Устойчивость атмосферы. Благоприятные и неблагоприятные условия для рассеивания примесей

Основные понятия и расчетные формулы

 

С позиций химии воздух можно рассматривать как газовый раствор – смесь равномерно распределенных друг в друге веществ. Поэтому при описании такой системы удобно использовать термины характерные для растворов. Любой компонент воздуха и загрязнитель (если последний представляет собой газ) будем называть растворенным веществом; чистый воздух, а также смесь воздуха и загрязнителей – раствором. В первом случае он состоит из азота, кислорода, инертных газов и необходимого количества других веществ. Во втором к этим компонентам добавляется один или несколько загрязнителей.

Предположим, что раствор состоит из нескольких компонентов: 1, 2, 3,..., i,..., n. Любая величина с индексом i относится к i -му растворенному веществу. Для выражения состава чистого и загрязненного воздуха чаще всего используются приведенные далее величины.

1. Количество частиц в 1см³ раствора n_i показывает, сколько частиц i -го растворенного вещества содержится в 1см³ раствора.

Такими частицами для атмосферного воздуха могут быть молекулы, атомы, ионы, радикалы и электроны. Единица измерения количества частиц в 1 см³ раствора – 1/см³.

2. Массовая концентрация равна массе растворенного вещества , отнесенной к объему раствора :

. (1.1)

Единица измерения массовой концентрации – кг/м³.

3. Массовая доля – отношение массы i -го растворенного вещества к массе раствора

 

. (1.2)

 

Массовая доля – величина безразмерная. Она может быть выражена в долях единицы (формула (1.2)) или в массовых процентах (сокращенно % (масс.), формула (1.3))

 

. (1.3)

 

4. Объемная доля – это отношение объема i -го растворенного вещества к объему раствора

 

. (1.4)

 

Объемная доля является безразмерной величиной и выражается в долях единицы (формула (1.4)) или в объемных процентах (сокращенно % (об.), формула (1.5))

 

. (1.5)

 

5. Безразмерная величина (от английского parts per million – частей на миллион). Таким образом, показывает, сколько объемных частей i -го растворенного вещества приходится на миллион таких же по объему частей раствора.

Если задаться объемом раствора 1 м³, то для объем растворенного вещества будет равен 1 см³

 

. (1.6)

 

Следует отметить, что в данном пособии рассмотрены лишь объемные . Это связано с тем, что массовые используются в литературе значительно реже.

Обозначение 5 ppm показывает, что в миллионе объемных частей воздуха содержится 5 таких же по объему частей газообразной примеси. Для выражения состава раствора с помощью используется также и другое обозначение – млн ^-1. Запись 5 млн ^-1 аналогична 5 ppm.

6. Безразмерная величина . Используется для очень малых концентраций газообразных примесей в воздухе вместо . Название происходит от американского parts per billion – частей на миллиард ( в Америке называется биллионом, а в Европе – миллиардом).

Следовательно, показывает, сколько объемных частей i -го растворенного вещества приходится на миллиард таких же по объему частей раствора.

При 1 в 1 м³раствора содержится 1 мм³ растворенного вещества

 

. (1.7)

 

Обозначение 1млрд ^-1 тождественно 1 ppb.

Пересчет состава раствора из одних единиц измерения в другие показан ниже.

1. Массовые концентрации и массовые доли.

Обозначим массовые концентрации компонентов раствора как ; единица измерения – кг/м³. Их сумма равна массе одного кубического метра раствора, а это не что иное, как плотность раствора , кг/м³. Таким образом, массовая доля любого компонента может быть рассчитана через его массовую концентрацию , которая представляет собой массу растворенного вещества, содержащуюся в одном кубическом метре раствора, по следующей формуле:

 

, (1.8)

 

и наоборот

 

. (1.9)

 

Поскольку количество загрязнителей в воздухе обычно много меньше количества самого воздуха, то в этих случаях можно плотность раствора принять равной плотности воздуха. В приближении идеального газа плотность воздуха при нормальных условиях (температура ; давление ) равна отношению его молярной массы к молярному объему

, (1.10)

 

где (для сухого воздуха), . При условиях, отличных от нормальных (другая температура Т и давление р), плотность воздуха вычисляется по формуле

 

. (1.11)

 

2. Количества частиц в 1 см³ раствора и массовые концентрации.

