Daha çox

3.1: Atmosfer Tərkibi, Temperatur və İşlev - Geoscience


Atmosfer və ya 'havamız' a planetin cazibə qüvvəsi ilə tutulan Yer ətrafındakı qaz qarışığı. Atmosferdəki qazlar 'hava' dediyimiz boşluğu doldurmaq üçün ətrafa sıçrayır. Deməli, 'hava', ümumiyyətlə düşündüyümüz kimi, əslində heçlik deyil, əksinə dörd dünya sistemimizin kritik bir hissəsidir.

Kimya dərslərinizdən bir qazın maddənin dörd vəziyyətindən biri olduğunu xatırladın (digərləri qatı, maye və plazma). Qazlar O kimi molekullardır2, N2 və H2İnsanların "hava" dediyi boşluğu dolduraraq ətrafa sıçrayış. Hava əslində cazibə sahəsi ilə yer üzündə tutulan qazların qarışığıdır (daha sonra bu barədə). Hava dəniz səviyyəsində ən sıxdır (sahə başına daha çox molekul), yüksəkliklərdə isə daha az sıxdır (heç dağlarda olmuş və sadə bir fəaliyyət göstərərək nəfəsdən çıxmış vəziyyətdə olmusunuz?) hər nəfəsdə daha az oksigen molekulunda). Atmosferin tədricən kosmosa qovuşduğu üçün onun dərəcəsini qiymətləndirmək çətindir. 10,000 ilə 20,000 km arasındakı təxminlər verilmişdir (Yerin radiusuna ~ 6400 km ilə müqayisə edin); bununla birlikdə atmosferin çox hissəsi aşağı 20-30 km-də cəmlənmişdir (kütlə% 97-98 - dəniz səviyyəsindən 30 km məsafədə).

Atmosferimizin tərkibi Yerlə digər planetlər arasındakı fərqin böyük bir hissəsini təşkil edir. Digər planetlərin (Merkuri xaricində) bir atmosferi var, ancaq atmosferini təşkil edən qazlar günəşlə olan məsafələri (çox yaxın və bu səbəbdən çox isti, ya da çox uzaq və bu səbəbdən çox soyuq) ilə birlikdə həyatı bildiyimiz kimi saxlayır. bu inkişafdan. Atmosfer oksigen, su, CO təmin etdiyi üçün yer üzündə həyat üçün vacibdir2 və canlı orqanizmlərə bəzi qida maddələri (N) verir və canlı orqanizmləri temperatur həddindən və ultrabənövşəyi ultrabənövşəyi radiasiyadan qoruyur.

Təxminən 80 km-ə qədər atmosferin tərkibi olduqca bərabərdir; bu səbəbdən müddət homosfer tətbiq olunur. Aşağı atmosfer iki qrup qazdan ibarətdir:

I. Hava və iqlimə minimal təsir göstərən qazlar. Bu qazların konsentrasiyası homosfer boyunca hər yerdə sabitdir. Həcmi üzrə:

  • 78% - azot (N2); kimyəvi cəhətdən təsirsiz, neytraldır
  • 21% - oksigen (O2); kimyəvi cəhətdən çox aktivdir, oksidləşmə prosesindəki digər maddələrlə asanlıqla reaksiya verir: yavaş (süxur çürüməsi) və ya sürətli (yanacaq yanması)
  • 0,93% - argon (Ar); təsirsiz
  • <% 0.04 - iz qazları: Neon (Ne), Helium (He), Metan (CH4), Kripton (Kr), Hidrogen (H2)
  • Ozon (O3) - həyat üçün bir qalxan kimi son dərəcə vacibdir - ultrabənövşəyi şüaları udur

II. Hava və iqlim üçün əhəmiyyəti olan qazlar. Bu qazların konsentrasiyası (xüsusilə su buxarı) bir yerdən digərinə qədər xeyli dəyişə bilər.

  • 0-4% - su buxarı (ortalama <1%) - uzun dalğa radiasiyasını udur, əks radiasiya yayır (istixana effekti), gizli istilik köçürmə yolu ilə istilik ötürür (aşağıya bax)
  • 0.033-0.036% - karbon dioksid (CO2) - su buxarı ilə birlikdə istixana təsirindən məsuldur

Atmosfer həm də su, buz və toz hissəciklərindən (aerozollardan) ibarətdir. Aerosollar ən çox mənbələrə, məsələn şəhərlərə, dəniz sahillərinə və ya aktiv vulkanlara yaxın yerlərdə tapılır. Bununla birlikdə, hissəciklər çox məsafədə daşına bilər. Məsələn, hazırda ABŞ-ın Texasdakı Geoloji Xidməti tərəfindən Afrikadan sovrulmuş atmosfer toz hissəcikləri üzərində daşınan mikrobları öyrənən əhəmiyyətli bir iş aparılır!

Atmosfer hissəcikləri hava və iqlimə əhəmiyyətli dərəcədə təsir göstərə bilər. Bəzi hissəciklər hidroskopikdir (suyu udurlar) və buna görə də suyun kondensasiyasını və buludların əmələ gəlməsini stimullaşdırırlar. Bəzi hissəciklər günəş radiasiyasını udur və ya əks etdirir və səthə çatan enerji miqdarını azaldır. Bu, çox yaxşı bir şey ola bilər, çünki dünyanı kəsən insolyasiyanın çox hissəsi çox qısa dalğadır (yüksək enerji) və həyata çox zərər verə bilər (rentgen, qamma şüaları və ultra bənövşəyi radiasiya).

İstiliyin şaquli naxışı, aralarında nisbətən incə keçid zonası ilə temperaturun növbə ilə artdığı və azaldığı bir sıra təbəqələrdən ibarətdir. Temperatur xüsusiyyətlərinə əsasən atmosferi 5 təbəqəyə (-sferalara) və 3 keçid zonalarına (-pozlara) bölmək olar.

Troposfer

Yunan dilindən tropos - "növbə" - ən aşağı atmosfer təbəqəsi, intensiv şaquli qarışdırma zonası və qarışıqlıq. Ən çox hava və iqlim hadisələrinin baş verdiyi yer budur. Troposferin dərinliyi

  • enlik (ekvatorda ən dərin, qütblərdə ən dayaz);
  • fəsil (yayda ən dərin, qışda ən incə);
  • isti və soyuq hava kütlələrinin keçməsi ilə dəyişir.

Stratosfer

Latın dilindən təbəqə - "örtük" - çox şaquli qarışmadan atmosferin təbəqəli, təbəqəli zonası.

  • Səthdən 18 - 48 km yüksəklikdə
  • Ehtiva edir ozon qatı.
  • Stratopozdakı istilik ultrabənövşəyi ultrabənövşəyi ozon tərəfindən udulmasından gəlir.
  • Mezosfer (meso - "orta") - stratopoz və termosfer arasındakı qat
  • 50-80 km

Termosfer

Artan istilik təbəqəsi. İstilik ultrabənövşəyi şüaların atom və molekullarla reaksiyasından gəlir. Tədricən daxil olur.

Ekzosfer

Xarici təbəqə, öz növbəsində, tədricən planetlərarası məkana incəlir.

