Состав и уравнение состояния атмосферы

Состав воздуха вблизи земной поверхности. Атмосфера представляет собой механическую смесь нескольких газов. Назовем сухим воздухом такую смесь, в состав которой не входит водяной пар /2-4/.

Состав сухого воздуха вблизи поверхности Земли характеризуется следующими данными. На долю основных газов (N₂, 0₂, Аг) приходится около 99,96%, а на долю остальных —всего лишь около 0,04%.

В состав атмосферы всегда входят три переменные, крайне важные составные части — водяной пар, озон и углекислый газ. Значение этих газов определяется, прежде всего тем, что они очень сильно поглощают радиацию и тем самым оказывают существенное влияние на температурный режим поверхности Земли и атмосферы. Углекислый газ является одной из важнейших составных частей питания растений. Он поступает в атмосферу в процессе горения, дыхания и гниения, расходуется же в процессе усвоения его растениями. Содержание водяного пара в атмосфере колеблется в широких пределах; оно близко к нулю при очень низких температурах и может достигать 4% при высоких температурах. С учетом различного содержания водяного пара несколько изменяется содержание др. газов.

Состав воздуха в более высоких слоях атмосферы Изучение состава воздуха на различных высотах начато свыше 200лет назад, когда Дальтоном был сформулирован (в 1802 г.) закон, согласно которому каждый газ распределяется в пространство независимо от присутствия других газов. Если перемешивание воздуха по вертикали отсутствует, то распределение давления i-того газа может быть рассчитано с помощью барометрической формулы, согласно которой давление более тяжелых газов должно убывать с высотой быстрее, чем более легких газов. Следовательно, на больших высотах должны преобладать легкие газы. В этом состоит идея гравитационного разделения газов, обнаружению которого посвящено большое количество исследований.

Однако чем тщательнее проводился эксперимент, тем все более очевидным становился факт отсутствия разделения газов в пределах нижних 90 -95 км (гомосфера).

Таким образом, можно считать твердо установленным факт постоянства состава воздуха до высоты около 95 км. Постоянный состав атмосферного воздуха как по вертикали, так и по горизон­тали поддерживается перемешиванием. Немаловажное значение для выравнивания состава атмосферы имеет горизонтальное крупномасштабное перемешивание. Выше 95 км состав атмосферы существенно изменяется. Известную роль в этом изменении играет, по-видимому, процесс гравитационного разделения газов. Таким образом, можно считать твердо установленным факт постоянства состава воздуха до высоты около 95 км. Постоянный состав атмосферного воздуха, как по вертикали, так и по горизонтали поддерживается перемешиванием.

Уравнение состояния сухого воздуха. Состояние каждого из атмосферных газов характеризуется значениями трех величин: температуры, давления и плотности (или удельным объемом v=1/). Эти величины связаны между собой уравнением, которое носит названиеуравнения состояния газа.

Известно, что по своим физическим свойствам газ тем ближе к идеальном, чем выше его температура по сравнению с критической, а также чем меньше его давление по сравнению с давлением насыщения. При условиях, наблюдающихся в атмосфере, основные газы, входящие в состав воздуха, вёдут себя практически как идеальные газы. Поэтому уравнение состояния какого-либо газа имеет вид уравнения состояния идеального газа: Р_iV_i =R_iT.

где Р_i - парциальное давление; Т — температура; V_i - — удельный объем; R, -удельная газовая постоянная i-того газа;

Согласно закону Дальтона, поведение каждого газа в механической смеси не зависит от присутствия других газов, а общее давление смеси равно сумме парциальных давлений, т. е.

РV =R_cT.

R_c-удельная газовая постоянная сухого воздуха.

Уравнение состояния влажного воздуха

Влажный воздух представляет собой механическую смесь сухого воздуха и водяного пара. Так как критическая температура водяного пара высокая (t_кр==374⁰С), то он в реальных условиях атмосферы может переходить в жидкое и твердое состояние (конденсироваться и сублимироваться,), поскольку наблюдаемые температуры воздуха в атмосфере ниже критической температуры водяного пара (Т < Ткр). Отметим, что условие Т < Ткр необходимо, но недостаточно для перехода пара в жидкое и твердое состояние. Для начала конденсации водяного необходимо также, чтобы он достиг состояния насыщения.

