Сторінка
8

Повітря та атмосфера

2. Щільність повітря в кожному місці безупинно змінюється в часі. Крім того, вона змінюється з висотою, тому що з висотою змінюються також атмосферний тиск і температура повітря. Тиск із висотою завжди зменшується, а разом із ним убуває і щільність. Температура з висотою в основному знижується, принаймні в нижніх 10-15 км атмосфери. Але спад температури тягне за собою підвищення щільності. У результаті спільного впливу зміни тиску і температури щільність із висотою, як правило, знижується, але не так сильно, як тиск. У середньому для Європи вона дорівнює в земної поверхні 1,25 кг/м3, на висоті 5 км - 0,74 кг/м3, 10 км - 0,41 кг/м3, 20 км - 0,09 кг/м3. На висотах біля 300 км щільність повітря має порядок розміру 10-11 кг/м3, тобто в сто мільярдів разом менше, ніж у земної поверхні. На висоті 500 км щільність повітря вже 10-12 кг/м3, на 750 км - 10-13 кг/м3 або ще менше. Ці значення щільності незначні в порівнянні з приземними. Але усе ж до висот біля 20 тис. км щільність повітря залишається значно більшою, ніж густина речовини в міжпланетному просторі.

3. Якби щільність повітря не змінювалася з висотою, а залишалася на всіх рівнях такою ж, як у земної поверхні, то висота атмосфери виявилася б рівною приблизно 8000 м. Ця висота (8000 м) називається висотою однорідної атмосфери. У дійсності щільність повітря з висотою убуває, і тому справжня висота атмосфери рівняється багатьом тисячам кілометрів.

4. Важливою задачею є приведення тиску до рівня моря. Знаючи тиск на деякій станції, розташованій на висоті z над рівнем моря, і температуру t на цій станції, обчислюють спочатку уявлювану середню температуру між температурами на розглянутій станції і на рівні моря. Для рівня станції береться фактична температура, а для рівня моря - та ж температура, але збільшена в тій мірі, у який у середньому змінюється температура повітря з висотою. Середній вертикальний градіент температури в тропосфері приймається рівним 0,6 °С на 100 м. Отже, якщо станція має висоту 200 м і температура на ній 16 °С, то для рівня моря приймається температура 17,2 °С, а середня температура стовпа між станцією і рівнем моря 16,6 °С. Після цього по тиску на станції і по отриманій середній температурі визначається тиск на рівні моря. Для цього складають особливі таблиці для кожної станції. Приведення тиску до рівня моря є дуже важливою операцією. На приземні синоптичні карти завжди наноситься тиск, приведений до рівня моря. Цим виключається вплив розходжень у висотах станцій на значення тиску і стає можливим з'ясувати горизонтальний розподіл тиску.

14. Середній розподіл атмосферного тиску з висотою 1. Розподіл атмосферного тиску по висоті залежить від того, який тиск внизу і як розподіляється температура повітря з висотою. У багаторічному середньому для Європи тиск на рівні моря дорівнює 1014 гПа, на висоті 5 км- 538 гПа, 10 км-262 гПа, 15 км- 120 гПа і 20 км - 56 гПа. На рівні 5 км тиск майже вдвічі нижче, чим на рівні моря, на рівні 10 км - майже в чотири рази, на рівні 15 км - майже в 8 разів і на рівні 20 км-в 18 разів. Ці значення підтверджують висновок, який можна зробити: у першому наближенні тиск убуває приблизно в геометричній прогресії, коли висота зростає в арифметичній прогресії. При більш точному дослідженні ця залежність описується кривою, що носить назву експоненти. Тому залежність тиску від висоти ще називають експоненціальною (рис. 1).

Рис. 1. Зміна атмосферного тиску з висотою

2. Тиск змінюється не тільки з висотою. На тому самому рівні він не скрізь однаковий. Це залежить від багатьох причин, які будуть розглянуті пізніше.

15. Загальна маса атмосфери Знання атмосферного тиску дозволяє розрахувати загальну масу атмосфери. Середній атмосферний тиск на рівні моря близько до 1013 гПа. Знаючи площу земної поверхні і перевищення материків над рівнем моря, можна обчислити силу ваги, що діє на земну поверхню. Зневажаючи зміною сили ваги з висотою, можна вважати цю силу чисельно рівній масі атмосфери, помноженої на прискорення вільного падіння. Загальна маса атмосфери, визначена таким чином, складає трохи більше 5х1018 кг, або 5х1015 т. Це приблизно в мільйон разів менше, ніж маса самої земної кулі. При цьому, як уже говорилося, половина всієї маси атмосфери знаходиться в нижніх 5 км, три чверті - у нижніх 10 км і 95% - у нижніх 20 км.

16. Адіабатичні зміни стану в атмосфері Дуже важливу роль в атмосферних процесах грає та обставина, що температура повітря може змінюватися і часто дійсно змінюється адіабатично, тобто без теплообміну з навколишнім середовищем (із навколишньою атмосферою, земною поверхнею і світовим простором). Строго адіабатичних процесів в атмосфері не буває: ніяка маса повітря не може бути цілком ізольована від теплового впливу навколишнього середовища. Однак якщо атмосферний процес протікає досить швидко і теплообмін за цей час малий, то зміну стану можна з достатнім наближенням вважати адіабатичним. Якщо деяка маса повітря в атмосфері адіабатично розширюється, то тиск у ній падає, а разом із ним падає і температура. Навпроти, при адіабатичному стисканні маси повітря тиск і температура в ній зростають. Ці зміни температури, не зв'язані з теплообміном, відбуваються внаслідок перетворення внутрішньої енергії газу (енергії положення і руху молекул) у роботу або роботи у внутрішню енергію. При розширенні маси повітря робиться робота проти зовнішніх сил тиску, так називана робота розширення, на якій затрачається внутрішня енергія повітря. Але внутрішня енергія газу пропорційна його абсолютній температурі, тому температура повітря при розширенні падає. Навпроти, при стисканні маси повітря робиться робота стискання. Внутрішня енергія розглянутої маси повітря внаслідок цього зростає, тобто швидкість молекулярних рухів збільшується. Отже, зростає і температура повітря.

17. Сухоадіабатичні зміни температури Закон, по якому відбуваються адіабатичні зміни стану в ідеальному газі, із достатньою точністю може бути застосований до сухого повітря, а також до ненасиченого вологого повітря. Цей сухоадіабатичний закон виражається рівнянням сухоадіабатичного процесу, або так називаним рівнянням Пуассона.

18. Сухоадіабатичні зміни температури при вертикальних рухах У атмосфері розширення повітря і зв'язане з ним падіння тиску і температури відбуваються найбільшою мірою при висхідному русі повітря. Такий підйом повітря може відбуватися різними способами: у вигляді висхідних струмів конвекції; над поверхнею фронту - при русі великих шарів повітряної маси нагору по положистому клину іншої, більш холодної повітряної маси; при підйомі повітря по гірському схилу. Аналогічним способом стискання повітря, що супроводжується підвищенням тиску і температури, відбувається при опусканні, при низхідному русі повітря. Звідси важливий висновок: повітря, що піднімається, адіабатично вихолоджується, а те, що опускається -адіабатично нагрівається. Неважко підрахувати, на скільки метрів повинне піднятися або опуститися повітря, щоб температура в ньому понизилася або підвищилася на один градус. Відомо, що при адіабатичному підйомі сухого або ненасиченого повітря температура на кожні 100 м підйому падає майже на один градус, а при адіабатичному опусканні на 100 м температура зростає на це ж значення. Цей розмір називається сухоадіабатичним градіентом.