В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика (1119248), страница 46
Текст из файла (страница 46)
2а Структура и состав атмосферы. Внешние фатаоры 2.5 2.0 1,5 и 1.0 0 О 200 600 1000 1400 !800 2200 2800 3000 Длина волны, ни Рнс. 12.0. Энергетический Солнца н полосы поглощения атмосферы Земли (точки). Около каждой полосы поглощения указаны поглощающие газы Ьр яйся(1 — А) = ФФ вЂ” 4яйФстТ~. (12. 2) На основе приведенных общих соотношений для равновесного теплового излучения можно дать оценку температуры Земли (какой опа должна быть, если в стационарном режиме поглощаемая Землей солнечная энергия далее переизлучается нашей планетой). Отметим, что солнечное излучение, поглощаемое Землей, имеет спектральный максимум в высокочастотном оптическом диапазоне, а переизлучамое Землей излучение имеет спектральный максимум в другом, менее высокочастотном инфракрасном диапазоне спектра.
Полный поток равновесного теплового солнечного излучения поглощается на площади сечения Земли яйФ2 и частично отражается с коэффициентом отражения А (альбедо Земли). В стационарном режиме этот поток равен потоку ФФ излучаемого Землей равновесного теплового излучения, который представляет собой произведение площади поверхности Земли 4яйФ на мощность излучения Земли в соответствии с 2 законом Стефана-Больцмана: !'а.
12о Структура и еоетао аеамоеферы. Вне инне факп1оры 259 Перепишем соотношение для солнечной постоянной Ьо через мощность, излучаемую единицей поверхности Солнца, умноженную на отношение квадрата радиуса Солнца 11о к квадрату расстояния Солнце-Земля Р: 5о=ео Тогда с , 2 о~ 1~ (1 ~)~а 4 юг Мощность, излучаемая единицей поверхности Солнца, по закону Стефана Больцмана пропорциональна четвертой степени темпе- ратуры Солнца: с в о ~ ~'~~~( — А)Л~~ = 4я.й~~~~'~~. Р/~ Отсюда следует оценка температуры Земли: Те = То' (1 А)~~~ 255 К е — о~У 2Р (12.
3) Вычисления для типичного значения А 0,3 дают оценку температуры Земли около Т вЂ” 255 К вЂ” — 18'С. Эта цифра была бы верна в отсутствие атмосферы Земли. При наличии атмосферы возникает так называемый парниковый эффект. Часть атмосферных газов пропускает полностью высокочастотное видимое оптическое излучение, но поглощает инфракрасное излучение, тем самым происходит дополнительный нагрев атмосферы до температуры около 200 К.
Более подробно парниковый эффект и проблемы потепления климата будут рассмотрены далее в главах 14 и 20. В заключение приведем некоторые сведения об истории изучения атмосферы. Еще в Х1Х веке Жоффруа Сент-Илер, Тиндалл, Аррениус, Чамберлин высказывали и развивали идеи о существенных изменениях атмосферы в геологическом прошлом. Отмечалось, что поскольку углекислый газ наряду с водяным паром поглощает излучение в атмосфере, изменения концентрации СО2 могли быть одной из причин, приводивших к изменениям климатических условий в прошлом, в частности, изменения количества углекислого газа могли быть причиной четвертичных оледенений.
Анализируя материалы геологических исследований, Аррениус отмечал, что количество 260 Гп. 12. Структура и еоетае аепмоеферы. Внешние фатпоры углекислого газа в современной атмосфере составляет малую часть того углекислого газа, который в прошлом был поглощен из атмосферы и израсходован на формирование карбонатпых пород. В связи с этим Аррениус заключил, что концентрация углекислого газа в атмосфере могла изменяться в широких пределах, что оказывало существенное влияние на климат, достаточное для возникновения и исчезновения оледенений. Аррениус подчеркивал связь концентрации углекислого газа с переменным уровнем вулканической активности.
Он предполагал, что в эоцене и миоцене имело место усиление вулканической деятельности, сопровождавшееся ростом концентрации СО2 и повышением средней температуры воздуха. Одновременно с этим увеличивалась продуктивность фотосинтеза. По мнению Аррениуса, средняя температура воздуха в эоцене из-за усиления парникового эффекта была выше современной на 8 -9 С. Аррениус считал, что интенсивное развитие растительного покрова на континентах в каменноугольном периоде объяснялось повышением концентрации углекислого газа в атмосфере и привело к увеличению массы атмосферного кислорода.
