Высота однородной атмосферы


«Атмосфера»

Атмосфера — газовая оболочка, окружающая планету Земля и вращающаяся вместе с ней. Совокупность разделов физики и химии, изучающих атмосферу, принято называть физикой атмосферы. Атмосфера определяет погоду на поверхности Земли, изучением погоды занимается метеорология, а длительными вариациями климата — климатология.

атмосфера

Толщина атмосферы 1500 км от поверхности Земли. Суммарная масса воздуха, то есть смеси газов, составляющих атмосферу: около 5,3 * 1015 т. Молекулярная масса чистого сухого воздуха составляет 29. Давление при 0°С на уровне моря 101 325 Па, или 760 мм. рт. ст.; критическая температура  140,7 °С; критическое давление 3,7 МПа. Растворимость воздуха в воде при 0 °С — 0,036 %, при 25 °С — 0,22 %.


Атмосферное давление — давление атмосферного воздуха на находящиеся в нем предметы и земную поверхность. Нормальным атмосферным давлением является показатель в 760 мм рт. ст. (101 325 Па). При повышении высоты на каждый километр давление падает на 100 мм.

Строение атмосферы.

Физическое состояние атмосферы определяется погодой и климатом. Основные параметры атмосферы: плотность воздуха, давление, температура и состав. С увеличением высоты плотность воздуха и атмосферное давление уменьшаются. Температура меняется также в зависимости от изменения высоты. Вертикальное строение атмосферы характеризуется различными температурными и электрическими свойствами, разным состоянием воздуха. В зависимости от температуры в атмосфере различают следующие основные слои: тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу, экзосферу (сферу рассеяния). Переходные области атмосферы между соседними оболочками называют соответственно тропопауза, стратопауза и т.д.

строение атмосферы


 

Тропосфера — нижний, основной, наиболее изученный слой атмосферы, высотой в полярных областях 8—10 км, в умеренных широтах до 10—12 км, на экваторе — 16—18 км. В тропосфере сосредоточено примерно 80—90 % всей массы атмосферы и почти все водяные пары. При подъеме через каждые 100 м температура в тропосфере понижается в среднем на 0,65 °С и достигает —53 °С в верхней части. Этот верхний слой тропосферы называют тропопаузой. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, сосредоточена преобладающая часть водяного пара, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны.

Стратосфера — слой атмосферы, располагающийся на высоте 11—50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение ее в слое 25—40 км от —56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии). Достигнув на высоте около 40 км значения 273 К (0 °С), температура остается постоянной до высоты 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Именно в стратосфере располагается слой озоносферы («озоновый слой», на высоте от 15—20 до 55— 60 км), который определяет верхний предел жизни в биосфере. Важный компонент стратосферы и мезосферы — озон, образующийся в результате фотохимических реакций наиболее интенсивно на высоте равной 30 км. Общая масса озона составила бы при нормальном давлении слой толщиной 1,7—4 мм, но и этого достаточно для поглощения губительного для жизни ультрафиолетового излучения Солнца. Озон (О3) — аллотропия кислорода, образуется в результате следующей химической реакции, обычно после дождя, когда полученное соединение поднимается в верхние слои тропосферы; озон имеет специфический запах.


В стратосфере задерживается большая часть коротковолновой части ультрафиолетового излучения (180—200 нм) и происходит трансформация энергии коротких волн. Под влиянием этих лучей изменяются магнитные поля, распадаются молекулы, происходит ионизация, новообразование газов и других химических соединений. Эти процессы можно наблюдать в виде северных сияний, зарниц, и других свечений. В стратосфере почти нет водяного пара.

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура воздуха до высоты 75—85 км понижается до 88 °С. Верхней границей мезосферы является мезопауза.

Термосфера (другое название — ионосфера) — слой атмосферы, следующий за мезосферой, — начинается на высоте 80—90 км и простирается до 800 км. Температура воздуха в термосфере быстро и неуклонно возрастает и достигает нескольких сотен и даже тысяч градусов.

Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 800 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идет утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).


изменение температуры и давления

Структура атмосферы

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную (однофазную), хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжелых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °С в стратосфере до -110 °С в мезосфере.

На высоте около 2000—3000 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные частицы кометного и метеорного происхождения. Кроме этих чрезвычайно разреженных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы — около 20 %; масса мезосферы — не более 0,3 %, термосферы — менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000—3000 км.


В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера — это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, т.к. их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже ее лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы называемая гомосферой. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.

строение атмосферы

Состав атмосферы

Атмосфера Земли — воздушная оболочка Земли, состоящая в основном из газов и различных примесей (пыль, капли воды, кристаллы льда, морские соли, продукты горения), количество которых непостоянно. Основным газами являются азот (78 %), кислород (21 %) и аргон (0,93 %). Концентрация газов, составляющих атмосферу, практически постоянна, за исключением углекислого газа CO2 (0,03 %).


Также в атмосфере содержатся SO2, СН4, N, СО, углеводороды, НСl, НF, пары Hg, I2, а также NO и многие другие газы в незначительных количествах. В тропосфере постоянно находится большое количество взвешенных твердых и жидких частиц (аэрозоль).

Таблица «Атмосфера»

атмосфера таблица

атмосфера таблица 2


Конспект урока «Атмосфера». Следующая тема: «Погода и климат»

Источник: uchitel.pro

Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется, в разных местах Земли в одно и тоже же время по-разному. У земной поверхности температура воздуха варьируется в довольно широких пределах: в тропических пустынях до + 60 °С, на материке Антарктика до – 90 °С.

С высотой температура воздуха изменяется в разных слоях и в разных широтах по-разному. В среднему она сначала снижается до высоты 10-15 км, а потом – растет до высоты 50-60 км, потом снова – падает. Чтобы определить температуру на любом уровне Z ввели понятия вертикального градиента температуры.

