Распределение давления и температуры в земной тропосфере по модели стандартной атмосферы*

h,км	р, мм р. С.	Т,0С	Т, К
0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3.5 4.0 4.5 5.0 5.5 6.0 6.5 7.0 7.5 8.0 8.5 9.0 9.5 10.0 10.5 11.0	760.00 716.01 674.11 634.21 596.26 560.16 525.87 493.30 462.40 433.10 405.33 379.04 354.16 330.72 308.52 287.55 267.79 249.16 231.62 215.09 199.60 185.01 171.34	15.00 11.75 8.50 5.25 2.00 -1.25 -4.50 -7.75 -11.00 -14.25 -17.50 -20.75 -24.00 -27.25 -30.50 -33.75 -37.00 -40.25 -43.50 -46.75 -50.00 -53.25 -56.50	288.00 284.75 281.50 278.25 275.00 271.75 269.50 265.25 262.00 258.75 255.50 252.25 249.00 245.75 242.50 239.25 236.00 232.75 229.50 226.25 223.00 219.75 216.50

*) Стандартной атмосферой называется условная атмосфера, в которой распределение давления с высотой получается из барометрической формулы при определенном предположении о распределении температуры по вертикали (6,5⁰ на 1 км), t на уровне моря =15⁰С и р_о = 760 мм рт. ст_..

Адиабатическим называется процесс, в котором замкнутая термодинамическая система не обменивается энергией с окружающей средой в форме теплоты. Такая система обменивается энергией только в форме работы (рис. 2).

Груз (песок), который можно убирать или насыпать на платформу

V₂

Сжатие

Расширение

V₁

V₁

V₂

Функцию теплоизоляционной оболочки выполняет сосуд Дьюара

(термос)

Рис. 2. Адиабатическое расширение и сжатие газа

В атмосфере могут происходить вертикальные перемещения воздуха над поверхностью, близкие по своему характеру к адиабатическим процессам. За минуты или часы огромные массы воздуха способны подняться на несколько километров вверх или опуститься вниз от поверхности, т. е. перемещаться с такой скоростью, которая не допускает обмена энергией в форме теплоты с соседними массами воздуха, сохраняющими относительную неподвижность. При перемещении изменяются давление, объем и температура воздуха.

Воспользуемся уравнением первого закона термодинамики

Q = dU + dA, (9)

где Q – теплота, U – внутренняя энергия, А – работа

В адиабатическом процессе Q = 0, тогда уравнение (9) примет вид:

dU + dA = 0

или dA =  dU . (10)

Из уравнения (10) следует, что в адиабатическом процессе газ при расширении совершает работу за счет уменьшения внутренней энергии.

Внутренняя энергия газа, подчиняющегося уравнению состояния идеального газа, зависит от температуры и выражается уравнением:

, (11)

где c_v  теплоемкость газа.

Выразим работу расширения через теплоемкость c_v:

dA =  c_v dТ (12)

и проведем интегрирование уравнения (12) в пределах от 0 до А и от Т₁ до Т₂, где Т₁ и Т₂ – начальная и конечная температуры газа:

A =  c_v (Т₂ – Т₁). (13)

Из уравнения (13) следует, что при расширении газа (A > 0) его температура понижается (Т₂ < Т₁), а при сжатии (A < 0) увеличивается (Т₂ > Т₁).

Рассмотрим модель образования облаков и осадков в потоке воздуха, переваливающего через горный хребет (рис. 3) [38].

F

700

800

А*

900

А

B

1000 мбар

Рис. 3. Модель образования нисходящего сухого и теплого воздуха (фена) с подветренной стороны [38]

Поток воздуха быстро поднимается по наветренному склону от точки А, соответствующей атмосферному давлению (1000 мбар), температуре

25 ⁰С и высокой влажности, к точке F. При подъеме происходит псевдоадиабатическое расширение и понижение температуры воздуха. Быстрый почти вертикальный подъем вызывает конденсацию водяного пара. При подъеме воздуха до гребня горы (точка F) выпадает дождь. После выпадения дождя влажность воздуха существенно уменьшается.

