Теперь о строении и свойствах атмосферы
Атмосфера во всем объеме неоднородная по свойствам среда. Эта неоднородность проявляется прежде всего по высоте на уровнем земной поверхности. По высоте в атмосфере можно выделить несколько слоев (сфер), различающихся характером изменения температуры. Вертикальный температурный профиль выглядит так
Нижний слой, непосредственно прилегающий к Земле – тропосфера, затем стратосфера, мезосфера, термосфера (простирается до высоты ~ 1000 км, на которой происходит рассеяние вещества в открытый космос).
Сферы разделены узкими переходными зонами – паузами (по названию предыдущего слоя), в пределах которых меняется направления температурной кривой.
Характеристика слоев:
Тропосфера – характеризуется средним вертикальным градиентом температур -6,5 град/км (т.е. понижение температуры). Верхняя граница ее лежит на высоте от 8 км в полярных широтах до 16-18 км на экваторе. К тропопаузе температура понижается до ~230К.
В стратосфере – до высоты ~25 км температуру остается почти постоянной, затем возрастает до 270 К (почти до 00С) на нижней границе стратопаузы. Температурный градиент в стратосфере +1,4 град/км.
Мезосфера, расположенная выше, характеризуется новым понижением температуры (~до -1000С на высоте 80 км)
В термосфере воздух сильно разряжен – здесь можно дать оценку лишь критической температуры – соответствующей кинетической энергии движения молекул – температура равномерно возрастает/
Помимо такого деления атмосферы на слои в ней выделяют так же слои с другими характерными признаками и другими названиями; слов, включающий тропосферу и нижнюю часть стратосферы, где преимущественно протекают химические реакции – хемосфера; слой выше 80 км, где значительное содержание заряженных частиц – ионосфера.
Давление в атмосфере в отличие от температуры, которая изменяется неоднозначно, монотонно и равномерно (и достаточно быстро) уменьшается с высотой – на верхней границе стратосферы (~ 50 км) оно уменьшается до 1 мм. рт. ст.
Распределение давления по высоте можно описать так называемой «барометрической формулой», которой может быть выведена из уравнения состояния идеального газа:
(1)
-
эквивалентная запись формулы
где H – высота;
P0 – давление при Н=0 (на уровне моря) (101,3 кПа);
g – ускорение силы тяжести (9,806 м/с2);
M – средняя молекулярная масса воздуха (28,9)
R – универсальная газовая постоянная (8,31 Дж/моль*К)
Уравнение вида (1) описывает изменение и некоторых других параметров атмосферы – например, изменение с высотой количества молекул газа в единице объема (т.е. изменение «счетной» концентрации)
, где
n0 – количество молекул в единице объема на высоте Н0
При н.у. (273 К, 101,3 кПа) в 1 см3 газа содержит 2,96*1019 молекул – число Лошмидта
, где
NA – число Авогадро – число молекул 1 моля любого газа (6,02 * 1023)
V0 – мольный объем при н.у. (22,4*103 см3)
При фактическом значении Р и Т
Тепловой режим и устойчивость атмосферы
Характер изменения температуры в различных слоях атомсферы определяется особенностями ее химического состава в этих слоях.
В тропосфере (где собственно протекают основные химические процессы) температура закономерно, в соотвествии с законами термодинамики, понижается с увеличением высоты. Но при этом на тепловой режим тропосферы большое влияние оказывают пары воды. Они сильно поглощают ИК-излучение – практически полностью в ближнем ИК-диапазоне (<7-6 мкм), характерные для теплового излучения Земли. Их присутсвием обусловлена наблюдаемая величина температурного градиента в тропосфере и средняя температура Земли.
В абсолютно сухой атмосфере расчетный градиент температуры равен 9,8 град/км. Это величину можно получить рассматривая атмосферу как идеальный газ (что вполне допустимо, поскольку при н.у. газообразные компоненты атмосферы по своему поведению мало отличаются от идеального газа)
При
подъеме моля (некоторого объема) сухого воздуха он оказывается в слое с более
низким давлением и соответственно испытывает расширение. Такой подъем
происходит достаточно быстро, поэтому можно предположить отутсвие теплообмена
между этим количеством воздуха и окружающей атмсоферой. Т.е. расширение при
подеме происходит в адиабатических условиях (без теплообмена с ОС) и
сопровождается адиабаотическим охлаждением. Данный процесс можно описать
уравнением (для 1 толя идеального газа): 
(1)
где 
-
мольная теплоемкость газа при постоянном объеме
Уравнение состояния для 1 моля
идеального газха имеет вид: 
После дифференцирования этого уравнения получаем:
(2)
[
]
Подставив (1) в (2) имеем (после
замены 
на -
)
,
Ср – мольная теплоемкость при постоянном давлении
[Ср – удельная массовая теплоемкость ваоздуха равна 1,005 кДж/кг К]
Или 
-
Из уравнения состояния 
и тогда
Перепад давления в слое газа высотой DН описывается уравнением:
, где g – ускорение свободного
падения (9,806 м/с2)
M – средняя молекулярная масса газа (воздух – 28,9)
Отсюда
и
Подстановка численных значений величин в правой части уравнения дает значение градиента -0,0098 град/м (-9,8 град/км). Этот градиент принято обозначать символом «Г», т.е.
- его называют сухоадиабатический
вертикальный градиент температуры
Величина расчетного сухоадиабатического градиента, как видно, существенно отличается от наблюдаемого значения (-6,45 град/км). Это значение вычислено для стандартной атмосферы при следующих исходных данных: средняя температура на уровне моря 288 К и на высоте 11 км 217 К (осредненные данные для средних широт), т.е.
- стандартный
адиабатический
(нормальный) градиент температуры
Причина расхождения расчетного и наблюдаемого градиента температуры заключается в том, что пары воды в атмосфере, охлаждаясь (при подъеме), конденсируются с выделением тела (в количестве эквивалентном затраченному на испарение). Кроме того, как отмечалось, пары воды – один из основных поглотителей теплового излучения Солнца и земной поверхности.
Уважаемый посетитель!
Чтобы распечатать файл, скачайте его (в формате Word).
Ссылка на скачивание - внизу страницы.