Будова атмасферы і хімічны склад паветра

Будова атмасферы

Атмасфера ўяўляе шматслойную сістэму. Падзел атмасферы на слаі праводзіцца паводле розных прыкмет:

1) размеркаванне тэмпературы з вышынёю;

2) газавы склад і наяўнасць зараджаных часцінак;

3) характар узаемадзеяння з зямной паверхняй;

4) уплыў атмасферы на лятальныя апараты;

5) уплыў магнітнага поля на стан атмасферы.

У залежнасці ад характару змянення тэмпературы з вышынёй зямную атмасферу падзяляюць на пяць слаёў: трапасферу, стратасферу, мезасферу, тэрмасферу і экзасферу (рыс. 2.1). Пераходныя слаі паміж гэтымі сферамі называюць паўзамі.

Рыс. 2.1. Будова атмасферы і змяненне тэмпературы

з вышыней

 

Ніжні слой атмасферы называецца трапасферай. У гэтым слоі тэмпература з вышынёй памяншаецца, а вертыкальны градыент тэмпературы ў сярэднім складае 0,6 ºС на 100 м змяненні вышыні. Гэта тлумачыцца тым, што трапасфера атрымлівае цяпло ад зямной паверхні шляхам турбулентнага цеплаабмену, інтэнсіўнасць якога з падняццем уверх паступова змяншаецца. Магутнасць трапасферы змяняецца і залежыць ад шыраты, пары году і адцэнтравай сілы вярчэння Зямлі. У тропіках гэты слой мае магутнасць 15 – 17 км, ва ўмераных шыротах 10 – 12 км, над палюсамі – 8 – 9 км.

У трапасферы сярэднегадавая тэмпература ў экватарыяльных шыротах змяншаецца з вышынёй ад +26 ºС каля зямной паверхні да -80 ºС на верхняй мяжы; ва ўмераных шыротах – ад +3 ºС да -54...-58 ºС; над Паўночным полюсам – ад -23 ºС да -60 ºС зімою і да -48 ºС летам.

У трапасферы засяроджана каля 80 % усёй масы атмасфернага паветра. У ёй утрымліваецца амаль уся вадзяная пара, узнікаюць воблакі і ападкі. Тут часта развіваецца моцная няўстойлівасць – канвекцыйныя плыні і турбулентнасць. На трапасферу непасрэдна ўздзейнічае падсцілаючая паверхня--рознае награванне сушы і мора, снег і лёд, цёплыя і халодныя марскія цячэнні. У выніку ўзаемадзеяння з падсцілаючай паверхняй і ў залежнасці ад шыраты ў трапасферы фарміруюцца розныя тыпы паветраных мас, якія складаюць агульную цыркуляцыю атмасферы.

Пераходны слой паміж трапасферай і стратасферай магутнасцю 1 – 2 км называецца трапапаўзай, дзе тэмпература з вышынёй не змяняецца (ізатэрмія). Трапапаўза адыгравае важную ролю ў цыркуляцыйных і тэрмадынамічных працэсах трапасферы і стратасферы. Яна затрымлівае і перашкаджае пераносу аэразолей і вадзяной пары ад зямной паверхні ў стратасферу. Тут фарміруюцца воблакі верхняга ярусу. Трапапаўза абмяжоўвае развіццё кучава-дажджавых воблакаў, іх пранікненне ў стратасферу і надае ім форму накавальні. У межах трапапаўзы ўзнікаюць струйныя струмені. Адначасова трапапаўза з’яўляецца бар’ерам пранікнення азону са стратасферы ў трапасферу.

Трапапаўза з’яўляецца таксама слоем мінімальнай тэмпературы, дзе ўраўнаважваецца паступленне і расход праменнай энергіі. У тропіках трапапаўза высокая і халодная, у напрамку да палюсоў яе вышыня паступова памяншаецца і яна становіцца цяплей.

Вышэй трапапаўзы знаходзіцца стратасфера, якая прасціраецца да вышыні 50 – 55 км і характарызуецца павелічэннем тэмпературы з вышынёй. У ніжніх слаях стратасферы тэмпература павялічваецца павольна, а пачынаючы з сярэдніх слаёў назіраецца хуткі рост тэмпературы, якая на вышынях стратапаўзы дасягае 10 – 15 ºС летам і -10...-15 ºС зімой.

