Санкт-петербургский государственный политехнический университет

Часть этого ИК-излучения поглощается воздухом, в результате он нагревается и поднимается вверх (конвекция воздуха). По мере подъема воздух остывает, поэтому высотный градиент температуры должен быть отрицательным. Именно это наблюдается в тропосфере. Получим выражение для высотного температурного градиента, рассмотрев атмосферу в приближении идеального газа. Рассмотрим процесс подъема одного моля сухого воздуха в адиабатических условиях (т. е. без теплообмена с окружающей средой). При таком подъеме в результате снижения давления увеличивается объем возду­ха и происходит его адиабатическое охлаждение, что описывается на основе первого начала термодинамики: Q = U + A = U + pV = 0 ; U = − pV ; (4.10) U = QV = СV T ; СV T = – pV , (4.11) где Q – теплота описываемого процесса (равна нулю в адиабатических условиях), U – изменение внутренней энергии газа при этом процессе, А – работа расширения газа при этом процессе, QV – теплота, поглощаемая при изобарном нагревании газа, СV - молярная изобарная теплоемкость газа, Т – абсолютная температура. Поскольку для одного моля идеального газа уравнение со­стояния имеет вид PV = RT, то после дифференцирования левой и правой частей этого уравнения получаем: pV + Vp = RT. (4.12) После подстановки имеем: Vp = (СV + R)T. (4.13) Молярная теплоем­кость при постоянном давлении Ср = СV + R, и можно записать: . (4.14) Из последнего уравнения и барометрической формулы (4.7) получим высотный гра­диент температуры: . (4.15) Подставив численные значения М, g и Ср получим значение сухоадиабатического градиента Г = T/ H = –9,8 К/км. Реально измеренный в тропосфере градиент составляет (−6,45) К/км. Причина расхождения заключается в том, что атмо­сферный воздух содержит водяной пар, который при охлаждении конденсируется с выделением теплоты, эквивалентной теплоте, затраченной ранее на его испарение. Кроме того, водяной пар является одним из основных поглотителей теплового излучения как Солнца, так и земной по­верхности. В силу изложенных причин эта малая и переменная по содержанию (от 3 до 2∙10–5 %) составляющая оказывает решающее влияние на термический режим тропосферы. В стратосфере главная роль в формировании температурного градиента принадлежит реакциями озона (цикл, описанный С. Чепменом в 1930 г): О2 + h→ 2O  = 175…242 нм О + О2 + М→ O3 + М* О3 + h→ О2 + O  <310 нм О3 + О→ 2O2 + 392 кДж О + О + М → О2 + М*, где h – квант изучения, М – молекула О2 или N2, которая принимает на себя избыток колебательной энергии и переходит в возбужденное состояние М*. Из этих уравнений видно, что УФ излучение Солнца, поглощаемое в первой и третьей реакциях, трансформи­руется в тепловую энергию, выделяющуюся в предпоследней реакции. Озон присутствует во всей толще стратосферы, однако наибольшие его концентрации регистрируются на высоте 20…40 км. Выделение тепловой энергии при разрушении озона приводит к изменению знака высотного градиента – температурной инверсии. В мезосфере концентрации озона и паров воды ничтожны, поэтому температура в ней ниже, чем в тропосфере и стратосфе­ре. В термосфере рост температуры связан с поглощением жест­кой составляющей солнечной радиа­ции (< 120 нм) молекулами О2 и N2. Инверсия хода температуры в термо­сфере, так же как и в стратосфере, препятствует развитию конвективных потоков и, следовательно, выхолаживанию этих слоев атмосферы. 