Мезосфера температура


Мезосфера температура

Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

Тропопауза

Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её 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 около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.


Стратопауза

Мезосфера

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. Линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.

Граница атмосферы Земли

Принято считать, что граница атмосферы Земли и ионосферы находится на высоте 118 километров. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.

Термосфера

Термопауза

Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

 

Экзосфера (сфера рассеяния)

Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).


До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200—250 км соответствует температуре ~150 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000—3500 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 чрезвычайно разреженных пылевидных 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, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.

Источник: meteoinfo.ru

МЕЗОСФЕ́РА (от ме­зо… и сфе­ра), слой ат­мо­сфе­ры, ле­жа­щий ме­ж­ду стра­то­сфе­рой и тер­мо­сфе­рой на вы­со­тах от 50–55 км до 85–100 км над уров­нем мо­ря. Ха­рак­те­ри­зу­ет­ся по­ни­же­ни­ем темп-ры с вы­со­той от зна­че­ний –20… +10 °C в ок­ре­ст­но­сти стра­то­пау­зы до зна­че­ний –70… –130 °C в ок­ре­ст­но­сти ме­зо­пау­зы. Часть ат­мо­сфе­ры, вклю­чаю­щую стра­то­сфе­ру и М., на­зы­ва­ют сред­ней ат­мо­сферой.

Те­п­ло­вой ре­жим М. оп­ре­де­ля­ет­ся лу­чи­стым те­п­ло­об­ме­ном и пе­ре­но­сом те­п­ла вер­ти­каль­ны­ми и го­ри­зон­таль­ны­ми по­то­ка­ми воз­ду­ха. В верх­ней М. к этим ме­ха­низ­мам те­п­ло­пе­ре­но­са до­бав­ля­ет­ся тур­бу­лент­ная и мо­ле­ку­ляр­ная те­п­ло­про­вод­но­сти.


лад в те­п­ло­вой ба­ланс верх­ней М. вно­сят так­же эк­зо­тер­мич. хи­мич. ре­ак­ции с уча­сти­ем ато­мов во­до­ро­да и ки­сло­ро­да. Во вне­тро­пич. ши­ро­тах темп-ра ниж­ней М. ле­том вы­ше, чем зи­мой (за счёт по­гло­ще­ния сол­неч­ной ра­диа­ции озо­ном); темп-ра верх­ней М., на­обо­рот, ле­том ни­же, чем зи­мой (бла­го­да­ря цир­ку­ля­ции воз­ду­ха). Слой ат­мо­сфе­ры, вклю­чаю­щий верх­нюю М. и ме­зо­пау­зу, – са­мый хо­лод­ный в ат­мо­сфе­ре. По­сту­п­ле­ние те­п­ла за счёт ра­диа­ции здесь от­но­си­тель­но не­ве­ли­ко (в ча­ст­но­сти, из-за ма­ло­го ко­ли­че­ст­ва озо­на в днев­ное вре­мя), ра­диа­ци­он­ное вы­хо­ла­жи­ва­ние верх­ней М. из-за низ­кой темп-ры то­же сла­бое. Те­п­ло­вое из­лу­че­ние воз­ду­ха за­ви­сит от темп-ры, что при­во­дит к ос­лаб­ле­нию тем­пе­ра­тур­ных воз­му­ще­ний в ат­мо­сфе­ре. Од­на­ко в хо­лод­ной верх­ней М. этот ме­ха­низм не­дос­та­точ­но эф­фек­ти­вен, по­это­му воз­му­ще­ния темп-ры, вы­зван­ные дви­же­ни­ем воз­ду­ха, про­яв­ля­ют­ся здесь при про­чих рав­ных ус­ло­ви­ях силь­нее, чем в бо­лее тё­п­лых об­лас­тях.

Зи­мой в М. пре­об­ла­да­ют за­пад­ные, а ле­том – вост. вет­ры. Цир­ку­ля­ция воз­ду­ха в М. фор­ми­ру­ет­ся вслед­ст­вие те­п­ло­вых про­цес­сов, а так­же в ре­зуль­та­те взаи­мо­дей­ст­вия возд. по­то­ков с вол­на­ми в ат­мо­сфе­ре (пла­не­тар­ны­ми и гра­ви­та­ци­он­ны­ми), рас­про­стра­няю­щи­ми­ся из ниж­ней ат­мо­сфе­ры, и ат­мо­сфер­ны­ми при­ли­ва­ми.
утр. гра­ви­та­ци­он­ные вол­ны в верх­ней М. дос­ти­га­ют боль­ших ам­пли­туд, и их об­ру­ше­ние при­во­дит к тор­мо­же­нию зо­наль­но­го возд. по­то­ка. В ре­зуль­та­те в М. и ниж­ней тер­мо­сфе­ре под дей­ст­ви­ем си­лы Ко­рио­ли­са воз­ни­ка­ет ме­ри­дио­наль­ная цир­ку­ля­ция воз­ду­ха, вос­хо­дя­щая ветвь ко­то­рой рас­по­ла­га­ет­ся над тем по­лю­сом Зем­ли, где сто­ит ле­то, а нис­хо­дя­щая – над тем, где зи­ма. Этот про­цесс вы­зы­ва­ет адиа­ба­тич. из­ме­не­ния темп-ры верх­ней М., наи­бо­лее зна­чи­тель­ные в по­ляр­ных об­лас­тях: на­гре­ва­ние в «зим­нем» по­лу­ша­рии и ох­ла­ж­де­ние в «лет­нем».