Спуск воздуха с подветренной стороны от точки F к точке В сопровождается его разогреванием в результате адиабатического сжатия. Атмосферное давление и температура возрастают. В результате со склона горы идет поток сильного, порывистого, теплого и сухого воздуха (фен).

Обычно фен продолжается менее суток, иногда до 5 суток, причем изменения температуры и влажности воздуха могут быть весьма быстрыми и резкими. Такие резкие и порывистые ветры возникают в Альпах, на Кавказе, в горах Средней Азии и в других горных районах.

Возникновение фена возможно и на равнине. Часто происходит быстрое опускание воздуха низкой влажности из высоких слоев до поверхности Земли. Такие суховеи случаются на нижней Волге, в Казахстане. Фен часто плохо влияет на самочувствие человека из-за резких колебаний давления и низкой влажности.

ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ И СОСТАВ АТМОСФЕРЫ

Структура атмосферы представлена на рис. 4. Если двигаться по вертикали, то атмосфера имеет слоистое строение, определяющееся в первую очередь характером изменения температуры.

Тропосфера – нижний слой атмосферы, который простирается от поверхности планеты до высоты 8 – 10 км в полярных и средних широтах и до 16 – 18 км в тропиках. В тропосфере развиваются все погодообразующие процессы, происходит тепло- и влагообмен между Землей и атмосферой, образуются облака, туманы, выпадают осадки, наблюдаются электрические и оптические явления.

В слое у поверхности Земли на высоте 1 – 1,5 км скорость движения воздуха ослаблена трением о земную поверхность. В этом слое идет интенсивный обмен кинетической энергией движения и осуществляется мощный массоперенос воздуха. Возникают местные ветры, например, бризы.

Нижний слой толщиной около 50 м называют приземным слоем. В нем наблюдаются значительные вертикальные градиенты температур, скорости ветра и влажности.

h, км

Преобладающие компоненты Не и Н

100

80

60

300

10

20

30

40

≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ Полярная тропопауза

Тропическая тропопауза ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈

Стратопауза ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈

а

б

N₂, O₂, Ar, CO₂

Преобладающие компоненты N_2, O₂,

с небольшим количеством О₃

Преобладающие компоненты N₂, O₂

Мезопауза ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈ ≈

0

200

250

300

350

Т, К

Рис. 4. Строение атмосферы; а) распределение температуры в тропиках; б) в холодной полярной зоне [28]

Преобладающими газами в тропосфере являются азот, кислород, аргон и углекислый газ. Присутствуют водяные пары.

По мере подъема температура воздуха в тропосфере убывает в среднем на 6 ⁰С на 1 км высоты. В расположенном над тропосферой переходном слое (тропопаузе) температура практически не меняется, а затем в стратосфере начинает повышаться, достигая ~ 0 ⁰С в стратопаузе.

На высотах 50 – 80 км вновь происходит понижение температуры в мезосфере. Затем температура снова возрастает. Состав сухого воздуха практически не меняется до высоты 100 км.

Атмосфера прозрачна для солнечного излучения и поглощает солнечную энергию в небольших количествах, поэтому основным источником тепла в тропосфере является инфракрасное излучение поверхности Земли.

Тропопауза – это переходный слой от тропосферы к стратосфере. Температура и высота переходного слоя зависят от географической широты и

сезона. В тропиках высота слоя достигает 16 – 18 км, а в северных широтах 8 – 10 км. Поскольку внутри тропопаузы термодинамическая устойчивость очень велика, температура постоянна, тропопауза служит барьером вертикальному обмену воздуха.

Стратосфера – слой атмосферы между тропосферой и мезосферой, высота которого составляет от 8 – 18 км до 45 – 55 км. Газовый состав воздуха в стратосфере сходен с тропосферным, но здесь меньше водяного пара и больше озона. Наибольшее количество озона в слое от 20 до 30 км. С высотой температура в стратосфере растет. Над экватором и тропиками температура повышается от –70 ⁰С (–80 ⁰С) в нижней части стратосферы до 0 ⁰С в ее верхней части. В полярных и умеренных широтах температура соответственно повышается от –50 ⁰С (–60 ⁰С) до 0 ⁰С и поддерживается в основном солнечным излучением  энергией, поглощаемой молекулами воды, углекислого газа и озона. Например, нагревание воздуха связано с поглощением озоном энергии _I = h_i = hc/_i солнечной радиации:

О₃ + h_i = О₂ + О,

где _i – энергия фотона [Дж]; h – постоянная Планка [6,610^ Джс]; _I – частота электромагнитного излучения; с [м/с]– скорость света в данной среде; _i – длина волны [м].