4.3. Радиационный баланс Земли Равновесная температура Земли может быть рассчитана на основании величины солнечной постоянной, закона Стефана-Больцмана и величины альбедо А (отражательной спо­собности). Альбедо определяют по формуле: А = Iотр/I0, где I0 – поток излучения, падающий на поверхность, Iотр – поток излучения, отраженного и рассеянного поверхностью во всех направлениях. Поглощенная земной поверхностью энергия Eп равна Eп = r2 I0(1 − A), (4.16) где I0 – интенсивность приходящего солнечного излучения, r – радиус Земли, А – альбедо Земли. Излучаемая энергия Еи равна Еи = 4r2 sT 4 . (4.17) Поскольку имеет место термическое равновесие Еи = Еп , то равновесная температура определяется по формуле Т = (I0 (1–A)/4s)1/4 . (4.18) Расчет дает 254 К (–19 °С), что на 34 К меньше реального значения у поверхности (288 К). Расхождение вызвано неучетом влияния атмосферы на тепловой баланс Земли. Средняя температура у поверхности Земли определяется равновесием между потоком поступающей солнечной энергии и потоками энергии, испускаемой и отражаемой поверхностью Земли и атмосферой (они схематично представлены на рис. 4.2). Общая мощность потока энергии, поступающей на 1 м2, составляет в среднем 342 Вт. Из них 107 Вт отражается облаками и земной поверхностью (в основном ледяными шапками и плавающими льдинами), 67 Вт поглощается газами и аэрозолями атмосферы, и только менее половины солнечной энергии (168 Вт) поглощается поверхностью Земли и нагревает ее. Часть энергии от нагретой поверхности расходуется на формирование восходящих конвективных потоков (24 Вт) и на испарение воды (78 Вт); эта энергия в конечном итоге идет на разогрев атмосферы. Поверхность Земли испускает инфракрасное излучение (остав-шиеся 66 Вт), причем часть его (40 Вт) не поглощается атмосферой и уходит в космос благодаря тому, что в определенных диапазонах длин волн атмосферные газы не поглощают излучение. Эти диапазоны называются окнами прозрачности атмосферы. Таким образом, атмосфера в целом получает (67+24+78+66) = 235 Вт, т.е. больше, чем поверхность Земли. Атмосфера излучает энергию, причем 165 Вт от атмосферных газов и 30 Вт от облаков уходит в космос. В то же время большой поток энергии циркулирует между атмосферой и поверхностью Земли: 324 Вт составляет встречное изучение (противоизлучение), которое направлено от атмосферы к поверхности, и, в свою очередь, нагретая им поверхность Земли излучает вверх 390 Вт (складывающееся из выше упомянутых 324 и 66 Вт). В целом из приведенных данных видно, что основное количество тепла поверхность Земли получает от атмосферы. 4.4. Особенности циркуляции атмосферы Неравномерность нагрева­ земной поверхности, зависящая от угла падения солнечных лучей, является основной причиной градиента температуры ме­жду высокоширотными (полярными) и экваториальными облас­тями. Наличие такого градиента, а также вращение Земли вокруг своей оси слу­жат причиной циркуляции атмосферы – сложной системы воз­душных течений. Некоторые из них сравнительно устойчивы, тогда как другие постоянно меняют свое направление. Циркуляционные процессы сглаживают контрасты температуры, переносят водяной пар с океанов на континенты, а также усредняют состав основных компонентов воздуха. Рассмотрим упрощенную модель циркуляционных ячеек воздуха, позволяющую объяснить существование межполушарных градиентов концентраций малых газовых ком­понентов в тропосфере. Она включает в себя три ячейки циркуляции на каждом полушарии – тропическую, среднеширотную и полярную (см. рис. 4.3). Рис. 4.3. Схема атмосферной циркуляции с тремя типами ячеек Тропическая ячейка циркуляции (ячейка Хэдли) образуется следующим образом. Поверхность Земли вблизи экватора получает самое большое количество солнечной радиации на единицу площади. Нагретый воздух поднимается на высоту 10…15 км от поверхности, и образуется зона низкого давления, которая вызывает формирование устойчивых ветров – пассатов, дующих в приповерхностном слое от тропиков к экватору. Благодаря силе Кориолиса их направление отклоняется от меридионального курса в сторону запада, так что в Северном полушарии пассаты – это северо-восточные ветры, в Южном – юго-восточные. В верхних слоях тропосферы формируются антипассаты – ветры противоположного направления, перемещающие к полюсам нагревшийся у экватора воздух, который затем охлаждается и опускается в субтропиках, как бы замыкая путь перемещения воздушных масс. Зона между тропическими ячейками двух полушарий, где происходит подъем воздуха от поверхности Земли, называется