Занятия 11, 12 Устойчивость атмосферы городских территорий

По сравнению с другими земными оболочками атмосфера имеет ряд присущих только ей особенностей – высокую подвижность, изменчивость ее компонентов, своеобразие физико-химических процессов. Состояние атмосферы определяет тепловой режим поверхности Земли, ее озоновый слой защищает живые организмы от жесткого ультрафиолетового излучения. Распределение тепла и влаги в атмосфере – основная причина существования природных зон на Земле, определяющих особенности гидрологического режима, состояние почвенно-растительного покрова и важные процессы формирования рельефа.

Вертикальный градиент температуры в атмосфере

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

Для исследования атмосферы на устойчивость пользуются адиабатической моделью перемещения воздушных масс. В соответствии с этой моделью, когда 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 и можно предположить отсутствие теплопередачи между рассматриваемым объемом воздуха и окружающей атмосферой, процесс расширения полагать адиабатическим.

Первый закон термодинамики для замкнутой системы, состоящей из идеального газа (атмосферный воздух), в общем виде описывается выражением

, (11.1)

где dQ– количество передаваемого тепла;

dU– изменение внутренней энергии системы;

dА– работа совершаемая системой.

Для дальнейшего рассмотрения первый закон термодинамики удобно представить через изменение энтальпии в замкнутой системе:

, (11.2)

где dq– удельное количество передаваемого тепла, Дж/кг;

C_p– удельная теплоемкость при постоянном давлении, Дж/(кг · К);

dT – изменение температуры воздуха, К;

_в– плотность воздуха, кг/м³;

dP – изменение давления воздуха с изменением высоты, Па:

. (11.3)

Барометрическое уравнение, определяющее падение давление воздуха в атмосфере с высотой:

, (11.4)

где p_Z– давление на высотеZ, Па;

p₀– давление на поверхности земли, Па;

H– высота (около 8,4 км в нижней тропосфере, а также мера скорости, с которой давление падает с высотой), км.

В адиабатических условиях изменение теплоты в замкнутой системе не происходит, т. е. dq= 0. Опираясь на это уравнение (11.2) можно записать в следующем виде:

. (11.5)

Решая совместно уравнения (11.3) и (11.5), получаем:

. (11.6)

Если пренебречь изменением gиC_pс высотой, то, подставляя численные значенияg = 9,806 м/с²,C_p= 1005 Дж/(кг · К) (при температуре 18…25С), получим численное значение температурного градиента в атмосфере:

, К/м. (11.7)

Соотношение (11.7) удобно использовать для определения отрицательного температурного градиента в атмосфере. Он определяется как сухоадиабатический вертикальный градиент температуры и обозначается специальным символом Г:

. (11.8)

Для реального воздуха, содержащего водяные пары, температурный градиент существенно отличается от значения 1 К/100 м. При полном насыщении атмосферного воздуха водяными парами адиабатический вертикальный градиент температуры равен примерно 0,6 К/100 м. При точной оценке вертикального температурного градиента необходимо учитывать его зависимость от температуры и давления атмосферного воздуха.

Для сравнительных оценок состояния атмосферы 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:

К/м. (11.9)

Устойчивость атмосферы проявляется в отсутствии в ней значительного вертикального движения и перемешивания. В этом случае загрязняющие вещества, выброшенные в атмосферный воздух вблизи земной поверхности, будут иметь тенденцию задерживаться там. Перемешивание воздуха в тропосфере и нарушение устойчивости атмосферы в ней способствуют различные факторы, среди которых следует выделить температурный градиент и механическую турбулентность, обусловленную взаимодействием ветра с поверхностью Земли.

Интенсивность теплового перемешивания определяют, сравнивая температурный градиент, реально наблюдаемый в атмосфере, с нормальным (стандартным) вертикальным градиентом температуры Г(рис. 11.1).

Рис. 11.1. Градиент температуры и устойчивость атмосферы

Когда температурный градиент в окружающем воздухе больше чем Г, атмосферу называютсверхадиабатической. Рассмотрим точкуАна рис. 11.1, а, которая характеризует стандартное состояние атмосферы для стандартного градиента температурыГ. Положим, что небольшой объем воздуха с температурой, соответствующей точкеА, переносится быстро вверх (случай турбулентной флуктуации в атмосфере), его конечное состояние может быть описано точкойВна прямой стандартного адиабатического градиента. В этом состоянии его температура в точкеВ(Т₁) выше реальной температуры окружающего воздуха (Т₂в точкеС). Поэтому рассматриваемый объем воздуха будет иметь меньшую плотность, чем окружающий воздух, и, следовательно, будет продолжать движение вверх.

Если же элементарный объем воздуха начнет случайно двигаться от точки Авниз, он подвергнется адиабатическому сжатию при температуреТ₃(точкаD), которая ниже, чем температура окружающего воздухаТ₄(точкаЕ). Обладая вследствие этого более высокой плотностью, рассматриваемый объем буде 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. 11.1, б), устойчивость называют безразличной. Любой объем воздуха, который по какой-либо причине сместился относительно исходной высоты, будет иметь туже температуру, что 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. 11.1, в). Используя аргументацию выше описанного сверхадиабатического случая состояния атмосферы (см. рис. 11.1, 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.