Га­зо­вый со­став М. за­ви­сит от вы­со­ты над уров­нем мо­ря, гео­гра­фич. ши­ро­ты, се­зо­на и вре­ме­ни су­ток. В верх­ней М. по­ни­жа­ет­ся от­но­сит. со­дер­жа­ние уг­ле­ки­сло­го га­за (при не­из­мен­ном со­дер­жа­нии азо­та и ки­сло­ро­да) в ре­зуль­та­те фо­то­дис­со­циа­ции и мо­ле­ку­ляр­ной диф­фу­зии. Со­дер­жа­ние во­дя­но­го па­ра в верх­ней М. бы­ст­ро умень­ша­ет­ся с вы­со­той. Со­дер­жа­ние озо­на в днев­ных ус­ло­ви­ях умень­ша­ет­ся с вы­со­той, но­чью же в ок­ре­ст­но­сти ме­зо­пау­зы на­блю­да­ет­ся его ло­каль­ный вы­сот­ный мак­си­мум. В М. с вы­со­той воз­рас­та­ет кон­цен­тра­ция ато­мов ки­сло­ро­да и во­до­ро­да. В верх­ней М. на­блю­да­ет­ся ло­каль­ный мак­си­мум кон­цен­тра­ции гид­ро­кси­ла. По срав­не­нию с ни­же­ле­жа­щи­ми слоя­ми ат­мо­сфе­ры в М. су­ще­ст­вен­но воз­рас­та­ет со­дер­жа­ние ио­нов: М. вклю­ча­ет бoльшую часть слоя D ио­но­сфе­ры.


В верх­ней М. в уме­рен­ных и вы­со­ких ши­ро­тах (55–65°) ле­том на­блю­да­ют­ся се­реб­ри­стые об­ла­ка, а в по­ляр­ных ши­ро­тах – их ана­лог – по­ляр­ные ме­зо­сфер­ные об­ла­ка. Верх­ней М. свой­ст­вен­но так­же яв­ле­ние ме­зо­сфер­но­го эха. Во 2-й пол. 20 в. зи­мой в ср. ши­ро­тах Сев. по­лу­ша­рия на­блю­да­лось ох­ла­ж­де­ние верх­ней М., чёт­ко­го объ­яс­не­ния ко­то­ро­му по­ка не най­де­но.

Источник: bigenc.ru

Азот, самый распространенный газ в атмосфере, химически мало активен.

Кислород, в отличие от азота, химически очень активный элемент. Специфическая функция кислорода — окисление органического вещества гетеротрофных организмов, горных пород и недоокисленных газов, выбрасываемых в атмосферу вулканами. Без кислорода не было бы разложения мертвого органического вещества.

Роль углекислого газа в атмосфере исключительно велика. Он поступает в атмосферу в результате процессов горения, дыхания живых организмов, гниения и представляет собой, прежде всего, основной строительный материал для создания органического вещества при фотосинтезе. Кроме этого, огромное значение имеет свойство углекислого газа пропускать коротковолновую солнечную радиацию и поглощать часть теплового длинноволнового излучения, что создаст так называемый парниковый эффект, о котором речь пойдет ниже.


Влияние на атмосферные процессы, особенно на тепловой режим стратосферы, оказывает и озон. Этот газ служит естественным поглотителем ультрафиолетового излучения Солнца, а поглощение солнечной радиации ведет к нагреванию воздуха. Средние месячные значения общего содержания озона в атмосфере изменяются в зависимости от широты местности и времени года в пределах 0,23-0,52 см (такова толщина слоя озона при наземных давлении и температуре). Наблюдается увеличение содержания озона от экватора к полюсам и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной.

Характерным свойством атмосферы можно назвать то, что содержание основных газов (азота, кислорода, аргона) с высотой изменяется незначительно: на высоте 65 км в атмосфере содержание азота — 86 %, кислорода — 19, аргона — 0,91, на высоте же 95 км — азота 77, кислорода — 21,3, аргона — 0,82 %. Постоянство состава атмосферного воздуха по вертикали и по горизонтали поддерживается его перемешиванием.

Кроме газов, в воздухе содержатся водяной пар и твердые частицы. Последние могут иметь как естественное, так и искусственное (антропогенное) происхождение. Это цветочная пыльца, крохотные кристаллики соли, дорожная пыль, аэрозольные примеси. Когда в окно проникают солнечные лучи, их можно увидеть невооруженным глазом.


Особенно много твердых частиц в воздухе городов и крупных промышленных центров, где к аэрозолям добавляются выбросы вредных газов, их примесей, образующихся при сжигании топлива.