Как уже было сказано ранее, массовая концентрация i -го растворенного вещества в кг/м³ – это его масса в кг, содержащаяся в 1 м³ раствора. Тогда количество
i -го растворенного вещества в 1 см³ раствора – , где – молярная масса i -го растворенного вещества, кг/моль. Следовательно, количество частиц i -го растворенного вещества в 1 см³ раствора связано с его массовой концентрацией следующим образом

 

, (1.12)

 

где – постоянная Авогадро.

3. Массовые доли и объемные доли.

Преобразуем формулу (1.2), заменив массы произведениями соответствующих плотностей и объемов

 

, (1.13)

 

где – плотность растворенного вещества. Используя формулу (1.4), получим

 

(1.14)

или

 

. (1.15)

 

Если сделать допущение о том, что воздух и газовые примеси являются идеальными газами и использовать соотношение (1.11) вместе с аналогичным выражением для i -го компонента

 

, (1.16)

 

то можно получить

 

(1.17)

 

или

 

. (1.18)

 

4. Объемные доли, и .

Исходя из определений объемной доли, и , нетрудно записать связывающие их соотношения

 

, (1.19)

, (1.20)

, (1.21)

, (1.22)

. (1.23)

 

5. Массовые концентрации и объемные доли.

Приравняв правые части уравнений (1.8) и (1.14), после сокращения получим

 

. (1.24)

 

6. Массовые концентрации, и .

Выразив из уравнений (1.19) и (1.22) и подставив их поочередно в уравнение (1.24), получим

 

, (1.25)

. (1.26)

 

Для идеального газа можно воспользоваться соотношением (1.16), подставив его в уравнения (1.25) и (1.26). Конечные формулы принимают вид

 

, (1.27)

 

. (1.28)

 

7. Количества частиц в см³, и .

Подставляя поочередно уравнения (1.27) и (1.28) в уравнение (1.12) и проводя сокращения, получим

 

, (1.29)

 

. (1.30)

 

Такая форма представления позволяет учесть поправки на температуру и давление, которые приводят молярный объем идеального газа к условиям, отличным от нормальных.

Обозначив стрелками () выведенную связь, допускающую взаимный перевод, между двумя способами выражения состава чистого и загрязненного воздуха, приведем следующую схему

 

 

Безусловно, можно было бы остановиться еще на ряде формул, непосредственно связывающих между собой вышеуказанные величины. Однако не будем этого делать из методических соображений, так как в разделе уже даны соотношения, позволяющие при любом способе выражения состава рассчитать массовую концентрацию , а затем вычислить другую интересующую величину (см. схему).

 

Состав атмосферы

 

В табл. 1а и 1б представлен средний газовый состав природной атмосферы вблизи земной поверхности.

 

Таблица 1а

Основные газовые компоненты сухого воздуха

Название	Химическая формула	Объемная доля, , % (об.)
Азот	N2	78,09
Кислород	O2	20,94
Аргон	Ar	0,928
S		~99,9

 

Итак, на долю основных компонентов атмосферы приходится ~ 99,9 % (об.). На долю прочих компонентов приходится менее 0,1 % (об.) или 1000 млн ^-1 (1000 ppm), однако их роль в общей динамике состояния атмосферы чрезвычайно велика.

 

Таблица 1б

Прочие газовые компоненты сухого воздуха

 

Название	Химическая формула	ppm	ppb
Неон	Ne	18,0
Диоксид углерода	CO2		3,15×105
Гелий	He	5,3
Метан	CH4	1,0
Криптон	Kr	1,0
Оксид диазота	N2O	0,49
Водяной пар	H2O	0,0561	56,1
Оксид углерода	СО	0,100
Ксенон	Хе	0,0801	80,1
Озон	O3	0,020
Аммиак	NH3	0,008
Диоксид азота	NO2	0,001
Диоксид серы	SO2	0,0002	0,2

Примечание. Некоторые вещества могут присутствовать в природной атмосфере в концентрациях, отличающихся от приведенных в табл. 1б. Это связано с вулканической активностью, погодой и рядом других факторов.