Так как реально наблюдаемые температуры в атмосфере ниже критической температуры водяного пара, его физические свойства, вообще говоря, могут отличаться от свойств идеального газа. Однако экспериментальным путем установлено, что физические свойства водяного пара практически близки к свойствам идеального газа. По этой причине уравнение состояния водяного пара с достаточной степенью точности можно записать в виде

еV_п =R_пT, (1)

где е - упругость (парциальное давление), V_{п -} удельный объем, R_п — удельная газовая постоянная водяного пара.

Расчеты показали, что в пределах 0 – 40⁰С, приведенное уравнение может служить уравнением состояния как ненасыщенного, так и насыщенного водяного пара.

Перейдем к выводу уравнения состояния влажного воздуха. Для этого выделим в атмосфере 1г влажного воздуха. Пусть в нем содержится Sг водяного пара и (1—S) г сухого воздуха.

Примем следующие обозначения: P —общее давление, Т — температура (одинаковая для водяного пара, сухого и влажного воздуха); е — парциальное давление водяного пара; Р-е — парциальное давление сухого воздуха. Уравнением состояния водяного пара служит уравнение (1).

Уравнение состояния сухой части воздуха имеет вид /Матвеев/

(P - e)V_С = R_СT

Составим отношение Rп/Rс =1,608. С учетом уравнения состояния сухого воздуха уравнение состояния влажного воздуха принимает вид

PV = R_СT(1+0,608 S)

Удельная газовая постоянная R в этом уравнении величина переменная, зависящая от влажности воздуха S. В метеорологии множитель (1+0,608 S) обычно относят к температуре, вводя понятие виртуальной температуры Т_v= Т (1+0,608 S).

Введение Т_v позволяет сохранить газовую постоянную сухого воздуха в уравнении состояния для влажного воздуха; в этом ее большое практическое значение. Физический смысл Т_v можно пояснить следующим образом: такую температуру должен иметь сухой воздух, чтобы его плотность при том же давлении равнялась плотности влажного воздуха. Сравнивая это уравнение с уравнением состояния для сухого воздуха следует, что при одинаковых температуре и давлении плотность влажного воздуха всегда меньше плотности сухого воздуха. Физически это объясняется тем, что в состав влажного воздуха входит водяной пар, который вытесняет часть сухого воздуха.

Характеристики влажности воздуха. Водяной пар — это переменная составная часть атмосферы. Содержание водяного пара в атмосфере оценивают с помощью характеристик влажности воздуха, пли гидрометрических величин, к которым относятся: упругость водяного пара, абсолютная, удельная и относительная влажность, отношение смеси, точка росы и дефициты упругости и точки росы.

Упругость водяного пара е - парциальное давление водяного пара. При данной температуре упругость водяного пара не может превышать некоторое предельное значение Е, называемое упру­гостью насыщения или насыщающей упругостью водяного пара. Упругость насыщения зависит от температуры, возрастая вместе с увеличением последней.

Абсолютная влажность а — масса водяного пара в граммах в 1 м³ влажного воздуха (г/м³).

Относительная влажность f — отношение фактической упругости водяного пара е к насыщающей упругости Е над плоской поверхностью чистой волы, выраженное в процентах:

Удельная влажность s — количество водяного пара в граммах 1 г влажного воздуха (г/г).

Точка росы — температура, при которой содержащийся в воздкхе водяной пар при постоянных общем атмосферном давлении и удельной влажности становится насыщенным (по отношению к плоской поверхности воды). Подчеркнем, что точка росы служит характеристикой влажности воздуха, а не его термического режима. При данной температуре воздуха точка росы в зависимости от фактической упругости водяного пара может принимать самые различные значения.

Дефицит точки росы — разность между температурой воздуха Т и точкой росы .

Строение атмосферы. Основные сведения о Земле как планете.

Земля представляет собой одну из девяти больших планет, входящих в состав Солнечной системы. Солнце — звезда средней величины — служит единственным источником энергии, благо­даря которой существует жизнь на Земле. Земля вращается вокруг Солнца по эллиптической орбите со средней скоростью 29,8 км/с, одновременно вращаясь вокруг своей оси с запада на восток. Плоскость вращения Земли вокруг Солнца носит название плоскости эклиптики. Земная ось наклонена к плоскости эклиптики под углом 66⁰ 34'. Благодаря вращению Земли вокруг Солнца и наклону земной оси по отношению к плоскости эклиптики происходит смена времен года.

