Устойчивость атмосферы. Благоприятные и неблагоприятные условия для рассеивания примесей

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

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.

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

Г=(dT /dh) _станд=(288-217)/(1110³)=-0,00645 (К/м).

Интенсивность теплового перемешивания определяют, сравни­вая температурный градиент, реально наблюдаемый в атмосфере, с нормальным адиабатическим вертикальным градиентом темпе­ратуры Г (см. рис. 1).

Рис. 1.

Градиент температуры и устойчивость атмосферы:

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

Когда температурный градиент в окружающей среде больше, чем Г, атмосферу называют сверхадиабатической. Рассмотрим точ­ку А на рис. 1 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 подвергнется 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 (рис. 1 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 (рис. 1 в). Используя аргументацию, по­добную приведенной выше при рассмотрении сверхадиабатического случая (см. рис. 1 а), можно показать, что подадиабатическая ат­мосфера устойчива, т. е. элементарный объем воздуха, случайным образом перемещенный в вертикальном направлении, будет стре­миться вернуться в свое первоначальное положение.

Если температура повышается с ростом высоты, то атмосфер­ные условия определяются как инверсия (рис. 1.2, 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 при 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.

Однако в связи с изменением барометрического давления плотность воздуха на верхней границе слоя инверсии меньше, чем у его основания. 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 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.

Итак, инвер­сии периодически возникают у земной поверхности по разным причи­нам. Инверсия оседания возникает в результате натекания теплого воздуха на нижерасположенные холодные слои. Приземная инверсия (радиационная инверсия) с толщи­ной до нескольких сотен метров обычно наблюдается в безветренные ночи при сильном охлаждении поверхности Земли и прилегающего слоя воздуха.

Для факела, выходящего из устья невысокой дымовой трубы при различных видах устойчивости атмосферы характерно, как правило, следующее поведение (а, б, в – соответствуют видам устойчивости атмосферы рассмотренным выше - сверхадиабатическая, безразличная, подадиабатическая или инверсия):

а б в

Рис. 2.