Тепловой режим и устойчивость атмосферы

Характер изменения температуры в различных слоях атомсферы определяется особенностями ее химического состава в этих слоях.

В тропосфере (где собственно протекают основные химические процессы) температура закономерно, в соотвествии с законами термодинамики, понижается с увеличением высоты. Но при этом на тепловой режим тропосферы большое влияние оказывают пары воды. Они сильно поглощают ИК-излучение – практически полностью в ближнем ИК-диапазоне (< 7-6 мкм), характерные для теплового излучения Земли. Их присутсвием обусловлена наблюдаемая величина температурного градиента в тропосфере и средняя температура Земли.

В абсолютно сухой атмосфере расчетный градиент температуры равен 9, 8 град/км. Это величину можно получить рассматривая атмосферу как идеальный газ (что вполне допустимо, поскольку при н.у. газообразные компоненты атмосферы по своему поведению мало отличаются от идеального газа)

При подъеме моля (некоторого объема) сухого воздуха он оказывается в слое с более низким давлением и соответственно испытывает расширение. Такой подъем происходит достаточно быстро, поэтому можно предположить отутсвие теплообмена между этим количеством воздуха и окружающей атмсоферой. Т.е. расширение при подеме происходит в адиабатических условиях (без теплообмена с ОС) и сопровождается адиабаотическим охлаждением. Данный процесс можно описать уравнением (для 1 толя идеального газа): (1)

где - мольная теплоемкость газа при постоянном объеме

Уравнение состояния для 1 моля идеального газха имеет вид:

После дифференцирования этого уравнения получаем:

(2)

[ ]

Подставив (1) в (2) имеем (после замены на - )

, С_р – мольная теплоемкость при постоянном давлении

[С_р – удельная массовая теплоемкость ваоздуха равна 1, 005 кДж/кг К]

Или -

Из уравнения состояния и тогда

Перепад давления в слое газа высотой DН описывается уравнением:

, где g – ускорение свободного падения (9, 806 м/с²)

M – средняя молекулярная масса газа (воздух – 28, 9)

Отсюда

и

Подстановка численных значений величин в правой части уравнения дает значение градиента -0, 0098 град/м (-9, 8 град/км). Этот градиент принято обозначать символом «Г», т.е.

- его называют сухоадиабатический вертикальный градиент температуры

Величина расчетного сухоадиабатического градиента, как видно, существенно отличается от наблюдаемого значения (-6, 45 град/км). Это значение вычислено для стандартной атмосферы при следующих исходных данных: средняя температура на уровне моря 288 К и на высоте 11 км 217 К (осредненные данные для средних широт), т.е.

- стандартный адиабатический

(нормальный) градиент температуры

Причина расхождения расчетного и наблюдаемого градиента температуры заключается в том, что пары воды в атмосфере, охлаждаясь (при подъеме), конденсируются с выделением тела (в количестве эквивалентном затраченному на испарение). Кроме того, как отмечалось, пары воды – один из основных поглотителей теплового излучения Солнца и земной поверхности.

Пары воды в значительной мере определяют и то, что реальная средняя температура Земли более чем на 30 град выше теоретически рассчитанной равновесной температуры. Равновесную температуру Земли можно рассчитать, исходя из условия термического равновесия – т.е. равенства поглощенной земной поверхностью энергии (Еп) и излучаемой (Еи)

Поглощенная энергия равна

, где

r – радиус Земли,

I – интенсивность проходящего солнечного излучения

А – альбедо (доля отраженного излучения)

Излучаемая энергия определяется законом Стефана-Больцмана (согласно ему интенсивность излучения абсолютно черного тела ) и равна:

, где s - постоянная Стефана-Больцмана для абсолютно

черного тела (5, 67*10-8 Вт/м2*К4)

При термическом равновесии

, тогда

Вычисленная из этого уравнения равновесная температура (на уровне моря) составляет 254 К, что на 34 град (или К) ниже реального значения.