Павелічэнне тэмпературы з вышынёй у стратасферы абумоўлена наяўнасцю азону. Азон інтэнсіўна паглынае жорсткае ўльтрафіялетавае выпраменьванне Сонца, за кошт чаго павышаецца тэмпература ў стратасферы.

Павелічэнне тэмпературы з вышынёю надае стратасферы дынамічную ўстойлівасць. Тут амаль адсутнічаюць турбулентнае перамешванне і канвектыўныя токі паветра. Аднак здараюцца выпадкі запаволенага асядання ці падняцця паветра. Для стратасферы больш характэрны гарызантальны перанос паветраных мас, пераважна заходніх напрамкаў.

У стратасферы, як правіла, воблакі адсутнічаюць. Аднак у рэдкіх выпадках на вышыні 20 – 30 км могуць утварацца тонкія яркія воблакі, якія складаюцца з найдрабнейшых пераахалоджаных кропелек вады ці крышталікаў лёду. Днём яны не бачны, а ўначы адліваюць радужным колерам, за што атрымалі назву – перламутравыя воблакі. Верхні слой стратасферы – стратапаўза – з’яўляецца пераходным слоем ад стратасферы да мезасферы.

Мезасфера мае працяг да вышыні 80–82 км. У гэтым слое назіраецца паніжэнне тэмпературы з вышынёю звычайна да -70 ºС, а бывае да -110 ºС. Паніжэнне тэмпературы ў мезасферы стварае ўмовы для развіцця турбулентнасці, што надае ёй няўстойлівы стан.

У верхняй мезасферы ўтвараюцца святлівыя туманападобныя воблакі. За асаблівае свячэнне, якое нагадвае металічны бляск, гэтыя воблакі атрымалі назву серабрыстых. Мяркуюць, што серабрыстыя воблакі складаюцца з касмічнага пылу, дыяметр часцінак якога не перавышае 0,2 – 0,5 мкм.

Зазначым, што ў трапасферы, стратасферы і мезасферы да вышыні 80–82 км утрымліваецца 99,5 % усёй масы атмасферы. На вышэйляжачыя слаі прыходзіцца толькі 0,5 % ад агульнай масы атмасферы.

Вышэй мезапаўзы да вышыні 800 км прасціраецца тэрмасфера, у якой тэмпература павялічваецца. Тут паветра моцна разрэджана і наэлекрызавана. Гэта сфера паглынае найбольш інтэнсіўную частку сонечнага выпраменьвання – карпускулы, рэнтгенаўскія промні і кароткахвалевую ўльтрафіялетавую радыяцыю. Дзякуючы паглынанню, яе тэмпература павышаецца. На вышынях 200 – 250 км тэмпература можа дасягаць 1000 ºС, а на верхняй мяжы ў тэрмапаўзе –2000 ºС. У гэтых слаях назіраюцца вялікія сутачныя хістанні тэмпературы: дзённая тэмпература перавышае начную на 200 – 300 ºС.

Патрэбна мець на ўвазе, што высокія тэмпературы, характэрныя для тэрмасферы, вызначаюцца па вялікай хуткасці палёту малекул і атамаў. Так як паветра тут вельмі разрэджанае і мае нязначную шчыльнасць, то агульнае ўтрыманне цяпла, якое можа ўздзейнічаць на целы, вельмі малое. Касмічныя апараты ў тэрмасферы не награюцца за кошт цеплаабмена з паветрам.

Паколькі паветра ў тэрмасферы моцна іанізавана, то гэтую сферу яшчэ называюць іонасферай. Яна ўяўляе сабой іанізаваную плазму, якая валодае электраправоднасцю. Тут прысутнічаюць зараджаныя атамы кісларода, гелія і вадарода, а таксама свабодныя электроны. Атамы і малекулы паветра зараджаюцца ў выніку страты электрона, або набыцця свабоднага электрона пад уздзеяннем касмічнага і сонечнага выпрамянення.

Вылучаюць тры слаі з павышанай канцэнтрацыяй іонаў і электронаў:

слой D – на вышынях 60 – 90 км;

слой Е – на вышынях 105 – 160 км;

слой F – вышэй 180 км.

