Часть молекул атмосферных газов и частиц атмосферного аэрозоля — капелек, пылинок, кристаллов — несет электрические заряды. Эти заряженные частички называются ионами.
Молекулы воздуха заряжаются вследствие потери электрона или присоединения свободного электрона. К заряженной молекуле присоединяются другие молекулы, в которых происходит путем индукции разделение зарядов. Так возникает электрически заряженный комплекс молекул, называемый легким ионом. Заряженные молекулы могут также присоединяться к ядрам конденсации или пылинкам, взвешенным в воздухе, вследствие чего возникают более крупные тяжелые ионы с массами в тысячи раз большими, чем у легких ионов.
Содержание легких ионов у земной поверхности — несколько сотен на один кубический сантиметр, тяжелых — от нескольких сотен до десятков тысяч на один кубический сантиметр.
Капельки и кристаллы облаков и осадков, возникая на ионах как на ядрах конденсации, присоединяя их в дальнейшем, а также, получая электрические заряды другими способами, также могут стать носителями электрических зарядов. В большинстве случаев они и являются такими. Заряды капелек и кристаллов гораздо больше, чем заряды ионов: они могут достигать многих миллионов элементарных зарядов (зарядов электрона).
С высотою содержание ионов увеличивается, особенно в слоях выше 80—100 км. Как говорилось выше, ионы являются здесь в основном заряженными атомами кислорода, гелия и водорода; в слоях от 100 до 200 км, правда, преобладают молекулярные ионы окиси азота (NO). Кроме того, значительная часть ионов в высоких слоях представляет собой свободные электроны. Содержание ионов здесь измеряется сотнями тысяч и миллионами на один кубический сантиметр воздуха.
Так же как и незаряженные частички, ионы в атмосфере постоянно перемещаются. Именно благодаря этому атмосфера обладает электропроводностью, в нижних слоях малой, в высших — значительной.
9. Электрическое поле атмосферы
Итак, в атмосфере всегда существуют подвижные электрические заряды, связанные с ионами, а также с элементами облаков и осадков. Заряды эти — обоих знаков, причем преобладают положительные, так что суммарный заряд атмосферы — положительный. При этом с высотой он растет. Сама земная поверхность также обладает электрическим зарядом, притом в сумме отрицательным (порядка -6*105 кулонов).
В результате атмосфера обладает электростатическим полем, в каждой точке которого есть то или иное значение потенциала. Это значит, что электрический заряд, помещенный в любой точке атмосферы, будет испытывать силу, действующую на него в направлении, нормальном к поверхности равного потенциала, проходящей через эту точку. Эту силу на единицу положительного электрического заряда называют напряженностью атмосферно-электрического поля. Она направлена в отсутствии облаков сверху вниз и измеряется изменением потенциала поля на единицу расстояния, т. е. в вольтах на метр (в/м).
В приземном слое атмосферы напряженность поля, в среднем для всего Земного шара, около 100 в/м.. В промышленных районах с сильно загрязненным воздухом она значительно больше. С высотой напряженность поля уменьшается: на высоте 10 км она всего около 5 в/м.. Выше 20 км напряженность поля очень мала; проводимость воздуха в этих слоях достаточна для выравнивания разностей потенциала. Напряженность электрического поля атмосферы испытывает изменения в суточном и годовом ходе, а также очень большие возмущения, связанные с развитием облаков, особенно кучево-дождевых (грозовых).
В общем, перенос электричества (ток проводимости) должен происходить от положительно заряженной атмосферы к отрицательно заряженной земной поверхности. Несмотря на это, отрицательный заряд земной поверхности с течением времени не убывает. Причина состоит, по-видимому, в грозах.
В грозовых облаках происходит сильная электризация облачных элементов и разделение положительных и отрицательных зарядов по отдельным частям облака. Вследствие этого в облаках, а также между облаками и землей возникают огромные разности потенциалов, при которых напряженность поля доходит до десятков тысяч вольт на метр. При этом в атмосфере возникают не только положительные, но и отрицательные заряды, индуцирующие положительный заряд на земной поверхности. Напряженность поля между облаком и землей может даже изменить свое направление, т. е. получить направление вверх. В связи с указанными огромными разностями потенциалов в атмосфере возникают искровые электрические разряды, молнии, как в облаках, так и между облаками и землей. При напряженности поля, направленной вверх, молнии могут переносить к земной поверхности очень большие отрицательные заряды, которые и компенсируют потерю отрицательного заряда земной поверхностью в спокойную погоду.