 

Строение атмосферы

По вертикали атмосфера имеет слоистое строение. Наиболее распространенное деление атмосферы на слои основано на изменении температуры с высотой. По мере удаления от поверхности Зе­мли температура сначала снижается (тропосфера), затем практически не меняется (тропопауза), в дальнейшем начинает повышаться (стратосфера), на определенном участке опять остается практически неизменной (стратопауза), вновь начинает падать (мезосфера), проходит через слой с практически неизменными значениями (мезопауза) и далее увеличивается (термосфера). Представленные в табл. 2 сведения характеризуют температурные границы соответствующих слоев для так называемой «стандартной атмосферы», в которой не принимаются во внимание участки с неизменной по высоте температурой. Безусловно, в реальных условиях границы соответствующих слоев не являются строго фиксированными и меняются в достаточно больших пределах, однако профили температур в слоях остаются неизменными. Использование понятия «стандартной атмосферы» облегчает задачу определения параметров атмосферы на заданной высоте и позволяет провести необходимые оценки.

Таблица 2.

Характеристика изменения температуры в основных

слоях, выделяемых в атмосфере

 

 

 

 

Слой атмосферы	Температура, °С	Температурный градиент, °С/км	Высота верхней и нижней границ слоя над уровнем моря, км
нижняя граница слоя	верхняя граница слоя
Тропосфера Стратосфера Мезосфера Термосфера	-56 -2 -92	-56 -2 -92	-6,45 +1,38 -2,56 +3,11	0-11 11-50 50-85 85-500

 

Таким образом, температура на любой высоте может быть вычислена по формуле:

, (1)

где - температура на нижней границе соответствующего слоя, ⁰С; - температурный градиент, °С/км; z – расстояние вдоль оси аппликат от нижней границы соответствующего слоя до искомой точки, км.

Очень часто отдельные слои атмосферы объединяют в две группы. При этом тропосферу и стратосферу относят к «нижним слоям атмосферы», а мезосферу и термосферу объединяют понятием «верхние слои атмосферы». Ионизованная часть верхних слоев атмосферы называется ионосферой. Верхние слои атмосферы по составу образующих их компонентов в значительной степени отли­чаются от нижних слоев. Нижние слои более плотные, в них со­средоточена основная масса атмосферы; известно, что около 50% общей массы атмосферы приходится на нижний слой толщиной всего 5 км, а масса слоя в 30 км составляет примерно 90% всей массы атмосферы. Общая масса атмосферы 5,14 × 10¹⁵ т. Это примерно одна миллионная часть массы Земли.

При нормальных условиях газы, входящие в состав атмосферы, мало отличаются по своему поведению от идеального газа. Поэтому для реальной атмосферы справедлива формула, представляющая собой уравнение состояния идеального газа:

Р = nkТ, (2)

где Р — давление газа; n — концентрация частиц; k — постоянная Больцмана; Т — температура.

Распределение давления в атмосфере по высоте h описывается так называемой «барометрической формулой»:

Р_h = Р₀ ехр(-r₀ gh/Р₀), (3)

где r₀ и Р₀ — плотность и давление при h= 0 (т. е. на уровне моря), причем Р₀ = 101,3 кПа; g — ускорение силы тяжести.

Подставим значения давлений, вычисленные по формуле (2) при соответствующих значениях концентраций в уравнение (3). Тогда распределение концентрации составляющих атмосферу компо­нентов по высоте имеет вид:

 

n_h = n₀ ехр[-mgh/(kТ)] = n₀ exp[-Mgh/(RT)], (4)

 

где m — масса молекулы компонента; n₀ — количество молекул в единице объема на высоте h = 0 (на уровне моря); k — постоянная Больцмана; М — молярная масса газа; R — универсальная газовая постоянная.

 

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=(d T /d h) _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 (Т ₁)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 Т ₃ (точка Д), которая ниже, чем температура окружающего воздуха Т ₄(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.