Іонасфера валодае здольнасцю паглынаць, адбіваць і пераламляць радыёхвалі рознай даўжыні. У выніку адбіцця радыёхваляў ад іонасферы магчыма далёкая радыёсувязь на Зямлі.

Знешні слой атмасферы вышэй 800 км называецца экзасферай. У экзасферы адбываецца дыссыпацыя (адток у касмічную прастору) атмасферных газаў (вадарода і гелія). Пры незвычайнай разрэджанасці паветра асобныя атамы і малекулы здольны развіваць велізарныя хуткасці (11 км/с – другая касмічная хуткасць), якія дазваляюць гэтым часцінкам пакідаць зямное прыцяжэнне і ўцякаць у касмічную прастору. Экзасфера прасціраецца да вышыняў 2000 – 3000 км.

На цяперашні час у абагульненым выглядзе атмасферу падзяляюць на ніжнюю атмасферу (трапасфера і стратасфера), сярэднюю (стратасфера, мезасфера і мезапаўза) і верхнюю атмасферу – вышэй мезапаўзы.

Па ступені ўздзеяння зямной паверхні на атмасферу ў яе межах вылучаюць прыземны слой, памежны слой (слой трэння) і свабодную атмасферу. Да памежнага адносяць ніжні слой трапасферы, прылеглы да зямной паверхні, уласцівасці якога вызначаюцца тэрмічным і дынамічным уздзеяннем падсцілаючай паверхні. Магутнасць памежнага слою трэння складае 1-1,5 км і залежыць ад шурпатасці падсцілаючай паверхні і інтэнсіўнасці турбулентнага перамешвання. Унутры памежнага слоя вылучаюць прыземны слой атмасферы, які характарызуецца стракатасцю мікракліматычных умоў, што адлюстроўваюць ландшафтную разнастайнасць тэрыторыі.

Вышэй 1-1,5 км знаходзіцца свабодная атмасфера. З-за малых вертыкальных градыентаў хуткасці ветру трэнне Зямлі ў свабоднай атмасферы амаль не сказваецца.

У сувязі з засваеннем касмічнай прасторы атмасферу падзяляюць на шчыльныя слаі (уласна атмасферу) і каляземную касмічную прастору. Мяжой падзелу гэтых слаёў з’яўляецца вышыня 150 км. Такім чынам, каляземная касмічная прастора пачынаецца ў тэрмасферы, куды ўваходзіць экзасфера. У межах шчыльнай атмасферы касмічныя апараты не могуць лятаць. У той жа час у слаях атмасферы вышэй 150 км штучныя спадарожнікі лятаюць бесперашкодна.

З пункту гледжання ўздзеяння магнітнага поля Зямлі на стан атмасферы прынята выдзяляць магнітасферу, якая ахоплівая знешнюю частку тэрмасферы. У магнітасферы часцінкі газаў (іоны) утрымліваюцца не толькі гравітацыйным, але і магнітным полем Зямлі.

 

Хімічны склад паветра

Сухое і чыстае паветра (без вадзяной пары і аэразолей) ўяўляе сабой сумесь розных газаў. Каля зямной паверхні сухое паветра на 99 % складаецца з азоту (78 % па аб’ёму) і кіслароду (21 %). Астатні 1 % амаль цалкам прыпадае на аргон (0,93 %). Вуглекіслага газу (дыаксіда вугляроду) маецца 0,03 %. Акрамя асноўных у паветры ў мізэрнай колькасці прысутнічаюць іншыя газы: неон, крыптон, ксенон, гелій, азон, вадарод і іншыя (табл. 2.1).

Табліца 2.1

Хімічны склад сухога паветра каля зямной паверхні, %

Кампаненты	N	O	Ar	CO	Ne, He, CH4, Kr, H2, N2O, Xe, O3, SO2, CO
Аб’ём	78,08	20,95	0,93	0,03	0,01
Маса	75,52	23,15	1,28	0,046	0,004

 

2.2.1. Вадзяная пара ў атмасферы. У склад рэальнай атмасферы ўваходзяць вельмі важныя элементы, якія ўплываюць на надвор’е, – вадзяная пара, азон, вуглякіслы газ, аэразоль. Аб’ёмнае ўтрыманне вадзяной пары складае ад 0,2 % у палярных шыротах да 2,5 % у экватарыяльных, а ў некаторых выпадках дасягае 4 %. Зразумела, што ў вільготным паветры змяншаюцца працэнтныя суадносіны іншых газаў.