В стратосфере так же присутствуют пары воды, но в ничтожной концентрации(~2*10^-6 %). Таким образом они практически не влияют на тепловой режим стратосферы – он определяется присутствующим в стратосфере озоном.

Озон поглощает коротковолновую часть УФ излучения Солнца (< 290 нм). Этот процесс обуславливает нагрев воздуха в стратосфере (об этом позже).

Температурные условия в атмосфере оказывают большое влияние на распространение примесей и степень загрязнения атмосферы химическими веществами, поступившими в атмосферу от различных источников. Это касается прежде всего нижних слоев тропосферы, поскольку в большинстве случаев выбросы загрязняющих веществ происходит вблизи поверхности Земли

Устойчивость атмосферы

Устойчивость – способность препятствовать вертикальному движению воздуха и перемешиванию воздушных масс. Она определяется соотношением реального и нормального градиента температур. При нормальном градиенте создаются условия для вертикального движения воздушных масс и их перемешивания. В этом случае загрязняющие примеси, поступившие в атмосферу от источников вблизи поверхности Земли, также будут подниматься вверх.

В реальных условиях по различным причина фактический градиент температуры в отдельных слоях тропосферы может отличаться от нормального (стандартного) градиента.

При отклонении реального градиента от нормального возможно накопление примесей вблизи поверхности Земли до опасных концентраций.

При оценке устойчивости атмосферы следует рассматривать 3 варианта соотношения реального и нормального градиента температуры, которые моно проиллюстрировать следующими графиками:

Рис. Градиент температуры и устойчивость атмосферы:

а. б, с—см. в тексте; градиент температуры в окружающем воздухе, нормальный адиабатический вертикальный градиент температуры

Устойчивость атмосферы в каждом случае можно оценить рассматривая модель процесса вертикального (быстрого) перемещения некоторого (небольшого) объема воздуха вверх или вниз в результате турбулентного переноса (имеющего случайный характер)

1) При фактическом градиенте > Г атмосфера называется сверхадиабатической. В этом случае при быстром перемещении небольшого (элементарного) объема воздуха с температурой, соответствующей точке А, вверх, он адиабатически расширяется и охлаждается – в соответсвии с ранее рассмотренной закономерностью. Тогда его конечное состояния может быть описано точкой Б на прямой адиабатического гардиента (Т₁). Но в этом состоянии температура рассматриваемого объема воздуха будет выше реальной температуры на той же высоте (Т₂ в точке В). Таким образом данный объем воздуха будет иметь меньшую плотность, чем окружающий воздух и следовательно будет продолжать движение вверх.

Если же тот же элементарный объем воздуха из точки А начнет случайно двигаться вниз, он подвергается адиабатическому сжатию и разогреву до Т₃ в точке Д, которая ниже чем температура окружающего воздуха (Т₄ в точке Е). Вследствие этого он будет иметь плотность бОльшую, чем окружающий воздух и будет продолжать движение вниз.

Таким образом, в сверхадиабатической атмосфере (при сверхадиабатическом градиенте температуры) любые возмущения в вертикальном направлении имеет тенденцию усиливаться и такая атмосфера является неустойчивой.

2) При приблизительном равенстве фактического градиента и адибатического элементарный объем воздуха при любых вертикальных перемещениях будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух. Устойчивость атмосферы в этом случае будет (и называется) безразличной (или нейтральной). При нейтральной устойчивости после случайного перемещения объема воздуха он начального положения дальнейшего вертикального перемещения не происходит (нет движущей силы).

3) При фактическом градиенте < Г атмосфера называется подадиабатической (вар 3а – отрицательный градиент и 3б – положительный градиент). Используя те же аргументы, что и в первом случае можно показать, что подидиабатическая атмосфера устойчива. В ней элементарный объем воздуха, случайно перемещенный в вертикальном направлении, будет стремится вернуться в свое начальное положение.

