Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы, страница 10

Таким образом, можно считать твердо установленным факт постоянства состава воздуха до высоты около 95 км. Постоянство состава атмосферного воздуха как по вертикали, так и по горизонтали 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 перемешиванне воздуха по вертикали.

Но в свободной атмосфере главную роль в возникновении перемешивания играет динамический фактор — изменение скорости ветра с высотой. Немаловажное значение для выравнивания состава атмосферы имеет горизонтальное крупномасштабное перемешивание. Выше 95 км состав атмосферы существенно изменяется. Известную роль в этом изменении играет, по-вндимому, процесс гравитационного разделения газов. Согласно теории, время установления 80 тз-ного разделения молекулярного азота и атомного кислорода на высоте 250 км составляет 17 ч, иа 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 †1 км. Рисунок 1.1 иллюстрирует изменение с высотой отношения количества лтолекул аргона п(Аг) к количеству молекул азота п (%). Видно, что это отношение с увеличением высоты уменьшается (Аг тяжелее гчт, см.

табл. 1.1). Основным процессом, под влиянием которого происходит изменение состава воздуха выше 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 числа частиц в 1 смз азота (Нз), молекулярного (Оз) и атомного (О) кислорода в слое 100 — 210 км, а также температуры воздуха и относительной молекулярной массы р.

Около 200 км концентрация атомного кислорода становится сравнимой с концентрапней азота; Общие сведение о воздумвоа оболочке Земли таблица 1.4. Число частиц (1Осм и) неноторых газов в 1 см' воздуха высота, км 110 100 100 130 140 100 100 2!0 110 120 0,50 О, 08 0,25 860 24,9 1,1 0,73 0,21 0,13 0,44 0,32 785 825 25,5 25,1 0,33 0,05 О,!9 895 24,4 0,23 0,03 0,15 925 24,! !70 40 21 235 27,6 Г/ 7,6 3,6 3,8 1,6 0,73 3,5 1,9 1,! 395 490 600 26,9 26,5 26,1 740 180 68 215 27,9 48 11 7,9 325 27,2 )42 02 О тк р кг/имоль 1,9 0,35 0,65 715 25,8 концентрация же молекулярного кислорода составляет лишь малую часть концентрации атомного кислорода. Сведения о составе воздуха выше 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 1) (примерно с вы и (АР)1 Я (82) 'Ще 0,010 ОРОО Рис. !.1. Изменение отногоенин концентраций Аг и Мт с высотой при подъеме (1) и спуске (2) ракеты. 0 ГОО 120 140 100 100 и дм соты 90 км) является положительный ион окиси азота (ХО+); днем в этом слое, вероятно, образуется заметное количество ионов молекулярного кислорода О+. В слое 100 — 150 км ионосфера состоит из ионов трех родов: атомного (О+) и молекулярного (О,+) кислорода, окиси азота ()ч)0+). Выше 150 км быстро растет относительное количество ионов 04, которые становятся преобладающими на высотах более 200 км.

Начиная с высоты 250 — 300 км, в составе ионосферы появляются ионы атомного азота (х4), концентрация которых на высоте 800 — 900 км достигает 7 — 9 0/0 концентрации ионов О . Число ионов в слое 100 — 1000 км заключено в интервале 10з — 10' частиц в 1 см'. Несмотря на большое самостоятельное значение процесса ионизации, на долю ионов приходится на высотах до 800 — 900 км лишь Состав и уравнение состовкна атмосферного воздуха г им...

225 250 275 300 325 350 375 400 450 500 р нг/нмоль... 21,28 20,15 !9,22 18,50 !7,92 17,47 17,!2 16,84 16,43 1б,! Подчеркнем, что здесь рассмотрен относительный (процентиый) состав воздуха. Абсолютное же содержание всех атмосферных газов убывает с высотой. 3 Уравнение состояния сухого воздуха Состояние каждого из атмосферных газов характеризуется значениями трех величин: температуры, давления и плотности (нлн удельного объема). Эти величины всегда связаны между собой некоторым уравнением, которое носит название уравнения состояния газа.

Для каждого газа существует так называемая критическая температура Т, . Если температура газа выше критической (Т ) ) Т„р), то ни при каком давлении газ не может быть переведен в жидкое или твердое состояние, т. е, при Т ) Т, возможно только газообразное состояние вещества. Приводим значения критических температур атмосферных газов: Со, НО 31 374 02 — 1!9 Хз — 14? н — 240 Не — 268 Газ т„р оС Из этих данных следует, что критические температуры всех атмосферных газов, кроме углекислого газа и водяного пара, очень небольшая часть общего количества газовых частиц: на высоте 300 км — около О,! %, на высоте 800 км — меньше 10%. Только выше 2000 — 3000 км большинство газовых частиц (по всей вероятности, водородных атомов) иоиизовано. Такая сильно разреженная (около 1000 частиц в 1 см') ионосфера простирается до высоты 20 — 30 тыс. км, где она постепенно переходит в межпланетный газ с числом частиц около 100 в 1 см'.