Вада ў атмасферы знаходзіцца ў трох агрэгатных станах – газападобным, вадкім і цвёрдым. З пераходам вады з аднаго агрэгатнага стану ў іншы звязаны важнейшыя працэсы фарміравання надвор’я і клімату. Вадзяная пара паступае ў атмасферу шляхам выпарэння з паверхні сушы і акіянаў, а таксама ў выніку транспірацыі раслінамі. Вадзяная пара ў атмасферы адыгрывае ролю парніковага газа. Гэта значыць, што яна паглынае доўгахвалевую інфрачырвоную радыяцыю Зямлі і вяртае яе да зямной паверхні. Вялікую кліматаўтваральную ролю адыгрываюць прадукты кандэнсацыі – воблакі, якія з’яўляюцца рэгулятарамі паступлення сонечнай радыяцыі і ахаладжэння зямной паверхні. Ападкі, што выпадаюць з воблакаў, з’яўляюцца важнейшай характарыстыкай клімату.

Амаль уся вадзяная пара ўтрымліваецца ў трапасферы. У больш высокіх слаях атмасферы ўтрыманне вадзяной пары вельмі нязначнае. Агульнае ўтрыманне вадзяной пары памяншаецца ў два разы ўжо на вышыні 1,5 – 2 км. На вышыні 5 – 6 км утрыманне вадзяной пары ў паветры ў 10 разоў менш, чым каля зямной паверхні, а на вышыні 10 – 12 км – у сто разоў менш (Матвеяў, 1976).

2.2.2. Вуглекіслы газ ў атмасферы. Істотнай зменлівасцю адрозніваецца другі парніковы газ – дыаксід вугляроду (вуглекіслы газ) СО₂. Так, пры сярэднім утрыманні СО₂ 0,03 % у Антарктыдзе яно складае каля 0,02 %. Утрыманне ў паветры СО₂ больш над сушай і менш над акіянамі.

На цяперашні час у атмасферу паступае вялікая колькасць газаў антрапагеннага паходжання. У выніку спальвання вугалю, нафты, прыроднага газу канцэнтрацыя СО₂ павялічваецца (табл. 2.2). У буйных гарадах і прамысловых цэнтрах утрыманне СО₂ можа дасягаць 0,1 – 0,2 %, што значна ўзмацняе парніковы эфект і вядзе да разагравання нашай планеты.

Табліца 2.2

Змяненні ўтрымання СО₂ ў атмасферы

Год
Утрыманне, % ад аб’ёму	0,0295	0,0310	0,0320	0,0324	0,0330	0,0357	0,0363

 

2.2.3. Азонасфера. Азон – трохатамарны кісларод. Азонасфера распаўсюджваецца ў межах трапасферы, стратасферы і мезасферы да вышыні 70 км. Азонасфера мае вялікае кліматычнае значэнне. Аднак кліматычная роля азону ў кожнай сферы розная. Стратасферны азон захоўвае ўсё жывое ад жорсткага ўльтрафіялетавага выпраменьвання Сонца, паглынаючы хвалі з даўжынёй карацей 0,29 мкм. У трапасферы азон утвараецца ў выніку антрапагеннага забруджвання паветра і адмоўна ўздзейнічае на здароў’е людзей і біёту. У мезасферы азон удзельнічае ва ўтварэнні іонасферы.

Азон, вадзяная пара і вуглекіслы газ, сумесна, ствараюць парніковы эфект атмасферы. Азон паглынае інфрачырвонае выпраменьванне Зямлі (9,6 мкм). Павелічэнне колькасці азону ў трапасферы ўзмацняе парніковы эфект і спрыяе павышэнню тэмпературы паветра.

Канцэнтрацыя азону ў атмасферы нязначная. Калі ўвесь азон асадзіць каля паверхні Зямлі пры нармальным ціску, то таўшчыня слою складзе толькі 2 – 3 мм. Шчыльнасць азону размяркоўваецца нераўнамерна як у вертыкальным, так і ў гарызантальным напрамках. У сярэднім найбольшая шчыльнасць азону назіраецца на вышынях 20 – 25 км (рыс. 2.2). Аднак вышыня максімальнай шчыльнасці азону залежыць ад шыраты і цыркуляцыі атмасферы. У тропіках слой максімальнай шчыльнасці О₃ размяшчаецца найбольш высока і знаходзіцца на вышыні 25 – 30 км.

