You are hereСостав и температура атмосферы Земли

Состав и температура атмосферы Земли


By tookitook - Posted on 21 Декабрь 2009

Сухой воздух состоит и азота (78.08 объема), кислорода (20.95% объема), аргона (0.93%) и очень небольшого количества оксида углерода (380 ppm (ppm = частей на миллион) или 0.038% объема). Остальной объем заполнен такими газами как неон (18 ppm), гелий (5 ppm), метан (1.75 ppm) и криптон (1 ppm). В добавок в воздухе содержится водяной пар, объем которого постоянно изменяется. Он составляет от 0% в самых холодных частях атмосферы до 5% в наиболее теплых районах. В среднем на водяной пар приходится порядка 0.25% массы атмосферы.

На больших масштабах атмосфера близка к гидростатическому равновесию. Это значит что на уровне `z` сила возникающая благодаря давлению `p` на   `1 m^2` горизонтальной поверхности уравновешивает силу возникающую благодаря весу воздуха над уровнем `z` . Таким образом максимальное атмосферное давление наблюдается у поверхности Земли и приземное давление `p_s` напрямую зависит от массы всего столба воздуха над определенным районом. Давление уменьшается с высотой, примерно следуя экспоненциальному закону:


`p~~p_se^{-z/H}`     (1.1)

 

где `H` приведённая высота однородной атмосферы (для первых 100 км она составляет от 7 до 8 км). Благодаря такому монотонному соотношению между высотой и давлением, давление часто используют как вертикальную координату для атмосферы. Измерять давление проще чем высоту, и использование давления в качестве координаты упрощает формулировку некоторых уравнений.

Температура в тропосфере, которая занимает примерно 10 км от поверхности земли, в основном уменьшается с высотой. Скорость с которой уменьшается температура называется вертикальным температурным градиентом `Gamma`:

`Gamma=-{dT}/{dz}` (1.2)

 

где `T` - температура. Вертикальный температурный градиент в наибольшей степени зависит от радиационного баланса атмосферы (смотри секцию 2.1.1), конвекции и горизонтального транспорта тепла. Среднее его составляет около 6.5 `Kxxkm^{-1}` , но `Gamma` изменяется в зависимости от района и сезона.

 

Вертикальный температурный градиент это важная характеристика атмосферы. Например, он определяет ее вертикальную устойчивость. При небольших значенях вертикального температурного градиента атмосфера очень стабильна и препятствует вертикальным движениям. Негативные значения градиента (например температура повышается с высотой), называются температурными инверсиями, при их возникновении атмосфера становится еще более стабильной. Если температурный градиент растет, то стабильность атмосферы уменьшается, приводя в конечном счете к нестабильноти и вертикальной конвекции. Температурный градиент также учавствует в обратных связях, играющих важную роль в реакции климатической системы на возмущения (смотри секцию 4.2.1).

На высоте примерно 10 км находится слой слабых вертикальных температурных градиентов называемый тропопаузой. Он отделяет тропосферу от стратосферы, где температура увеличивается с высотой до слоя стратопаузы на высоте около 50 км (Рис. 1.2). Над стратопаузой, в мезосфере, температура сильно уменьшается с высотой до мезопаузы, находящейся на высоте окоело 80 км, а выше, в термосфере увеличивается. Вертикальные градиенты на высотах больше 10 км сильно зависят от поглащения солнечной радиации различными атмосферными составляющими и химическими реакциями происходящими под действием приходящего света. В частности, нагревание стратосферы на высотах 30-50 км определяется в основном поглощением ультрафиолетовой радиации стратосферным озоном, который защищает жизнь на Земле от опасной радиации.

 

Идиализированная средняя зональная температура (в градусах Цельсия) атмосферы как функция высот (или давления). Пунктирные линии схематично представляют положение тропопаузы, стратопаузы и мезопаузы. Этот рисунок был опубликован в Atmospheric science: an introductory survey, Wallace and Hobbs, International Geophysics Series 92, Copyright Elsevier (Academic Press) 2006.

Характерный вертикальный профиль удельной влажности также демонстрирует уменьшение значений с высотой. В результате воздух над тропопаузой практически сухой. Такое вертикальное распределение получается в основном за счет двух процессов. Первый - основной источник водяного пара в атмосфере это испарение с поверхности. Второй - более теплый воздух у поверхности может содержать в себе гораздо большее количество воды не доходя до насыщения по сравнению с более холодным воздухом, находящимся выше. Насыщение, или достижение точки росы, приводит к формированию капель воды, облаков и в конечном счете осадков.

На поверхности Земли наибольшая температура наблюдается над экваториальными районами (Рис. 1.3) благодаря наибольшему количеству поступающей сюда входящей солнечной радиации (смотри раздел 2.1.4). В этих районах, температур относительно постоянна на протяжении года. Из-за гораздо более сильного сезонного цикла в умеренных и высоких широтах, градиенты с севера на юг гораздо больше зимой чем летом. Распределение поверхностной температуры также подвержено влиянию транспорта тепла, осуществляемого атмосферой и океаном.

 

Рис. 1.3 Приповерхностная температура воздуха осредненная за (a) Декабрь, Январь и Февраль и (b) Июнь, Июль, Август. Источник данных: Brohan et al. (2005). http://www.cru.uea.ac.uk/cru/data/temperature/

Goosse H., P.Y. Barriat, W. Lefebvre, M.F. Loutre and V. Zunz, (date of view). Introduction to climate dynamics and climate modeling. Online textbook available at http://www.climate.be/textbook.