Atmosfer daha iki vacib təbəqədən ibarətdir:

İonosfer

Elektrik yüklü molekulların və atomların təbəqəsi, mezosferin yuxarı yarısındakı ionlar və alt termosfer. Radio dalğalarını yenidən dünyaya əks etdirərək uzun məsafəli ünsiyyətdə kömək edir.

Ozon kürəsi (Ozon təbəqəsi)

Maksimum ozon konsentrasiyası zonası (O3, oksigenin üç atom forması) - praktik olaraq stratosferlə üst-üstə düşür (ozonun üst stratosfer üçün istilik mənbəyi olduğunu xatırlayın; istilik UV şüalanması ilə reaksiya nəticəsində yaranır). UV-nı udur, canlı orqanizmlər üçün qalxan rolunu oynayır. Anlamaq vacibdir ki, ozon atmosferin yalnız kiçik bir hissəsini təşkil edir - həcmcə% 0.002.

Daha dərindən başa düşmək üçün atmosferin temperatur profili haqqında məlumat axtarın.


1.1: Atmosferin quruluşu və tərkibi

  • Stephen Lower tərəfindən təqdim edilmişdir
  • Simon Fraser Universitetində Profesör (Kimya)

Dünyadakı bildiyimiz həyat, tamamilə yerin səthinə yapışan, diametrinə təxminən 1% və ümumi kütləsinə əhəmiyyətsiz bir miqdar əlavə edən qazın qatı qatından asılıdır. Bununla yanaşı, atmosfer yer və yerlər pəncərəsi və qoruyucu qalxan, istilik və suyun daşınması üçün bir vasitə və karbon, oksigen və azotun biosfer ilə mübadiləsi üçün mənbə və lavabo rolunu oynayır. Atmosfer, günəş enerjisinin bir reseptoru və bir istilik rezervuarı kimi cazibə qüvvəsi ilə dünyaya bağlanan sıxılan bir maye rolunu oynayır, bütün dünyada maddə və enerjini nəql edən və yenidən paylayan bir istilik mühərrikinin işləyən mayesini təşkil edir. Atmosfer həm də hidrosfera, atmosfer və üst litosfer arasında tsiklik bir şəkildə hərəkət edən bir sıra kimyəvi elementlərin əsas müvəqqəti anbarıdır. Nəhayət, atmosfer həm təbii, həm də antropogen maddələri əhatə edən çoxsaylı kompleks fotokimyəvi reaksiyaların yeridir.

Kubmetr miqyasında hava onun tərkibindəki qazların homojen bir qarışığıdır, lakin daha böyük miqyasda atmosfer vahiddir. Yerin və rsquos səthinin yaxınlığındakı hava qatındakı temperatur, təzyiq və nəmlik dəyişikliyi hava olaraq tanıdığımız dinamik təsirlərə səbəb olur.

Hündürlüyü artdıqca atmosferin sıxlığı məhdudlaşmadan azalsa da, praktiki məqsədlər üçün yuxarı sərhədləri təxminən 500 km-də yerləşdirmək olar. Bununla birlikdə, atmosfer kütləsinin yarısı 5 km, səthdən 80 km məsafədə% 99.99 məsafədədir. Dəniz səviyyəsində orta atmosfer təzyiqi 1,01 x 10 5 paskal və ya 1010 millibardır. Yerin və rsquos səthinin 1 sm 2 enlik hissəsi atmosferin ümumi kütləsi təxminən 5.27 x 10 21 g olan 1030 g ağırlığında bir sütunu dəstəkləyir.

Atmosfer kütləsinin təqribən 80% -i ilk 10 km məsafədə yerləşir, kifayət qədər vahid tərkibli bu yaxşı qarışıq bölgə.

Yerin günəş şüalanması

Qazlar ozon, su buxarı və karbon dioksid atmosferin yalnız kiçik hissələridir, lakin kölgə ilə göstərilən aralıqlarda radiasiya qəbul edərək yer üzündə böyük bir təsir göstərir. Atmosferin yuxarı hissəsindəki ozon, həyatı dağıdan 360 mm-dən aşağı ultrabənövşəyi işığı süzür. O2, H2O, CO2 və CH4 Günəşdən əmilən istinin bir hissəsini tutaraq yenidən kosmosa yayılmasının qarşısını alan & quotgreenhouse & quot; qazlardır.


3.1: Atmosfer Tərkibi, Temperatur və İşlev - Geoscience

İndi m / V-nin sadəcə sıxlıq olduğunu tanıyırıq, d, bizi nəhayət tərk edir

Bu tənlik hidrostatik tənlik olaraq bilinir və təzyiqin hündürlüklə necə dəyişdiyini izah edir. Əlbətdə, sıxlıq (d) həm də hündürlüyün bir funksiyasıdır, buna görə də tənlik həqiqətən ilk baxışdan görünə biləcəyi qədər sadə deyil. İdeal qaz qanunundan istifadə etsək, hidrostatik tənliyi yenidən yaza bilərik

Hədəfimizə az qala çatdıq: hündürlük funksiyası kimi təzyiq. Təəssüf ki, növbəti addım bir az ayrılmaz hesablama tələb edir. Hesablama ilə tanış olanlar üçün yuxarıdakı tənliyi onsuz da tanıyırsınız. Hesablama ilə tanış olmayanlarınız üçün bizə etibar etməlisiniz. Yuxarıdakı tənliyin inteqrasiyası verir:

burada Z səthdən hündürlükdür və H miqyas hündürlüyü adlanır və verilir

Şkalanın hündürlüyü təzyiqin hündürlüyə nə qədər tez düşdüyünə aiddir. Daha doğrusu, Yer səthindən yuxarı qalxdığınız hər bir miqyas hündürlüyü üçün təzyiq e (2.728.) Əmsalı ilə düşür. İdeal qaz qanunundan istifadə etsək, hündürlüyün funksiyası olaraq da sıxlığı əldə edə bilərik. Şəkil 2.03 Yer atmosferində təzyiq və sıxlığın şaquli paylanmasını göstərir.

3.3 Atmosfer şaquli istilik paylanması

Gündəlik təcrübədən bilirik ki, Yer atmosferinin temperaturu sabit deyil. Yerin səthindəki istilikdə gündəlik dəyişikliklər olduqca əhəmiyyətli ola bilər (sadəcə ABŞ-ın orta qərbində yaşamış hər kəsdən soruşun!). Atmosferin temperaturu nəinki zamana görə dəyişir, həm də hündürlüyə görə (dağın təpəsində vadidən fərqli olaraq demək olar ki, həmişə soyuqdur) və qlobal mövqeyə görə də dəyişir (ümumiyyətlə həmişə isti olur) qütblər istiqamətində olduğundan ekvator istiqamətində).

Şəkil 2.04 atmosferdə şaquli temperatur paylanmasını təsvir edir.