В астрономии введено понятие о звездных (зв.) и солнечных (солн.) сутках. Год содержит около 365,25 солн. сут. Это означает, что за один год Земля совершает 365,25 оборота вокруг своей оси по отношению к Солнцу. Кроме того, пройдя за год всю орбиту, Земля сделает еще один оборот вокруг своей оси по отношению к неподвижным звездам. Поэтому один год равен 365,25 солн. сут, или 366,25 зв. сут. Отсюда 1 зв. сут равны 365,25/366,25 солн. сут. Угловая скорость суточного вращения Земли определяется как скорость вращения по отношению к неподвижным звездам.

Тщательная обработка астрономических наблюдений на нескольких обсерваториях за продолжительностью звездных суток, которые оцениваются при помощи независимых хранителей времени, позволила обнаружить годовые колебания длины суток. Такие изменения скорости вращения Земли обусловлены колебаниями в течение года скорости воздушных течений, горизонтальный масштаб (размер) которых сравним с размерами материков, океанов и всего полушария.

Совокупность таких воздушных течений носит название общая циркуляция атмосферы. При движении воздуха относительно поверхности Земли возникает сила трения, которая может или ускорять, или замедлять вращение твердой оболочки Земля. Этими колебаниями скорости ветра объясняется примерно 2/3 наблюдаемых изменений продолжительности суток в течение года. Возможно, оставшуюся 1/3 можно будет объяснить сезонными колебаниями сильных ветров в стратосфере. Известную роль в изменении угловой скорости вращения Земли играет также сезонное перераспределение масс воздуха между материками и океанами. Зимой избыточные массы воздуха скапливаются над материками, а летом над океанами. Поскольку материки и океаны распределены по земному шару неравномерно, перераспределение масс воздуха между ними приводит к изменению момента вращения Земли, а вместе с этим и угловой скорости.

Если бы Земля была вполне однородной или состояла из концентрических однородных слоев, то при отсутствии вращения вокруг своей оси она имела бы форму шара. Так как в действительности Земля вращается вокруг своей оси, то она деформировалась в сфероид, т. е. в малосплюснутый эллипсоид вращения. Однако истинная форма Земли несколько отлична от сфероида, что обусловлено неоднородностью земной поверхности и неравномерным распределением плотности во внутренних частях Земли эта сложная поверхность называется геоидом.

Принципы деления атмосферы на слои. Атмосфера по своим свойствам неоднородна. Изменяются такие физические величины, как температура, давление, плотность, состав и влажность воздуха, Содержание примесей и др. Наиболее резко они меняются по вертикали. В основе деления атмосферы по вертикали на слои лежат различные принципы, например, термический режим, состав воздуха, взаимодействие с земной поверхностью, влияние на летательные аппараты.

По принципу изменения температуры воздуха с высотой атмосферу принято делить на 5 слоев: тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, экзосфера.

Слой (сфера)	Средняя высота, км нижней границ, км	Переходный слой
Тропосфера	0—11
Стратосфера	11—50	Тропопауза
Мезосфера	50-90	Стратопауза
Термосфера	90—450	Мезопауза
Экзосфера	Выше 450	Термопауза

По составу воздуха атмосфера делится на гомосферу (до 95 км) и гетеросферу. В первом слое относительный состав основных газов и относительная молекулярная масса воздуха практически не изменяются с высотой. В гетеросфере наряду с молекулярным азотом и кислородом появляются атомные кислород и азот. Поэтому относительная молекулярная масса воздуха в гетеросфере уменьшается с высотой. По этому же признаку в атмосфере выделяют озоносферу (20-55 км), в которой сосредоточена основная масса озона.

Начиная с высоты 50-60 км в атмосфере резко увеличивается содержание заряженных частиц (ионов и электронов). Вследствие этого слой атмосферы, расположенный выше указанного уровня, называют ионосферой. Внешняя часть атмосферы, где взаимные столкновения частиц редки и преобладающая их часть заряжена, составляет радиационный пояс Земли, В пределах радиационного пояса заряженные частицы совершают сложные колебательные движения вдоль силовых линий магнитного поля Земли и обладают значительными энергиями. Граница радиационного пояса со стороны освещенной части земной поверхности в плоскости геомагнитного экватора лежит на расстоянии 10—12 радиусов Земли (считая от центра Земли). В неосвещенной части она несколько ближе к Земле (9 - 10 радиусов).

Причиной ионизации в ионосфере является диссоциация молекул атмосферных газов при поглощении ультрафиолетовой и рентгеновой радиации Солнца, также под действием корпускулярной радиации – космической, солнечной и заключающейся в радиационном поясе Земли.