Рыс. 2.2. Азонны профіль атмасферы

Ва ўнутрытрапічнай зоне канвергенцыі, дзе сходзяцца і паднімаюцца пасаты, назіраецца тонкі з паніжанай шчыльнасцю слой азону. Гэта тлумачыцца тым, што пры ўзыходзячых рухах паветра, азон пападае ў вобласць хуткага распаду (25-30 км), дзе ён гіне пад уздзеяннем ультрафіялетавага выпраменьвання. Ва ўмераных шыротах слой з максімальнай канцэнтрацыяй азону паніжаецца да вышыні 15 – 20 км, а ў палярных – апускаецца да 13 – 15 км. Аднак у палярных шыротах адзначаецца найбольшая канцэнтрацыя азону і яе сезонныя хістанні. Павелічэнню канцэнтрацыі азону ў палярных шыротах спрыяюць сыходныя рухі (апусканне) паветра. Ніжэй стратасферы азон захоўваецца ад разбурэння.

 

У трапасферы азон утвараецца галоўным чынам у час навальніц і пры акісленні шэрагу арганічных рэчываў. У стратасферы ўтварэнне азону ажыццяўляецца за кошт дысацыяцыі (распаду) малекулы кіслароду на асобныя атамы О:

О₂ = О + О

Распад малекулы О₂ адбываецца пад уздзеяннем ультрафіялетавых промняў Сонца з даўжынямі хваляў ад 0,18 да 0,24 мкм. Узнікшыя атамы кіслароду О злучаюцца з малекулярным кіслародам О₂ і ўтвараюць малекулу азону О₃:

О + О₂ = О₃

Стратасферны азон разбураецца ў выніку антрапагеннага забруджвання атмасферы вокісламі азоту, вадароду, хлору, метанам, фрэонамі. Азон валодае высокай акісляльнай актыўнасцю і лёгка ўступае ў хімічныя злучэнні з іншымі рэчывамі. Прывядзем хімічныя рэакцыі, якія знішчаюць азон:

NO + O₃ = NO₂ + O₂ NO₂ + O = NO + O₂

Cl + O₃ = ClO + O₂ ClO + O = Cl + O₂

ОН + О₃ = НО₂ + О₂ НО₂ + О = ОН + О₂

Разгледзім гэтыя рэакцыі. Звернем ўвагу на іх левыя часткі. Бачым, што малекулы вокіслаў азоту, вадароду і хлору гінуць, а ў правай частцы гэтых рэакцый паявіліся малекулы гэтых жа газаў. Значыць, расхода азонаразбуральных газаў не назіраецца. Гэтыя рэакцыі знішчаюць малекулы азону і атамы кіслароду, якія патрэбны для стварэння азону.

Крыніцай азотнага, вадароднага і хлорнага забруджвання атмасферы з’яўляюцца палёты авіяцыі, касмічных караблёў, азотныя ўгнаенні, спальванне паліва, ядзерныя выбухі, запускі ракет, вугле-, нафта- і газаздабыча і інш.

2.2.4. Атмасферная аэразоль. У метэаралогіі пад аэразолей разумеюць завіслыя ў паветры вадкія і цвёрдыя часцінкі, за выключэннем газавых складаючых атмасферы. Аэразоль мае прыроднае і тэхнагеннае паходжанне.

Крыніцамі прыроднай аэразолі з’яўляюцца акіяны, касмічны пыл, часцінкі глебы і горных парод, якія пападаюць у паветра пры ветравой эрозіі, арганічныя рэчывы – пыльца раслін, споры, бактэрыі, а таксама часцінкі дыма, якія пранікаюць падчас лясных і тарфяных пажараў, вулканічных вывяржэнняў. Над акіянамі аэразоль пераважна складаецца з крышталяў марской солі, якая пападае ў атмасферу ў выніку распырсквання кропляў вады і яе выпарэння ў паветры. Марская аэразоль ў асноўным складаецца з крышталяў хларыда натрыя; у невялікай колькасці ў паветры над акіянам прысутнічаюць карбанаты, сульфаты, калій, магній, кальцый і шэраг арганічных злучэнняў.