Diqqət yetirin ki, hündürlüyə görə temperatur dəyişikliyi vahid deyil: bəzi yerlərdə hündürlüyə görə azalır, digər yerlərdə isə artır. Məsələn, istilik səthdən təxminən 10 km-ə qədər azalır, 15 km-dən 50 km-ə yüksəlir, yenidən 50 km-dən 85 km-ə qədər azalır və sonra yenidən 85 km-dən 200 km-ə qədər yüksəlir. 200 km-dən yuxarı temperatur kifayət qədər sabit qalır. Atmosfer alimləri temperatur profilinin yamacını, yəni hündürlüyə görə temperatur dəyişikliyini təsvir etmək üçün fasilə dərəcəsi terminindən istifadə edirlər.

Atmosfer müşahidə olunan temperatur quruluşuna əsasən müxtəlif təbəqələrə bölünür. Hər təbəqədəki müşahidə olunan hərəkətlər (dinamiklər) bu temperatur quruluşu ilə sıx bağlıdır. Kompozisiyaya gəldikdə, atmosfer təxminən 100 km yüksəklikdə kifayət qədər vahid qalır. Yəni oksigen, azot və arqonun nisbəti kifayət qədər bərabərdir. Müzakirə etdiyimiz kimi iz qaz növləri olduqca dəyişkən ola bilər. Bunlara su buxarı, karbon dioksid, metan və azot oksidləri daxildir. Təxminən 100 km-dən aşağı təbəqəyə homosfer deyilir, çünki atmosfer tərkibi baxımından bircinsdir. Bu təbəqənin üstündə havanın həddindən artıq incəliyinin tərkib hissə qazlarının parçalanmasına səbəb olduğu heterosferdir. Yəni, daha yüngül növlər yuxarıya doğru irəliləyir, daha ağır olanlar isə yox.

3.3.1 Atmosfer statik sabitliyi - Atmosferlə bağlı hər hansı bir müzakirə statik sabitlik konsepsiyasına ümumi bir baxış daxil etməlidir. Əvvəla, atmosferdəki müxtəlif səviyyələrdə temperatur fərqlidir. Temperaturun hündürlüyə görə dəyişmə sürətinə laps dərəcəsi deyilir. Ümumiyyətlə atmosferin aşağı hissəsində temperatur yüksəkliklə aşağı düşür, beləliklə atılma dərəcəsi mənfi olur. Müxtəlif səviyyələrdə yaranan temperaturlar bir istilik profilini təşkil edir. Statik sabitlik, hündürlüyü yuxarıya doğru yerindən tərpədildiyi zaman ilkin temperaturu olan bir hava bağlamasının artmağa davam edəcəyini və ya bağlamanın batacağını ölçür. Beləliklə, hava bağlamasının ətrafına nisbətən istiliyinin ölçüsüdür. Ətrafından daha isti olarsa, yüksələcəkdir. Daha soyuqdursa, batacaq. Çünki təzyiqi aşağı salmaq üçün yuxarıya köçürülən hava bağlamaları təbii olaraq soyuyur, aşağıya doğru yer dəyişdirmələr isə daha isti olur. Hava bağlamalarının yuxarıya doğru yer dəyişdirməsinə səbəb ola biləcək şeylərə dağ silsilələri və ön sərhədlər aiddir.

Səthin yaxınlığında yay günəşi ilə istilənilən bir hava sahəsi ətrafından daha isti olacaq və buna görə də yüksələcəkdir. Eynilə, soyuq bir cəbhənin qabağındakı isti hava, daha soyuq havada məcburi bir qalxma yaşayacaq. Daha isti hava, temperaturu ətrafındakı ilə bərabər olana qədər yüksəlir və dayanır. Nəm tez-tez bağlamadan yoğuşur, bulud və yağıntı əmələ gətirir. Yağış, bağlamanın içərisindəki & quot; istiliyi & quot; yəni suyun bağlamaya buxarlanması üçün əvvəlcə tələb olunan istilik enerjisini buraxır. Beləliklə, bağlamanın temperaturu dəyişəcəkdir.

Şəkil 2.05 atmosferdə mövcud ola bilən üç fərqli sürət dərəcəsini göstərir: temperaturun hündürlüyə görə tez düşdüyü bir & quot; sabit & quot; və hündürlüyə görə temperaturun sabit olduğu & quot; sabit & quot; Səthin yaxınlığında istilənilən bir hava bağçası bir cəbhə sərhədinə və ya bir dağ silsiləsinə görə yuxarıya məcbur edildikdə, qarşılaşma sürətinin növünə görə onun qalxacağını, sabit qalacağını və ya batacağını təyin edəcəkdir. Hava bağlaması ətrafdan daha isti olarsa, məsələn, sürət sürəti & quot; sabit & quot olduqda və havanın hündürlüyü ilə sürətlə düşdüyü zaman meydana gəlir. Parsel, istiliyi ətrafdakıların temperamentinə uyğun gələnə qədər olduğu kimi soyudularaq yüksələcəkdir. Digər tərəfdən, hava bağlaması ətrafdan daha soyuqdursa, məsələn, sürət nisbəti & quot; sabit olduqda meydana gəlir və hündürlüyə görə yavaş-yavaş düşsə və ya hətta qalxarsa, geri batacaq. Parsel, istiliyi ətrafdakıların istiliyinə uyğun gələnə qədər yenidən istiləşərək batacaq. Hava bağlaması həmişə tarazlıq vəziyyətinə meylli olacaqdır. Bu mövqeyi tapdıqdan sonra bu barədə bilinən bir tezlikdə yuxarı və aşağı salınacaqdır.

3.3.2 Potensial istilik - Bölmə 3.2-də gördüyümüz kimi, təzyiq ideal qaz qanununundakı temperaturla birbaşa dəyişir. Beləliklə, hava bağlamasının temperaturu birbaşa təzyiqlə dəyişir. Təzyiq düşdükcə bağlama soyuyur. Yer üzündə fərqli yerlər fərqli yüksəlişlərə sahib olduğundan, dəniz səviyyəsində yerləşən New York şəhəri kimi bir yerdəki atmosfer təzyiqi, Rocky-un kənarında dəniz səviyyəsindən təxminən bir mil yüksəklikdə yerləşən Denver, Kolorado kimi bir yerdən xeyli yüksəkdir. Dağlar. Analiz məqsədləri üçün meteoroloqlar və digər atmosfer alimləri bu fərqli yüksəkliklərdə / təzyiq səviyyələrində istiliyin göstərilə biləcəyi tək bir təzyiq səviyyəsindən istifadə etməyi üstün tuturlar. Seçilən təzyiq səviyyəsi 1000 hPa və ya 1000 mb-dir, bu da standart dəniz səviyyəsindəki təzyiqdir. Dəniz səviyyəsindən hər hansı bir hündürlükdə olan hər hansı bir bağlamada havanın istiliyi 1000 hPa səthə istinad edilir.

Potensial temperatur bu fəslin 5.2.1 bölməsində daha ətraflı müzakirə olunacaq.

3.4 Troposfer

Atmosferin ən aşağı bölgəsi troposfer adlanır. Həyatın mövcud olduğu yerdir. İldə Şəkil 2.04, bu, istiliklərin hündürlüklə azaldığı səthə ən yaxın bölgədir. Troposferdəki bu istilik qanunauyğunluğunun səbəbi Günəşdən gələn enerjinin Yer səthinə necə çəkildiyi və yuxarıya doğru yayıldığıdır.