Количество ионов атомного азота в слое 400 — 800 км не превышает 10 % количества ионов О+, поэтому нет оснований предполагать, что и количество 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 15 кг/кмоль, что иллюстрируют следующие данные: 45 Оба!не сведении о воедумиеб обоиоеие Земли (3.7) 1а, = Ме/й, = 28,9645 кг/кмоль.

(3.3) р — = — Т или р= /у — Т. у !те М М М (3. 10) Здесь введено обозначение (3.1 !) г=! т=! или, согласно (3.3), ро=/7,Т, (3 5) где и /7, = ~ тг/7! (3.6) 3=! низкие. Температуры, которые наблюдаются в атмосфере на всех высотах, значительно выше критических температур этих газов.

Углекислый газ, хотя и имеет критическую температуру выше, чем обычно наблюдаемые температуры воздуха, далек от состояния насыщения, поскольку его парциальное давление в условиях атмосферы мало. По своим физическим свойствам газ тем ближе к идеальному, 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, ведут себя практически как идеальные газы. Поэтому уравнение состояния какого-либо газа имеет вид уравнения состояния идеального газа: у!от=/7,Т, ! = 1, 2,..., и, где р! — парциальное давление, Т вЂ” температура, о! — удельный объем; /7! — удельная газовая постоянная усто газа, и — число газов, составляющих механическую смесь.

Удельная газовая постоянная /7! связана с универсальной газовой постоянной /7е =8,31441 1Оа Дж/(кмоль К) следующим соотношением: /7 = /(и/1а. (3.2) где 1а! — относительная молекулярная масса !'-го газа. Согласно закону Дальтона, поведение каждого газа в механн ческой смеси не зависит от присутствия других газов, а общее дав ление смеси равно сумме парциальных давлений, т. е, и Р=Е Р!. Пусть масса сухого воздуха равна единице, а масса !'-го газа пу!. Тогда о; = о/уиь (3.4) где о — удельный объем сухого воздуха. Подставляя о! по (3.4) в формулу (3.1) и суммируя уравнения (3.1), получим и и в Е Р =ТЕ упЯ! †удельн газоваи постоянная сухого воздуха. Состав н уравнение состоенна атмосб!ерноге воедуаа Уравнение (3.5) и представляет собой уравнение состояния сухого воздуха.

Таким образом, уравнение состояния сухого воздуха имеет тот же вид, что н уравнение состояния идеального газа. Прн этом удельная газовая постоянная воздуха определяется как среднее взвешенное из парциальных газовых постоянных по формуле (3.6). С учетом формулы (3.2) и данных о составе воздуха (см. п.

1) получаем следующее значение удельной газовой постоянной сухого воздуха: /7, = 287 м'/(с' ° К) = 287 Дж/(кг ° К). Относительную молекулярную массу сухого воздуха по углеродной шкале можно получить при известных /7, и /7е по соотношению Если вместо удельного объема о в уравнение (3.5) ввести плотность р, связанную с о соотношением р= 1/о, то оно примет вид р =/7срТ. (3.8) Наряду с таким видом уравнения состояния широкое распространение (особенно при изучении верхних слоев атмосферы) получила другая форма записи его. Эта форма легко получается из уравнения (3.5), если левую и правую части его умножить на !!с: р1с,о=1!с/7сТ или ру= тт "Т, (3.9) где )г=1асо — объем моля воздуха.

При фиксированных р и Т объем )У, согласно (3.9), для всех газов одинаков (напрнмер, при Т= =0'Си р=10132 гПа объем )о=2241 ма/кмоль). Если теперь разделить левую и правую части (3.9) на число молекул воздуха в одном моле (М), то получим Так как число молекул в одном моле — число Авогадро — для всех газов одинаково (М=6,02 1Ом кмоль '), то величина /у представляет собой тоже универсальную постоянную, называемую постоянной Больцмана: у = 1,38 ° 1О " эрг/К= 1,38 10 "Дж/К.

Общне сведеннн о возд>щноб оболочке Зенлн 20 30 40 100 23,37 42,43 73,77 1013,2 57,84 32,93 19,55 1,67 461,0 460,6 460,3 451,3 10 12,27 106,4 461,1 7оС..... 0 Е гПа.... 6,11 рп нз/кг .. . 206,3 й"„ Дж/(кг К) 461',3 гтл> /70= р = — и= йп, ис и откуда нс р=н — = пт, ту (3П3) 4 Уравнение состояния влажного воздуха 3 1 (4.2) (4.3) еоп = Р,„Т, (4. 1) или (4,4) /7„= 1, 608/7„ /7, = 0,622/7н. Следовательно, уравнение состояния воздуха (равно как и любого другого идеального газа) можно записать также в следующем виде: р = 'япТ, (3.12) где и =>У/(г — число молекул воздуха в 1 м', которое, как следует из (3.12), при фиксированных р и Т одинаково для всех газов (при Т = 0'С и р = 1013,2 гПа, а = 2,687 10" м- ) .