Меню

В тропосфере давление воздуха с высотой уменьшается

Как с высотой изменяется атмосферное давление. Формула, график

Не все знают, что на разной высоте давление атмосферы отличается. Существует даже специальный прибор для измерения и давления, и высоты. Называется он барометр-альтиметр. В статье мы подробно изучим, как с высотой изменяется атмосферное давление и при чем тут плотность воздуха. Рассмотрим эту зависимость на примере графика.

Давление атмосферы на разных высотах

Атмосферное давление зависит от высоты. При ее увеличении на 12 м давление уменьшается на 1 мм ртутного столба. Этот факт можно записать с помощью такого математического выражения: ∆h/∆P=12 м/мм рт. ст. ∆h — это изменение высоты, ∆P — изменение атмосферного давления при изменении высоты на ∆h. Что из этого следует?

Из формулы видно, как с высотой изменяется атмосферное давление. Значит, если мы поднимемся на 12 м, то АД уменьшится на 12 мм ртутного столба, если на 24 м — то на 2 мм ртутного столба. Таким образом, измеряя атмосферное давление, можно судить о высоте.

Миллиметры ртутного столба и гектопаскали

В некоторых задачах давление выражается не в миллиметрах ртутного столба, а в паскалях или гектопаскалях. Запишем вышеприведенное соотношение для случая, когда давление выражено в гектопаскалях. 1 мм рт. ст. =133,3 Па =1,333 гПа.

Теперь выразим соотношение высоты и атмосферного давления не через миллиметры ртутного столба, а через гектопаскали. ∆h/∆P=12 м/1,333 гПа. После вычисления получим: ∆h/∆P=9 м/гПа. Выходит, что когда мы поднимаемся на 9 метров, то давление уменьшается на один гектопаскаль. Нормальное давление — это 1013 гПа. Округлим 1013 до 1000 и примем, что на поверхности Земли именно такое АД.

Если мы поднимаемся на 90 м, как с высотой изменяется атмосферное давление? Оно уменьшается на 10 гПа, на 90 м — на 100 гПа, на 900 м — на 1000 гПа. Если на земле давление в 1000 гПа, а мы поднялись на 900 м вверх, то атмосферное давление стало нулевым. Так что, получается что атмосфера заканчивается на девятикилометровой высоте? Нет. На такой высоте есть воздух, там летают самолеты. Так в чем же дело?

Связь плотности воздуха и высоты. Особенности

Как с высотой изменяется атмосферное давление вблизи поверхности Земли? На этот вопрос уже ответила картинка выше. Чем больше высота, тем меньше плотность воздуха. Покуда мы находимся недалеко от поверхности земли, изменение плотности воздуха незаметно. Поэтому на каждую единицу высоты давление уменьшается примерно на одно и тоже значение. Два записанные нами ранее выражения нужно воспринимать как правильные, только если мы находимся недалеко от поверхности Земли, не выше 1-1,5 км.

График, показывающий как атмосферное давление изменяется с высотой

Теперь перейдем к наглядности. Построим график зависимости давления атмосферы от высоты. При нулевой высоте P=760мм рт. ст. Из-за того, что с ростом высоты давление уменьшается, атмосферный воздух будет менее сжат, его плотность станет меньше. Поэтому на графике зависимость давления от высоты не будет описываться прямой линией. Что это значит?

Как с высотой изменяется атмосферное давление? Над поверхностью земли? На высоте 5,5 км оно уменьшается в 2 раза (Р/2). Оказывается, что если мы поднимемся еще на такую же высоту, то есть на 11 км, давление уменьшится еще вдвое и будет равно Р/4 и т. д.

Соединим точки, и мы увидим, что график — это не прямая, а кривая. Почему, когда мы записывали соотношение зависимости, складывалось впечатление, что на высоте 9 км атмосфера заканчивается? Мы считали, что график является прямой на любых высотах. Это было бы так, если бы атмосфера была жидкой, то есть если бы ее плотность была постоянной.

