В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 20
Текст из файла (страница 20)
1.3. Слои атмосферы: гетеросфера игомосфераСЛ О И А Т М О С Ф ЕР ЫСлоистое строение атмосферы было установлено только в началеXX в. В наше время в результате вертикального зондирования атмосферы высотными шарами — зондами и ракетами — установлено,что с высотой сложным образом изменяется температура и некоторыефизические и химические свойства атмосферы. На рис. 1.4 приведеныслои атмосферы, выделенные на основании физических свойств.Самый нижний слой — тропосфера — имеет высоту 17 км надтропиками и 10 км над полюсом.
Температура в ней падает от нормальной (примерно 300 К или ~ 30°С) до -75 и -55°С на экватореи полюсе соответственно. Этот слой сильно турбулизирован. Нужноотм.етить, что все перемены погоды и климата являются результатомфизических процессов, имеющих место в тропосфере. Это выдвигаетпроблему исследования тропосферы на первый план.Выше расположена стратосфера, которая достигает 50 км.
Особенность ее состоит в резком повышении температуры с высотой.Здесь повышениетемпературы происходит в результате реакции образования озона(0 3). Это одна изосновных химическихреакцийатмосферы. Озонпоявляется в результате взаимодействия лучистой энергии с кислородом.Основная массаозона сосредоточена на высоте 25 км.Но в целом слой0 3 распространендо более высокихслоев.
Он охватывает почти всюстратосферу. Взаимодействие кисРис. 1.4. Слои атмосферы, выделенные на основании физических свойствлорода с ультрафиолетом ведет кослаблению ультрафиолета и тем самым способствует поддержаниюжизни на Земле. В озоносфере устанавливается градиент температуры, равный 0,62°С на 100 м. На высоте 55 км в стратопаузе температура повышается до 0°С.Выше 55 и до 80 км температура падает до -85°С, это мезосфера(мезо — средний). Выше 100 км начинается термосфера, здесь идетповышение температуры, и на высоте 400 км она достигает 1200°С.Выше термосферы расположена экзосфера, которая является внешней оболочкой атмосферы.
Хотя температура в экзосфере высокая,однако давление здесь очень низкое: ~ 10- 8 мм рт. ст. Молекулыводорода и гелия не сталкиваются, но их кинетическая энергия соответствует температуре 1000-1200°С.Ионосфера. Если по изменению температуры можно различить5 слоев, то по степени ионизации газов воздуха атмосфера подразделяется на 4 слоя: Д Е> Fx и Р2- Ионизация вызвана поглощениемсолнечной радиации. Ультрафиолет ионизирует молекулы 0 2 и N2.Это изменяет электрические свойства ионосферы.температура, КСамый нижний слой D в основном поглощает радиоволны имешает дальнейшему их распространению.
Лучше всего изученслой Е , расположенный на высоте 100 км (слой Хивисайда).Этот слой подобен гигантскомузеркалу, от которого отражаются радиоволны. При этом Ьнимогут распространяться дальше,чем следовало бы ожидать, еслибы они распространялись без отражения (рис. 1.5).Рис. 1.5.
Влияние слоя Е ионосферы нараспространение радиоволнМ АЛЫ Е ГАЗЫУглекислый газ от общего объема атмосферы занимает всего0,03%. Однако в климатологических процессах он играет однуиз главных ролей, так как сильно поглощает длинноволновую радиацию. Расчеты показывают, что повышение его объема, например,до 0,06% может повысить земную температуру на 3°С, что приведетк коренному изменению климата Земли, т.е. к экологической катастрофе. Это так называемый “парниковый” эффект, который связывается с промышленной революцией и ростом выброса в атмосферууглекислого газа и других вредных веществ.В атмосферу поступает большое количество водного аэрозоля,пыли, частиц дыма и пепла от вулканов, растительной пыльцы и др.Все эти твердые и жидкие частицы изменяют оптические характеристики атмосферы и влияют на радиационные процессы, следовательно, на погоду и климат Земли.Поступающий в атмосферу с поверхности Мирового океана водяной пар является переменной составной частью воздуха.
Его количество изменяется в атмосфере от ничтожного значения в пустыняхдо 4% от объема воздуха в тропической зоне.Водяной пар, как и углекислый газ, является оптически активным.Он имеет широкие линии поглощения в области ближнего и среднегоинфракрасного (ИК) излучения. В отличие от углекислого газа водяной пар не только влияет на оптические характеристики атмосферы,но и играет определяющую роль в переносе тепла и вещества (испарение, конденсация) в процессах тепломассообмена между океаноми атмосферой.ТЕРМ ОДИ Н АМ И ЧЕСКИ Е П РО Ц ЕССЫВ АТМ ОСФ ЕРЕЗемля, как планета, постоянно обменивается энергией с Солнцеми Космосом, а три ее оболочки — атмосфера, гидросфера и литосфера — обмениваются между собой еще и импульсом и веществом.Следовательно, все оболочки Земли являются открытыми термодинамическими системами, где идут неравновесные процессы переносатепла и трансформация одного вида энергии в другой.Все процессы на Земле, сопровождающиеся тепловыми явлениями, описываются физической наукой — термодинамикой.