10. Уравнение состояния газов
Основными характеристиками физического состояния газа являются его давление, температура и плотность. Эти три характеристики не независимы одна от другой. Газы сжимаемы; поэтому плотность их меняется в широких пределах в зависимости от давления и, кроме того, зависит от температуры. Связь между давлением, температурой и плотностью для идеальных газов дается уравнением состояния газов, известным из физики. Оно пишется
где р — давление, v — удельный объем газа, Т — температура по абсолютной шкале и R — газовая постоянная, зависящая от природы газа. Уравнение состояния газов можно написать и так:
или
где плотность газа ρ — величина, обратная удельному объему.
Уравнение состояния газов с достаточным приближением применимо и к сухому воздуху, и к водяному пару, и к влажному воздуху. В каждом случае будет своя величина газовой постоянной R. Для влажного воздуха R меняется в. зависимости от упругости водяного пара, содержащегося в воздухе.
Остановимся на указанных основных характеристиках состояния применительно к воздуху.
11. Атмосферное давление
Всякий газ производит давление на ограничивающие его стенки, т. е. действует на эти стенки с какой-то силой давления, направленной перпендикулярно (нормально) к стенке. Числовую величину этой силы давления, отнесенную к единице площади, и называют давлением. Давление газа объясняется движениями его молекул, той «бомбардировкой», которой они подвергают стенки. При возрастании температуры и при сохранении объема газа скорости молекулярных движений увеличиваются и, следовательно, давление растет.
Если мысленно выделить какой-то объем внутри атмосферы, то воздух в этом объеме испытывает давление извне на воображаемые стенки, ограничивающие данный объем, со стороны окружающего воздуха. Со своей стороны воздух изнутри объема оказывает такое же давление на окружающий воздух.
Выделенный объем может быть сколь угодно малым и в пределе сводится к точке. Таким образом, в каждой точке атмосферы имеется определенная величина атмосферного давления, или давления воздуха.
Воздух в закрытом (негерметически) помещении достаточно свободно выравнивает свое давление с наружным воздухом через поры и щели в стенах, через окна и т. д. Разница между атмосферным давлением в помещении и под открытым небом (на том же уровне), как правило, совершенно незначительна. Воздух в помещении сжат в той же мере, что и воздух на том же уровне снаружи. Поэтому на метеорологических станциях нет нужды помещать барометры под открытым небом — их устанавливают внутри, помещения.
Атмосферное давление можно выразить, например, в граммах или килограммах веса на один квадратный сантиметр или метр. На уровне моря оно близко к одному килограмму на квадратный сантиметр. В метеорологии его выражают, однако, в других единицах.
С давних пор принято выражать атмосферное давление в миллиметрах ртутного столба. Это значит, что давление атмосферы сравнивают с эквивалентным ему давлением столба ртути. Когда говорят, например, что атмосферное давление на земной поверхности в данном месте равно 750 мм, это значит, что столб ртути высотою 750 мм давил бы на земную поверхность так же, как давит воздух.
Выражение давления в миллиметрах ртутного столба появилось в метеорологии не случайно. Оно связано с устройством основного прибора для измерения атмосферного давления — ртутного барометра. В этом приборе, известном из элементарного курса физики, атмосферное давление как раз уравновешивается давлением столба ртути; по изменениям высоты ртутного столба можно судить об изменениях атмосферного давления.
Другой принцип измерения атмосферного давления, широко применяемый в анероидах, барографах, метеорографах, радиозондах, основан на деформациях упругой, пустой внутри металлической коробки при изменениях внешнего давления на нее. Приборы этого типа нужно тарировать (градуировать) по показаниям ртутного барометра.
На уровне моря среднее атмосферное давление близко к 760 мм рт. ст.
В отдельных случаях давление может меняться на уровне моря в пределах 150 мм рт. ст. С высотой атмосферное давление быстро убывает, о чем будет подробнее сказано дальше.
