Вертикальна будова атмосфери

Метеорологія

 

 

Адіабатичний процес в атмосфері

Адіабатичним називається процес, під час якого зміни температури відбуваються без теплообміну з навколишнім середовищем, а лише внаслідок перетворення внутрішньої енергії в роботу і навпаки, завдяки внутрішнім змінам тиску, вологості і температури.

Якщо повітря сухе, тобто без водяної пари, з підняттям на 100 м висоти його температура падає на І °С, а при опусканні відповідно зростає на 1 °С. Такий процес називають сухоадіабатичним.

Вирішальне значення у вологому повітрі має конденсація водяної пари. На випаровування води з земної поверхні витрачається велика кількість теплоти, яка у вигляді прихованої теплоти переноситься водяною парою вверх і виділяється при конденсації внаслідок адіабатичного охолодження повітря, яке підіймається вверх і розширюється. Охолодження вологого повітря, в якому відбувається конденсація і виділення прихованої теплоти пароутворення, при піднятті йде повільніше, наприклад, на 0,5...0,8 °С на 100 м висоти. Такий процес називають волого адіабатичним.

Атмосферний озон та механізм його утворення

Озон в атмосфері за об'ємом становить 7 • ‰ (влітку) і до 2 • ‰ (взимку). Але його роль винятково важлива. Якби не було озону, то біологічно активні ультрафіолетові промені зовсім змінили б біологічні проце­си, а, можливо, і в цілому органічне життя на Землі. Тобто озон, по­глинаючи короткохвильову радіацію, захищає всі живі організми і в той же час є регулятором надходження до земної поверхні ультрафі­олетової радіації.

Озон утворюється в тропосфері за допомогою таких процесів:

- після грози

- внаслідок гниття або розкладу деяких видів органічної речовини

- за рахунок дисоціації азоту і хлору

Озон негативно впливає на людину

В стратосфері від 10-30 км. Озон утворюється за рахунок реакції фотохімічної дисоціації кисню. Ці реакції відбуваються під впливом високочастотного випромінювання Сонця і в результаті відбувається поділ молекул О2 на 2 атомиРеакції руйнування мають більші швидкості при більшій температурі.

Вміст озону в атмосфері оцінюється через так званий приведений шар озону (Х) – це висота умовного шару озону, який утворився б якщо б весь газ що утримується в стовпі атмосферного повітря одиничного перерізу привести до нормального тиску (1013,1 Па) і температури 0 градусів.Одиниця Допсона – одиниця вмісту озону (= 0,01мм)

Висота приведеного шару озону змінюється в межах від 1-6мм. Вміст озону залежить від географічної широти і пори року

Вертикальна будова атмосфери.

В залежності від критеріїв поділу та наукових завдань існують наступні підходи до виділення вертикальної структури атмосфери.

1. за впливом атмосфери на літальні апарати

2. за хімічним складом повітря то ступенем його іонізації

3. за характером взаємодії атмосфери з земною поверхнею.

4. за характером зміни температури повітря з висотою. В 1962р. було прийнято 5 основних та 4 перехідних сфери.

Тропосфера - це нижній шар атмосфери, що починається від земної поверхні. Її тов­щина залежить від пори року, широти місця, а також циркуляції ат­мосфери: а) взимку вона менша; б) над полюсами вона менша, ніж над екватором у 2-3 рази; в) над областями підвищеного тиску вона більша, ніж над областями зниженого тиску. Характерною особливістю цієї сфери є зменшення температури повітря з висотою.

Між тропосферою і стратосферою розташовується перехідний шар - тропопауза Товщина його - 1-2 км. Нижня межа цього шару - це рівень, з якого температура повітря збільшується з висотою або зменшується дуже повільно. Під тропопаузою спостерігаються потоки повітря у вигляді вузьких течій з дуже великими значеннями швидкості.Ці потоки називаються струминними течіями.