3.4.1 Termal enerji ötürülməsi - Günəşdən gələn parlaq enerji qısa dalğalı radiasiya kimi tanınır, çünki bu qədər kiçik bir dalğa uzunluğuna malikdir və eyni zamanda çox enerjidir (bax. Fəsil 4). Yer səthinin tutduğu enerjinin böyük hissəsi spektrin görünən bölgəsinə düşür, çünki hava bu dalğa uzunluqlarını fasiləsiz buraxır. Bu, bu enerji ilə istilənilən səth tərəfindən əmilir. Daha sonra səth tərəfindən infraqırmızı və ya istilik bölgəsində atmosferə daha uzun bir dalğa uzunluğunda yenidən göndərilir. Əslində bu infraqırmızı enerjini dərimizdə istilik kimi hiss edə bilərik. Bu infraqırmızı enerji daha sonra CO2 və su buxarı kimi atmosferdəki müəyyən iz qazları tərəfindən dəfələrlə əmilir və yenidən hər istiqamətə ötürülür. Yuxarıya yayılan hissə hava sıxlığı azaldıqca tədricən soyuyur (istiliyin daha az səmərəli nəqli). Beləliklə troposferdəki səthə daha isti olur.

3.4.2 Konvektiv qeyri-sabitlik - İsti hava olan hava yüksəlməyə meyllidir, çünki soyuq havadan daha çox süzgəclidir. Troposferdə ümumiyyətlə isti hava daha soyuq havanın altındadır. Belə bir temperatur quruluşu, isti hava artdıqca qeyri-sabitdir. Daha isti, daha çox qalxan havanın yüksəldiyi və soyuq bölgələrə qarışdığı zaman, konvektiv aşmağımız olduğunu söyləyirik. Bu konvektiv fəaliyyət, bir qaynar su qabındakı baloncuklar kimi, yüksələn və batan hərəkətlərdən ibarətdir. Konvektiv qeyri-sabitlik müşahidə olunan əksər hava şəraitində böyük rol oynayır. Buna görə də troposfer, atmosfer havasının, dünyanın ən gözəl çeşidində olduğu yerdir. Bu qeyri-sabitlik və hava sistemlərinin nəticələrindən biri iz qazlarının troposfer boyunca ən azı 1 aylıq ömürləri ilə qarışdırılmasıdır.

3.4.3 Tropopoz--Temperaturun yenidən artmağa başladığı hündürlük tropopoz adlanır. Temperaturun kəsilmə sürəti mənfi olmağı dayandırır. Xatırladaq ki, adiabatik olaraq 1000 mb-ə qədər sıxılmışsa, bu havanın temperaturu. Tropopoz adətən tropik bölgələrdə bir qədər yüksək, qütb bölgələrində daha aşağı olmasına baxmayaraq 12 km ətrafında olur. Tropopozun hündürlüyü də atmosfer dövranındakı dəyişikliklər səbəbindən fəsilə görə dəyişir. Şəkil 2.06 tropopozun yanvar və iyul ayları üçün enlik funksiyası kimi qurulmuş orta hündürlüyünü göstərir.

Şimali Yarımkürə orta enliklərində (30 & deg-50 & degN) tropopoz hündürlüyünün yanvar (qış) iyul (yaz) ilə müqayisədə daha aşağı olduğunu görürük. 50 & degS enlemde olan Cənubi Yarımkürə qütbündə, yazda hündürlük qışa nisbətən daha aşağıdır. Bu fərqliliklərin səbəbləri atmosfer dövranındakı mövsümi dəyişikliklərdədir. Hündürlüyündən asılı olmayaraq, tropopoz, troposfer ilə stratosfer olaraq bilinən atmosferdəki növbəti yüksək bölgə arasındakı sərhədi təmsil edir.

3.5 Stratosfer

Stratosfer atmosferin hündürlüyü artdıqca birbaşa troposferin üstündəki bölgəsi olaraq təyin edilir. Şəkil 2.04-dən bunun 12 ilə 50 km arasında baş verdiyini görürük. Stratosferdə ən aşağı temperatur aşağıda, ən yüksək isə yuxarıda tapılır.

3.5.1 Konvektiv olaraq sabit, şaquli təbəqələşdirilmiş - Stratosferdə temperatur hündürlüyü artdıqca, soyuq havanın üstündəki isti havanın vəziyyəti mövcuddur. Belə bir vəziyyət konvektiv olaraq stabildir. Buna görə də şaquli hərəkətlər bastırılır və hava kütlələrinin şaquli təbəqələşməsinə gətirib çıxarır, buna görə də stratosfer adını alır. Hündürlüyə görə temperaturdakı bu artım - inversiyanın tərifi - hava şəraitində qlobal bir qapaq kimi çıxış edir. Konvektiv hərəkətlər və dərin kumuliform buludları tropopozun hündürlüyü ilə məhdudlaşır. Troposferdən səthdən qalxan hava bağlamaları tropopozu vurdu və sanki sərt bir qapaq kimi düzləndi. Göy gurultusunun zirvələri tropopoza düşəndə ​​xarakterik & quanvil başlarına & quot; necə yayıldığını düşünün. Bu, ildırımdakı buludlu hava bağlamalarının birdən-birə özlərini daxili istilərdən daha isti bir mühitdə tapması və əvəzinə düzlənərək yüksəlmələrini dayandırmasıdır.

Bununla birlikdə qeyd etmək lazımdır ki, stratosferdə şaquli hərəkətlər çox vaxt olduqca kiçik olsa da, üfüqi hərəkətlər olduqca sürətli ola bilər.

3.5.2 Ozon və stratosfer temperaturu profili - Hava sıxlığının hündürlüyə görə düşdüyünü və istilik emissiyalarının səthdən meydana gəldiyini nəzərə alsaq, hündürlüyə görə istiliyin durmadan azalacağını gözləməliyik. Stratosferdə baş verən kimi artan temperatur, bu səbəbdən bir az maraq doğurur və bu yüksəkliklərdə ozon varlığının nəticəsidir.

Stratosferi qızdıran Günəşdən müəyyən qısa dalğalı radiasiyanı özünə çəkən ozonun varlığı və həqiqətən də & quotstratosferin varlığından məsul olan bu ozon təbəqəsidir. & Quot; Ozon molekulları çox enerjili günəş radiasiyasını mənimsəyir. görünən işığa nisbətən daha qısa dalğa uzunluğunda olur. Bu enerjinin dalğa boyları bənövşəyi işığdan daha azdır (görünən ən qısa dalğa boyu) və buna görə ultrabənövşəyi və ya ultrabənövşəyi şüalanma deyilir. Stratosferdə də kiçik bir qurucu olsa da, bu hündürlükdə olan ozon günəşin ultrabənövşəyi radiasiyasını güclü şəkildə absorbe edir və yerin səthinin görünən işığa bənzədiyi kimi termal uzun dalğalı radiasiya kimi hər tərəfə təkrar gəlir.