В настоящее время в метеорологии давление выражают в абсолютных единицах — миллибарах (мб). Один миллибар есть давление, которое сила в 1000 дин производит на площадь в один квадратный сантиметр. Среднее атмосферное давление на уровне моря —760 мм рт. ст. — близко к 1013 мб, а 750 мм рт. ст. эквивалентны 1000 мб. Таким образом, для перехода от величины давления в миллиметрах ртутного столба к величине в миллибарах нужно давление в миллиметрах ртутного столба умножить на 4/3; для обратного перехода нужно ввести множитель 3/4.
Связь между двумя указанными единицами давления определяется следующим образом. Масса столба ртути высотой 760 мм с поперечным сечением 1 см2 при температуре 0° и плотности ртути 13,595 равна 1033,2 г. Вес в динах, который имеет эта масса, можно получить, умножив это число на ускорение силы тяжести g, на уровне моря и под широтой 45° равное 980,6 см/сек2. Отсюда получим давление на 1 см2 равным 1013250 дин/сек2. Называя миллибаром давление, равное 1000 дин/см2, найдем, что давление ртутного столба в 760 мм высотой равно 1013,2 мб (при указанных выше стандартных значениях ускорения силы тяжести и температуры); давление же 750,1 мм рт. ст. равно 1000 мб.
12. Температура воздуха
Воздух, как и всякое тело, всегда имеет температуру, отличную от абсолютного нуля. Температура воздуха в каждой точке атмосферы непрерывно меняется; в разных местах Земли в одно и то же время она также различна. У земной поверхности температура воздуха варьирует в довольно широких пределах: крайние ее значения, наблюдавшиеся до сих пор, немного ниже +60° (в тропических пустынях) и около —90° (на материке Антарктиды).
С высотою температура воздуха меняется в разных слоях и в разных случаях по-разному. В среднем она сначала понижается до высоты 10—15 км, затем растет до 50—60 км, потом снова падает и т. д.
Температура воздуха, а также почвы и воды в большинстве стран выражается в градусах международной температурной шкалы, или шкалы Цельсия (°С), общепринятой в физических измерениях. Нуль этой шкалы приходится на температуру, при которой тает лед, а +100° — на температуру кипения воды (то и другое при давлении 760 мм рт. ст., близком к фактически существующим на уровне моря условиям). Однако в США и во многих странах Содружества наций до сих пор не только в быту, но и в метеорологии употребительна шкала Фаренгейта (F). В этой шкале интервал между точками таяния льда и кипения воды разделен на 180°, причем точке таяния льда приписано значение +32°. Таким образом, величина одного градуса Фаренгейта равна 5/9°С, а нуль шкалы Фаренгейта приходится на -17,8° С. Нуль шкалы Цельсия соответствует +32° F, a +100°C = +212°F.
Кроме того, в теоретической метеорологии применяется абсолютная шкала температуры (шкала Кельвина, К). Нуль этой шкалы отвечает полному прекращению теплового движения молекул, т. е. самой низкой возможной температуре. По шкале Цельсия это будет -273,18±0,03°. Но на практике за абсолютный нуль принимается в точности -273° С. Величина градуса абсолютной шкалы равна величине градуса шкалы Цельсия. Поэтому нуль шкалы Цельсия соответствует 273°
13. Плотность воздуха
Плотность воздуха непосредственно не измеряется: она вычисляется с помощью уравнения состояния газов. Применяя уравнение состояния газов к сухому воздуху, следует ввести числовое значение газовой постоянной для сухого воздуха Rd, равное 2,87*106, если ρ и р взяты в системе единиц CGS (давление в дин/см2 и плотность в г/см3). Тогда уравнение (3) даст плотность сухого воздуха.