По признаку взаимодействия атмосферы с земной поверхностью атмосферу делят на пограничный слой (иногда называемый также слоем трения) и свободную атмосферу. В пограничном слое (высотой до 1- 1,5 км) на характер движения большое влияние оказывают земная поверхность и силы турбулентного трения. В этом слое хорошо выражены суточные изменения метеорологических величин. Внутри пограничного слон выделяется приземный слой атмосферы (высотой 50 -100 м), в пределах которого метеорологические величины (температура, скорость ветра, удельная влажность).

Для получения сведений о физических свойствах и строении атмосферы используются различные методы исследовании. Все они разделяются на прямые и косвенные. К прямым методам исследования атмосферы методы исследования атмосферы с помощью радиозондов, аэростатов.

Тропосфера, стратосфера и мезосфера. Характерной особенностью тропосферы является падение температуры с высотой. Среднее значение вертикального градиента температуры в тропосфере около 0,65⁰/100м с возможными отклонениями средних значений до 0,3° С/100 м в ту и другую сторону. Значения же вертикального градиента в фиксированный момент времени в разных точках могут изменяться в широких пределах - от положительных значений порядка десятков градусов на 100 м до таких те отрицательных значений. В тропосфере образуются туманы и все наиболее важные виды облаков, формируются Осадки, грозовая деятельность. В ней сосредоточена основная масса атмосферы от 75% в умеренных и высоких широтах до 90% в низких.

Характерное для тропосферы падение температуры на некоторой высоте может прекращаться. Сначала падение температуры замедляется, а затем переходит в изотермическое распределение. Слой атмосферы, характеризующийся замедленным падением температуры < 0,2⁰С/100 м), постоянством или ростом температуры с высотой, носит название стратосфера. Границы стратосферы в среднем располагаются на высотах 11 и 50 км; переходный слой от тропосферы к стратосфере называют тропопаузой. Выше тропопаузы температура чаще всего или не изменяется с высотой (= 0), или слабо растет (< 0).

В мезосфере – слое атмосферы расположенном над стратосферой, наблюдается в среднем падение температуры с высотой. Средняя температура переходного слоя – стратопаузы (на высоте 45-55 км) близка к 0⁰ с возможными отклонениями в ту или другую сторону на 20⁰. Вблизи верхней границы мезосферы (на высоте 90 км) температура летом составляет в умеренных широтах -90⁰, зимой - около-50⁰.выше менопаузы – в термосфере температура снова падает.

Облака. Морфологическая классификация облаков включает описание внешнего вида облаков, а также указания на высоту их нижней границы (основания). В зависимости от высоты основания все облака принято делить на четыре семейства:

А. Облака верхнего яруса (высота НГО >6 км);

Б. Облака среднего яруса (высота НГО 2-6 км);

В. Облака нижнего яруса (высота НГО < 2 км);

Г. Облака вертикального развития; высота основания этих облаков, как правило, меньше 2 км, однако их вершина может находиться на любой высоте в пределах тропосферы.

Каждое из семейств включает несколько форм (родов) облаков, которые в свою очередь подразделяются на несколько видов и разновидностей. Фотографии наиболее часто наблюдаемых форм, видов и разновидностей облаков и их описание составляют содержание «Международного атласа облаков». Наименования облаков по международной классификации —латинские.

Общее число форм облаков (во всех четырех семействах) равно 10. Семейство облаков верхнего яруса включает три формы: перистые (С1), перисто-кучевые (Сс) и перисто-слоистые (Сs); семейство облаков среднего яруса — две формы: высоко-кучевые (Ас) и высоко-слоистые (Аs); семейство облаков нижнего яруса — три формы: слоисто-кучевые (Sс), слоистые (St) и слоисто-дождевые (Ns); семейство облаков вертикального развития — две формы: кучевые (Сu) и кучево-дождевые (Сb).

В природе нередко встречаются переходные формы облаков или наблюдается сочетание нескольких форм (видов, разновидностей) облаков.

В стратосфере на высотах 22—27 км образуются так называемые перламутровые облака. В верхней мезосфере на высотах 82—85 км наблюдаются в летнее время, когда здесь наиболее низкие температуры, так называемые серебристые (или мезосферные) облака. Это очень тонкие облака, настолько прозрачные, что через них хорошо видны звезды. Прежде полагали, что эти облака образуются из вулканической пыли. В настоящее время исследователи считают, что происхождение серебристых облаков аналогично происхождению перистых облаков. Выше 85 км (в области мезопаузы) стратификация атмосферы сильно устойчивая, что способствует накоплению водяного пара. Здесь при очень низких температурах сравнительно небольшая концентрация пара оказывается достаточной для того, чтобы произошла сублимация.