Temperatur quruluşuna təsir asanlıqla müşahidə olunur. Şəkil 2.07 ozonun stratosferdəki istiliyə təsirini təsvir edir. Ozonun artdığı hündürlüklərlə stratosferdəki temperaturun artdığı hündürlüklər arasında yüksək korrelyasiyaya diqqət yetirin. Bu təsadüf deyil, əksinə birbaşa ozonun nəticəsidir.

Maksimum temperaturun 50 km yaxınlığında yerləşməsi stratopoz adlanır. Yenə də bu sərhəd stratosferi atmosferin növbəti yüksək sahəsi olan mezosferdən ayırır.

3.6 Mezosfer və Beyond

Mezosferdə 85 km yaxınlıqdakı mezospozada hündürlük minimuma çatdıqda temperatur yenidən azalır. Termosfer olaraq bilinən bölgədə istilik 85 km-dən yuxarı artır. 200 km-dən yuxarı olan temperatur hündürlüklə təxminən sabitdir və yalnız güclü sutkalıq dövrü göstərir. Bütün atmosferdəki ən aşağı temperatur yay aylarında yüksək enliklərdə mezopozda tapılır və 130 K (-226 & degF) qədər ola bilər. Atmosferdəki ən yüksək temperatur, bəzən 2000 K-nin qarşılaşdığı termosferdə tapıla bilər. Bu yüksəkliklərdə olmasına baxmayaraq, molekulların seyrək populyasiyası bizi səthdə yaşadığımız məlum temperatur anlayışından imtina etməyə məcbur edir. 100 ilə 200 nm arasındakı dalğa uzunluqları olan güclü günəş radiasiyası (bax. 4-cü fəsil) termosferdə molekulyar oksigen (O 2) ilə 85-100 km arasında, 100 nm-dən az olan dalğa uzunluğu isə 100 km-dən yuxarıda əmilir.


Atmosferin xüsusiyyətləri

Əsas arasında xüsusiyyətləri nin atmosfer aşağıdakıları qeyd edə bilərik:

  • Cəmi kütlə 5.1 x 1015 kq-dır, lakin bu miqdar içindəki su buxarının miqdarına görə dəyişkəndir, zaman və yer də miqdarı təsir göstərir.
  • Onun sıxlıq ilə əlaqəlidir hündürlük, beləliklə hündürlük nə qədər yüksək olsa, sıxlıq o qədər az olur.
  • Kimi amillər temperatur, rütubət, mühit, birbaşa atmosferə təsir edən amillərdir.
  • Atmosfer müxtəlif təbəqələrə bölünür, fərqliliyinə görə təsnif edilir və adlandırılır temperaturatmosfer təzyiqi, termal atmosfer qradiyenti deyilən bir miqyas yaratmaq.

Rütubətin nəzəri əsasları

3.1 Su Buxarının Qismən Təzyiqi

Məşhur termin rütubət atmosfer nəmindən bəhs edərkən tez-tez istifadə olunur, lakin birmənalı olmayan, ümumi bir sözdür. Hər biri özünəməxsus bir xassəni təsvir etmək üçün faydalı fərqli bir dəyişəni təmsil edən bir neçə xüsusi termin mövcuddur. İlk higrometrik dəyişən su buxarının qismən təzyiqi, şərti olaraq məktubla göstərilir e. Su molekullarının tətbiq etdiyi qismən təzyiq bu həddə müəyyən bir həddə çatana qədər arta bilər, mayedən buxarlanan su molekullarının sayı atmosferdən ona qayıdanların sayına bərabərdir, buxarlanma və kondensasiya arasında dinamik bir tarazlıq yaradır. doyma. Bu həddən yuxarıda kondensasiya üstünlük təşkil edir. Doyma həddini temperatur müəyyən edir T lakin quru hava təzyiqindən asılı olmayaraq Dalton müstəqillik qanunu qismən təzyiqləryəni ümumi təzyiq P qeyri-reaktiv qazların qarışığı fərdi təzyiqlərin cəminə bərabərdir səhmən hər qaz eyni həcmdə tək olsaydı, təsir göstərərdi V. Başqa sözlə desək, qaz qarışığında hər hansı bir qaz növü digər qazların mövcudluğundan asılı olmayaraq davranır, hər hansı bir qaz növünün şəxsiyyəti əhəmiyyətsizdir P-V-T domen. Varlıq vəziyyəti doymuş bütün buxarların xüsusiyyətidir, qazların deyil, xüsusən havanın. Buxar özündən aşağı bir temperaturda qaz fazasında olan bir maddədir P-V-T kritik nöqtə (Şəkil 3.2-də görünür). Bu o deməkdir ki buxar qatılaşdırılmış və temperaturu azaltmadan təzyiqlərini artıraraq maye faza keçə bilər, ancaq qazlar edə bilməz. Bu səbəbdən buxar temperaturu aşıb qaz halına gəlir P-V-T kritik nöqtə və əksinə.

The doyma təzyiqi, həmçinin çağırıldı buxar gərginliyi, eoturdu(t), Magnus (1844) tərəfindən tapılan və Tetens (1930) tərəfindən saflaşdırılan empirik Magnus & amp Tetens formulu ilə hesablanır:

harada eoturdu(0) = 6.11 hPa (1 mbar = 1 hPa), a = 7.5 və b = 237.3 ° C. Bu tənliyin qrafik təsviri Şəkil 3.1-də göstərilmişdir. Magnus & amp Tetens formulu müxtəlif inkişaflara (Sonntag, 1990, 1994, Alduchov və Eskridge, 1996 WMO, 2008a, b) sahibdir, lakin sadəliyi ilə cazibədar olaraq qalır. Bununla birlikdə, formullardakı səhvlərin həddindən artıq temperaturda (məsələn, aşağıda - 20 ° C) uyğunlaşdığını və instrumental qeyri-müəyyənlik və ya qərəzlilik səbəbindən rütubət oxumalarındakı səhvlərdən daha az olduğunu qeyd etmək lazımdır.

Şəkil 3.1. Doyma təzyiqi (eoturdu) su buxarından (qalın xətt) və qismən təzyiq (e) nisbi rütubətin müxtəlif dəyərlərindəki su buxarının (RH), Mən yeyirəm RH = 90%, 80%, 70%,… 10%. The qalın xətt üçün RH = 100%. Birinci qrafik, insanları yatırmaq və adi buxarın qismən təzyiqlərini daha yaxşı həll etmək üçün dərhal xətti tərəzilərlədir. Mütəxəssislər ikinci qrafikə üstünlük verə bilərlər: loqaritmik miqyasdakı ordinatlar buxarın qismən təzyiqi ilə hava istiliyi arasındakı fiziki əlaqəni daha yaxşı təmsil edir. Xətlər tam düz deyil və gediş Magnus & ampamp Tetens tənliyinin sırf eksponent funksiyadan nə qədər getdiyini göstərir.