Вертикальным градиентом температуры воздуха называют ее изменение на каждые 100 г высоты.


clip_image002

где zв – высота верхнего уровня, м;

zн – высота нижнего уровня, м.

Данные о вертикальном градиенте температуры в разных пластах атмосферы используются при составлении прогнозов погоды, метеообслуживании полетов реактивных самолетов. Зная вертикальный градиент температуры, легко определить температуру tz на любом уровне z, если известна температура t0 на нижнем уровне:

clip_image004


Можно также определить температуру на нижнем уровне, если известная температура на высоте z. Такую задачу решают для приведения температуры к уровню моря. Средний по высоте и времени вертикальный градиент температуры в тропосфере составляет 0,6 °С/100 г.

График зависимости температуры воздуха от высоты, называется кривой стратификации.

УРАВНЕНИЕ СОСТОЯНИЯ СУХОГО И ВЛАЖНОГО ВОЗДУХА

Плотность воздуха непосредственно не определяется, а вычисляется при помощи уравнения состояния газа. Для одного моля газа:

PV = RT (3.1)

P = ρRT (3.2)

ρ = P/RT, (3.3)

где R – универсальная газовая постоянная. При нормальных условиях: Р = 101330 н/м2, T =273 К, R = 287,05 Дж/(кг·град).

По уравнению (3.3) можно определить плотность сухого воздуха. При н.у. ρв = 1,293 кг/м3.

Теперь найдем выражение для плотности влажного воздуха с температурой T, давлением воздуха Р і давлением водного пара е.

Влажный воздух – это смесь сухого воздуха и водяного пара.

Р = Р + е,

где Р – давление сухого воздуха.

Поэтому, давление сухого воздуха равняется (Р – е).

Для сухого воздуха уравнения состояния запишется в таким образом:

clip_image006.

Для водяного пара:


clip_image008.

Коэффициент 0,622 – это отношения молярной массы водяного пара к молярной массе сухого воздуха.

Общая плотность влажного воздуха равняется сумме плотности сухого воздуха и водного пара:

clip_image010.

Тогда уравнение состояния влажного воздуха запишется так:

clip_image012.


Rв – газовая постоянная для сухого воздуха, равная 287 Дж/(кг·град);

Rп – газовая постоянная для влажного воздуха, равная 460 Дж/(кг·град).

Отношение е/Р мало, поэтому можно записать так:

1-0,378·(е/Р) ≈ 1/(1+0,378·е/Р).

Так как

(1-а)(1+а) = 1-ая2,

а 1-ая2 ≈ 0,

то (1-ая) = 1/(1+а).

Тогда, уравнение состояния для влажного воздуха примет вид:

clip_image014.

Величина clip_image016 называется виртуальной температурой (Tv).

clip_image018.

Тогда,

clip_image020,

то есть плотность влажного воздуха описывается уравнением состояния сухого воздуха, но только с заменой температуры T на виртуальную температуру Tv.

Виртуальная температура влажного воздуха Tv – это такая температура, какую должен был бы иметь сухой воздух, чтобы его плотность равнялась плотности влажного воздуха с температурой T, давлением Р и давлением водяного пара е.

Виртуальная температура всегда немного выше истинной температуры влажного воздуха.

Плотность воздуха в каждом месте непрерывно изменяется во времени. Кроме того, она меняется с высотой, так как с высотой меняется также атмосферное давление и температура воздуха. Давление с высотой всегда уменьшается, а вместе с ним убывает и плотность. Температура с высотой, в основной, снижается, по крайней мере, в нижних слоях (10-15 км) атмосферы. Но падение температуры вызывает повышение плотности. В результате общего влияния изменения давления и температуры плотность с высотой, как правило, снижается, но не так сильно, как давление. В среднем для Европы она равняется у земной поверхности 1,25 кг/м3; на высоте 5 км – 0,74 кг/м3; 10 км – 0,41 кг/м3; 20 км – 0,09 кг/м3.

ИЗМЕНЕНИЕ ДАВЛЕНИЯ ВОЗДУХ С ВЫСОТОЙ. БАРОМЕТРИЧЕСКАЯ ФОРМУЛА

По какому закону меняется атмосферное давление с высотой?

Допустим, что известно давление на одном уровне. Какое оно в тот же момент на другом уровне? Возьмем вертикальный столб воздуха с поперечным разрезом, равным единице, и выделим в этом столбе тонкий слой, ограниченный снизу поверхностью на высоте Z , а сверху – поверхностью на высоте (Z+dZ). Толщина слоя dZ.

clip_image021 (-P+dP)

Z+dZ

Z

P

-gρd

Рисунок 3.1 – Силы, которые действуют на элементарный объем воздуха

На нижнюю поверхность выделенного элементарного объема соседний воздух действует с силой давления, которая направленная снизу вверх. Модуль этой силы на рассмотренной поверхности площадью, равной единице, и будет давлением воздуха Р на этой поверхности. На верхнюю поверхность элементарного объема соседний воздух действует с силой давления, которая направлена сверху вниз. Модуль этой силы P+dP есть давление на верхней границе. Это давление отличается от давления на нижней границе на маленькую величину dр, причем заранее не известно, будет dр положительным или отрицательной, то есть будет давление на верхней границе выше или ниже, чем на нижней границе.

Что касается сил давления, которые действуют на боковые стенки объема, то допустим, что в горизонтальном направлении атмосферное давление не меняется. Это значит, что силы давления, которые действуют со всех сторон на боковые стенки, уравновешиваются: их равнодействующая равняется нулю. Отсюда вытекает, что воздух в горизонтальном направлении не имеет ускорения и не перемещается.

Кроме того, на рассмотренный элементарный объем действует сила тяжести, которая направленная вниз и равняется ускорению свободного падения g, умноженному на массу воздуха во взятом объеме. Поэтому при вертикальном разрезе, равном единице, объем равняется dz, масса воздуха в нем равняется ρdz, где ρ – плотность воздуха, а сила тяжести равняется gρdz.