Понятие о воздушных массах и фронтах. Атмосфера по своим свойствам неоднородна не только в вертикальном направлении, но и в горизонтальном. Меняются все метеорологические параметры, но эти изменения происходят неравномерно. Большие объемы воздуха, сравнимые по своим размерам с размерами материков и обладающие определенными физическими свойствами называются воздушными массами. Переходные зоны между различными воздушными массами, в которых наблюдаются достаточно быстрые изменения метеорологических величин называются фронтальными зонами. Различают теплые и холодные воздушные массы. В зависимости от района формирования воздушные массы делят на:

а) арктический воздух, б) умеренный воздух, в) тропический воздух, г) экваториальный воздух. Каждый из типов воздушных масс, в свою очередь, делится на морской и континентальный.

Во фронтальной зоне метеорологические величины претерпевают резкое изменение. Линия пересечения фронтальной поверхности, с какой либо другой поверхностью (уровень моря) носит название фронта. В реальных условиях фронт всегда представляет собой зону конечной ширины (несколько десятков километров). Однако по сравнению с размерами воздушных масс ширина фронта ничтожно мала. По этой причине на синоптических картах фронт изображают в виде линии (кривой).

Вместе с воздушными массами перемещаются фронтальные поверхности и фронты. В зависимости от направления движения различают теплые и холодные фронты. Теплым фронтом называется такой фронт, который смещается в сторону холодной воздушной массы. При прохождении теплого фронта через пункт наблюдения происходит потепление. Холодные фронты, согласно определению, перемещаются в сторону теплой воздушной массы.

Атмосферный озон. Трехатомный кислород О₃, называемый озоном, несмотря на ничтожно малое количество его, играет важную роль в физических процессах, происходящих в верхних слоях (стратосфере и мезосфере). Озон наблюдается в слое от земной поверхности до высоты около 70 км, но его основное количество сосредоточено в слое 20—55 км. Общее содержание озона (х) в вертикальном столбе воздуха колеблется от 1 до 6 мм, если его привести к нормальному давлению (1013,2 гПа) при температуре 0° С. Величину х называют приведенной толщиной слоя озона или общим количеством озона.

Кроме этой характеристики содержания озона используются и другие. Плотность озона обычно выражают в мкг/м³ (1 мкг/м³ = 10~⁶ г/м³). Однако термин «плотность озона» нередко употребляется и для обозначения приведенной толщины слоя озона, содержащегося в слое атмосферы километровой толщины. Общая масса озона в атмосфере составляет около 3,2•10⁹ т. Из всего потока солнечной радиации, падающей на Землю, озон поглощает около 1%.

Вопрос об образовании слоя озона (озоносферы) и характерных особенностях его распределения в некоторой мере решает фотохимическая теория (Чепмен). Согласно этой теории, первичной реакцией, приводящей к образованию озонового слоя, является диссоциация молекулы кислорода, происходящая при поглощении ультрафиолетовых лучей Солнца.

Озон сильно поглощает ультрафиолетовую радиацию с длиной волны от 0,22 до 0,29 мкм. Коэффициенты поглощения озона в этом участке спектра настолько велики, что энергия солнечных лучей полностью поглощается уже в самой верхней части слоя озона, на высотах до 50—45 км. Благодаря этому на указанных высотах температура воздуха возрастает до значений, близких к нулю. Коэффициенты поглощения озона в ультрафиолетовом участке сравнимы с коэффициентами поглощения солнечного света металлами. И так же как в случае металлов наибольшая температура наблюдается на поверхности, на которую падает солнечный свет, так и в слое озона максимум температуры отмечается в самой верхней его части, хотя наибольшая плотность озона наблюдается на значительно меньших высотах (21—26 км).

Общее количество озона в вертикальном столбе воздуха определяется путем спектроскопических измерений интенсивности лучей данной длины волны (от 0,29 до 0,36 мкм), дошедших до земной поверхности (озонометры). Если произведены измерения при двух высотах Солнца, то на основе законов ослабления солнечной радиации в атмосфере можно рассчитать приведенную толщину слоя озона.