2. Распределение озона в атмосфере. Стратосферный озон.

Озон- трехатомный кислород. Образуется в слоях от 15 до 70 км. Поглощает солнечную радиацию с длинами волн от 0,15 до 0,29 мкм. Поглощая квант УФ радиации, часть двухатомных молекул кислорода разлагается на атомы, некоторые из которых присоединяются к уцелевшему кислороду, содовая молекулы озона. Так же происходит и обратный процесс: из озона в кислород.

В чистой приземной атмосфере озона очень мало. Его содержание возрастает с высотой, и в процентном и в абсолютном количестве. Максимальное содержание озона: в полярных областях на Н=15-20 км, в умеренных Н= 20-25 км и в тропиках и субтропиках Н=25-30 км. Уже выше содержание озона убывает и к Н=70 км сходит на нет. Приведенная толщина озона- теоретическая величина, показывающая толщину всего озона под нормальным давлением, равная 3мм, и служащая мерой общего содержания.

Значение озона:

1. Сильно поглощает солнечную радиацию, энергия которой составляет 3% всей солнечной энергии, повышает температура на Н=25-30 км. В связи с этим там очень теплый воздух, и стратосферу иногда называют озоносферой.

2. Целиком поглощая коротковолновую УФ радиацию, озон защищает от её вредного действия живые организмы. Считается, что жизнь на суше смогла появиться только тогда, когда содержание кислорода в атмосфере составило 1 % от современного, и на некоторой высоте смог сформироваться озоновый слой.

Сейчас, вопрос о количестве озона приобрел острый характер, в связи с выбросами различных химических веществ антропогенного характера, в особенности фреонов (Фторсодержащие производные насыщенных углеводородов, используемые как хладагенты в холодильных машинах, большинство из фреонов выпускается промышленностью.). Появились опасения, что выбросы выхлопных газов в стратосферу может привести к разрушению озонового слоя. Так же, стало ясно, что при некоторых химических реакциях озон образуется и в тропосфере, что ведет к сильному увеличению его концентрации. В 2007 в Европе был составлен протокол о повышенном содержании озона в приземном слое. Факторы: 1. загрязнение атмосферы, 2. сильная грозовая деятельность, сопровождаемая разрядами, 3. интенсивные запуски ракет. Дополнительный фактор: обилие солнечной радиации, отсутствие ветра (слабое перемешивание).

3.Водяной пар в воздухе и характеристики влажности воздуха. Изменение влажности с высотой.

ВП в воздухе и изменение в см. 1 вопрос.

Характеристики влажности.

1. Влажность воздуха прежде всего зависит от того, сколько водяного пара поступает в атмосферу путем испарения с земной поверхности в том же районе. (надо океаном>над материком) В то же время влажность зависит от атмосферной циркуляции: воздушные течения приносят в данный район воздушные массы, более влажные или более сухие из др. районов.

Для каждой температуры существует состояние насыщения, т.е. некоторое предельное влагосодержание, которое не может быть превзойдено.

2. Количественное содержание ВП в атмосфере – парциальное давление и относительная влажность.(см. 1)

3. Абсолютная влажность а – масса водяного пара в граммах в 1 м³ воздуха, т.е. плотность ВП, выраженная в граммах на кубический метр.

, где е – в гПа, Т – в Кельвинах (К).

Итак абсолютная влажность легко рассчитать зная давление и температуру воздуха. При 0°С a=4,9 г/м³.

Абсолютная влажность меняется при адиабатических процессах. При расширении воздуха объем его увеличивается, и то же количество ВП распределяется на больший объем, следовательно, абсолютная влажность уменьшается. При сжатии воздуха – растет.

4. Удельная влажность (массовая доля водяного пара) q – отношение массы ВП в некотором объеме к общей массе влажного воздуха в том же объеме.

q=0,633e/p.

Удельную влажность можно вычислить, зная давление ВП и давление воздуха.

В отличии от абсолютной влажности удельная не меняется при адиабатическом расширении или сжатии воздуха, т.к. при адиабатических процессах не меняется масса воздуха.

Отношение смеси – S – отношение массы водяного пара к массе сухого воздуха в том же объеме.

S = 622e/(p - e) г/кг

5.Точка росы- τ - Температура, при которой содержащийся в воздухе ВП достигает насыщения при неизменном общем давлении воздуха. Чем меньше разница между фактической температурой и точкой росы, тем ближе воздух к насыщению. При насыщение точка росы равна фактической температуре.

Разность между температурой воздуха Т и точкой росы τ называется дефицитом точки росы.

Разность между давлением насыщенного пара Е при данной температуре воздуха и фактическим давлением е пара в воздухе (D = E – e) называется дефицитом насыщения. ДН показывает сколько ВП недостает для насыщения воздуха при данной температуре. гПа.

В отличии от составляющих сухого воздуха процентное содержание ВП в воздухе изменяется с высотой, начиная с самых нижних слоев. ВП постоянно поступает в атмосферу снизу от земной поверхности. Распространяясь вверх, он конденсируется. Поэтому давление и плотность ВП убывают с высотой быстрее, чем давление и плотность остальных газов воздуха. Общая плотность воздуха становится вдвое меньше, чем у земной поверхности, на высоте 5-6 км, а плотность убывает вдвое в среднем уже на высоте 1,5-2 км. На высоте 5-6км давление ВП и, следовательно, его содержание в воздухе в 10 раз меньше, чем у земной поверхности, а на высоте 10-12км – в сто раз меньше. Таким образом, выше 10-15км содержание ВП в воздухе ничтожно мало.