внутритропической зоной конвергенции. Она характеризуется высокими температурами, влажностью, облачностью и частыми штилями. Ее ширина составляет несколько сотен километров, в течение года внутритропическая зона конвергенции находится не строго на экваторе, а перемещается в то полушарие, в котором в настоящее время лето. Наличие стабильных зон высокого давления обусловливает существование еще двух ячеек циркуляции воздуха – ячейки Феррела от 30° до 60° широты (у поверхности преобладают ветры, направленные на восток к полюсу) и полярной ячейки (ветры направлены от полюса на запад). Между всеми ячейками существует обмен воздухом благодаря циклонической деятельности. В нижней тропосфере или верхней стратосфере возникают струйные течения – сильные узкие потоки воздуха с почти горизонтальной осью, переносящие огромные массы воз­духа. Это явление было открыто военными летчикам в конце второй мировой войны. Скорость ветра на оси струи составляет в основном 150…200 км/ч, максимально измеренная скорость достигала 700 км/ч; ширина таких течений составляет 50…100 км по горизонтали и 1…2 км по вертикали. Над Антарктидой в зимнее время формируется мощный циркумполярный вихрь, изолирующий южную полярную стратосферу и препятствующий поступлению воздуха из более низких широт (см. рис 4.4). Считается, что это способствует разрушению озонового слоя. В стра­тосфере над Северным полюсом циркумполярный вихрь – явление не столь регулярное и устойчивое; часты годы, когда его образо­вание совсем не наблюдается. Рис. 4.4. Схематическое изображение циркумполярного вихря Уравнение, описывающее изменение концентра­ции с атмосферной примеси во времени для любой точки атмо­сферы, может быть записано в виде dс/dt = М – S – Т. (4.19) Оно показывает, что скорость этого изменения есть функция деятельности всех возможных источников (М), процессов удале­ния в результате химических реакций и осаждения (S), а также переноса и рассеяния (Т). Решающую роль в последних наряду с горизонтальным переносом (адвекцией) играет перемещение вверх от земной поверхности. Для такого переноса достаточно наличия температурного градиента, однако в реальной ат­мосфере перенос может не произойти, поскольку зависит от устойчивости атмосферы. Представим себе, что на небольшой высоте от поверхности Земли появилась воздушная «ячейка» (небольшой объем), загрязненная вредными примесями. Она подчиняется законам идеального газа и имеет температуру, близкую к температуре окружающего воздуха (см. рис. 4.5 а-г). Будем считать, что она не отдает и не принимает теплоту и вещество у окружающего воздуха. «Ячейка» может вначале случайно подняться или опуститься, но дальнейшее ее перемещение зависит от соотношения реального температурного градиента в атмосфере и сухоадиабатического градиента Г. Если температурный градиент в воздухе меньше Г (т.е. имеет более отрицательное значение), то поднимающаяся «ячейка» окажется на высоте Н1 (рис. 4.5, а), имея более высокую температуру (и меньшую плотность), чем окру­жающий воздух, и, следовательно, будет стремиться подняться еще выше. Если по каким-то причинам «ячейка» начнет опускать­ся, то газ в ней подвергнется адиабатическому сжатию и на высоте Н2 будет иметь температуру меньшую, чем окру­жающий воздух, следовательно, будет продолжать движение вниз. Такие ус­ловия называются неустойчивыми. Если температурный градиент в атмосфере примерно равен Г (рис. 4.5, б), то "ячейка" воздуха при любых случайных смещениях будет иметь такую же температуру, как и окружающий ее воздух. При такой без­различной (или нейтральной) устойчивости дальнейшее само­произвольное перемещение "ячейки" не произойдет. В том слу­чае, когда температурный градиент воздуха несколько больше Г (является менее отрицательным), атмосферу на­зывают подадиабатической или слабоустойчивой. "Ячейка", случайным образом смещенная в вертикальном на­правлении, в этом варианте стремится вер­нуться в первоначальное расположение (см. рис. 4.5, в). Если же градиент температуры в атмосфере является положительным (т.