Сила тяжести gρdz и сила давления Р+dp направлены вниз; возьмем их с отрицательным знаком. Вверх направлена сила давления Р, ее возьмем с знаком “ + “.

В состоянии равновесия:

— ( Р + dp ) + Р – gρdz = 0

или dр = – gρdz (3.4)

Отсюда следует, что при движении вверх атмосферное давление падает.

Уравнение (3.4) называется основным уравнением статики атмосферы.

clip_image023= – gp

clip_image025— gp = 0

clip_image027 – g = 0,

clip_image029 – падение давления на единицу прироста высоты, то есть вертикальный барический градиент (вертикальный градиент давления).

clip_image027[1]— вертикальный барический градиент, отнесенный к единице массы и направленный вверх.

Основное уравнение статики выражает условие равновесия между двумя силами, которые действуют на единицу массы воздуха по вертикали – вертикальным барическим градиентом и силой тяжести.

Чтобы получить уравнение для изменения давления при конечном приросте высоты нужно проинтегрировать уравнение (3.4) в пределах от уровня z1 до z2 с давлением от Р1 до Р2. При этом плотность воздуха ρ есть переменной величиной, функцией высоты.

dp = — gρdz

ρ = clip_image031

dp = – clip_image033dz ли

clip_image035 = – clip_image037dz (3.5)

Проинтегрируем уравнение (3.5)

clip_image039 = —clip_image041clip_image043

ln p2 – ln p1 = —clip_image041[1]clip_image043[1]

Температура – величина перемена, зависит от высоты. Но эта зависимость не может быть точно описана математической функцией. Поэтому, берут среднее значение температуры Tm между уровнями z1 и z2. Тогда среднюю температуру можно вынести за знак интеграла.

ln p2 – ln p1 = —clip_image045clip_image047

ln clip_image049 = – clip_image051( z2 – z1 ) (3.6)

Потенцируем уравнения 3.6, и получим:

clip_image053 (3.7)

Уравнение (3.7) называется барометрической формулой.

Эта формула показывает, как меняется атмосферное давление с высотой в зависимости от температуры воздуха.

С помощью барометрической формулы можно решить три задачи:

1. зная давление на одном уровне и среднюю температуру слоя воздуха, найти давление на другом уровне;

2. зная давление на обоих уровнях и среднюю температуру слоя воздуха, найти разность уровней (барометрическое нивелирование );

3. зная разность уровней и значения давления на них, найти среднюю температуру слоя воздуха.

В случае расчетов для влажного воздуха берется значение R для сухого воздуха, умноженное на (1 + 0,378)clip_image055 .

Важным вариантом первой задачи есть приведение давления к уровню моря. Зная давление на некоторой станции, расположенной на высоте Z над уровнем моря, и температуру t на этой станции, вычисляют сначала среднюю температуру на рассмотренной станции и на уровне моря. Для уровня станции берется фактическая температура, а для уровня моря – та же температура, но увеличенная в той мере, в которой в среднем меняется температура воздуха с высотой. Средний вертикальный градиент температуры в тропосфере принимается равным 0,6 °С /100 г.

Итак, если станция имеет высоту 200 м и температура на ней 16 °С, то для уровня моря температура принимается равной 17,2 °С , а средняя температура составит 16,6 °С. После этого по давлению на станции и по полученной средней температуре определяется давление на уровне моря. Приведение давления к уровню моря необходимо потому, что на приземные карты погоды всегда наносится давление, приведенное к уровню моря. Этим исключается влияние расхождений в высотах станций на значение давления и становится возможной выяснить горизонтальное распределение давления.

ВЕРТИКАЛЬНЫЙ ГРАДИЕНТ ДАВЛЕНИЯ

Вертикальный градиент давления – это изменение давления при перемещении на единицу высоты.

Основное уравнение статики:

∆Р = – ρg∆z,

где ρ – средняя плотность воздуха в слое ∆z, кг/м3;

∆Р – изменение давления при изменении высоты, гПа.

Разделим обе части уравнения статики на ∆z.

Gв = – ∆Р/∆z = ρg или Gв = g/RT.

Вертикальный градиент давления выражается в гПа/100 г.

Барическая ступень – высота, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 гПа.

Барическая ступень (м/гПа) – величина, обратная вертикальному градиенту давления.

h = RT/g = [2,87 · 106 (273,15 + t)]/(980,6*P) ≈ 8000 (1+αt)/P, (м/гпа),

α – коэффициент температурного расширения, равный 0,004. (1/273=0,004).

Если пренебречь незначительными изменениями ускорения силы тяжести, то барическая ступень зависит только от плотности воздуха. Так как плотность воздуха с высотой уменьшается, то барическая ступень при увеличении высоты растет. При одном и того же давлении Р барическая ступень большее в теплом воздухе, чем в холодном.

При температуре 0 0С и давлении 1000 гПа барическая ступень равняется 8 м/гПа. При повышении температуры барическая ступень увеличивается в (1+αt) раз, то есть на 0,4 % на каждый градус нагревания.

В метеорологии принято понятие Международной стандартной атмосферы. В Международной стандартной атмосфере значения давления, температуры и других параметров рассчитаны к высотам 200 км. За начальный уровень принят уровень моря, на котором давление считается равным 1013,3 гПа, а температура воздуха 15 °С. К высоте 11 км стандартная атмосфера политропная (температура с высотой изменяется линейно) и имеет вертикальный градиент температуры 0,65 °С/100 г, от 11 до 30 км она является изотермической и имеет температуру (-56,5 °С).

Однородная атмосфера

Однородная атмосфера – это слой воздуха, где плотность воздуха не изменяется с высотой. В однородной атмосфере изменение давления с высотой определяется соотношением:

Р2= Р1 – rg (z2 – z1), (3.8)

где Р1 и Р2 – давление на высотах z1 и z2 соответственно;

r – плотность воздух, кг/м3;

g – ускорение свободного падения, м/с2.

