2.1.4 Тепловой баланс атмосферы и подстилающей ее поверхности

Равновесная температура Земли может быть рассчитана на основании величины солнечной постоянной, отражательной способности (альбедо) и закона Стефана-Больцмана. Поглощенная земной поверхностью энергия равна

Е_погл= I (1 – A) πR², где

I– интенсивность приходящего Солнечного излучения;

А – доля отраженного излучения (альбедо);

R– радиус Земли.

Излучаемая энергия равна

Е_излуч= σ Т⁴·4 πR².

Т.к. имеет место термическое равновесие (Е_погл= Е_излуч), то

.

Равновесная температура нашей планеты, вычисленная по этому уравнению составит 254К, что на 34К ниже реального значения. Расхождение объясняется тем, что выражение для Т не учитывает влияние атмосферы на тепловой баланс Земли. Между тем из рис.8 видно, что излучаемая Землей радиация, рассчитанная в приближении абсолютно черного тела, имеет намного меньшую интенсивность, чем приходящая от Солнца.

Рис. 8 – Приходящая солнечная радиация (1) и излучение абсолютно черного тела при 288 к (2)

Как же распределяется энергия, поступающая от Солнца? На рис.9 представлена обобщенная схема теплового баланса и показаны потоки радиации между атмосферой и подстилающей ее поверхностью. Из 1050 ккал энергии, поступающей ежегодно на 1 см²верхней границы атмосферы, 275 ккал отражается облаками и 75 ккал подстилающей поверхностью (главным образом ледяными шапками континентов и плавающими льдами). В самой атмосфере молекулами различных газов и частицами аэрозолей поглощается энергия, эквивалентная 250 ккал.

Рис. 9 – Термический баланс атмосферы и земной поверхности. Потоки радиации приведены в ккал/(см²год). 1 ккал=4,186 кДж

Значительная часть коротковолновой радиации (450 ккал·см^-2·год^-1) достигает подстилающей поверхности и поглощается ею. Выделившаяся в результате этого энергия переизлучается в атмосферу в форме более длинноволновой ИК-радиации, а также расходуется на испарение воды и конвективное движение масс воздуха. На долю последних процессов в годовом исчислении приходится в сумме 300 ккал энергии. Вся она в конечном счете идет на разогрев атмосферы, поскольку затраченная на испарение воды теплота выделяется при конденсации. Таким образом, приходная часть теплового баланса атмосферы включает (в ккал·см^-2·год^-1):

Приход	Расход
Коротковолновое излучение солнца – 250 Конденсация воды – 220 Конвекция – 80 ИК-излучение подстилающей Пв - 1075	ИК-излучение атмосферы – 625 Переизлучение поглощенной энергии в ИК-диапазоне - 1000
Итого: 1625	Итого: 1625

Расходная часть баланса состоит из рассеиваемой в космос радиации самой атмосферы и переизлучаемой в направлении подстилающей поверхности энергии. Как видно из рис.9 более 2/3 (1000 ккал см^-2) из 1450 ккал см^-2, поглощаемых ежегодно подстилающей поверхностью поступает из атмосферы.Другими словами, главным источником теплоты для земной поверхности служит атмосфера.

2. УСТОЙЧИВОСТЬ АТМОСФЕРЫ

Химические процессы в атмосфере и, следовательно, ее химический состав как в глобальных и региональных, так и локальных масштабах зависят не только от присутствия тех или иных соединений и их потенциальной способности вступать в определенные химические реакции, но и от многих других параметров атмосферы в данном месте и в данный момент.

Количество (масса) примесей в атмосфере (А) есть функция деятельности всех возможных источников (Q_ист), стоков (Q_сток) и переноса (Q_пер.). В неравновесных условиях:

(см. уравнение 1).

Стоки – это процессы удаления примеси в ходе химических реакций и соосаждения. Q_пер.– скорость процессов переноса и рассеяния. Решающую роль в последних наряду с горизонтальным переносом (адвекцией) играет перемещение вверх от земной поверхности.

Такой перенос воздуха определяется уже одним только фактом наличия температурного градиента, однако в реальной атмосфере он может не реализовываться, поскольку зависит от характеристики, называемой устойчивостью атмосферы. 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. Для пояснения вернемся к уравнению (5) суходиабатического градиента и обратимся к рис.10.

а) б) в) г)

Рис. 10 – Устойчивость атмосферы при различном градиентетемпературы: а); б) ; в) ; г)

Интенсивность теплового перемешивания определяют, сравнивая температурный градиент, реально наблюдаемый в атмосфере, со стандартным адиабатическим вертикальным градиентом. Когда , атмосферу называют сверхадиабатической.Рассмотрим точку Е на рис.10а. Когда небольшой объем воздуха с температурой соответствующей точке Е быстро переносится вверх, его конечное состояние может быть описано точкой С на прямой адиабатического градиента температуры. В этом состоянии его температура Т₁'>Т₁, реальной температуры окружающей среды. Поэтому рассматриваемый объем воздуха будет иметь меньшую плотность, чем окружающий объем воздуха и, следовательно, будет продолжать движение вверх.