Важно понимать, что этот график является лишь фрагментом зависимости на малых высотах. Ни на какой точке этой линии давление не снижается до нуля. Даже в глубоком космосе существуют молекулы газов, которые, правда, не имеют отношение к земной атмосфере. Ни в одной точке Вселенной не существует абсолютного вакуума, пустоты.

Источник

Тропосфера

Самой нижней частью атмосферы Земли является тропосфера, которая составляет около 75 % массы атмосферы и 99 % ее водного пара и аэрозолей. В этом слое атмосферы температура понижается с высотой. Название «тропосфера» происходит от греческого «trоpos», что означает поворот, изменение, сфера. Большинство явлений, происходящих в тропосфере, оказывают огромное влияние на ежедневную погоду на Земле.

В умеренных широтах средняя глубина тропосферы составляет 17 км, в тропических районах — до 20 км, а около полюсов — 7-10 км. Нижняя часть тропосферы является планетарным пограничным слоем глубиной от нескольких сот метров до 2 км, на который очень влияют воздушные потоки Земли, а также очертания ее суши и время суток. В тропосфере при подъёме через каждые 100 м температура уменьшается, в среднем, на 0,65 градуса.Над тропосферой расположена стратосфера, и отделяются они друг от друга тропопаузой — тонким переходным слоем, в котором с увеличением высоты прекращается снижение температуры. Большая часть атмосферного воздуха и значительная часть биосферы находится в тропосфере, в этой зоне образуются все типы облаков, образуются воздушные массы и фронты, формируются циклоны и антициклоны. Именно в тропосфере существует система воздушных течений, или так называемая общая циркуляция атмосферы.

Читайте также:  Манометры для регуляторов давления и фильтров редукторов

Тропосфера характеризуется постоянно меняющимся горизонтальным разделением на воздушные массы, которые зависят от широты и той поверхности, над которой они образуются. На границах воздушных масс — атмосферных фронтах — формируются циклоны и антициклоны, способствующие перемещению воздушных масс и фронтов, которые вызывают периодические изменения погоды у земной поверхности и в слоях, расположенных выше.

Основная часть водяного пара атмосферы содержится в тропосфере, где сильно развита турбулентность, особенно над земной поверхностью. Содержание водяного пара в тропосфере изменяется при взаимодействии процессов конденсации, испарения и горизонтального переноса. Результатами конденсации водяного пара является образование облаков и выпадение атмосферных осадков в виде дождя, снега и града, следовательно, процессы фазовых переходов воды осуществляются в тропосфере. Давление воздуха у поверхности земли выше, чем на верхней границе тропосферы. Процессы, которые происходят в тропосфере, влияют на погоду и климат у поверхности Земли. Нижний слой тропосферы называется приземным, он содержит много пыли и летучих микроорганизмов. В этом слое суточная температура и влажность воздуха хорошо выражены, скорость ветра возрастает с поднятием на высоту. От пограничного слоя до тропопаузы скорость ветра увеличивается примерно в 3 раза. В приземном слое атмосферы наблюдается слабый ветер, повышенная влажность, вертикальное распределение температуры. Эта зона является средой обитания человека, животных и растений.

Вертикальное распределение температуры наблюдается, благодаря особенностям поглощения земного и солнечного излучений в тропосфере и конвективной передачи тепла. Водяной пар является основным поглотителем излучения в атмосфере, содержание его с высотой уменьшается, температура воздуха также уменьшается. Нагретый воздух от земли перемещается в атмосферу, возникает конвекция, которая и меняет вертикальное распределение температуры. Солнечные лучи, проходя через тропосферу, нагревают землю, которая отдает тепло назад в атмосферу, где оно накапливается. Этот процесс называется парниковый эффект. Следовательно, Земля является источником тепла для атмосферы.