Изотермическая атмосфера

Изотермическая атмосфера – это слой воздуха, где температура воздуха не изменяется с высотой.

В изотермической атмосфере изменение давления с высотой определяется соотношением:

clip_image057, (3.9)

Политропная атмосфера

Политропная атмосфера – это слой воздуха, где температура воздуха с высотой изменяется линейно, то есть вертикальный градиент температуры имеет постоянную величину.

В политропной атмосфере изменение давления с высотой определяется соотношением

clip_image059, (3.10)

где g – вертикальный градиент температуры, 0С/100 г;

Т1 – температура (R) на высоте z1 (м).

Источник: kursak.net

ОДНОРОДНАЯ АТМОСФЕРА. Условная атмосфера, в которой плотность на всех высотах одна и та же, а давление линейно убывает с высотой. Вертикальный градиент температуры О. А. у = 3,42°/100 м; если на уровне моря температура 0° С (273 К), то высота однородной атмосферы Я=7991 м.[ …]

Эту однородность нарушает и меняющееся запыление атмосферы. Поправки на оптические свойства аэрозоля всегда нужны при наблюдениях озона, и ясно, что изменение метода внесения таких поправок вносит в ряды наблюдений озона возмущения, так же как и, например, большие извержения вулканов, порой на годы запыляющие атмосферу.[ …]

ВЫСОТА ОДНОРОДНОЙ АТМОСФЕРЫ. См. однородная атмосфера.[ …]

МОДЕЛЬ АТМОСФЕРЫ.[ …]

Океан и атмосфера являются тонкими слоями жидкости в том смысле, что их горизонтальная протяженность гораздо больше, чем вертикальная. Поэтому неудивительно, что большая часть энергии, связанная с движением, содержится в компонентах, горизонтальный масштаб которых гораздо больше, чем вертикальный. Для таких компонент можно сделать определенные упрощения, и они используются со времен Лапласа (1778— 1779). Упрощение состоит в том, что можно использовать метод разделения переменных, т. е. решение можно выразить в виде суммы нормальных мод, каждая из которых имеет фиксированную вертикальную структуру и ведет себя в горизонтальном измерении и во времени таким же образом, как однородная жидкость со свободной поверхностью. Это справедливо даже тогда, когда вводятся эффекты вращения, и дает полезное упрощение при изучении этих явлений в следующих главах.[ …]

Биогеоценоз — это однородный участок земной поверхности с исторически сложившимся определенным составом живых организмов и компонентами неживой природы (почвой, атмосферой, климатом, солнечной энергией), характеризующийся относительной устойчивостью и саморегуляцией (рис. 93). Биогеоценоз представляет собой как бы элементарную структуру, «клеточку» биосферы. Между отдельными биогеоценозами имеются тесные связи, в результате которых образуется единый биогеоценотический покров Земли.[ …]

ВЫРАВНИВАНИЕ СВОЙСТВ атмосферы. Процесс, в результате которого распределение той или иной характеристики атмосферы становится более равномерным или однородным; напр.: выравнивание разностей температуры, выравнивание скорости ветра путем турбулентного обмена и т. п.[ …]

Окружающий нас воздух (атмосфера) является важнейшим фактором обеспечения нашей жизни. Стоит прекратить поступление воздуха в организм через органы дыхания, как уже через короткое время наступит смерть. В естественных условиях эта зависимость жизни от постоянного поступления не содержащего посторонних примесей воздуха для дыхания не таит в себе никакой опасности, но лишь до тех пор, пока в нашем распоряжении есть достаточное количество чистого, однородного по составу воздуха. Только с того времени, как человек начал применять в своей деятельности вредные для его жизни вещества, которые ранее лишь изредка, да и то в незначительных количествах загрязняли атмосферу, чистота использовавшегося для дыхания воздуха иногда стала подвергаться угрозе. При этом обнаружилось, что наши органы чувств не позволяют нам с достаточной точностью определять качество воздуха.[ …]

Класс 1а характеризуется однородным по всем направлениям переносом, наименьшим на территории. Его объем не превышает 10—12 млн м3/год при минимуме 5-6 млн м3, что определяет предельно малую интенсивность переноса Кип = 1—2. Он наблюдается в Восточной Сибири (1а1, 1а2, 1а4, 1а5), в Саянах и на Алтае (1а3) (см. рис. 7). Факторы, способствующие загрязнению атмосферы, характеризуются высокими значениями: повторяемость инверсий (изотермий) зимой — 95—100%, летом — 70-80%. Вследствие большой меридиональной протяженности района приходящая суммарная радиация варьирует в широких пределах. По радиации, осадкам и расчлененности рельефа выделяются: центральный (1а1), северо-восточный (1а2), юго-западный (1а3) и юго-восточный подрайоны (1а4,1а5). В подрайонах 1а4 и 1а5 высокая степень экологической опасности загрязнения атмосферы возможна не только за счет высокого ПЗА, но также за счет будущего промышленного освоения, в частности в зоне тяготения к трассе БАМа (1а4).[ …]

Содержание: интенсивность и однородность воздушного переноса (6 классов потенциала загрязнения атмосферы с выделением подклассов). Интенсивность по отношению к худшим условиям рассеивания. Анализ морфологических и климатических показателей, определяющих потенциал загрязнения. Ареалы распространения пыльных бурь.[ …]

В целях уменьшения загрязнения атмосферы вблизи зданий воздушники (дыхательные трубы) от аппаратов и емкостей (мерников, сборников, хранилищ и т. п.) для однородных и сочетаемых веществ, по возможности, следует группировать. Если такое оборудование рассредоточено и объединение воздушников затруднено, газоотводные трубы следует снабжать индивидуальными адсорберами (фильтрами-поглотителями). Пары и газы, как правило, должны направляться на конденсацию или улавливание.[ …]