Температурные инверсии

При повышении температуры с высотой (случай 3б) атмосферные условия определяются как температурная инверсия. Инверсия препятствует нормальному вертикальному движению воздуха. Атмосфера в этом состоянии определяется как очень устойчивая

Возникновение инверсий опасно по 2-м причинам:

1) Создание высоких концентраций загрязняющих веществ

2) Возможность образования вторичных, еще более опасных химических загрязнителей при длительных инверсиях

Температурные инверсии возникают по различным причинам и в зависимости от происхождения имеют разные названия:

- инверсия оседания – возникает при опускании слоя воздуха в воздушную массу с более высоким давлением. Инверсия формируется путем адиабатичесого сжатия и нагревания слоя воздуха в процессе его опускания в область высокого давления. Возникновение положительного температурного градиента в этом случае вытекает из следующего:

Из уравнения

- при выводе формулы адиабатического градиента

_________ изменение температуры при

адиабатическом сжатии

[из первого закона термодинамики для замкнутой системы:

, где

dQ – количество передаваемого тепла

U – внутренняя энергия системы

W – работа, совершаемая системой

C_p – удельная теплоемкость при постоянном давлении системы]

если выразить мольный объем через плотность газа:

Значение С_р для воздуха практически не зависит от температуры в достаточно широком диапазоне температур. Но плотность воздуха на верхней границе опускающегося слоя воздуха меньше чем на нижней (из-за разности барометрического давления). Тогда в этом случае:

Т.е. нижняя граница слоя нагревается быстрее, чем нижняя. Если опускание слоя продолжается достаточно долго, в слое будет создаваться положительный градиент температуры и опускающаяся воздушная масса становится своеобразной «крышей» для атмосферы, расположенной ниже этого инверсионного слоя.

Слои инверсии оседания обычно бывает выше источников выбросов и таким образом не оказывает существенного влияния на загрязнение атмосферы за короткий период. Но такая инверсия может просуществовать несколько дней и вызвать значительные накопления загрязненных веществ за это время.

Инверсия наползания – связана с прохождением теплого фронта воздуха, накрывающего более холодный воздух в понижениях местности

Часто наблюдается радиационная инверсия – результат охлаждения слоев воздуха, прилегающих к поверхности Земли. Первоначально в дневные часы слой воздуха у поверхности нагревается, получая тело от Земли (излучение, конвекция) и от Солнца, т.е. формируется нормальный отрицательный градиент температуры. Ночью же Земля быстро остывает и вместе с ней прилегающий к поверхности слой воздуха, отдавая тепло более высоким слоям. Таким образом формируется инверсия. Этот тип инверсии особенно развит в ранние утренние часы при ясном небе. Инверсионный слой разрушается восходящими потоками теплого воздуха при нагреве поверхности Земли от Солнца. Радиационная инверсия играет важную роль в загрязнении атмосферы, так как инверсионный слой «накрывает» источники загрязнений.

Интенсивность и продолжительность инверсий зависят от сезона – чащи и продолжительнее они бывают осенью и зимой

Помимо рассмотренных инверсий локального характера в атмосфере земли наблюдаются инверсионная зона глобального характера. Глобальная инверсия характерна для стратосферы и [играет ы некоторой степени положительную роль] препятствует распространению примесей, образовавшихся в тропосфере.

Пример

Дать характеристику устойчивости атмосферы:

1) температура призменного слоя воздуха равна 12⁰С, на высоте 300 м равна 7⁰С

2) на высоте 1 км над Землей температура воздуха равна 20⁰С, а вблизи поверхности составляет 22⁰С

напомнить: град/м – нормальный адиабатический градиент

т.е. необходимо сравнить Г_ос с Г_ст, если - неустойчивая атмосфера

- устойчивая атмосфера

Атмосферные циркуляции и турбулентные рассеяния примесей.

