Densitatea aerului

Versiunea actuală a paginii nu a fost încă examinată de colaboratori experimentați și poate diferi semnificativ de versiunea revizuită la 29 iulie 2022; verificările necesită 2 modificări .

Densitatea aerului
$\rho ={\frac {m}{V}}$
Dimensiune	L -3 M
Unități
SI	kg/m³
GHS	g/cm³
Note
scalar

Densitatea aerului - masa de gaz din atmosfera Pământului pe unitatea de volum sau masa specifică a aerului în condiții naturale. Densitatea aerului este o funcție de presiune , temperatură și umiditate . De obicei, valoarea standard pentru densitatea aerului la nivelul mării în conformitate cu Standardul Internațional de Atmosfere este de 1,2250 kg / m³, ceea ce corespunde densității aerului uscat la 15 ° C și o presiune de 101 330 Pa .

Relații în cadrul modelului de gaz ideal

Influența temperaturii asupra proprietăților aerului la nivelul mării
Temperatura	viteza sunetului	Densitatea aerului din ecuația lui Clapeyron	Impedanta acustica
$\vartheta$ , °С	c , m/s	ρ , kg/m³	Z , Ns /m³
+35	351,96	1,1455	403,2
+30	349,08	1,1644	406,5
+25	346,18	1.1839	409,4
+20	343,26	1.2041	413,3
+15	340,31	1,2250	416,9
+10	337,33	1,2466	420,5
+5	334,33	1,2690	424,3
0	331.30	1,2920	428,0
−5	328,24	1,3163	432,1
−10	325,16	1,3413	436,1
−15	322.04	1,3673	440,3
−20	318,89	1,3943	444,6
−25	315,72	1,4224	449,1

Temperatura, presiunea și densitatea

Densitatea aerului uscat poate fi calculată folosind ecuația Mendeleev-Clapeyron pentru un gaz ideal la temperatură și presiune date:

\rho ={\frac {p\cdot M}{R\cdot T)).

Aici este densitatea aerului, este masa molară ( 29 g/mol pentru aer uscat), este presiunea absolută , este constanta universală a gazului , este temperatura absolută în kelvins . Deci prin substituție obținem: $\rho$ $M$ $p$ $R$ $T$

la o atmosferă standard a Uniunii Internaționale de Chimie Pură și Aplicată (temperatura 0 ° C , presiune 100 kPa , umiditate zero) densitatea aerului 1,2754 kg / m³ ;
la 20 °C , 101,325 kPa și aer uscat, densitatea atmosferei este de 1,2041 kg/m³ .

Tabelul de mai jos oferă diverși parametri ai aerului calculați pe baza formulelor elementare corespunzătoare, în funcție de temperatură (presiune este luată egală cu 101,325 kPa ).

Influența umidității aerului

Umiditatea se referă la prezența vaporilor de apă gazoși în aer , a căror presiune parțială nu depășește presiunea vaporilor saturați pentru anumite condiții atmosferice. Adăugarea vaporilor de apă în aer duce la o scădere a densității acestuia, care se explică prin masa molară mai mică a apei ( 18 g/mol ) în comparație cu masa molară a aerului uscat ( ~29 g/mol ) [1] . Aerul umed poate fi considerat ca un amestec de gaze ideale , combinația densităților fiecăruia dintre acestea vă permite să obțineți valoarea necesară pentru amestecul lor [2] . O astfel de interpretare face posibilă determinarea valorii densității cu o eroare relativă mai mică de 0,2% în domeniul de temperatură de la -10 la +50 °C și poate fi exprimată după cum urmează [2] :

\rho _{\,\mathrm {aer umed~} }={\frac {p_{d}}{R_{d}\cdot T}}+{\frac {p_{v}}{R_{ v}\cdot T}},

unde este densitatea aerului umed (kg/m³);

\rho _{{\,{\mathrm {aer umed))))

p_{{d}}

- presiunea parțială a aerului uscat ( Pa );

R_{{d}}

— constanta de gaz pentru aer uscat ( 287,058 J/kg K );

T

— temperatura (K); - presiunea vaporilor de apă (Pa) și - constantă pentru abur ( 461,495 J / kg K ).

p_{{v}}

R_{{v}}

Presiunea vaporilor de apă poate fi determinată din umiditatea relativă :

p_{v}=\phi \cdot p_{\mathrm {sat} },

unde este presiunea vaporilor de apă;

p_{{v}}

\phi

- umiditate relativă;

p_{{{\mathrm {sat))))

este presiunea parțială a aburului saturat.

Presiunea parțială a aburului saturat poate fi reprezentată ca următoarea expresie simplificată [2] :

p(mb)_{\mathrm {sat} }=6{,}1078\cdot 10^{\frac {7{,}5\cdot T-2048{,}625}{T-35{, }85}},

care dă rezultatul în milibari .