Состав и строение

На состав и строение тропосферы влияет выход газов из разломов земной коры и существование жизни на Земле. Приземный слой, слой обитания живых организмов, состоит из двух важных газообразных компонента: азота (N2) и кислород (О2) — соответственно 78 и 21% объема воздушной оболочки Земли. Первостепенную роль для живых организмов играют вода, кислород и углекислый газ. Круговорот азота в природе играет значимую роль в питании растений. В процессе фотосинтеза растения образуется кислород, который используется при дыхании микро- и макроорганизмов, и выделяется углекислый газ. Водяной пар является необходимым компонентом жизни на Земле и способствует поддержанию температуры на ее поверхности. Он, в основном, поступает в атмосферу при испарении воды с океанической поверхности.

Источник

Тропосфера — Troposphere

Тропосфера самый низкий слой атмосферы Земли , а также , где почти все погодные условия имеют место. Он содержит 75% от атмосферы «ы массы 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 (43 000 футов).

Самая нижняя часть тропосферы, где трение о поверхность 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 рельефа и времени суток. Поверх тропосферы находится тропопауза , которая является границей между тропосферой и стратосферой . Тропопауза представляет собой инверсионный слой , в котором температура воздуха перестает понижаться с высотой и остается постоянной по толщине.

Слово « тропосфера» происходит от греческого « тропос» (что означает «поворот, поворот, изменение») 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.

Содержание

Структура давления и температуры

Сочинение

По объему сухой воздух содержит 78,08% азота , 20,95% кислорода , 0,93% аргона , 0,04% двуокиси углерода и небольшое количество других газов. Воздух также содержит переменное количество водяного пара . За исключением содержания водяного пара, состав тропосферы практически однороден. Источник водяного пара находится на поверхности Земли в процессе испарения . Температура тропосферы понижается с высотой . И давление насыщенного пара сильно снижается 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 на уровне моря и уменьшается с высотой. Это потому, 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 уравнения гидростатики

Читайте также:  Проверка артериального давления на андроид

d п d z знак равно — ρ г п знак равно — м п г п р Т <\ displaystyle <\ frac > = — \ rho g_ = — <\ frac > >>

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

Температура

Температура тропосферы обычно уменьшается с увеличением высоты. Скорость снижения температуры называется погрешностью в окружающей среде (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. — d Т / d z <\ displaystyle -dT / dz>

Экологическая погрешность (ELR)

Высотный регион Промежуток времени Промежуток времени
(м) (° C / км) (° F / 1000 футов)
0–11 000 6.5 3,57
11 000–20 000 0. 0.
20 000–32 000 −1,0 -0,55
32 000–47 000 −2,8 −1,54
47 000–51 000 0. 0.
51 000–71 000 2,8 1,54
71 000–85 000 2.0 1.09

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. По мере того, как воздушный пакет расширяется, он выталкивает окружающий воздух наружу, передавая энергию в виде работы от этого пакета в атмосферу. Поскольку передача энергии частицу воздуха посредством тепла очень медленная, предполагается, что обмен энергией посредством тепла с окружающей средой не происходит. Такой процесс называется адиабатическим (отсутствие 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.

Поскольку процесс сжатия и расширения воздушной посылки можно считать обратимым и энергия не передается внутрь посылки или из нее, такой процесс считается изэнтропическим , что означает отсутствие изменения энтропии при подъеме и опускании воздушной посылки. . Поскольку теплообмен связан с изменением энтропии на , уравнение, определяющее температуру как функцию высоты для тщательно перемешанной атмосферы, имеет вид d S знак равно 0 <\ displaystyle dS = 0> d Q знак равно 0 <\ displaystyle dQ = 0> d S <\ displaystyle dS> d Q знак равно Т d S <\ displaystyle dQ = TdS>

d S d z знак равно 0 <\ displaystyle <\ frac <\, dS \,>> = 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 адиабатическим градиентом .