Аэразоль антрапагеннага паходжання складае прыкладна 20 % ад агульнага яе ўтрымання ў паветры. Яна пападае ў атмасферу пры спальванні розных відаў паліва. Акрамя таго, прамысловыя прадпрыемствы выкідваюць у паветра пыл, дым, розныя хімічныя злучэнні. Патрэбна нагадаць аб такім паняцці, як радыёаэразоль, якая ўяўляе сабой прадукты ядзерных выбухаў і аварый на атамных рэактарах.

Хімічныя злучэнні антрапагеннага паходжання ў выніку фотахімічных узаемадзеянняў у атмасферы могуць пераўтварацца ў смог. Смог змяншае бачнасць, адмоўна ўплывае на жывыя арганізмы і здароў’е чалавека.

Трэба адрозніваць трапасферную і стратасферную аэразоль. У трапасферы аэразоль знаходзіцца ў асноўным у ніжніх слаях. З вышынёю яе канцэнтрацыя хутка ўбывае. Аэразоль ў трапасферы адыгрывае ролю ядраў кандэнсацыі, таму што яны спрыяюць кандэнсацыі вадзяной пары, утварэнню воблакаў і ападкаў. Акрамя таго, аэразоль ўдзельнічае ў пераўтварэннях і трансфармацыі сонечнай радыяцыі. Трапасферная аэразоль рассейвае і паглынае сонечную радыяцыю, а таксама ўласнае выпраменьванне Зямлі. Такім чынам, аэразоль аказвае ўплыў на фарміраванне клімату Зямлі.

У стратасферы існуе свой аэразольны слой. Ён знаходзіцца над трапасферай і мае магутнасць каля 10 км. Гэты слой называецца слоем Юнге і складаецца на 75 % з дробных кропелек сернай кіслаты H₂SO₄. Адзначаецца таксама невялікае ўтрыманне злучэнняў амонія, больш характэрнае для трапапаузы.

Стратасферная аэразоль значна аслабляе сонечную радыяцыю за кошт рассеяння і павялічэння альбеда атмасферы, што на 30 % дэмпфіруе (паслабляе) парніковы эфект, паніжаючы глабальную тэмпературу атмасферы (Логінаў, 2001).

Крыніцай стратасфернай аэразолі з’яўляюцца вулканічныя вывяржэнні, пранікненне кучава-дажджавых воблакаў, звышгукавая авіяцыя, ракетная тэхніка, касімчны пыл.

2.2.5. Змяненне хімічнага складу паветра з вышынёю. Аднолькавы хімічны склад паветра захоўваецца да вышыні 90 – 100 км. Нязменнасць газавага складу атмасферы тлумачыцца тым, што ў гэтым слое адбываецца перамешванне паветра за кошт канвекцыі і турбулентнасці. Такі слой атмасферы з аднародным газавым складам называецца гомасферай, або турбасферай.

Вышэй 100 км пачынаецца расслаенне газаў па іх шчыльнасці, або гравітацыйны іх падзел. Гэта частка атмасферы атрымала назву гетэрасферы. У гетэрасферы назіраецца дысацыяцыя (разбурэнне) малекул на атамы пад уплывам ультрафіялетавай радыяцыі Сонца. Малекулярны кісларод распадаецца на атамы, пачынаючы з вышыні каля 20 км. Да вышыні 200 км у газавым складзе атмасферы пераважае малекулярны азот, а вышэй суадносіны кіслароду і азоту становяцца роўнымі.

У ніжніх слаях атмасферы аргона ўтрымліваецца прыкладна ў 1800 разоў больш, чым гелія. Вышэй 200 км аргон не выяўляецца. Утрыманне гелія на вышыні 1000 км толькі ў 3 разы меньш, чым каля зямной паверхні, якая з’яўляецца крыніцай гэтага газа. Вышэй 1000 км атмасфера складаецца ў асноўным з гелія і вадарода ў атамарным стане.

Малекулы газаў у сваім руху сутыкаюцца паміж сабой. Пры сутыкненні малекулы абменьваюцца колькасцю руху і энергіяй і могуць набываць такую хуткасць, якая дазваляе пераадолець сілу зямнога прыцяжэння і ўцячы ў сусветную прастору. Працэс адтоку атмасферных газаў у касмічную прастору называецца дыссыпацыяй.