Важное свойство атмосферы – способность переносить (перемещать) и рассеивать химические вещества (поступающие от источников). Эти свойства определяются циркуляцией и перемешиванием воздушных потоков в атмосфере. Закономерности формирования циркуляции воздушных потоков в значительной степени зависят от температурного режима атмосферы.

Для атмосферы (прежде всего тропосферы) характерна циркуляция воздушных масс общего и местного характера. Причиной общей циркуляции атмосферы является неравномерность ее нагрева в различных районах земного шара из-за разного количества поступающей солнечной энергии. Зависящей от угла падения солнечных лучей. Это обуславливает наличие градиента температуры между высокоширотными и экваториальными областями и формирование сложной системы воздушных течений (т.е. горизонтальных), часть из которых сравнительно устойчивы, другие же постоянно меняют направление.

Циркуляционные процессы общего характера не только определяют перенос примесей, но и сглаживают контрасты температур, переносят водяной пар с океанов на континенты и таким образом определят климат Земли.

Местные циркуляции связаны с особенностями нагрева атмосферы в отдельных районах.

На пространственное распределение примесей влияют также перемещение воздушных масс по высоте в результате конвекции, обусловленной нагревом земной поверхности солнечным излучением и прилежащих слоев воздуха от теплового излучения Земли.

В тропосфере конвективные потоки обеспечивают хорошее перемешивание воздуха по высоте.

Стратосфера более устойчива к вертикальному перемешиванию, поскольку в ней над слоем холодного воздуха – прогретый слой, препятствующий возникновению конвективных вертикальных потоков. Тем не менее воздух в стратосфере достаточно хорошо перемешан за счет горизонтальных течений.

В тропосфере также могут сформироваться условия, аналогичные стратосферным – температурные инверсии, препятствующие вертикальной конвекции. Но даже в отсутствие инверсий перенос вещества от земной поверхности не является чисто вертикальным из-за сильной турбулентности – наличия множества завихрений, хаотичного движения воздушных масс.

Причины турбулентности достаточно многочисленны, главные из них:

· неоднородность передачи тепла от разных участков подстилающей поверхности в атмосферу (неодинаковый тепловой поток в разных местах);

· неровность самой подстилающей поверхности;

· наличие в атмосфере потоков воздуха, движущихся с разными скоростями и обменивающихся энергией и количеством движения.

Турбулентность – важный фактор рассеяния примесей в атмосфере (влияющий на концентрацию примесей). Вследсвие турбулентности закономерности распространения примесей в атмосфере имеют сложный вид. Тем не менее существуют математические модели ________ для оценки распространения примесей и оценки их концентраций в атмосфере.

В общем случае концентрация вещества в любой точке пространства атмосферы определяется:

1) детяльеностью всех возможных источников примесей

2) процессами удаления за счет химических реакций и осаждения

3) турбулентным переносом (диффузией)

С учетом этого для описания изменения концентрации вещества во времени в любой точке атмосферы ________ модель следующего вида:

, где

С – концентрация компонента в данной точке пространства,

К_х, К_у, К_z – горизонтальные и вертикальные составляющие коэффициента турбулентной диффузии

- производная изменения концентрации по направления – скорость уноса приходит по направлению, т.е. скорость турбулентной диффузии по направлению

R – общая скорость изменения концентрации за счет химических процессов

Д – то же за счет физических процессов (сухого и влажного оседания)

М – общая скорость изменения концентрации за счет поступления вещества в атмосферу от всех источников.

Применение данного уравнения к реальным процессам весьма затруднительно из-за значительных неопределенностей турбулентного движения примесей и соответственно неопределенности численных значений К и скорости турбулентной диффузии.

Тем не менее при определенных упрощениях данная модель используется для получения аналитических зависимостей изменения концентрации химических веществ в атмосфере, которые лежат в основе расчетов при оценке уровня загрязнения атмосферы химическими веществами.