Buz varsa, doyma gərginliyi qatı faza istinad etməklə hesablanmalıdır, yəni. a = 9.5, b = 265.5 ° C. Buz üçün gərginlik maye su ilə müqayisədə daha aşağı olduğundan, iki faz bir arada olduqda, su molekulları mayedən buxarlanacaq və bərk faza sublimasiya olacaqdır. Bu tənlik adi atmosfer istiliyində dəqiq dəyərlər verir, lakin qaynama nöqtəsi yaxınlığında daha az dəqiqdir eoturdu(100) = 1013 hPa.

Eq. (3.1) müstəqildir V, buna görə hər izotermik sıxılma dinamik tarazlıq qurulana qədər daha sürətli bir kondensasiya dərəcəsinə səbəb olur. İzotermik genişlənmə vəziyyətində, buxarlanma yalnız bütün maye buxarlandıqda tarazlığa çatana qədər davam edir, suyun qismən təzyiqi azalacaq.


Fakültə və Müəllim heyəti

Robert D. van der Hilst, doktorluq

Schlumberger Geoscience Prof.

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Bölməsinin müdiri

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Bölməsinin müdiri

Müəllimlər

Planet Elmləri Prof.

Aviasiya və Astronavtika professoru

Okean Geokimyası professoru

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllimidir

Cecil və Ida Green Atmosfer Elmləri Prof.

Bacardi və Stockholm Su Vəqfi Prof.

Mülki və Ətraf Mühəndisliyi Prof.

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllimidir

Breene M. Kerr (1951) Prof.

Dinamik Okeanoqrafiya Prof.

Okeanoqrafiya professoru

Okeanoqrafiya professoru

Cecil və Ida Green Geologiya Müəllim Prof.

Cecil və Ida Green, Yer Elmləri Prof.

Mülki və Ətraf Mühəndisliyi Prof.

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllimidir

Mülki və Ətraf Mühəndisliyi Prof.

Cecil və Ida Green Okeanoqrafiya Prof.

Atmosfer Elmləri Prof.

Atmosfer Kimyası Prof.

Fiziki Okeanoqrafiya Prof.

Geologiya və Geofizika professoru

1941 Sınıfı Planet Elmləri Profesörü

Aviasiya və astronavtika professoru

Lee və Geraldine Martin Ətraf Tədqiqatları Prof.

Atmosfer Kimyası və İqlim Elmləri Müəllimidir

Roger Everett Summons, PhD

Planet Elmləri Prof.

Planet Elmləri Prof.

Earle A. Griswold Prof.

Geofizika və Planet Elmləri professoru

Tədqiqatlar üzrə vitse-prezident

Dosentlər

Aeronautics and Astronautics dosenti

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Dosenti

Geobiologiya dosenti

Geologiya Müəllim Dos

Paleoklimat dosenti

Geokimya dosenti

Data, Systems və Society dosenti

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Dosenti

Dosentlər, Sistemlər və Cəmiyyət İnstitutu

Müəllim köməkçiləri

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllim Dos

Victor P. Starr Karyera İnkişafı Prof.

Geologiya və Geokimya Müəllim Yrd

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllim Dos

Kerr-McGee Karyera İnkişafı Prof.

Atmosfer Elmləri Yrd

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllim Dos

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllim Dos

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllim Dos

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri Müəllim Dos

Baş müəllimlər

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri üzrə baş müəllim

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri üzrə baş müəllim

Təlimatçılar

Yer, Atmosfer və Planet Elmləri üzrə təlimatçı


Atmosfer quruluşu

Atmosfer atmosfer təzyiqi və temperatur profillərinə (bu kəmiyyətlərin hündürlüyə görə dəyişmə qaydasına) əsaslanaraq təbəqələrə bölünə bilər. Atmospheric temperature drops steadily from its value at the surface, about 290K (63 ° F 17 ° C), until it reaches a minimum of around 220K ( – 64 ° F – 53 ° C) at 6 mi (10 km) above the surface. This first layer is called the troposphere and ranges in pressure from over 1,000 millibars at sea level to 100 millibars at the top of the layer, the tropopause. Above the tropopause, the temperature rises with increasing altitude up to about 27 mi (45 km). This region of increasing temperatures is the stratosphere, spanning a pressure range from 100 millibars at its base to about 10 millibars at the stratopause, the top of the layer. Above 30 mi (50 km), the temperature resumes its drop with altitude, reaching a very cold minimum of 180K ( – 135 ° F – 93 ° C) at around 48 mi (80 km). This layer is the mesosphere, which at its top (the mesopause) has an atmospheric pressure of only 0.01 millibars (that is, only 1/100,000th of the surface pressure). Above the mesosphere lies the thermosphere, extending hundreds of miles upward toward the vacuum of space. It is not possible to place an exact top of the atmosphere because air molecules become scarcer until the atmosphere blends with the material found in space.

The troposphere

The troposphere contains over 80% of the mass of the atmosphere, along with nearly all of the water vapor. This layer contains the air we breathe, the winds we observe, and the clouds that bring our rain. All of what we know as weather occurs in the troposphere, the name of which means “ changing sphere. ” All of the cold fronts, warm fronts, high and low pressure systems, storm systems, and other features seen on a weather map occur in this lowest layer. Severe thunderstorms may penetrate the tropopause.

Within the troposphere, temperature decreases with increasing height at an average rate of about 11.7 ° F per every 3,281 ft (6.5 ° C per every 1,000 meters). This quantity is known as the lapse rate. When air begins to rise, it will expand and cool at a faster rate determined by the laws of thermodynamics. This means that if a parcel of air begins to rise, it will soon find itself cooler and denser than its surroundings, and will sink back downward. This is an example of a stable atmosphere in which vertical air movement is prevented. Because air masses move within the troposphere, a cold air mass may move into an area and have a higher lapse rate. That is, its temperature falls off more quickly with height. Under these weather conditions, air that begins rising and cooling will become warmer than its surroundings. It then is like a hot-air balloon: it is less dense than the surrounding air and buoyant, so it will continue to rise and cool in a process called convection. If this is sustained, the atmosphere is said to be unstable, and the rising parcel of air will cool to the point where its water vapor condenses to form cloud droplets. The air parcel is now a convective cloud. If the buoyancy is vigorous enough, a storm cloud will develop as the cloud droplets grow to the size of raindrops and begin to fall out of the cloud as rain. Thus, under certain conditions the temperature profile of the troposphere makes possible storm clouds and precipitation.

During a strong thunderstorm, cumulonimbus clouds (the type that produce heavy rain, high winds, and hail) may grow tall enough to reach or extend into the tropopause. Here they run into strong stratospheric winds, which may shear off the top of the clouds and stop their growth. One can see this effect in the anvil clouds associated with strong summer thunderstorms.

The stratosphere

The beginning of the stratosphere is defined as that point where the temperature reaches a minimum and the lapse rate abruptly drops to zero. This temperature structure has one important consequence: it inhibits rising air. Any air that begins to rise will become cooler and denser than the surrounding air. The stratosphere is therefore very stable.

The stratosphere contains most of the ozone found in Earth ’ s atmosphere, and the presence of ozone is the reason for the temperature profile found in the stratosphere. Ozone and oxygen gas both absorb short wave solar radiation. In the series of reactions that follow, heat is released. This heat warms the atmosphere in the layer at about 12 – 27 mi (20 – 45 km) and gives the stratosphere its characteristic temperature increase with height.