Частными случаями П. А. являются однородная, адиабатическая и изотермическая атмосферы.[ …]

Впервые медленные колебания вращающейся атмосферы были обнаружены и проанализированы еще в 1893 г., Маргулесом [1]. Несколько лет спустя Хаф [2] независимо исследовал аналогичную проблему колебаний океана однородной глубины, покрывающего сферическую вращающуюся Землю, и также обнаружил медленные колебания подобного типа. Однако только спустя несколько десятилетий эти колебания вновь привлекли внимание метеорологов. Работы [3-5], рассматривавшие случай несжимаемой жидкости, показали важную роль этих колебаний для построения теории общей циркуляции атмосферы.[ …]

Задача получения профиля озона по УФ спектру атмосферы предъявляет довольно высокие требования к измерительной аппаратуре. Как показал В. А. Краснопольский, чтобы получить ошибку в вычислении вертикального распределения озона около 10 %, необходимо измерять УФ спектр с точностью до 1 %. Отсюда следуют такие требования к прибору: во-первых, его поле зрения не должно быть слишком велико, иначе будет сказываться зависимость от угла зрения [76] (Дер = 0,5 ср ведет к ошибке в 0,5 %); во-вторых, спектральное разрешение должно быть не хуже 2,5 нм (это соответствует ошибке в 0,5 %); в-третьих, отношение сигнал-шум должно быть достаточно высоким. В настоящее время все эти проблемы решены и сложность заключается в долговременном сохранении и периодическом качественном контроле приборных параметров с целью получения многолетних (11-летних) однородных данных.[ …]

Существует и другая классификация структуры атмосферы — по составу. До высот около 80-100 км выделяется гомосфера, а выше — гетеросфера. В гомосфере из-за турбулентного перемешивания относительный процентный состав газов практически не меняется, т. е. атмосфера остается однородной по составу. В гетеросфере турбулентное перемешивание компонент существенно слабее, и спадание каждой компоненты атмосферы происходит по «своей» барометрической формуле, поэтому относительный состав гетеросферы заметно меняется с высотой. Переходная область (80-110 км) между гомосферой и гетеросферой называется турбопаузой.[ …]

Движение, вызванное равномерным потоком однородно стратифицированной жидкости над синусоидальным рельефом малой амплитуды. Волнистые линии показывают перемещение изопикнических поверхностей, конфигурации равновесия которых горизонтальны, а прямые линии соединяют гребни и впадины, (а) Для рельефа с малой длиной волны, т. е. с волновым числом & > N/11, где N — частота плавучести, а и — скорость жидкости относительно земли (типичное значение выражения и/Ы для атмосферы равно 1 км). Рисунок выполнен для Ш = 1,25 N. Отметим уменьшение амплитуды с высотой, показывающее, что энергия задерживается около земли. В и Н показывают соответственно положения максимумов и минимумов возмущения давления, т. е. существует всасывание над гребнями. Когда нижняя половина плоскости является жидкостью, это может привести к неустойчивости Кельвина—Гельмгольца, если относительная скорость жидкостей достаточно велика, чтобы всасывание преодолело силу тяжести, (б) Отклик на рельеф с большой длиной волны, т. е. когда к < N/1У (рисунок выполнен для Ш = 0,8Л0- Теперь перемещение изопнкн равномерно с высотой, но волновые гребни движутся вверх по течению с высотой, т. е. фазовые линии наклонены, как показано. Групповая скорость относительно воздуха направлена вдоль этих фазовых линий, но групповая скорость относительно земли направлена под прямым углом, т. е. вниз по течению и вверх. Высокое и низкое давления находятся теперь в узлах, поэтому существует равнодействующая сила на рельеф в направлении потока. Движение, вызванное равномерным потоком однородно стратифицированной жидкости над синусоидальным рельефом малой амплитуды. Волнистые линии показывают перемещение изопикнических поверхностей, конфигурации равновесия которых горизонтальны, а прямые линии соединяют гребни и впадины, (а) Для рельефа с малой длиной волны, т. е. с волновым числом &> N/11, где N — частота плавучести, а и — скорость жидкости относительно земли (типичное значение выражения и/Ы для атмосферы равно 1 км). Рисунок выполнен для Ш = 1,25 N. Отметим уменьшение амплитуды с высотой, показывающее, что энергия задерживается около земли. В и Н показывают соответственно положения максимумов и минимумов возмущения давления, т. е. существует всасывание над гребнями. Когда нижняя половина плоскости является жидкостью, это может привести к неустойчивости Кельвина—Гельмгольца, если относительная скорость жидкостей достаточно велика, чтобы всасывание преодолело силу тяжести, (б) Отклик на рельеф с большой длиной волны, т. е. когда к < N/1У (рисунок выполнен для Ш = 0,8Л0- Теперь перемещение изопнкн равномерно с высотой, но волновые гребни движутся вверх по течению с высотой, т. е. фазовые линии наклонены, как показано. Групповая скорость относительно воздуха направлена вдоль этих фазовых линий, но групповая скорость относительно земли направлена под прямым углом, т. е. вниз по течению и вверх. Высокое и низкое давления находятся теперь в узлах, поэтому существует равнодействующая сила на рельеф в направлении потока.