е. >> Г), атмосфера сильно устойчива и имеет место а б в г Рис. 4.5. Устойчивость атмосферы при разных градиентах температуры. Пунктирной линией показан сухоадиабатический градиент Г, сплошной линией показан температурный градиент в окружающем воздухе температурная инверсия (см. рис. 4.5, г). Такая ситуация (увеличение температуры с высотой) обычно имеет место в стратосфере. В приземном слое воздуха инверсии образуются по разным причинам. В области высокого давления (в антициклонах) происходит сжатие и нагревание слоя воздуха при его опускании; так обра­зуются инверсии оседания. Они обычны в некоторых районах мира; например, на западном побережье США насчитывается до 340 дней в году с инверсией этого типа. Инверсии наползания связаны с прохождением теплого фронта воздуха, накрывающего более холодный воздух, задержавшийся в местах понижения рельефа. К такому же явлению могут приводить в прибрежных районах морские бризы. В ночное время при безоблачном небе часты радиационные инверсии: подстилающая поверхность (и прилегающий воздух) охлаждаются в результате радиационного излучения быстрее, чем расположенный выше слой воздуха. С наступлением дня отрицательный градиент температуры восстанавливается, если на смену не приходят инверсии первых двух типов. Задание для самоконтроля 4 1. Приведите зависимости, характеризующие изменения давления и температуры с высотой, опишите причины этих изменений. 2. Охарактеризуйте основные потоки энергии и факторы, их определяющие, в радиационном балансе Земли. 3. Охарактеризуйте глобальные и локальные особенности циркуляции атмосферного воздуха. 4. Приведите примеры процессов, которые способствуют следующим изменениям концентрации атмосферной примеси: а) снижению; б) сохранению на прежнем уровне; в) увеличению. 5. Биогеохимические циклы элементов На протяжении развития Земли и биосферы сформировались циклы (круговороты) перемещения элементов и веществ. Техногенез влияет на эти циклы, изменяя количество элемента или веществ в его частях. Ниже будут рассмотрены циклы наиболее важных элементов. 5.1. Цикл кислорода Элемент кислород содержится во всех гео­сферах Земли: в литосфере 18500∙106 Гт, в гидросфере 1200∙106 Гт, в атмосфере 1,18∙106 Гт, в живом веществе планеты около 0,009∙106 Гт. 5.1.1. Геохимический субцикл цикла кислорода Литосферный кислород находится только в составе сложных соединений, 95% которых приходится на силикаты, алюмосиликаты и карбонаты (например, Na2SiO3, K[AlO2(SiO2)3], CaCO3). Эти атомные группировки сохраняются преимущественно химически неизменными при выветривании горных пород и в этих формах переходят в океаны и в донные осадки. В ходе преобразований пород в верхних частях коры под действием океана, атмосферы, биосферы (т.е. процессов гипергенеза) происходит перестройка кристаллической структуры части алюмосиликатов с поглощением солнечного излучения. При захоронении этих веществ в недрах Земли происходит их перекристаллизация. Предполагается, что при этом высвобождается аккумулированная энергия, и таким образом происходит обмен энергией между поверхностью коры и верхней мантией. Атмосферный О2 тоже участвует в геохимических процессах. Многие металлы при окислении их ионов переходят в нерастворимое состояние: 4Fе2+ +3О2 → 2Fе2О3 . Напротив, окисление восстановленных форм ряда других элементов (например, сульфидной серы) приводит к образованию более рас­творимых и подвижных соединений: S2– + 2О2 →SО4 2–. 