Presiunea aerului uscat este determinată de diferența: $p_{{d}}$

p_{d}=p-p_{v},

unde denotă presiunea absolută a sistemului în cauză.

p

Influența altitudinii în troposferă

Pentru a calcula densitatea aerului la o anumită înălțime în troposferă (formula este valabilă pentru înălțimi mai mici de 20 km ), pot fi utilizați următorii parametri (valoarea atmosferei standard este indicată în parametrii atmosferici ):

presiunea atmosferică standard la nivelul mării - = 101 325 Pa ; $p_{0}$
temperatura standard la nivelul marii - = 288,15 K ; $T_{0}$
accelerația căderii libere pe suprafața Pământului - = 9,80665 m/s 2 (în aceste calcule este considerată o valoare independentă de înălțime); $g$
valoarea medie a componentei verticale a gradientului de temperatură în troposferă (vezi. Atmosfera standard ) - = -0,0065 K / m (semnul minus în fața gradientului înseamnă că temperatura scade odată cu înălțimea. Cu toate acestea, există zone în atmosfera cu valori pozitive ale gradientului de temperatură: 35 până la 53 km , precum și peste 80 km ); $L$
constanta universală a gazului - \ u003d 8,31447 J / mol K ; $R$
masa molară a aerului uscat - \ u003d 0,0289644 kg / mol . $M$

Pentru troposferă (adică regiunea scăderii temperaturii liniare - aceasta este singura proprietate a troposferei folosită aici), temperatura la altitudine poate fi dată prin formula: $h$

T=T_{0}+L\cdot h.

Presiune mare : $h$

p=p_{0}\cdot \left(1+{\frac {L\cdot h}{T_{0}}}\right)^{\frac {-g\cdot M}{R\cdot L}}.

Apoi densitatea poate fi calculată prin înlocuirea temperaturii și presiunii corespunzătoare unei altitudini date în formula: $h$ $T$ $p$

\rho ={\frac {p\cdot M}{R\cdot T)).

Aceste trei formule (dependența temperaturii, presiunii și densității de înălțime) sunt folosite pentru a construi graficele prezentate în dreapta. Graficele sunt normalizate - ele arată o vedere generală a comportamentului parametrilor. Valorile „zero” pentru calcule corecte trebuie de fiecare dată înlocuite în conformitate cu citirile instrumentelor relevante (termometru și barometru) la momentul actual la nivelul mării.

Vezi și

atmosfera standard
Modele de atmosferă

Note

↑ Pentru orice gaz, în conformitate cu legea lui Avogadro la temperatură, presiune și volum constante, numărul de molecule rămâne neschimbat, deci adăugarea de molecule de apă duce la scăderea densității aerului.
↑ 1 2 3 Ecuații - Densitatea aerului și altitudinea densității Arhivat la 30 noiembrie 2010 la Wayback Machine

Link -uri

Conversii ale unităților de densitate ρ Arhivat 29 noiembrie 2010 la Wayback Machine
Densitatea aerului și calculele de altitudine de densitate Arhivat 30 noiembrie 2010 la Wayback Machine
Manual de referință pentru densitatea aerului, altitudinea densității și boabele de apă Arhivat 23 octombrie 2014 la Wayback Machine
Calculator pentru densitatea aerului, altitudinea densității, boabele de apă în funcție de regiune Arhivat 3 martie 2022 la Wayback Machine

Vreme

Starea atmosferei

Vânt

Caracteristicile vântului	scara Beaufort Direcția vântului Trandafirul vântului forfecarea vântului Calm Microburst Vijelie Furtună (furtună) Scara Fujita Scala Fujita îmbunătățită Scale de ciclon tropical Scara uraganelor Saffir-Simpson
Vortexuri atmosferice	Ciclon ciclon extratropical ciclon subtropical ciclon tropical Uragan Taifun Supercelulă Anticiclon Tornadă Tropa de apă Furtună de foc Vârtej de vânt Turbulenţă turbulența cerului senin
vânturile locale	afgană Bora Briză Vânturile lacului Baikal Barguzin Kultuk Sarma Shelonik Garmsil ghibli Vânturi de vale de munte Vânt anabatic Vânt Katabatic Gregal Zefir Ibe Koshava Levant vânt glaciar Libeccio Maren Meltemi Mistral Moryana Pampero Piterak Ponente Simoom Moș Ana Sirocco Sukhovey Tramontana Föhn Doctor Fremantle Khabub Khazri Khamsin Harmattan Shamal Sharav Chinook

Precipitații atmosferice
(hidrometeori)

Litometeorii

electricitate atmosferică

Fenomene optice
în atmosferă

situație sinoptică

Prognoza meteo

Vezi si