Биогеоценоз — сложная природная система, совокупность однородных природных условий (атмосферы, горной породы, почвы и гидрологических условий, растительности, животного мира и мира микроорганизмов), имеющая свою специфику взаимодействия слагающих ее компонентов и определенный тип обмена веществом и энергией.[ …]

Хотя для проектирования промышленных топок, сжигающих однородное топливо, существуют определенные технические параметры, для проектирования печей для сжигания мусора и других отбросов таких данных не существует. Это объясняется тем, что мусоросжигательные печи должны очень часто зажигаться и удовлетворительно работать в самых разнообразных условиях, сжигая топливо с высоким содержанием летучих веществ. Обычно эти печи заполняются неравномерно, неоднородным материалом разнообразного состава; соответственно этому колеблется подача воздуха в топку и распределение его, что приводит к значительным колебаниям температуры в камере сжигания. Несмотря на столь широкие колебания рабочих характеристик, должно быть обеспечено эффективное сжигание отходов во избежание сильного загрязнения атмосферы выбросами. В зависимости от условий сжигания отбросов различают одно- или многокамерные мусоросжигательные печи.[ …]

Хотя для проектирования промышленных топок, сжигающих однородное топливо, существуют определенные технические параметры, для проектирования печей для сжигания мусора и других отбросов таких данных не существует. Это объясняется тем, что мусоросжигательные печи должны очень часто зажигаться и удовлетворительно работать в самых разнообразных условиях, сжигая топливо с высоким содержанием летучих веществ. Обычно эти печи заполняются неравномерно, неоднородным материалом разнообразного состава; соответственно этому колеблется подача воздуха в топку и распределение его, что приводит к значительным колебаниям температуры в камере сжигания. Несмотря на столь широкие колебания рабочих характеристик, должно быть обеспечено эффективное сжигание отходов во избежание сильного загрязнения атмосферы выбросами. В зависимости от условий сжигания отбросов различают одно- или многокамерные мусоросжигательные печи.[ …]

Закон Бугера—Ламберта для расчета ослабления радиации в атмосфере может быть применен, если использовать понятие об однородной атмосфере (1.42). Однородная атмосфера имеет плотность воздуха, одинаковую во всех точках, т.е. она не изменяется с высотой и атмосферное давление у земной поверхности равно реальному. В отличие от реальной атмосферы однородная атмосфера имеет верхнюю границу, которая при стандартных условиях у земной поверхности находится на высоте 7990 м (1.43).[ …]

Рассмотрим декартову систему координат OXYZ. Предположим, что атмосфера находится в состоянии локального термодинамического равновесия, за исключением облачного слоя горизонтально однородна, имеет температуру Г(г) и коэффициент аэрозольного п газового поглощения аСг). Подстилающая поверхность является абсолютно черным излучателем при температуре Т3 = Т(0). Облачность занимает слой Л: к < г < Я, в пределах которого будем учитывать взаимодействие излучения только с облачным веществом, те а(г) = 0 при геЛ.[ ...]

В настоящее время отсутствует сколько-нибудь строгое описание однородной нуклеации, приводящей к появлению новой конденсированной фазы, или даже нуклеации гетерогенной, заключающейся в росте уже существующих частиц за счет захвата молекул газовой фазы. Однако и лабораторные эксперименты, и натурные наблюдения подтверждают протекание таких процессов в земной атмосфере с участием как органических, так и неорганических соединений.[ …]

В большинстве работ прямая и, следовательно, обратная задачи оптики атмосферы решаются моделях системы, не учитывающих стохастическую структуру оптико-метеорологических полей реальной атмосферы. Например, задача лазерного зондирования облаков решается на основе нестационарного уравнения переноса в наиболее простой модели в виде плоскопараллельного горизонтально однородного облачного слоя. Эффекты, связанные со случайной геометрией разорванной облачности, могут оказывать существенное влияние на структуру полей яркости коротковолновой и длинноволновой радиации, а также на энергетические характеристики лазерного излучения, что необходимо учитывать при формулировке и решении задач дистанционного оптического зондирования.[ …]

Статистическая совокупность может состоять не только из аморфной массы однородных объектов, но и из разных по составу, но внутренне однородных групп, объединённых в отношении принятых в опыте условий для совместной статистической обработки. В таких случаях совокупность исходных данных называется статистическим комплексом. Например, в массе наблюдаемых предприятий по результатам выбросов в атмосферу вредных веществ можно образовать несколько групп по отдельным веществам: твердые частицы, сера, кислотные вещества и т.д.[ …]

В метеорологии самые мелкие частицы называют ядрами Айткена. Их появление в атмосфере связано с однородной гомо-или гетеромолекулярной нуклеацией — образованием новых относительно устойчивых частиц из газообразных предшественников. Примером таких процессов может служить образование мельчайших час¥и сажи при горении природного газа или частиц голубоватой дымки, возникающей часто над массивами хвойных лесов в жаркую безветренную погоду в результате окисления выделяемых растениями терпеновых углеводородов С10Н16.[ …]

Здесь К — постоянная, зависящая от выбранной модели вертикальной стратификации атмосферы; ау, Б — полуширина и интенсивность линии, относящиеся к нормальным и однородным условиям; С/, — количество газа в вертикальном столбе воздуха.[ …]

По В.Н. Сукачеву, биогеоценоз — совокупность на известном протяжении земной поверхности однородных природных явлений — атмосферы, горной породы, гидрологических условий, растительности, животного мира, микроорганизмов и почвы.[ …]

В верхней части приземного слоя наблюдается крупномасштабная турбулентность, близкая к однородной и изотропной, вызванная взаимодействием различных течений воздуха. В нижней части приземного слоя турбулентность сравнительно мелкомасштабная, генерируемая в основном обтеканием ветром строений, неровностями и шероховатостью поверхности земли. Эту турбулентность нельзя считать однородной и изотропной, но, как отмечает Л. И. Седов [20], ее можно рассматривать как простейший вид турбулентного движения, которое под действием сил вязкости, вызывающих диссипацию кинетической энергии, приближается к однородному изотропному. Диссипация энергии в атмосфере (или ее рассеяние) — это переход части кинетической энергии ветра в тепло под действием внутреннего трения — молекулярной вязкости воздуха. Диссипация тем значительнее, чем больше изменение скорости воздушных масс от точки к точке. Она связана преимущественно с мелкомасштабной турбулентностью. Наибольшее количество энергии рассеивается в нижних слоях атмосферы, особенно в приземном.[ …]