В основетермодинамики лежат два начала: первое начало, представляющеесобой закон сохранения энергии, и второе начало, которое можетбыть определено как закон о нацравлении физических процессов(закон об энтропии).УРАВН ЕН И Е СО СТО Я Н И ЯИз эксперимента известно, что сухой воздух и водяной парв области температур и давлений, близких к нормальным, ведутсебя как идеальный газ. Средняя молекулярная масса воздуха равнаjua = 29 • 10“ 3 кг/моль, а водяного пара — f*w = 18 * Ю“ 3 кг/моль.Термическое состояние таких газов описывается уравнением Клапейрона-Менделеева.
Для газа массы т , содержащегося в объеме V, онозапишется в видеPV = j R T ,(1.1)где р — давление, /г — молярная масса, R = 8,31 Д ж / (моль • К) —универсальная (молярная) газовая постоянная, Т — абсолютная температура. Так как m l У = р = 1/v, где/? — плотность, av — удельныйобъем, то из (1. 1) получимP = P j T .(1.2)Эта форма записи уравнения удобна при решении задач физикиатмосферы, так как плотность легко определяется экспериментально.Отношение R /fi — удельная газовая постоянная. Для воздуха онаравна R q = R / mq = 8,31/29 • 10“ 3 = 2,87 • 102 Дж /(кг • К).В соответствии с (1.2) плотность сухого воздуха при нормальныхусловиях (р = 0,101 МПа, Т - 273 К) равнар = 1,29 кг/м3.Из кинетической теории газов известно, что теплота есть кинетическая энергия хаотического движения большого числа молекул вещества.
Это находит свое выражение в законе Джоуля, устанавливающем принцип эквивалентности теплоты и механической работы(энергии): 1 кал = 4,186 Дж, что констатирует эмпирический факт —тепло есть форма энергии.П ЕРВО Е НАЧАЛО ТЕРМ ОДИ Н АМ И КИЗакон сохранения энергии для единичной массы газа записываетсяв видеSQ = dU + dA,(1.3)где SQ — малое количество тепла, подводимого к системе, dU —внутренняя энергия системы, дА = pdv — совершенная над газомэлементарная механическая работа. Знак д указывает, что 8Q и дАне являются полными дифференциалами.Для идеального газа, где не учитывается взаимодействие междумолекулами, любое увеличение внутренней энергии проявляется какповышение температуры. Если газу сообщить малое количество тепла 8Q, то это приведет к малому увеличению температуры d T , чтоможно записать в видеdT = ^ 8 Q ,(1.4)где с — удельная теплоемкость, измеряемая в Д ж / (кг • К).
Величина теплоемкости газа зависит от того, совершается работа при подводе тепла или нет. Поэтому различают теплоемкость при постоянном объеме (dv = 0 — работы нет) и при постоянном давлении(pdv * 0 — совершается работа). В первом случае cv = (8Q /dT)v == d U /d T , а во втором ср = (SQ/dT)p = (dU + p d v )/d T .Для сухого воздуха ср = 1005 Дж/(кг - К) и cv = 716 Дж/(кг *К).Естественно, что ср > cv, так как в процессе при р = const часть теплабудет затрачена не только на увеличение внутренней энергии газа,но и на совершение работы против внешних сил (расширение).
Используя полученное соотношение dU = cv d T , уравнение сохраненияэнергии (1.3) запишем в форме6Q = cv dT + pdv.(1.5)Нас будут интересовать различные процессы в атмосфере, описываемые параметрами состояния. Для получения удобной для нашихцелей формы записи уравнения баланса продифференцируем по температуре уравнение состояния (1.2) pv = R aT и получимpdv + vdp = R a d T .(1.6)Подставляя в (1.6) значение pdv из (1.5), запишем«5Q = (cv + Ла) d T - vdp(1.7)и с учетом того, что( 1.8)окончательно получим6Q = ср dT — vdp.(1.9)Это другое выражение первого начала термодинамики.Полученные выражения дают возможность определить частныепроцессы, имеющие место в атмосфере (модели атмосферы).ИЗОТЕРМИЧЕСКИЙ ПРОЦЕСС В АТМОСФЕРЕ(БАРОМЕТРИЧЕСКАЯ ФОРМУЛА)В поле силы тяжести давление атмосферы, ее температура и плотность с высотой понижаются. Однако вертикальное изменение температуры в тропосфере составляет менее 10% от нормального значенияна уровне океана.
Это дает основание при решении большого классазадач считать распределение температуры с высотой изотермическим(Г = const). В этом случае уравнение (1.9) принимает видdQ = - v d p = дА,ще <5А — элементарная удельная работа, равная работе перемещенияединицы массы на высоту dz (дА = gdz). Следовательно, —vdp = gdz.Исключая из последнего выражения v = R T / p p , получим дифференциальное уравнениерешение которого есть барометрическая формула Больцмана(1.11)Здесь Н = R T /p g — так называемая шкала высот (или высота однородной атмосферы), а р0 — давление на уровне моря. Для Т = 288 Ки Pq = 0,101 МПа/м2 высота однородной атмосферы Н = 7985,4 м(примерно 8 км).Поскольку р = p R aT , то распределение плотности по высоте имеет такой же вид, как для давления:Рис.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