Отметим, что эти заключения Аррениуса совпадают с современными результатами, показывающими оценки средней температуры воздуха для эоцена выше современной температуры на 8,5 'С ~191. Глава 13 Основы термодинамики атмосферы Уравнения состояния Основным действующим на атмосферу внешним фактором является Солнце. Под воздействием солнечного излучения происходят разнообразные процессы переноса энергии, тепла и вещества между разными областями атмосферы и другими геосферами. Атмосфера, в основном, заполнена воздухом и примерный молекулярный вес воздуха, как хорошо известно, равен 29, что несколько больше молекулярного веса основной компоненты воздуха азота Мз, равного 28.
Небольшое превышение молекулярного веса воздуха над молекулярным весом азота связано с тем, что следующая по объему компонента —. кислород 02 имеет больший молекулярный вес 32. Уравнение состояния воздуха с большой точностью описывается уравнением состояния идеального газа: (13.1) РЪ' = — ЕТ, д где об ьсм и, масса воздуха гп, молекулярная масса д измеряются в обычных единицах системы СИ, й - универсальная газовая постоянная.
Давление Р традиционно измеряется в барах, причем, бар выражается следующим образом через счандартные единицы Н (ньютон) и Па (единица давления паскаль равна силе в ньютонах, деленной на площадь в м~): 1 бар = 10в Па = 10" Н/м~ — 1 кг/ем~. Часто используется единица давления атм (атмосфера), равная 1 кг/смз и близкая к одному бару.
Здесь целесообразно напомнить некоторые полезные для дальнейшего цифры. Часто выделяют так называемые «нормальные условияь: Р = 101325 Па = 1,01. 10 Па, 'Г = 273,15 К вЂ” 273 К, Ъв = 2,2414 10 ~ ы~ — 22,4 л. 262 1'л.!Ж Оеиоои гаермодииамиии агамоефери Они представляют собой некоторые типичные, «нормальные» значения атмосферного давления и температуры 0'С, т.е. примерно 273 К. При этом объем одного моля идеального газа составляет 2,24 10 ~ мз, или 22,4 литра. Чаще в физике атмосферы используется другая форма записи уравнения состояния, содержащая плотность воздуха р.
Уравнение следует из (13.1), если поделить па объем правую часть. Нередко используется не универсальная газовая постоянная й, а газовая постоянная для воздуха Йа, нормированная на молекулярный вес воздуха р: Р= р — т= рй.т, й (13.2) и где й = — = ' 287 Дж/(кг К) и 29 10 ~ кг/моль Отсюда плотность воздуха при нормальных условиях равна Р 1,01.10 р = ' кг/м 1,29 кг/м'. Й„Т 287 273 Одним из самых существенных факторов, определяющих поведение атмосферы, является водяной пар известный всем газ НоО с молекулярной массой 18. Он присутствует в сравнительно небольших количествах в атмосфере, но в отличие от других компонент воздуха с водяным паром при типичных атмосферных температурах происходят фазовые переходы с выделением и поглощением тепла, поэтому его роль весьма значительна.
Уравнение состояния воздуха при учете водяного пара меняется. Напишем отдельно уравнение состояния для сухого воздуха с парциальным давлением Р, и уравнение состояния для водяного пара, где е обозначает так называемую упругость водяных паров, или парцивльное давление водяного пара: Ра — Райа1 ~ е=р Й т. Здесь введена газовая постоянная для водяного пара й„, = = й/р„,. Уравнение состояния для смеси сухого воздуха и водяного пара будет несколько отличаться от уравнения состояния для сухого воздуха. Суммарная плотность смеси р равна плотности сухого воздуха ра плюс плотность воды ри; Р, е Р— е е = йт+ й т = йт йит' 1м!Х Основи термодинимини атмосферы где плотности воздуха и водяного пара выражены через соответствующие уравнения состояния, при этом парцивльное давление сухого воздуха заменено на разность давлений влажного воздуха (смеси) и пара, поскольку давление паров плюс давление сухого воздуха есть суммарное давление смеси.
После тождественных преобразований получим формулу р= Учитывая, что д, 20 получим выражение для плотности: р = (1 — 0,38 — ). Поскольку парциальное давление водяного пара, как правило, не превышает 30--30 мбар, опо мало по сравнению с давлением е воздуха ( 1 бар). Учитывая малость отношения — «1 можно р переписать уравнение состояние влажного воздуха в виде 1'= рЛ.т (1+0,38 вЂ”Ч . (13.3) Сравнивая (13.2) и (13.3)., нетрудно видеть,. что присутствие водяных паров дает лишь небольшую поправку к уравнению состояния, которую можно интерпретировать как сдвиг температуры.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