The ozone layer has been the subject of concern. In 1985, scientists from the British Antarctic Survey noticed that the amount of stratospheric ozone over the South Pole fell sharply during the spring months, recovering somewhat as spring turned to summer. An examination of the historical records revealed that the springtime ozone losses had begun around the late 1960s and had grown much more severe by the late 1970s. By the mid-1980s virtually all the ozone was disappearing from parts of the polar stratosphere during the late winter and early spring. These ozone losses, dubbed the ozone hole, were the subject of intense research both in the field and in the laboratory.

Although the stratosphere has very little water, clouds of ice crystals may form at times in the lower stratosphere over the polar regions. Early Arctic explorers named these clouds nacreous or mother-of-pearl clouds because of their iridescent appearance. More recently, very thin and widespread clouds have been found to form in the polar stratosphere under extremely cold conditions. These clouds, called polar stratospheric clouds, or PSCs, appear to be small crystals of ice or frozen mixtures of ice and nitric acid. PSCs play a key role in the development of the ozone hole.

The understanding that has emerged implicates chlorine as the chemical responsible for ozone destruction in the ozone hole. Chlorine apparently gets into the stratosphere from chlorofluorocarbons, or CFCs — industrial chemicals widely used as refrigerants, aerosol propellants, and solvents. Laboratory experiments show that after destroying an ozone molecule, chlorine is tied up in a form unable to react with any more ozone. However, it can chemically react with other chlorine compounds on the surfaces of polar stratospheric cloud particles, which frees the chlorine to attack more ozone. In other words, each chlorine molecule is recycled many times so that it can destroy thousands of ozone molecules. The realization of chlorine ’ s role in ozone depletion brought about an international agreement in 1987, the Montreal Protocol, which committed the participating industrialized countries to begin phasing out CFCs.

The mesosphere and thermosphere

The upper mesosphere and the lower thermosphere contain charged atoms and molecules (ions) in a region known as the ionosphere. The atmospheric constituents at this level include nitrogen gas, atomic oxygen, nitrogen (O and N), and nitric oxide (NO). All of these are exposed to strong solar emission of ultraviolet and x-ray radiation, which can result in ionization, knocking off an electron to form an atom or molecule with a positive charge. The ionosphere is a region enriched in free electrons and positive ions. This charged particle region affects the propagation of radio waves, reflecting them as a mirror reflects light. The ionosphere makes it possible to tune in radio stations very far from the transmitter. Even if the radio waves coming directly from the transmitter are blocked by mountains or the curvature of Earth, one can still receive the waves bounced off the ionosphere. After the sun sets, the numbers of electrons and ions in the lower layers drop drastically, because the sun ’ s radiation is no longer available to keep them ionized. Even at night, however, the higher layers retain some ions. The result is that the ionosphere is higher at night, which allows radio waves to bounce for longer distances. This is the reason that one can frequently tune in to more distant radio stations at night than during the day.

The upper thermosphere is also where the bright nighttime displays of colors and flashes known as the aurora occur. The aurora are caused by energetic particles emitted by the sun. These particles become trapped by Earth ’ s magnetic field and collide with the relatively few gas atoms present above about 60 mi (100 km), mostly atomic oxygen (O) and nitrogen gas (N2). These collisions cause the atoms and molecules to emit light, resulting in spectacular displays.


3.1 Ways to Specify Water Vapor

Up to now, we have dealt with water vapor only as the specific humidity in order to determine the virtual temperature. But there are many ways for us to quantify the amount of water vapor in the atmosphere. The most common are specific humidity, water vapor mixing ratio, relative humidity, and dewpoint temperature.

Specific humidity (q) is the density of water vapor (mass per unit volume) divided by the density of all air, including the water vapor:

We have already seen that specific humidity is used to calculate virtual temperature. Specific humidity is unitless, but often we put it in g kg –1 .

Water vapor mixing ratio (w) is the density of water vapor divided by the density of dry air without the water vapor:

Water vapor mixing ratio is widely used to calculate the amount of water vapor. It is also the quantity used on the skew-T diagram, which we will discuss later in this lesson. Water vapor mixing ratio is unitless, but often we put it in g kg –1 .

Bəri ρd = ρρv we can rearrange the equations to get the relationship between w (water vapor mixing ratio) and q (specific humidity):

The water vapor mixing ratio, w, is typically at most about 40 g kg –1 or 0.04 kg kg –1 , so even for this much water vapor, q = 0.040/(1 + 0.040) = 0.038 or 38 g kg –1 .

Beləliklə, water vapor mixing ratio and specific humidity are the same to within a few percent. But specific humidity is less than the water vapor mixing ratio if the humidity is more than zero.

Here is one example of global specific humidity.

The greatest absolute specific humidity is in the tropics with maximum values approaching 30 g kg –1 . The smallest values are at the high latitudes and are close to zero. Why is specific humidity distributed over the globe in this way?

Relative humidity (RH) is another measure of water vapor in the atmosphere, although we must be careful when using it because a low relative humidity may not mean a low water vapor mixing ratio (i.e., at high temperatures) and a high relative humidity might still be quite dry air (i.e., at low temperatures).

According to the World Meteorological Organization (WMO) definition,

R H = w w s [email protected]@[email protected]@+=faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCaerbdfwBIjxAHbqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj=hHeeu0xXdbba9frFj0=OqFfea0dXdd9vqaq=JfrVkFHe9pgea0dXdar=Jb9hs0dXdbPYxe9vr0=vr0=vqpi0dc9GqpWqaaeaabiGaciaacaqabeaadaabauaaaOqaaabbaaaaaaaaIXwyJTgapeGaamOuaiaadIeacqGH9aqpdaWcaaWdaea[email protected][email protected]

harada ws is the saturation mixing ratio (the mixing ratio at which RH = 100%). wws can both have units of g kg –1 or kg kg –1 , as long as they are consistent. Relative humidty is usually expressed as a percent. Thus, when w = ws, RH = 1 = 100%. In most problems involving RH, it is important to keep in mind conversions between decimal fractions and percent.

A more physically based definition of the relative amount of moisture in the air is the saturation ratio, S:

S = e e s [email protected]@[email protected]@+=faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCaerbdfwBIjxAHbqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj=hHeeu0xXdbba9frFj0=OqFfea0dXdd9vqaq=JfrVkFHe9pgea0dXdar=Jb9hs0dXdbPYxe9vr0=vr0=vqpi0dc9GqpWqaaeaabiGaciaacaqabeaadaabauaaaOqaaabbaaaaaaaaIXwyJTgapeGaam4uaiabg2da9maalaaapaqa[email protected][email protected]

harada e is the vapor pressurees is the saturation vapor pressure. The saturation ratio is used extensively in cloud physics (Lesson 5). To see how RHS are related, start with the Ideal Gas Law and then do some algebra:

e = ρ v R v T , p d = ρ d R d T , ε ≡ R d R v so w = ε e p d = ε e p − e , w w s = e e s ( p − e s p − e ) , R H = S ( p − e s p − e ) [email protected]@[email protected]@+=faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCaerbdfwBIjxAHbqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj=hHeeu0xXdbba9frFj0=OqFfea0dXdd9vqaq=JfrVkFHe9pgea0dXdar=Jb9hs0dXdbPYxe9vr0=vr0=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[email protected][email protected]

harada ε = 0.622 is just the molar mass of water (18.02 kg mol –1 ) divided by the mass of dry air (28.97 kg mol –1 ). ees are typically less than 7% of səh, and since e is usually 20%–80% of es, the difference between the two definitions is usually less than a few percent.

