Гидравлика, гидрология и метеорология (стр. 42 )

pV = mRT,                                (15.1)

где p, V, m – соответственно абсолютное давление, объем, масса газа; R – газовая постоянная;

T – абсолютная температура.

Так как отношение m/V = с есть плотность газа, то уравнение (15.1) можно записать в следующем более простом виде:

р  = сRT,                                (15.2)

Из анализа размерностей уравнения (15.2) можно получить, что газовая постоянная R [Н·м / (кг·К) = м2 / (с2·К)] – это работа при расширении газа массой 1 кг, нагревающегося на 1 К (Кельвин) при постоянном внешнем давлении (т. е. в изобарном процессе). Она меняется при изменении состава воздуха, в том числе зависит от степени влажности воздуха.

В физике и метеорологии различают у н и в е р с а л ь н у ю  г а з о в у ю  п о с т о я н н у ю R0, относящуюся к одной грамм-молекуле (молю) и численно одинаковую для всех газов R0 =  = 8,314 м2/(с2 · К), и удельную газовую постоянную, относящуюся к 1 г газа, имеющую разные значения для различных газов. Последняя для сухого воздуха Rсв = 287,05 м2/(с2 · К), для водяного пара Rвп =  = 461,50 м2/(с2 · К).

Согласно уравнению (15.2) плотность сухого воздуха и водяного пара можно определить по следующим формулам:

ссв = рсв /(Rсв Т);                        (15.3)

свп = рвп /(Rвп Т).                        (15.4)

Используя закон Дальтона, можно записать, что давление реального влажного воздуха равно сумме парциальных давлений сухого воздуха рсв и водяного пара рвп, т. е. тех давлений, которые имели бы каждая из этих составляющих, находясь в отдельности в данном объеме:

р = рсв + рвп.                                (15.5)

Плотность реального влажного воздуха

с = ссв + свп.                                (15.6)

Так как Rсв / Rвп = 287,05 / 461,50 = 0,622, то на основании формул (15.3–15.6) получим

.                (15.7)

Таким образом, плотность реального влажного воздуха выражена через его давление, абсолютную температуру, удельную газовую постоянную сухого воздуха и парциальное давление водяного пара. Эта зависимость во многом определяет состояние атмосферы и тем самым влияет на ряд других ее характеристик.

15.2. Строение атмосферы

В зависимости от изменения температуры по высоте относительно уровня Мирового океана атмосфера разделяется на характерные концентрические сферы (рис. 15.1).

Рис. 15.1. Вертикальное строение

атмосферы

Т р о п о с ф е р а  – самый нижний слой атмосферы, в котором температура уменьшается с увеличением высоты. Она располагается до высоты 18 км, от 10 до 13 км в умеренных широтах и до 8 км – над полюсами.

Отличительная черта тропосферы – наличие в ней водяного пара (за пределами тропосферы водяной пар присутствует в незначительных количествах). Именно поэтому практически только в тропосфере образуется облачность.

В пределах самой тропосферы также выделяются характерные слои воздуха. В частности, самый верхний слой толщиной приблизительно в 1 км, в пределах которого наблюдается постоянство температуры, называют  т р о п о п а у з о й. Слой воздуха от поверхности земли до 1–1,5 км обычно выделяют как  с л о й  т р е н и я (воздуха о земную поверхность), или  п л а н е т а р н ы й  п о г р а н и ч н ы й  с л о й, а самый нижний слой до высоты 100 м называют  п р и з е м н ы м.

С т р а т о с ф е р а  располагается над тропопаузой и распространяется примерно до высоты 50 км. Отличительная особенность ее – повышение температуры с высотой. Самый верхний слой стратосферы –  с т р а т о п а у з а, где температура практически не меняется с высотой. Следует заметить, что водяных паров в стратосфере почти не существует и соответственно облачность не развивается.

М е з о с ф е р а  находится выше стратосферы, в которой температура понижается с высотой. Мезосфера распространяется примерно до высоты 80 км и заканчивается мезопаузой.

Т е р м о с ф е р а  отличается резким возрастанием температуры в ее пределах в связи с очень большими скоростями газовых молекул и атомов. Иногда термосферу называют  и о н о с ф е р о й, поскольку содержание ионов здесь очень велико.

Э к з о с ф е р а  располагается выше термосферы, содержит только очень небольшое число атомов газа, которые движутся здесь с такой скоростью, что преодолевают притяжение Земли и улетают в космическое пространство.

16. СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ В АТМОСФЕРЕ

16.1. Потоки лучистой энергии

Солнце – раскаленный плазменный шар, излучающий в окружающее пространство огромную энергию (3,83·1023 кВт), из которой Земля получает всего одну двухмиллионную часть (1,743·1017 Вт). За 1,5 суток Солнце дает Земле столько энергии, сколько электростанции всех стран мира за год.