Атмосферные условия. Для того чтобы определить, каким изменениям подвергнется загрязнение атмосферы, необходимо знать атмосферные условия. Эти условия определяют скорость диффузии радиоактивных загрязнений, турбулентность, которой они подвергаются, скорость седиментации и отложения их. Атмосферные условия особенно сказываются на размере территории распространения загрязнений и на однородности их концентрации. Эти условия удобно рассматривать, подразделив их на две группы: 1) ограниченные пространства, например, в производственных помещениях и 2) открытая атмосфера.[ …]

В настоящее время наиболее хорошо разработана теория переноса излучения в простейшей модели атмосферы в виде однородного плоскопараллельного слоя: существует большое число асимптотических, приближенных и численных методов решения уравнения переноса, а также различных модификаций этих методов, которые подробно обсуждаются в ряде монографий и учебников [8, 9, 12, 15, 17, 23, 25 27, 32]. Интересующемуся читателю рекомендуем книгу под редакцией Ленобль [17], где дан исчерпывающий обзор подавляющего большинства из развитых к настоящему времени многочисленных методов решения уравнения переноса и приведена обширнейшая библиография оригинальных работ. В обзоре содержится сжатое описание и оценка точности этих методов, а также дан достаточно полный анализ их относительных преимуществ и недостатков. Последнее обстоятельство является исключительно важным при выборе метода решения практических задач переноса излучения с заданной точностью.[ …]

Модель с сезонными колебаниями интегрировалась на 4,2 атмосферных года (с горизонтальным шагом в атмосфере 500 км в первые 3 года и 250 км в последние 1,2 года), синхронизированных с 1200 океанскими годами (с горизонтальным шагом в океане 500 км). Время релаксации в океанском блоке сокращалось путем искусственного усиления температурной и соленостной реакции глубоких слоев океана (на наибольших глубинах — впятеро). На более простой модели было проверено, что этот прием не искажает предельного статистически-равновесного состояния океана. Начальное состояние системы АОС бралось по результатам долгосрочного интегрирования модели со средней годовой инсоляцией (начинавшегося с сухой изотермической атмосферы с температурой 6,8 °С и однородного океана с температурой 2,5 °С и соленостью 34,8%о). Граничными условиями для атмосферного блока на поверхности океана служили данные о температуре ВПС и толщине морского льда, средние месячные значения которых накапливались в океанском банке, а для океанского блока — накапливавшиеся в атмосферном банке средние месячные значения потоков импульса и влаги, а также температура, отношение смеси водяного пара, скорость ветра и лучистый поток тепла на нижнем уровне в атмосфере (нужные для вычисления суммарного потока тепла — его прямое задание приводило к вычислительной неустойчивости).[ …]

В нижней части пограничного слоя вертикальные турбулентные потоки количества движения, тепла и пара над отдельными сравнительно однородными по шероховатости участками земной поверхности остаются постоянными. В связи с этим примыкающий к земной поверхности слой атмосферы, где имеет место постоянство турбулентных потоков по высоте, называется приземным слоем. Толщина приземного слоя атмосферы достигает десятков метров.[ …]

Экологи используют также термин «биогеоценоз», предложенный советским ботаником В. Н. Сукачевым. Этим термином обозначается совокупность растений, животных, микроорганизмов, почвы и атмосферы на однородном участке суши. Биогеоценоз является синонимом экосистемы.[ …]

За время своего существования облака вероятных ядерных ударов и дыма вызванных ими пожаров в ряде регионов (Европа, Северная Америка, Восточная Азия) зоны 30—60° с. ш. успеют обогнуть земной шар, частично перемешаться и, образовав зонально однородную пелену в указанной зоне, начнут распространяться в другие широты. Согласно проведенным модельным расчетам, такое распространение будет происходить преимущественно в нижней стратосфере из северного в южное полушарие со скоростью, превышающей наблюдаемую скорость межширотного переноса примесей в стандартной невозмущенной атмосфере [56, 155]. Этому способствует увеличение межполушарного градиента температуры в верхней тропосфере и стратосфере, вызванное их аэрозольным нагреванием.[ …]

Теоретические результаты относятся к горизонтальному слою и получены в приближении Буссинеска. Последнее справедливо, если вертикальный масштаб движений много меньше характерного масштаба Ср/ад, а — коэффициент термического расширения среды, ср — ее теплоемкость при постоянном давлении, д — ускорение силы тяжести [13]. Для движений в атмосферах с вертикальным масштабом, сравнимым с высотой однородной атмосферы, следует использовать приближения более точные, чем Буссинеска (см. Зейтунян [14] и литературу там).[ …]

