Греческий тропос (что означает «повернуться, повернуться к, изменить») и сфера (как на Земле), что отражает тот факт, что вращательные бурный 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

Вид на тропосферу Земли с самолет.

Сочинение

По объему в сухом воздухе содержится 78,08% азот, 20.95% кислород, 0.93% аргон, 0.04% углекислый газ, и небольшое количество других газов. Воздух также содержит переменное количество водяной пар. За исключением содержания водяного пара, состав тропосферы практически однороден.^{[нужна цитата ]} Источник водяного пара находится на поверхности Земли в процессе испарение. Температура тропосферы понижается с увеличением высота. 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

Давление атмосферы максимально при уровень моря и уменьшается с высотой. Это потому, что атмосфера почти в гидростатическое равновесие так что давление равно весу воздуха над данной точкой. Изменение давления с высотой можно приравнять к плотности с гидростатический уравнение^[4]

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

куда:

• грамм_п это стандартная сила тяжести
• ρ это плотность

• z это высота
• п это давление
• р это газовая постоянная
• Т это термодинамическая (абсолютная) температура
• м это 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

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. На изображении тропосферы преобладают оранжевые и желтые цвета, что указывает на то, что в течение этого периода воздух, ближайший к поверхности Земли, нагрелся."Источник".

В температура тропосферы обычно уменьшается с увеличением высоты. Скорость снижения температуры, ${ displaystyle -dT / dz}$, называется экологической погрешностью (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, тепловое излучение в верхней части атмосферы приводит к охлаждению этой части атмосферы.

ELR предполагает, что атмосфера неподвижна, 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 пакет воздуха поднимается, он расширяется, потому что давление ниже на больших высотах. Когда воздушный пакет расширяется, он выталкивает окружающий воздух наружу, передавая энергию в виде работай из этой посылки в атмосферу. Поскольку передача энергии воздушной подушке посредством тепла происходит очень медленно, предполагается, что обмен энергией не происходит. высокая температура с окружающей средой. Такой процесс называется адиабатический процесс (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 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 изэнтропический, что означает, что энтропия не изменяется при подъеме и опускании воздушной частицы, ${ displaystyle dS = 0}$. Поскольку теплообменник ${ displaystyle dQ = 0}$ относится к энтропия изменять ${ displaystyle dS}$ к ${ displaystyle dQ = TdS}$, уравнение, определяющее температуру как функцию высоты для тщательно перемешанной атмосферы, имеет вид

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

куда S это энтропия. Приведенное выше уравнение утверждает, что энтропия атмосферы не меняется с высотой. Скорость уменьшения температуры с высотой в таких условиях называется адиабатической. скорость отставания.

За сухой воздух, что примерно идеальный газ, можем продолжить. Уравнение адиабаты для идеального газа имеет вид^[5]

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

куда ${ displaystyle gamma}$ это коэффициент теплоемкости (${ Displaystyle гамма приблизительно ,}$​⁷⁄₅, для воздуха). Комбинируя с уравнением для давления, получаем сухой адиабатический градиент,^[6]

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

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

Погрешность окружающей среды (фактическая скорость падения температуры с высотой, ${ displaystyle dT / dz}$) обычно не равна адиабатическому градиенту (или, соответственно, ${ displaystyle dS / dz neq 0}$). Если верхний воздух теплее, чем прогнозируется по адиабатическому градиенту (${ displaystyle dS / dz> 0}$), затем, когда воздушная струя поднимается и расширяется, она достигнет новой высоты с более низкой температурой, чем ее окружение. В этом случае пакет с воздухом более плотный, чем его окружение, поэтому он опускается до своей первоначальной высоты, и воздух устойчив к подъему. Если, наоборот, верхний воздух холоднее, чем предсказывается по адиабатическому градиенту, то, когда воздушный шарик поднимается на новую высоту, он будет иметь более высокую температуру и меньшую плотность, чем его окружение, и продолжит ускоряться вверх.^[3][4]

Тропосфера нагревается снизу за счет скрытая теплота, длинноволновое излучение, и явное тепло. Избыточный нагрев и вертикальное расширение тропосферы происходит в тропиках. В средних широтах температура тропосферы снижается в среднем с 15 ° C (59 ° C).F ) на уровне моря примерно до -55 ° C (-67 °F ) на тропопауза. На полюса, температура тропосферы только снижается в среднем с 0 ° C (32 °F ) на уровне моря примерно до -45 ° C (-49 °F ) на тропопаузе. На экватор, 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 ) на тропопаузе. Тропосфера тоньше на полюсах и толще на экваторе. Средняя толщина тропической тропосферы примерно на 7 километров больше, чем средняя толщина тропосферы на полюсах.^[7]

Тропопауза

Тропопауза - это пограничная область между тропосферой и стратосфера.

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 - это инверсионный слой, и между двумя слоями атмосферы мало перемешивания.

Атмосферный поток

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 синоптическая шкала ). Более полное объяснение потока атмосферы вокруг Земли в целом можно найти в трехэлементной модели.

Зональный поток

А зональный режим течения. Обратите внимание на преобладающий поток с запада на восток, как показано на диаграмме высот 500 гПа.

Тренд нижней тропосферы с 2004 г.

А зональный режим течения это метеорологический термин, означающий, что общая картина потока идет с запада на восток вдоль линий широты Земли со слабыми короткими волнами, встроенными 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

Картина меридионального потока от 23 октября 2003 г. Обратите внимание на усиленные впадины и гребни на этой диаграмме высотой 500 гПа.

Когда зональный поток искажается, атмосфера может течь в более продольном (или меридиональном) направлении, и, следовательно, термин "меридиональный поток ". Меридиональная структура потока характеризуется сильными, усиленными впадинами низкого давления и гребнями высокого давления, при этом поток с севера на юг в общей структуре больше, чем с запада на восток.^[9]

Трехъячеечная модель

Циркуляция атмосферы показана тремя большими ячейками.

Трехэлементная модель атмосферы пытается описать реальный поток атмосферы Земли в целом. Делит Землю на тропическую (Ячейка Хэдли ), средние широты (Клетка Ферреля ) и полярный (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

Принуждение

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

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 ниже области дивергенции. Если 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 верхних слоев воздуха способствуют конвергенции нижних уровней, образованию циклонов и положительной вертикальной скорости. Таким образом, выявление областей дивергенции верхних слоев атмосферы является важным шагом в прогнозировании образования приземной области низкого давления.

Смотрите также

• Струйный поток
• Пассаты

Рекомендации

внешняя ссылка

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