2. Устойчивость атмосферы

Одной из наиболее важных характеристик атмосферы является ее устойчивость, т.е. ее способность препятствовать вертикальным движениям воздуха и сдерживать турбулентность.

Когда небольшой объем воздуха перемещается в атмосфере вверх, он оказывается в слоях с более низким давлением и испытывает расширение с понижением температуры. Обычно такое расширение происходит достаточно быстро, т.е. можно предположить отсутствие теплопередачи между рассматриваемым объемом воз­духа и окружающей атмосферой (адиабатическое расширение).

Рассмотрим атмосферу в приближении сухого идеального газа. В отсутствие трения и инерционных эффектов соотношение между изменениями давления Р и высоты Н для элементарного объема газа V в гравитационном поле имеет вид:

dP = –(g/G)dH (9)

где  – плотность атмосферы (предполагается постоянной);

g – ускорение силы тяжести;

G – гравитационная постоянная.

Первый закон термодинамики для замкнутой системы, состоя­щей из идеального газа, может быть записан в виде:

dQ = dU + dW = dU + PdV = C_pdT – (1/)dP, (10)

где dQ – количество передаваемого тепла;

U – внутрен­няя энергия системы;

W – работа, совершаемая системой;

С_р – удельная теплоемкость при постоянном давлении си­стемы.

В случае адиабатического процесса уравнение (10) преобразу­ется к виду:

С_рdT = (1/)dР (11)

Из уравнений (9) и (11) получаем:

(12)

Если пренебречь изменением g и C_p с высотой, то, подставляя численные значения g = 9,806 м/c², G = 1, C_p = 1,005кДж/(кг  К) (при температуре 18-25°С), получим:

(град/м) (13)

Это соотношение удобно для определения отрицательного тем­пературного градиента в атмосфере. Он определяется как сухоадиабатический вертикальный градиент температуры и обозначается специальным символом Г:

Г == 1К/100 м (14)

Если воздух содержит водяные пары, температурный градиент может существенно отличаться от значения 1 К/100 м. Так, адиабатичес-кий вертикальный градиент температуры для насыщенной парами воды атмосферы равен примерно 0,6 К/100 м. При точной оценке вертикального температурного градиента необходимо учи­тывать его зависимость от температуры воздуха.

Для сравнительных целей применяется международная стан­дартная атмосфера, определенная на основании средних метеоро­логических данных.

Осредненная температура в средних широтах уменьшается ли­нейно с высотой до 11 км. При этом средняя температура на уровне моря и на высоте 11 км принимается равной 288 и 217 К соот­ветственно. Стандартный, или нормальный адиабатический верти­кальный, температурный градиент исходя из этого равен:

= (288 – 217)/(11 ^. 10³) = 0,00645 (К/м) (15)

Устойчивость атмосферы проявляется в отсутствии в ней значи­тельных вертикального движения и перемешивания. В этом случае загрязняющие вещества, выброшенные в атмосферу вблизи земной поверхности, будут иметь тенденцию задерживаться там. К сча­стью, перемешиванию воздуха в тропосфере способствует много различных факторов, среди которых следует выделить темпера­турный градиент и механическую турбулентность, обусловленную взаимодействием ветра с поверхностью Земли.

Рис. 2. Градиент температуры и устойчивость атмосферы:

______ градиент температуры в окружающем воздухе;

- - - - нормальный адиабатический вертикальный градиент температуры

Интенсивность теплового перемешивания определяют, сравнивая температурный градиент, реально наблюдаемый в атмосфере, с нормальным адиабатическим вертикальным градиентом температуры Г (рис. 2).

Когда температурный градиент в окружающей среде больше, чем Г, атмосферу называют сверхадиабатической. Рассмотрим точку А на рисунке 2, а. Когда небольшой объем воздуха с температурой, соответствующей точке А, переносится быстро вверх (случай турбулентной флюктуации в атмосфере), его конечное состояние может быть описано точкой Б на прямой адиабатического градиента. В этом состоянии его температура в точке Б (Т₁) выше реальной температуры окружающей среды (Т₂ в точке В). Поэтому рассматриваемый объем воздуха будет иметь меньшую плотность, чем окружающий воздух, и, следовательно, будет продолжать движение вверх.

Если же элементарный объем воздуха А начнет случайно двигаться вниз, он подвергнет адиабатическому сжатию при температуре Т₃ (точка Д), которая ниже, чем температура окружающего воздуха Т₄ (точка Е). Обладая вследствие этого более высокой плотностью, рассматриваемый объем будет продолжать движение вниз. Таким образом, атмосфера, для которой характерен сверхадиабатический градиент температуры, является неустойчивой, поскольку любое возмущение в вертикальном направлении имеет тенденцию усиливаться.

Когда градиент температуры окружающего воздуха примерно равен адиабатическому вертикальному градиенту (рисунок 2, б), устойчивость атмосферы называют безразличной. Любой объем воздуха, который по какой-либо причине сместился относительно исходной высоты, будет иметь ту же температуру, что и окружающий воздух на новой высоте. Как следствие, отсутствует побудительная причина для любого дальнейшего вертикального перемещения.

Если температурный градиент окружающего воздуха меньше, чем адиабатический вертикальный градиент, то атмосферу называют подадиабатической (рисунок 2, в). Используя аргументацию, подобную приведенной выше при рассмотрении сверхадиабатического случая (рисунок 2, а), можно показать, что подадиабатическая атмосфера устойчива, т.е. элементарный объем воздуха, случайным образом перемещенный в вертикальном направлении, будет стремиться в свое первоначальное положение.

