
- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
1.2. Состав воздуха
в более высоких слоях атмосферы
Изучение состава воздуха на различных высотах начато свыше 190 лет назад, когда в 1802 г. Дальтоном был сформулирован закон, согласно которому каждый газ распределяется в пространстве независимо от присутствия других газов.
Если перемешивание воздуха по вертикали отсутствует, то распределение давления i-го газа может быть рассчитано с помощью барометрической формулы, согласно которой, давление более тяжелых газов должно убывать с высотой быстрее, чем давление более легких. Следовательно, на больших высотах должны преобладать легких газы. В этом состоит идея гравитационного разделения газов, обнаружению которого посвящено большое число исследований.
Однако чем тщательнее проводился эксперимент, тем все более очевидным становился факт отсутствия разделения газов в пределах нижних 90—95 км (гомосфера).
Новый период в изучении строения верхних слоев наступил, когда для исследования свойств атмосферы, в том числе состава воздуха, были применены ракеты, а затем искусственные спутники Земли. В табл. 1.3 приведены данные о содержании основных газов (N2, 02 и Аг) по результатам взятия проб воздуха на ракетах в средних широтах европейской части России. Эта таблица показывает, что систематического (в одну сторону) изменения состава воздуха с высотой не наблюдается.
Таблица 1.3. Содержание (%) основных газов в воздухе по данным измерений на ракетах
Таким образом, можно считать твердо установленным факт постоянства атмосферного воздуха как по вертикали, так и по горизонтали, которое поддерживается его перемешиванием.
Долгое время распространению представления о полностью перемешанной атмосфере препятствовало то, что в стратосфере термическая стратификация сильно устойчивая, а это, как будет показано в главе 4, затрудняет перемешивание воздуха по вертикали. Однако в свободной атмосфере главную роль в возникновении перемешивания играет динамический фактор — изменение скорости ветра с высотой. Немаловажным для выравнивания состава атмосферы является и горизонтальное крупномасштабное перемешивание.
Выше 95 км состав атмосферы существенно изменяется. Известную роль в этом изменении играет, по-видимому, процесс гравитационного разделения газов. Согласно теории, время установления 80 % -ного разделения молекулярного азота и атомного кислорода на высоте 250 км составляет 17 ч, на высоте 300 км — 8 ч, на высоте 350 км — 3,7 ч.
Анализ результатов измерений состава воздуха с помощью радиочастотного масс-спектрометра показал, что гравитационное разделение ночью начинается на высотах 105—110 км. Рисунок 1.1 иллюстрирует изменение с высотой отношения числа молекул аргона п (Аг) к числу молекул азота п (N2). Видно, что это отношение с увеличением высоты уменьшается (Аг тяжелее, чем N2, см. табл. 1.1).
Основным процессом, под влиянием которого происходит изменение состава воздуха на высотах более 100 км, является диссоциация кислорода под воздействием солнечной радиации с длиной волны меньше 0,24 мкм. В табл. 1.4 приведены сведения об изменении с высотой в 1 см3 числа частиц азота N2, молекулярного О2 и атомного О кислорода в слое 100—210 км, а также температуры воздуха и относительной молекулярной массы ц. На высоте около 200 км концентрация атомного кислорода становится сравнимой с концентрацией азота; концентрация же молекулярного кислорода составляет лишь малую часть концентрации атомного кислорода.
Таблица 1.4. Число частиц (10~10д) некоторых газов в 1 см3 воздуха
Сведения о составе воздуха на высотах более 200 км получены лишь косвенным путем — на основе измерений состава заряженных частиц (ионов). Результаты исследования заряженных частиц в ионосфере сводятся к следующему. Основным ионом слоя D примерно с высоты 90 км является положительный ион окиси азота (NO+); днем в этом слое, вероятно, образуется заметное число ионов молекулярного кислорода О2+. В слое 100—150 км ионосферу составляют
три газа: атомный (О+) и молекулярный (О+2) кислород, окись азота
(N0+). На высотах более 150 км быстро растет относительное число ионов О+, которые становятся преобладающими на высотах более 200 км. Начиная с высоты 250—300 км, в составе ионосферы появляются ионы атомного азота (N+), концентрация которых на высоте 800—900 км достигает 7—9 % концентрации ионов О+. Число ионов в слое 100—1000 км заключено в интервале 105 — 106 частиц в 1 см3.
Несмотря на большое самостоятельное значение процесса ионизации, на долю ионов приходится на высотах до 800—900 км лишь небольшая часть общего числа газовых частиц: на высоте 300 км — около 0,1 % , на высоте 800 км — меньше 10 %. Только на высотах более 2000—3000 км большинство газовых частиц, по всей вероятности водородных атомов, ионизовано. Такая сильно разреженная (около 1000 частиц в 1 см3) ионосфера простирается до высоты 20—30 тыс. км, где она постепенно переходит в межпланетный газ с числом частиц около 100 в 1 см3.
Число ионов атомного азота в слое 400—800 км не превышает 10 % числа ионов О+, поэтому нет оснований предполагать, что и число нейтральных атомов азота составляет значительную часть от числа атомов кислорода. Процесс же гравитационного разделения препятствует появлению в больших количествах тяжелых молекул азота. Остается, таким образом, последнее предположение: преобладающий газ в слое 300—1000 км — атомный кислород (О) с небольшой примесью атомов азота. Относительная молекулярная масса атомного кислорода почти в 2 раза меньше относительной молекулярной массы воздуха ниже уровня 100 км. Вследствие этого относительная молекулярная масса воздуха выше 100 км уменьшается и на больших высотах приближается к 16 кг/кмоль, что иллюстрируют следующие данные:
Подчеркнем, что здесь рассмотрен относительный процентный состав воздуха. Абсолютное же содержание всех атмосферных газов убывает с высотой.