Для сухого воздуха, который представляет собой примерно идеальный газ , мы можем продолжить. Уравнение адиабаты для идеального газа имеет вид

п ( z ) [ Т ( z ) ] — γ γ — 1 знак равно постоянный <\ Displaystyle п (z) <\ Bigl [>T (z) <\ Bigr]>^ <- <\ frac <\ gamma><\, \ gamma \, - \, 1 \,>>> = <\ текст <константа>>>

где это показатель адиабаты ( 7 / 5 , воздух). Комбинируя с уравнением для давления, получаем величину сухого адиабатического градиента , γ <\ displaystyle \ gamma> γ ≈ <\ Displaystyle \ гамма \ приблизительно \,>

d Т d z знак равно — м г р γ — 1 γ знак равно — 9,8 ∘ C / k м <\ displaystyle <\ frac <\, dT \,>> = — <\ frac <\; mg \;>> <\ frac <\; \ gamma \, - \, 1 \;><\ gamma>> = — 9,8 ^ <\ circ>\ mathrm >

Если воздух содержит водяной пар , то охлаждение воздуха может вызвать конденсацию воды, и поведение больше не будет поведением идеального газа. Если воздух имеет давление насыщенного пара , то скорость, с которой температура падает с высотой, называется адиабатическим градиентом насыщения . В более общем смысле, фактическая скорость падения температуры с высотой называется погрешностью в окружающей среде . В тропосфере средняя погрешность в окружающей среде 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 ) обычно не равна адиабатической скорости градиента (или, соответственно, ). Если верхние слои воздуха теплее, чем прогнозируется по адиабатическому градиенту ( ), то, когда воздушный поток поднимается и расширяется, он достигнет новой высоты с более низкой температурой, чем его окружение. В этом случае пакет с воздухом плотнее, чем его окружение, поэтому он опускается до своей исходной высоты, и воздух устойчив к подъему. Если, наоборот, верхний воздух холоднее, чем прогнозируется по адиабатическому градиенту, 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. d Т / d z <\ displaystyle dT / dz> d S / d z ≠ 0 <\ displaystyle dS / dz \ neq 0> 0>»> d S / d z > 0 <\ displaystyle dS / dz>0> 0″>

Читайте также:  Patriot мойка высокого давления gt 320 imperial

Тропосфера нагревается снизу скрытой теплотой , длинноволновым излучением и явным теплом . Избыточный нагрев и вертикальное расширение тропосферы происходит в тропиках. В средних широтах температура тропосферы снижается в среднем от 15 ° C (59 ° F ) на уровне моря до примерно -55 ° C (-67 ° F ) в тропопаузе . На полюсах температура тропосферы только снижается в среднем от 0 ° C (32 ° F ) на уровне моря до примерно -45 ° C (-49 ° F ) в тропопаузе. На экваторе тропосферные температуры снижаются в среднем от 20 ° C (68 ° F ) на уровне моря до примерно -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, чем средняя толщина тропосферы на полюсах.

Тропопауза

Тропопауза — это пограничная область между тропосферой и стратосферой .

Измерение изменения температуры с высотой через тропосферу и стратосферу 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

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 в отношении локализованных областей атмосферы (в синоптическом масштабе ). Более полное объяснение потока атмосферы вокруг Земли в целом можно найти в трехэлементной модели.

Зональный поток

Режим зонального потока является метеорологический термин , означающий , что общая картина течения с запада на восток вдоль широты линий Земли, со слабой радиоволны встраивается в поток. Использование слова «зона» относится к потоку, протекающему вдоль широтных «зон» Земли. Этот узор может искривляться и превращаться в меридиональный поток.

Меридиональный поток

Когда зональный поток искажается, атмосфера может течь в более продольном (или меридиональном) направлении, и поэтому возникает термин « меридиональный поток ». Меридиональные схемы потока характеризуются сильными, усиленными впадинами низкого давления и гребнями высокого давления, с более выраженным потоком с севера на юг в общей структуре, чем с течением с запада на восток.

Трехъячеечная модель

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 глобальную циркуляцию атмосферы (массовый поток). 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 .

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, находящихся 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 верхнего слоя воздуха способствуют конвергенции нижнего уровня, образованию циклонов и положительной вертикальной скорости. Поэтому выявление областей дивергенции верхних слоев атмосферы является важным шагом в прогнозировании формирования приземной области низкого давления.

Источник

Adblock
detector