Стратосфера - це шар атмосфери, що роз­ташовується над тропопаузою і простягається до висот 50-55 км; він характеризується повільним зменшенням, сталістю або збільшенням температури повітря з висотою. Вище тропопаузи температура повітря не змінюється з висотою (γ = 0) або дуже пові­льно збільшується (γ < 0). На верхній межі стратосфери температура повітря досягає середньорічного значення близько 0°С із можливими відхиленнями у той чи інший бік до 20°С. Збільшення темпе­ратури повітря зумовлене засвоєнням ультрафіолетової радіації озоном.

Над стратосферою розташований шар незначної вертикальної протяжності, що називається стратопаузою. Саме в стратопаузі починається повільне зниження температур повітря. Таке зниження прожовжується і в мезосфері, що простягається до висот 90-95км.

На верхній межі температура в січні досягає -90 градусів. В мезосфері також відмічаються горизонтальні і вертикальні повітряні течії, що викликані нерівномірним розподілом температури як в широтному так і в висотному напрямку. Над мезосферою виділяють перехідний шар, в якому починається підвищення температури і як наслідок формування її інверсійного розподілу. На висотах 100, 180 і 300 км виділяють шари посиленої іонізації, від яких відбиваються середні та короткі радіохвилі. В зв'язку а цим термосферу називають ще іоносферою. Вона захищає земну поверхню від рентгенівського,випромінювання і шкідливої дії сонячної корони. Тут утворюються полярні сяйва.

Інверсія

Основне джерело теплоти для повітря— земна поверхня, тому нормаль­ним є зниження його температури у тропосфері, зі збільшенням висоти. Але частро температура в певному шарі повітря з висотою підвищується. Таке явище називають інверсією температури. Інверсії в атмосфері помітно вплива­ють на розвиток різноманітних атмосферних процесів, зокрема, шари інверсії мають найспйкішу стратифікацію і тому перешкоджають роз­витку висхідних течій повітря, тобто це затримуючі шари (шари затри­мання, інверсії). Вони досить тонкі порівняно з товщиною тропосфери. Велику увагу цим шарам приділяють в авіації: політ під інверсійними шарами часто проходить у хмарах, що зменшує видимість, збільшує бовтанку та обмерзання (покриття кригою, льодом), політ над інверсійними шарами відбувається спокійно.

Інверсія характеризується висотою шару, його товщиною і так званою глибиною інверсії, тобто різницею температур на верхній та нижній межах шару.Інверсії можуть виникати на різних шарах у тропосфері, і причини її виникненнятакож різні. За висотою нижньої межі інверсії поділяють на приземні та інверсії вільної атмосфери. Потужність інверсійних шарів змінюється від декількох метрів до 2-3 км. Глибини інверсії коливаються від 2 до 10°С і більше.

Приземні інверсії, тобто такі, що починаються від діяльної поверхні, можуть бути радіаційними та адвективнимн.

За умовами утворення інверсії вільної атмосфери поділяються на такі: інверсії турбулентності (тертя), динамічні, антициклонічні (стиснення, осідання), фронтальні.

Інверсії турбулентності (тертя) утворюються на висоті декількох сотень метрів, тобто над нижнім шаром атмосфери, де особливо си­льно розвивається інтенсивне турбулентне перемішування, яке обу­мовлене тертям повітря об земну поверхню.

Інверсії спостерігаються у при­земних шарах повітря і на деяких висотах в атмосфері.

За походженням розрізняють такі інверсії температури: радіаційні, ад­вентивні, орографічні, снігові.

Радіаційні інверсії виникають у теплу пору року за безхмарної погоди. Після заходу сонця земна поверхня і прилеглий шар повітря охолоджуються внаслідок радіаційного випромінювання теплоти.

Орографічні інверсії утворюються в тиху погоду в улоговинах і де шнах, ку­ди стікає холодне повітря, а на вершинах горбів і схилах залишає ься більш тепле повітря. Адвентивні інверсії виникають в результаті надход:;ення теп­лого повітря з теплих районів в охолоджену місцевість. Навесні С ля земної поверхні теплота витрачається на танення снігу і виникають сніго і інверсії. Більшість інверсій на певних висотах спричиняються осіданням ювітря та його адіабатичним нагріванням внаслідок опускання в стійких і овітряних масах антициклонів.