Стратопауза – пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой на высоте 50 – 55 км над поверхностью Земли.

Мезосфера – слой атмосферы, расположенный между стратосферой и термосферой на высотах примерно от 50 до 80 – 90 км. Газовый состав мезосферы аналогичен составу газа в тропосфере. Температура в мезосфере понижается с высотой от 0 ⁰С в нижней части до – 70  –100 ⁰С вблизи мезопаузы – переходного слоя от мезосферы к термосфере.

Термосфера – слой атмосферы, расположенный над мезосферой. В этом слое поглощается, рентгеновское и корпускулярное (поток протонов, электронов и нейтронов) излучение Солнца и Космоса. В нем тормозятся и сгорают метеоры. Нижняя граница термосферы – мезопауза - находится на высоте 80 – 90 км, а верхняя – на высоте 500 км. Солнечное излучение вызывает диссоциацию молекул кислорода в результате действия потока фотонов, поэтому в термосфере появляется атомарный кислород:

О₂ + h_i = О + О.

Для разрыва связи в молекулярном азоте требуются большие энергетические затраты. Образование заметных количеств атомарного азота наблюдается лишь на высоте выше 300 км над поверхностью Земли:

N₂ + h_i = N + N.

Диссоциация молекул под действием солнечного излучения сопровождается уменьшением молекулярной массы частиц воздуха: уменьшается доля молекул и увеличивается доля атомов. Появляются ионизированные частицы – атомы и молекулы:

О + h_i = О⁺ + е^,

О₂ + h_i = О₂⁺ + е^,

N₂ + h_i = N₂⁺ + е^.

Поглощение в термосфере энергии космических лучей (главным образом протонов), приводит к диссоциации молекул воздуха, ионизации атомов и молекул. Температура термосферы быстро растет с высотой и достигает 550 ⁰С (823 К) на высоте 300 км.

Главным источником энергии в термосфере являются, вероятно, экзотермические реакции рекомбинации атомов. Например, тройное столкновение атомов кислорода:

О + О + О = О₂* + О*.

Продукты реакции (они обозначены звездочками) обладают высокой кинетической энергией. Термосфера передает энергию в форме теплоты более холодной мезосфере.

Экзосфера – внешний наиболее разряженный слой верхней атмосферы Земли (рис. 5), в котором длина свободного пробега частиц так велика, что они могут рассеиваться в межпланетное пространство, если их скорость превышает вторую космическую скорость (11 км/сек). Быстрее всего рассеиваются атомы водорода и гелия. Рассеяние атомов водорода и гелия компенсируется их поступлением из термосферы. Термокинетическая температура в верхней части экзосферы поднимается до 1200 ⁰С и выше.

Атмосферу условно делят на верхнюю и нижнюю. Граница нижней атмосферы заканчивается на высоте 90 – 100 км. Граница верхней атмосферы заканчивается на высоте нескольких тысяч километров, где преобладающим газом является атомарный водород, концентрация которого составляет примерно 100 частиц в одном кубическом сантиметре

Процессы, протекающие в верхней атмосфере, и изменение её параметров обусловлены поглощением атмосферой различных видов энергии. Главным из них является поток УФ-излучения Солнца с длинами волн менее 300 нм. Это излучение несет всего 1% полной энергии Солнца, падающей на поверхность планеты.

h

Экзосфера

, км

1000

Рассеяние Н и Не

450

400

600

0

200

400

600

800

1000 Т, К

50

100

150

200

250

300

350

550

500

О₂⁺

NО⁺

О⁺

H⁺

Верхняя атмосфера

Термосфера

Мезосфера