Если же элементарный объем воздуха начнет случайно опускаться вниз, он подвергнется адиабатическому сжатию при Т₂'<Т₂, температуры окружающей среды. 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 рассеиваться.

Когда (рис.10б), устойчивость атмосферы называют безразличной. Любой объем воздуха, который по каким-либо причинам 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.

Когда , то атмосферу называют подадиабатической или слабоустойчивой(рис.10в). 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.10г).В этом случае атмосфера является весьма устойчивой. Наличие инверсии в значительной степени замедляет вертикальное перемещение загрязняющих веществ и, как следствие, увеличивает их концентрацию в приземном слое. В приземном слое воздуха формирование инверсий может быть вызвано различными причинами. В области высокого давления (в антициклонах) происходит сжатие и нагревание слоя воздуха при его опускании. Так образуются инверсии оседания. 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 зоны инверсии. Такая инверсия может просуществовать несколько дней, что способствует долговременному накоплению загрязняющих веществ. Случаи загрязнения приземного слоя с опасными последствиями для здоровья людей, наблюдавшиеся в городских районах в прошлом, часто были связаны с инверсиями оседания. Инверсии оседания обычны в некоторых районах мира; например, на западном побережье США насчитывается до 340 дней в году с инверсиями такого типа.

В ночное время при безоблачном небе частырадиационные инверсии:подстилающая поверхность (и прилегающий воздух) охлаждаются в результате радиационного излучения быстрее, чем расположенный выше слой воздуха. Инверсионный слой разрушается восходящими потоками теплого воздуха, возникающими при нагревании поверхности лучами утреннего солнца. Радиационная инверсия играет важную роль в загрязнении атмосферы, т.к. 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.

Инверсии наползания связаны с прохождением теплого фронта воздуха, накрывающего более холодный в пониженных рельефах местности. К такому же явлению могут приводить в прибрежных районах морские бризы.

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

, где

- изменение температуры по высоте, наблюдаемое в окружающей среде.

Значение Г_пот<0 свидетельствует о сверхадиабатическом характере профиля температуры и неустойчивых условиях в атмосфере. В случаях, когда Г_пот>0, атмосфера устойчива. В случае, если 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.

3. ПРЕВРАЩЕНИЕ ЗАГРЯЗНИТЕЛЕЙ В ТРОПОСФЕРЕ

ТРОПОСФЕРА – нижний, непосредственно соприкасающийся с земной поверхностью слой атмосферы.

Именно воздухом тропосферы дышат живые организмы; влага, конденсирующаяся в тропосфере и выпадающая с атмосферными осадками, обеспечивает человека питьевой водой. Проникающее через тропосферу солнечное излучение используется автотрофными организмами в процессе фотосинтеза.

В соответствии с критериями выбора приоритетных загрязнителей к таковым можно отнести СО, SO₂, NO_x, O₃, взвешенные частицы, CH₄.

Совершенствование физико-химических методов анализа и приборной базы сделало возможным количественное определение атмосферных примесей, объемы которых не превышают одной миллионной от объема атмосферного воздуха. Как оказалось, несмотря на такие низкие значения концентраций, их роль в химических превращениях, протекающих в окружающей среде, чрезвычайно велика. Например, избыточное накопление озона неблагоприятно сказывается на многих биотических процессах, поскольку он обладает токсическими и мутагенными свойствами.

Результаты количественного определения микропримесей в тропосфере показали, что их концентрации значительно превосходят равновесные значения, которые были рассчитаны на основании термодинамических данных для примесей, содержащих азот, кислород, углерод (табл.9).

Таблица 9 – Концентрации некоторых примесей в атмосфере

Примесь	Расчетное равновесное значение концентрации, млн-1	Экспериментально найденное значение концентрации, млн-1
CH4 CO O3 O H2 •OH HO2• H2O2	10-139 6 · 10-43 3 · 10-24 2 · 10-13 2 · 10-36 5 ·10-22 4 ·10-22 1 ·10-18	1,6 0,05 – 0,2 10-2– 10-1 0,3 0,5 10-9 - 10-6 10-7– 10-5 10-4– 10-2

Такое различие равновесных и истинных концентраций примесей свидетельствует о том, что, несмотря на практически постоянное содержание основных компонентов (N₂, O₂,Ar),тропосфера является неравновесной, химически активной системой.Поэтому в последние десятилетияосновное внимание специалистов в области химии атмосферы направлено на изучение кинетических параметров процессов, вызывающих изменение концентраций примесей в атмосфере.

Большинство газообразных примесей, выделяемых с поверхности планеты в атмосферу в результате геологических и биологических процессов, находится в восстановленной форме или в виде оксидов с низкой степенью окисления (H₂S,NH₃,CH₄,N₂O,NOи т.д.). в то же время анализ атмосферных осадков показывает, что возвращаемые на поверхность планеты примеси представлены в основном соединениями с высокой степенью окисления центрально элемента (Н₂SO₄ и сульфаты, азотная кислота, нитраты, СО₂). Таким образом,тропосфера играет на планете роль глобального окислительного резервуара.