Движение, порождаемое постоянным потоком стратифицированной жидкости над синусоидальным рельефом малой амплитуды. Обозначения те же, что и на рис. 6.10, но горизонтальный масштаб намного больше ц вертикальный масштаб завышен относительно горизонтального в N/f раз. (а) Случай рельефа с меньшей длиной волны, волновое число k задается в вйде k = — l,25f/U (типичное значение U/f для атмосферы равно 100 км). Смещение изопикн однородно по высоте, но гребни волн перемещаются вверх по течению с высотой, т. е. фазовые линии наклонены, как видно из рисунка. Групповая скорость относительно воздуха направлена вдоль этих фазовых линий, но групповая скорость относительно земли направлена вверх под малым углом вниз по течению. Высокое и иизкое давления располагаются в узлах, в результате чего возникает результирующая сила, действующая на рельеф в направлении потока. На рисунке показаны направления компоненты течения, нормальной странице, для Северного полушария; они имеют противоположное направление для Южиого полушария, (б) Отклик на рельеф с более длйнио-вблйовым горизонтальным масштабом. В этом случае волновое число k равно 0,8¡IU. (1) На вертикальном сечении показано затухание амплитуды с высотой. Фазовые линии в этом случае вертикальны. (И) Вид в плане. Сплошные линии со стрелками изображают траектории частиц, а штриховые линии представляют изобары. Частицы смещены в направлении низкого давления над гребнями и в сторону высокого давления над впадинами. Так как скорость над холмом выше, то давление вдоль линии тока, согласно Teoflke Бернулли, нижа. Тем не менее на линии у «= const давление в д ейств й т&ль и о стй йыше над холмом, как это видно из рисунка (11) и как изображено в (1). Движение, порождаемое постоянным потоком стратифицированной жидкости над синусоидальным рельефом малой амплитуды. Обозначения те же, что и на рис. 6.10, но горизонтальный масштаб намного больше ц вертикальный масштаб завышен относительно горизонтального в N/f раз. (а) Случай рельефа с меньшей длиной волны, волновое число k задается в вйде k = — l,25f/U (типичное значение U/f для атмосферы равно 100 км). Смещение изопикн однородно по высоте, но гребни волн перемещаются вверх по течению с высотой, т. е. фазовые линии наклонены, как видно из рисунка. Групповая скорость относительно воздуха направлена вдоль этих фазовых линий, но групповая скорость относительно земли направлена вверх под малым углом вниз по течению. Высокое и иизкое давления располагаются в узлах, в результате чего возникает результирующая сила, действующая на рельеф в направлении потока. На рисунке показаны направления компоненты течения, нормальной странице, для Северного полушария; они имеют противоположное направление для Южиого полушария, (б) Отклик на рельеф с более длйнио-вблйовым горизонтальным масштабом. В этом случае волновое число k равно 0,8¡IU. (1) На вертикальном сечении показано затухание амплитуды с высотой. Фазовые линии в этом случае вертикальны. (И) Вид в плане. Сплошные линии со стрелками изображают траектории частиц, а штриховые линии представляют изобары. Частицы смещены в направлении низкого давления над гребнями и в сторону высокого давления над впадинами. Так как скорость над холмом выше, то давление вдоль линии тока, согласно Teoflke Бернулли, нижа. Тем не менее на линии у «= const давление в д ейств й т&ль и о стй йыше над холмом, как это видно из рисунка (11) и как изображено в (1).

Различие между двумя указанными выше типами решения существенно; оно показано на рис. 6.10. Для малых длин волн (ки>Ы), для которых возмущенная энергия задерживается, частицы воздуха на всех уровнях испытывают вертикальные перемещения, подобные рельефу, но с амплитудами, которые уменьшаются с высотой. Решение является равновесным, но при этом отсутствуют приток и отток энергии. Возмущенное давление низко на холмах и высоко в ложбинах, поэтому нет суммарной горизонтальной силы между атмосферой и подстилающей поверхностью. Для очень малых длин волн (ки Л ) влияние стратификации мало, и решение совпадает с безвихревым течением однородной жидкости.[ …]

В численных экспериментах по объединенной модели АОС уравнения четырехслойной атмосферной модели и блока деятельного слоя океана интегрировались на сферической сетке И. Кури-хары (1968) с горизонтальным шагом около 1000 км (360 точек в каждом сферическом слое, суммарное число степеней свободы 7560 — эксперименты с таким грубым пространственным разрешением имели, конечно, лишь предварительный характер). Начальными условиями были близкие к средним годовым зональные распределения температур воздуха и ВПС, адиабатическое вертикальное распределение температуры воздуха, отсутствие ветра, однородные распределения атмосферного давления на уровне моря (1013 гПа), относительной влажности воздуха (0,5) и толщины ВПС (50 м). Интегрирование велось шагами по времени в атмосфере 20 мин и в деятельном слое океана 2 ч, с их естественной синхронизацией. Расчет был проведен на период времени 1000 сут с учетом годового хода инсоляции.[ …]

Источник: ru-ecology.info

  • Совокупность разделов физики и химии, изучающих атмосферу принято называть физикой атмосферы Состояние атмосферы определяет погоду и климат на поверхности
  • плотности и давления его атмосферы а поэтому марсианская атмосфера гораздо протяжённее земной. Высота однородной атмосферы на Марсе больше, чем на Земле
  • соотношения равенства длины свободного пробега частиц высоте однородной атмосферы Грубо говоря, это слой атмосферы выше которого взаимные соударения уже не могут
  • верхней атмосферы Земли и других планет. Нижняя граница экзосферы — экзобаза — определяется по равенству длины свободного пробега атомов высоте однородной атмосферы
  • граница однородной атмосферы при 0  C и одинаковой плотности от уровня моря. Яркость неба снижается пропорционально уменьшению высоты однородной атмосферы на
  • примерной однородностью температуры и влагосодержания по горизонтали. Однородность свойств воздушной массы достигается формированием её над однородной подстилающей
  • Стратосфера от лат. stratum  настил, слой — слой атмосферы располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры
  • прозрачность воздуха, степень его однородности влияющая на резкость изображения объектов величина фонового свечения атмосферы суточные перепады температуры
  • верхнего яруса, состоящие из кристалликов льда. Имеют вид однородной белесоватой пелены. Высота нижней кромки — 6 — 8 км, вертикальная протяжённость колеблется
  • характеристики атмосферы Титана плотность, давление, температура и так далее в зависимости от высоты Измерить процентное соотношение составляющих атмосферы Исследовать
  • по высоте Реальное распределение давления и плотности воздуха в земной атмосфере не следует барометрической формуле, так как в пределах атмосферы температура
  • из — за меньшей толщины атмосферы рассеивающей солнечные лучи. Основная статья: Циркуляция атмосферы Общая циркуляция атмосферы — совокупность крупномасштабных

Источник: google-info.org


You May Also Like

About the Author: admind

Добавить комментарий

Ваш e-mail не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

Этот сайт использует Akismet для борьбы со спамом. Узнайте как обрабатываются ваши данные комментариев.