Note that at saturation, you can replace w ilə wse ilə es in the equation that relates w üçün e.

Some processes depend upon the absolute amount of water vapor, which is given by the specific humidity, water vapor mixing ratio, and water vapor pressure, and other processes depend on the relative humidity. For example, the density of a moist air parcel depends on the absolute amount of water vapor. So does the absorption and emission of infrared atmospheric radiation. On the other hand, cloud formation depends on the relative humidity, although the cloud might be kind of wimpy if the absolute humidity is small.

One of the most common indicators of absolute humidity is the dewpoint temperature. We will postpone the discussion of it until after we learn about the relationship between temperature and saturation vapor pressure, es.

Anlayışınızı yoxlayın

If the density of water vapor is 10.0 g m –3 and the density of dry air is 1.10 kg m –3 , what is the water vapor mixing ratio and what is the specific humidity?

w = 10.0 g m − 3 1.10 kg m − 3 = 9.09 g kg q = 10.0 g m − 3 1.10 kg m − 3 + ( 10.0 g m − 3 / 1000 g kg − 1 ) = 9.01 g kg [email protected]@[email protected]@+=faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCaerbdfwBIjxAHbqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj=hHeeu0xXdbba9frFj0=OqFfea0dXdd9vqaq=JfrVkFHe9pgea0dXdar=Jb9hs0dXdbPYxe9vr0=vr0=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[email protected][email protected]

Anlayışınızı yoxlayın

If the water vapor mixing ratio is 21 g kg –1 and the relative humidity is 84%, what is the saturation water vapor mixing ratio?

R H = w w s → w s = w R H = 21 g kg − 1 0.84 = 25 g kg − 1 [email protected]@[email protected]@+=faaagCart1ev2aaaKnaaaaWenf2ys9wBH5garuavP1wzZbItLDhis9wBH5garmWu51MyVXgaruWqVvNCPvMCaerbdfwBIjxAHbqee0evGueE0jxyaibaieYlf9irVeeu0dXdh9vqqj=hHeeu0xXdbba9frFj0=OqFfea0dXdd9vqaq=JfrVkFHe9pgea0dXdar=Jb9hs0dXdbPYxe9vr0=vr0=vqpi0dc9GqpWqaaeaabiGaciaacaqabeaadaabauaaaOqaaabbaaaaaaaaIXwyJTgapeGaamOuaiaadIeacqGH9aqpdaWcaaWdaeaapeGaam4DaaWdaeaapeGaam4Da8aadaWgaaWcbaWdbiaadohaa8aabeaaaaGcpeGaaGzbVlabgkziUkaaywW7caWG3bWdamaaBaaaleaapeGaam4CaaWdaeqaaOWdbiabg2da9maalaaapaqaa8qacaWG3baapaqaa8qacaWGsbGaamisaaaacqGH9aqpdaWcaaWdaeaapeGaaGOmaiaaigdacaqGGaGaae4zaiaabccacaqGRbGaae4zamaaCaaaleqabaGaeyOeI0IaaGymaaaaaOWdaeaapeGaaGimaiaac6cacaaI4aGaaGinaaaacqGH9aqpcaaIYaGaaGynaiaaykW7caqG[email protected][email protected]

Quiz 3-1: Water vapor in the atmosphere

When you feel you are ready, take Quiz 3-1. This quiz can be found in Canvas. You will be allowed to take this quiz only once. Good luck!


Earth's atmosphere is divided into five main layers: the exosphere, the thermosphere, the mesosphere, the stratosphere and the troposphere. The atmosphere thins out in each higher layer until the gases dissipate in space. There is no distinct boundary between the atmosphere and space, but an imaginary line about 62 miles (100 kilometers) from the surface, called the Karman line, is usually where scientists say atmosphere meets outer space.

The troposphere is the layer closest to Earth's surface. It is 4 to 12 miles (7 to 20 km) thick and contains half of Earth's atmosphere. Air is warmer near the ground and gets colder higher up. Nearly all of the water vapor and dust in the atmosphere are in this layer and that is why clouds are found here.

The stratosphere is the second layer. It starts above the troposphere and ends about 31 miles (50 km) above ground. Ozone is abundant here and it heats the atmosphere while also absorbing harmful radiation from the sun. The air here is very dry, and it is about a thousand times thinner here than it is at sea level. Because of that, this is where jet aircraft and weather balloons fly.

The mesosphere starts at 31 miles (50 km) and extends to 53 miles (85 km) high. The top of the mesosphere, called the mesopause, is the coldest part of Earth's atmosphere, with temperatures averaging about minus 130 degrees F (minus 90 C). This layer is hard to study. Jets and balloons don't go high enough, and satellites and space shuttles orbit too high. Scientists do know that meteors burn up in this layer.

The thermosphere extends from about 56 miles (90 km) to between 310 and 620 miles (500 and 1,000 km). Temperatures can get up to 2,700 degrees F (1,500 C) at this altitude. The thermosphere is considered part of Earth's atmosphere, but air density is so low that most of this layer is what is normally thought of as outer space. In fact, this is where the space shuttles flew and where the International Space Station orbits Earth. This is also the layer where the auroras occur. Charged particles from space collide with atoms and molecules in the thermosphere, exciting them into higher states of energy. The atoms shed this excess energy by emitting photons of light, which we see as the colorful Aurora Borealis and Aurora Australis.

The exosphere, the highest layer, is extremely thin and is where the atmosphere merges into outer space. It is composed of very widely dispersed particles of hydrogen and helium.


Textile processing and greenhouse gas emissions

3.2.1 Global warming potential

Each GHG possesses a unique heat trapping power and lifetime in the atmosphere. Having taken CO2 as the reference point of GHGs, GWP is a tool to compare the potential of various gases in terms of their heat trapping capacity in the atmosphere with that of CO2 over a specified period. The Kyoto Protocol identified 100 years as the time frame for the calculation of GWP values. As the reference gas, a GWP of 1 is assigned to CO2 and it serves as the baseline unit. Each GHG has a unique GWP value, and these GWP values are very useful for calculating and converting various GHG emissions to comparable carbon dioxide equivalents. 6–8

For a 100-year time horizon, GWP values of these six important GHGs provided by the IPCC in its fourth report (published in 2007) are carbon dioxide (CO2)1 methane (CH4)25 nitrous oxide (N2O)298 HFCs in the range 124–14,800 PFCs in the range 7390–12,200 and sulphur hexafluoride (SF6) 22,800. 8


Videoya baxın: Atmosferin ümumi quruluşu. Hava şəraiti (Oktyabr 2021).