Паступова газавая абалонка Зямлі пераходзіць у міжзоркавы газ, які складаецца на 76 % з вадароду і на 23 % з гелія. Менавіта гэтыя газы запаўняюць усю касімчную прастору і з’яўляюцца самымі распаўсюджанымі ў Сусвеце.

РАЗДЗЕЛ 3

ФІЗІЧНЫЯ ЎЛАСЦІВАСЦІ ПАВЕТРА

Фізічны стан атмасферы, або надвор’е, вызначаецца ціскам паветра, яго тэмпературай і шчыльнасцю.

Ціск паветра

Атмасфернае паветра мае вагу. 1 м³ сухога паветра пры нармальным ціску важыць 1,292 кг. У адпаведнасці са сваёй вагой паветра аказвае ціск на зямную паверхню. Такім чынам, атмасферны ціск ёсць сіла F, якая дзейнічае на адзінку плошчы S, накіраваная перпендыкулярна да яе:

P = F / S (3.1)

За адзінку сілы ціску ў сістэме СІ прымаецца паскаль (Па). Адзін паскаль – гэта ціск сілай у 1 н’ютон (Н), якая прыходзіцца на плошчу 1 м² (1 Па = 1 Н·м^-2). Аднак у метэаралогіі прынята адзінка гектапаскаль, або 100 паскаляў. Раней ужывалася адзінка ціску – мілібар, якая ўяўляе ціск сілай у 1000 дзін, што дзейнічае на 1 см². 1 дзіна адпавядае сіле, пад уздзеяннем якой маса ў 1 г рухаецца з паскарэннем 1 см·с^-2. На практыцы бывае ўжываецца пазасістэмная адзінка ціску – 1 мм ртутнага слупка (1 мм рт. сл.). Пераход ад адной адзінкі ціску да іншай наступны:

1 мб = 100 Па = 1 гПа

1 гПа = 3/4 мм рт.сл.

1 мм рт.сл. = 4/3 гПа

Ціск паветра пры тэмпературы 0 ºС на ўзроўні мора і шыраце 45º Паўночнага паўшар’я называецца нармальным (стандартным) і роўны 1013,3 гПа = 1013,3 мб = 760 мм рт.сл.

 

Тэмпература паветра

Важнейшай характарыстыкай надвор’я і клімату з’яўляецца тэмпература паветра, якая перадае цеплавы стан целаў. Тэмпература паветра Зямлі – вельмі зменлівая велічыня. Яна змяняецца на працягу часу (сутак, года), з вышынёю, ў гарызантальным напрамку ў вельмі шырокіх межах. У трапічных пустынях тэмпература паветра дасягае амаль 60 ºС, а ў Антарктыдзе на полюсе холаду (станцыя Усход) – амаль -90 ºС. Змяненні тэмпературы з’яўляюцца прычынай хістанняў атмасфернага ціску.

Пры метэаралагічных назіраннях тэмпература паветра выражаецца ў градусах шкалы Цэльсія (tºС). Шырока ўжываюцца таксама тэрмадынамічная (абсалютная) тэмпературная шкала Кельвіна (ТК). Пры пераходзе ад шкалы Цэльсія да шкалы Кельвіна карыстаюцца формулай:

ТК = 273,15 + tºС (3.2)

3.3. Шчыльнасць паветра. Ураўненне стану газаў

Шчыльнасць паветра ρ паказвае колькасць масы m, якая знаходзіцца ў адзінцы аб’ёму v

ρ = m / v (3.3)

Шчыльнасць сухога паветра пры нармальным ціску складае 1292 г/м³. Акрамя шчыльнасці ёсць паняцце ўдзельнага аб’ёму v, які паказвае аб’ём адзінкі масы газа і мае велічыню, адваротную шчыльнасці:

n = 1/ ρ = 1 м³ /1292 г

Сувязь паміж ціскам, удзельным аб’ёмам і тэмпературай выража­ецца ўраўненнем стану газаў:

Р· v =R·T (3.4)

Як бачна, здабытак ціску р і ўдзельнага аб’ёму v прапарцыянальны абсалютнай тэмпературы Т. R – удзельная газавая пастаянная, якая залежыць ад уласцівасцей газа. Для сухога паветра ўдзельная газавая пастаянная R_d = 287,05 джоўль/(кг·К) = 287,05 м²/(с²×К).