Концентрация аэрозолей в атмосфере определяет прозрачность воздуха, что сказывается на солнечной радиации, достигающей поверхности Земли. Наиболее крупные аэрозоли — ядра конденсации (от лат. condensatio — уплотнение, сгущение) — способствуют превращению водяного пара в водяные капли.

Значение водяного пара определяется прежде всего тем, что он задерживает длинноволновое тепловое излучение земной поверхности; представляет основное звено больших и малых круговоротов влаги; повышает температуру воздуха при конденсации водяных наров.

Количество водяного пара в атмосфере изменяется во времени и пространстве. Так, концентрация водяного пара у земной поверхности колеблется от 3 % в тропиках до 2-10 (15) % в Антарктиде.


Среднее содержание водяного пара в вертикальном столбе атмосферы в умеренных широтах составляет около 1,6-1,7 см (такую толщину будет иметь слой сконденсированного водяного пара). Сведения относительно водяного пара в различных слоях атмосферы противоречивы. Предполагалось, например, что в диапазоне высот от 20 до 30 км удельная влажность сильно увеличивается с высотой. Однако последующие измерения указывают на большую сухость стратосферы. По-видимому, удельная влажность в стратосфере мало зависит от высоты и составляет 2-4 мг/кг.

Изменчивость содержания водяного пара в тропосфере определяется взаимодействием процессов испарения, конденсации и горизонтального переноса. В результате конденсации водяного пара образуются облака и выпадают атмосферные осадки в виде дождя, града и снега.

Процессы фазовых переходов воды протекают преимущественно в тропосфере, именно поэтому облака в стратосфере (на высотах 20-30 км) и мезосфере (вблизи мезопаузы), получившие название перламутровых и серебристых, наблюдаются сравнительно редко, тогда как тропосферные облака нередко закрывают около 50 % всей земной поверхности.

Количество водяного пара, которое может содержаться в воздухе, зависит от температуры воздуха.


В 1 м3 воздуха при температуре -20 °С может содержаться не более 1 г воды; при 0 °С — не более 5 г; при +10 °С — не более 9 г; при +30 °С — не более 30 г воды.

Вывод: чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара может в нем содержаться.

Воздух может быть насыщенным и не насыщенным водяным паром. Так, если при температуре +30 °С в 1 м3 воздуха содержится 15 г водяного пара, воздух не насыщен водяным паром; если же 30 г — насыщен.

Абсолютная влажность — это количество водяного пара, содержащегося в 1 м3 воздуха. Оно выражается в граммах. Например, если говорят «абсолютная влажность равна 15», то это значит, что в 1 мЛ содержится 15 г водяного пара.

Относительная влажность воздуха — это отношение (в процентах) фактического содержания водяного пара в 1 м3воздуха к тому количеству водяного пара, которое может содержаться в 1 мЛ при данной температуре. Например, если по радио во время передачи сводки погоды сообщили, что относительная влажность равна 70 %, это значит, что воздух содержит 70 % того водяного пара, которое он может вместить при данной температуре.

Чем больше относительная влажность воздуха, т. с. чем ближе воздух к состоянию насыщения, тем вероятнее выпадение осадков.

Всегда высокая (до 90 %) относительная влажность воздуха наблюдается в экваториальной зоне, так как там в течение всего года держится высокая температура воздуха и происходит большое испарение с поверхности океанов. Такая же высокая относительная влажность и в полярных районах, но уже потому, что при низких температурах даже небольшое количество водяного пара делает воздух насыщенным или близким к насыщению. В умеренных широтах относительная влажность меняется по сезонам — зимой она выше, летом — ниже.

Особенно низкая относительная влажность воздуха в пустынях: 1 м1 воздуха там содержит в два-три раза меньше возможного при данной температуре количество водяного пара.

Для измерения относительной влажности пользуются гигрометром (от греч. hygros — влажный и metreco — измеряю).

При охлаждении насыщенный воздух не может удержать в себе прежнего количества водяного пара, он сгущается (конденсируется), превращаясь в капельки тумана. Туман можно наблюдать летом в ясную прохладную ночь.

Облака — это тог же туман, только образуется он не у земной поверхности, а на некоторой высоте. Поднимаясь вверх, воздух охлаждается, и находящийся в нем водяной пар конденсируется. Образовавшиеся мельчайшие капельки воды и составляют облака.

В образовании облаков участвуют и твердые частицы, находящиеся в тропосфере во взвешенном состоянии.

Облака могут иметь различную форму, которая зависит от условий их образования.

Самые низкие и тяжелые облака — слоистые. Они располагаются на высоте 2 км от земной поверхности. На высоте от 2 до8 км можно наблюдать более живописные кучевые облака. Самые высокие и легкие — перистые облака. Они располагаются на высоте от 8 до 18 км над земной поверхностью.

Источник: sites.google.com


You May Also Like

About the Author: admind

Добавить комментарий

Ваш адрес email не будет опубликован. Обязательные поля помечены *

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