Найдем теперь выражение для плотности влажного воздуха с температурой Т, давлением р и упругостью водяного пара е. Можно представлять влажный воздух как смесь сухого воздуха и водяного пара. Из общего давления воздуха р на долю сухого воздуха приходится давление р — e. Следовательно, для этой части смеси, для сухого воздуха, уравнение состояния напишется так:
Для водяного пара, находящегося в смеси, уравнение состояния напишётся
где множитель 0,623 представляет собой отношение плотностей водяного пара и сухого воздуха. Так как общая плотность влажного воздуха ρ' равна сумме плотностей сухого воздуха и водяного пара ρd + ρw, то уравнение состояния для влажного воздуха окончательно напишётся так:
Это и будет выражение для плотности влажного воздуха. Не забудем, что Rd здесь — газовая постоянная для сухого воздуха.
Вследствие малости отношения е/р можно с достаточной точностью приближенно написать, что
и тогда уравнение состояния для влажного воздуха примет вид
Назовем функцию от температуры, давления и упругости пара t( 1+0,377*e/p) виртуальной температурой Tv. Тогда можно написать
т. е. плотность влажного воздуха выражается уравнением состояния для сухого воздуха, но только с заменой истинной температуры на виртуальную. Отсюда можно сказать, что виртуальная температура влажного воздуха есть такая температура Tv, которую должен был бы иметь сухой воздух, чтобы его плотность равнялась плотности данного влажного воздуха с температурой Т, давлением р и упругостью пара е. Виртуальная температура всегда несколько выше истинной температуры влажного воздуха.
Из уравнения (6) видно, что влажный воздух несколько менее плотен, чем сухой воздух при тех же значениях давления и температуры. Это объясняется тем, что водяной пар менее плотен, чем сухой воздух. Если взять какой-то объем сухого воздуха и заменить часть молекул постоянных газов более легкими молекулами водяного пара в том же количестве и с теми же скоростями движения так, что температура и давление от этого не изменятся, плотность полученного влажного воздуха будет несколько меньше, чем плотность сухого воздуха. В этом и состоит смысл уравнения (6).
Разница не очень велика. Плотность сухого воздуха при температуре 0° и давлении 1000 мб (при так называемых стандартных условиях) равна 1276 г/м3. При давлении 760 мм рт. ст. плотность сухого воздуха равна 1293 г/м3.
Если же воздух влажный, притом насыщенный, т. е. содержит водяной пар с упругостью 6,1 мб (больше он при температуре 0° содержать не может), то плотность его при давлении 1000 мб будет 1273 г/м3, т. е. только на 3 г/м3 меньше, чем для сухого воздуха. При более высоких температурах и, следовательно, при большем влагосодержании разность увеличивается, хотя и остается небольшой.
Плотность воздуха в каждом месте непрерывно меняется во времени. Кроме того, она сильно меняется с высотой, потому что с высотой меняются также атмосферное давление и температура воздуха. Давление с высотой всегда уменьшается, а вместе с ним убывает и плотность. Температура с высотой по большей части понижается, по крайней мере в нижних 10—15 км атмосферы. Но падение температуры влечет за собой повышение плотности. В результате совместного влияния изменения давления и температуры плотность с высотой, как правило, понижается, но не так сильно, как давление. В среднем для Европы она равна у земной поверхности 1250 г/м3, на высоте 5 км — 735 г/м3, 10 км — 411 г/м3, 20 км — 87 г/м3.
На высотах около 300 км плотность воздуха имеет порядок величины 10-8 г/м3, т. е. в сто миллиардов раз меньше, чем у земной поверхности. На высоте 500 км плотность воздуха уже 10-9 г/м3, на высоте 750 км — 10-10 г/м3 или еще меньше. Эти значения плотности ничтожны по сравнению с приземными. Но все же до высот более 20 тыс. км плотность воздуха остается значительно большей, чем плотность вещества в межпланетном пространстве.
Если бы плотность воздуха не менялась с высотой, а оставалась на всех уровнях такой же, как у земной поверхности, то для высоты атмосферы получилась бы величина около 8000 м. В самом деле, приземная плотность сухого воздуха при давлении 760 мм и температуре 0° равна 1293 г/м3; столб воздуха с этой плотностью должен был бы иметь высоту, очень близкую к 8000 м, чтобы производить такое же давление, какое производит столб ртути в 760 мм высотой (1033 г/см3). Указанная высота (8000 м) называется высотой однородной атмосферы. В действительности плотность воздуха с высотой убывает, и потому истинная высота атмосферы равняется многим тысячам километров.
|