Пры дапамозе ўраўнення стану газаў разлічваецца шчыльнасць паветра, маючы для гэтага значэнні ціску р, тэмпературу Т і ўдзельнай газавай пастаяннай R. Для сухога паветра яго шчыльнасць разлічваецца наступным чынам:

(3.5)

Відавочна, што шчыльнасць вільготнага паветра ρ будзе роўна суме шчыльнасцей сухога паветра ρ_d і шчыльнасці вадзяной пары ρ_w:

ρ = ρ_d+ ρ_w (3.6)

Калі агульны ціск вільготнага паветра р, а парцыяльны ціск вадзяной пары е, то ціск сухога паветра будзе р – е. У выніку чаго, шчыльнасць сухога паветра адпаведна ўраўнення стану газаў будзе вызначана:

(3.7)

ці

Шчыльнасць вадзяной пары:

(3.8)

Удзельная газавая пастаянная вадзяной пары і сухога паветра знаходзяцца ў наступных суадносінах паміж сабою:

(3.9)

ці R_w=1,608 R_d, або R_d = 0,622 R_w (3.10)

Такім чынам, шчыльнасць вільготнага паветра разлічваецца:

(3.11)

ці

(3.12)

Адносіны е/р маюць невялікае значэнне, паколькі е на Зямлі на бывае больш 40 гПа. Значыць, е/р = 40 / 1000 = 0,04. Адсюль можна запісаць:

(3.13)

Тады ўраўненне стану для шчыльнасці вільготнага паветра атрымае выгляд:

(3.14)

Множнік Т(1 + 0,378 е/р) = Т_v выражае віртуальную тэмпературу. Адсюль ураўненне стану газаў можна запісаць:

(3.15)

Гэта значыць, што шчыльнасць вільготнага паветра разлічваецца пры дапамозе ўраўнення стану сухога паветра, але толькі пры замене рэальнай тэмпературы на віртуальную.

Віртуальная тэмпература – гэта тэмпература, якую павінна мець сухое паветра, каб яго шчыльнасць пры тым жа ціску была роўна шчыльнасці вільготнага паветра.

Такім чынам, шчыльнасць паветра прама прапарцыянальна ціску і адваротна прапарцыянальна абсалютнай тэмпературы. Пры дапамозе ўраўнення стану газаў тлумачацца прычыны хістанняў ціску над кантынентамі на працягу года. Калі тэмпература паветра паніжаецца, то шчыльнасць павялічваецца, услед за гэтым узрастае атмасферны ціск. Па меры павялічэння тэмпературы шчыльнасць паветра памяншаецца, што цягне за сабой паніжэнне ціску.

Вільготнае паветра лягчэй, чым сухое. Гэта значыць, што шчыльнасць вільготнага паветра некалькі менш, чым шчыльнасць сухога паветра пры той жа тэмпературы. Гэта тлумачыцца тым, што малекулярная вага вадзяной пары менш, чым вага малекул сухога паветра. Пры тэмпературы 0ºС і нармальным ціску сухое паветра важыць 1292 г/м³. Гэтае ж паветра, насычанае вадзяной парай, пры тых жа ўмовах важыць 1290 г/м³. Пры больш высокіх тэмпературах і большым вільгацеўтрыманні рознасць павялічваецца. Вільготнае паветра, як больш лёгкае, заўжды імкнецца падняцца ўверх, што спрыяе працэсам кандэнсацыі вадзяной пары і воблакаўтварэння.

Шчыльнасць паветра змяншаецца з вышынёю, таму што з вышынёю мяняецца атмасферны ціск і тэмпература. Напрыклад, у сярэднім для Еўропы шчыльнасць каля зямной паверхні складае 1250 г/м³, на вышыні 5 км – 740 г/м³, 10 км – 410 г/м³, 20 км - 9 г/м³.

Калі сціснуць атмасферу і надаць ёй аднолькавую шчыльнасць, роўную зямной (≈ 1300 г/м³) пры нармальным ціску, то магутнасць атмасферы складзе 8000 м. Гэта вышыня называецца вышынёй аднароднай атмасферы.