5.1.2. Биотический и физико-химический субциклы цикла кислорода Основную роль в этих субциклах играют процессы фотосинтеза зеленых растений и водорослей, дыхания растений и гетеротрофных организмов (микроорганизмов, грибов и животных). Потоки, связанные с образованием кислорода за счет фотолиза паров воды и оксидов азота, потреблением кислорода на атмосферную фиксацию азота и окисление вулканических газов не превышают 0,1 ГтО2/год и не оказывают заметного влияния на круговорот кислорода. Окисление восстановленных компонентов осуществляется в атмосфере в основном не молекулярным ки­слородом, а озоном и свободными радикалами НО∙, НО2∙ и другими. Растения суши в процессе фотосинтеза ежегодно образуют 336 ГтО2. Примерно половина этого количества расходуется на дыхание самих растений (168 ГтО2). Органическое вещество, образовавшееся в результате фотосинтеза, составляет 168 кислородных эквивалентов (КЭ) – такое количество О2 требуется на его полное окисление. Это вещество входит в состав биомассы, детрита (остатков живых организмов) и органического вещества почвы. Гетеротрофные организмы окисляют эти вещества, потребляя при этом 154 ГтО2. Следует отметить, что вклад наземных животных в этот поток ничтожен. Наибольшее количество кислорода расходуется в процессах почвенного дыхания, причем животные (членистоногие, дождевые черви и т.д.) потребляют 3% кислорода, грибы 1/2…2/3, остальное количество приходится на долю микроорганизмов. Следует отметить, что к почвенному дыханию относится и корневое дыхание, которое необходимо при учете включать в дыхание растений.

Похожие:

	Фгбоу впо «Санкт-Петербургский государственный политехнический университет» Правила приема в Государственный университет – Высшую школу экономики в 2010 году		Санкт-Петербургский государственный морской технический университет... Рецензия на книгу: С. А. Остроумов "Биотический механизм самоочищения пресных и морских вод: элементы теории и приложения" (Москва,...
	Программа по формированию навыков безопасного поведения на дорогах... Санкт-Петербургский Государственный Политехнический Университет, Факультет Иностранных Языков		Исследование и разработка моделей для организации и управления виртуальными предприятиями Государственного образовательного учреждения высшего профессионального образования «Санкт-Петербургский государственный политехнический...
	Психическое здоровье в Германии и России: Клиническая и исследовательская инициатива Санкт-Петербургский научно-исследовательский Санкт-Петербургский государственный университет		Выходные данные: Диссертация на соискание ученой степени магистра.... Министерство обазования и науки Российской федерации Санкт-Петербургский государственный политехнический университет
	Санкт-Петербургский центр научно-технической информации «Прогресс»,... Особенности размещения государственного заказа в связи с изменениями в федеральном		Национальное Общество Имитационного Моделирования Санкт-Петербургский... Современные среды визуального моделирования являются базисом таких технологий и используются в научных исследованиях, промышленном...
	Основная образовательная программа (ооп) бакалавриата, реализуемая... «Санкт-Петербургский государственный университет телекоммуникаций им проф. М. А. Бонч-Бруевича» (СПбгут) по направлению подготовки...		Основная образовательная программа (ооп) бакалавриата, реализуемая... «Санкт-Петербургский государственный университет телекоммуникаций им проф. М. А. Бонч-Бруевича» (СПбгут) по направлению подготовки...
	Национальное Общество Имитационного Моделирования Санкт-Петербургский... Цель освоения дисциплины «Теория измерений в социологии» формирование у студентов навыков практического использования наиболее эффективных...		Санкт-петербургский государственный политехнический университет «Основы экологии и охраны природы» для специальности 040500 -фармация, подготовленной в соответствии с государственным образовательным...
	Санкт Петербургский государственный университет информационных технологий... Санкт Петербургский государственный университет информационных технологий механики и оптики		«Санкт-Петербургский государственный университет» (СПбГУ) Исторический факультет утверждаю Краснодарский государственный историко-археологический музей-заповедник им. Е. Д. Фелицына
	Правительство Российской Федерации Санкт-Петербургский государственный университет		«Санкт-Петербургский государственный электротехнический университет...