Если температура повышается с ростом высоты, то атмосферные условия определяются как инверсия (рисунок 2, в) В этом случае атмосфера оказывается весьма устойчивой. Наличие инверсии в значительной степени замедляет вертикальное перемещение загрязняющих веществ и, как следствие, увеличивает их концентрацию в приземном слое.

Наиболее часто наблюдается инверсия, возникающая при опускании слоя воздуха в воздушную массу с более высоким давлением либо радиационной потере тепла земной поверхностью в ночное время. Первый тип инверсии обычно называют инверсией оседания. Инверсионный слой в этом случае обычно располагается на некотором расстоянии от земной поверхности, а формируется инверсия путем адиабатического сжатия и нагревания слоя воздуха в процессе его опускания вниз в область центра высокого давления.

Из уравнения (11) получаем:

(16)

Значение С_р для воздуха практически не зависит от температуры в достаточно большом температурном диапазоне. Однако в связи с изменением барометрического давления плотность воздуха на верхней границе слоя инверсии меньше, чем у его основания, т.е.

(17)

Это означает, что верхняя граница слоя нагревается быстрее, чем нижняя. Если опускание слоя продолжается в течение дли­тельного времени, в слое будет создаваться положительный гради­ент температуры. Таким образом, опускающаяся воздушная масса является как бы гигантской крышкой для атмосферы, расположен­ной ниже слоя инверсии.

Слои инверсии оседания обычно оказываются выше источников выбросов и, таким образом, не оказывают существенного влияния на явление короткопериодного загрязнения атмосферного возду­ха. Однако такая инверсия может просуществовать несколько дней, что сказывается на долговременном накоплении загрязняющих ве­ществ. Случаи загрязнения с опасными последствиями для здоро­вья людей, наблюдавшиеся в городских районах в прошлом, часто были связаны с инверсиями оседания.

Рассмотрим причины, приводящие к возникновению радиаци­онной инверсии. В этом случае слои атмосферы, расположенные над поверхностью Земли, в течение дня получают тепло за счет те­плопровод-ности, конвекции и излучения от земной поверхности и в итоге нагреваются. В результате температурный профиль ниж­них слоев атмосферы обычно характеризуется отрицательным тем­пературным градиентом. Если затем следует ясная ночь, то зем­ная поверхность излучает тепло и быстро остывает. Слои воздуха, прилегающие к земной поверхности, охлаждаются до температуры расположенных выше слоев. В результате дневной температурный профиль преобразуется в профиль обратного знака, и слой атмо­сферы, прилегающий к земной поверхности, прикрывается устой­чивым инверсионным слоем. Этот тип инверсии наиболее развит в ранние часы и характерен для периодов ясного неба и безветрен­ной погоды. Инверсионный слой разрушается восходящими пото­ками теплого воздуха, возникающими при нагревании поверхности лучами утреннего солнца.

Радиационная инверсия играет важную роль в загрязнении ат­мосферы, так как в этом случае инверсионный слой располагается внутри слоя, который содержит источники загрязнения (в отличие от инверсии оседания). Кроме того, радиационная инверсия наи­более часто происходит в условиях безоблачных и безветренных ночей, когда мала вероятность очищения воздуха от загрязнения осадками или боковыми ветрами.

Интенсивность и продолжительность инверсий зависят от сезо­на. Осенью и зимой, как правило, имеют место продолжительные инверсии, и число их велико. На инверсии оказывает влияние и топография местности. Например, холодный воздух, скопившийся ночью в межгорной котловине, может быть «заперт» там теплым воздухом, оказавшимся над ним.

Возможны и другие типы локальных инверсий, например ин­версии, связанные с морским бризом при прохождении теплого воздушного фронта над большим континентальным участком су­ши. Прохождение холодного фронта, перед которым расположена область теплого воздуха, также приводит к инверсионной ситуации.

Инверсии – обычное явление для многих районов. Например, на западном побережье США они наблюдаются в течение почти 340 дней в году.

Степень устойчивости атмосферы можно определить по величи­не градиента «потенциальной» температуры:

(18)

г

окружающей среде.

де– изменение температуры по высоте, наблюдаемое в

Отрицательное значение градиента «потенциальной» темпера­туры (Г_пот < 0) свидетельствует о сверхадиабатическом характере профиля температуры и неустойчивых условиях в атмосфере. В случае, когда Г_пот > 0, атмосфера устойчива. В случае, если потен­циальный градиент температур приближается к нулю (Г_пот  0), атмосфера характеризуется как безразличная.

Необходимо отметить, что помимо рассмотренных случаев тем­пературной инверсии, которые носят локальный характер, в атмосфере Земли наблюдаются две инверсионные зоны глобального ха­рактера. Первая от поверхности Земли зона глобальной инверсии начинается с нижней границы тропопаузы (11 км для стандартной атмосферы) и заканчивается на верхней границе стратопаузы (примерно на высоте 50 км). Эта инверсионная зона препятствует распространению примесей, образовавшихся в тропосфере или выделяющихся с поверхности Земли, в другие области атмосферы. Вторая зона глобальной инверсии, расположенная в термосфере, в определенной степени препятствует рассеянию атмосферы в кос­мическое пространство.