Лучистая энергия Солнца, являясь основным источником тепла и света, обусловливает жизнь на Земле во всем многообразии. Особенно важную роль играет она в биологичексих процессах. Она необходима для создания органического вещества в процессе фотосиниеза и оказывает влияние на рост, развитие растений и живых организмов.

В атмосфере солнечная радиация на пути к поверхности земли частично поглощается, а частично рассеивается и отражается от облаков и земной поверхности. В атмосфере наблюдаются три вида солнечной радиации: п р я м а я, р а с с е я н н а я  и  о т р а ж е н н а я.

Радиацию, поступающую на Землю непосредственно от солнечного диска в виде пучка солнечных лучей, называют  п р я м о й  с о л н е ч-  н о й  р а д и а ц и е й  S. Расстояние от Земли до Солнца так велико, что радиация падает в виде пучка параллельных лучей, исходящих как бы из бесконечности.

Количество прямой радиации, поступающей в единицу времени на единицу поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, называется энергетической освещенностью. Энергетическая освещенность прямой радиации, поступающая на горизонтальную поверхность, называется  и н с о л я ц и е й  Sґ и вычисляется по формуле

Sґ =S · sin h0,                                (16.1)

где h0 – высота Солнца над горизонтом в градусах.

Распределение лучистой энергии по длинам волн называют спектром. Солнечный спектр делится на ультрафиолетовую часть с длиной волны л < 0,40 мкм, видимую – 0,40 мкм ≤ л ≤ 0,76 мкм и инфракрасную – л ≥ 0,76 мкм. У верхней границы атмосферы на видимую часть приходится  46% всей радиации, на инфракрасную – 47. На ультрафиолетовую – 7%.

Видимая часть, создающая освещенность, при прохождении через призму разлагается на цветные лучи по убыванию длины волны: красные, оранжевые, желтые, зеленые, голубые, синие, фиолетовые. Совместное действие лучей на глаз создает белый цвет.

Исследования показали, что максимум энергии в спектре солнечного излучения на верхней границе атмосферы приходится на длину волны 0,48…0,49 мкм, то есть лежит в сине-голубой области спектра.

На верхнюю границу атмосферы приходит только прямая радиация. Около 30% падающей на Землю радиации отражается в космическое пространство. Кислород, азот, озон, диоксид углерода, водяные пары (облака) и аэрозольные частицы поглощают 23% прямой солнечной радиации в атмосфере. Озон поглощает ультрафиолетовую и видимую радиацию. Несмотря на то, что его содержание в воздухе очень мало, он поглощает всю ультрафиолетовую часть радиации (это примерно 3%). Таким образом, у земной поверхности ее вообще не наблюдается, что очень важно для жизни на Земле.

Прямая солнечная радиация на пути сквозь атмосферу также рассеивается. Частица (капля, кристалл или молекула) воздуха, находящаяся на пути электромагнитной волны, непрерывно «извлекает» энергию из падающей волны и переизлучает ее по всем направлениям, становясь излучателем энергии. Р а с с е я н и е  радиации – это преобразование прямой солнечной радиации, падающей в одном направлении, в радиацию, идущую по всем направлениям. Рассеивается около 26% прямой радиации; 2/3 рассеянной радиации достигает поверхности земли. По закону Рэлея рассеяние обратно пропорционально четвертой степени длины волны рассеиваемых лучей. Длина волн красного цвета 0,76 мкм (микрометр – 0,001мм) вдвое больше длины волн фиолетового цвета (0,4 мкм). Поэтому красные лучи рассеиваются в 14 раз меньше, чем фиолетовые. Максимум энергии рассеянной радиации приходится на синие и голубые лучи. Отсюда голубой цвет неба – это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. Голубой цвет воздуха это не только цвет небесного свода, но и голубоватый цвет далеких гор и леса. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становится густо-синим, а в стратосфере – сине-фиолетовым.

Перед восходом солнца утром и после захода вечером небо светлое. Это явление неполной темноты носит название сумерек утренних и вечерних и объясняется рассеиванием лучей солнца, находящегося под горизонтом (до 18є). Затем небо быстро темнеет. В высоких широтах, когда летом Солнце не опускается под горизонт более 18є, темнота ночью не наступает, вечерние сумерки сливаются с утренними, образуя белые ночи.

Вечером и утром небосвод, где заходит или восходит Солнце, окрашен в эффектные пурпурные и золотые цвета. Это явление зари. Ее оттенки зависят от содержания аэрозольных примесей, увеличения длины солнечного луча в атмосфере и дифракции света на более крупных частицах.

В низких (тропических) широтах наблюдается на темном небе после конца или до начала сумерек нежное сияние в виде наклонного конуса – зодиакальный свет, который вызывается рассеянием солнечного света космической (метеорной) пылью.