Clasele 11, 12 stabilitatea atmosferei zonelor urbane
În comparație cu alte medii cochilii terestre are un număr de inerent numai la caracteristicile ei - mobilitate mare, variabilitate a componentelor sale, unicitatea proceselor fizice și chimice. Starea de tratament termic determină suprafața pământului, stratul de ozon protejează organismele de radiațiile ultraviolete greu. Distribuția de căldură și de umiditate în atmosferă - principalul motiv pentru existența unor zone naturale din lume, determinarea caracteristicilor regimului hidrologic, starea solului și a vegetației și a proceselor importante de structurare.
Gradientul de temperatură pe verticală în atmosferă
Una dintre cele mai importante caracteristici ale atmosferei este stabilitatea, adică. E. Capacitatea de a împiedica mișcările verticale de aer atmosferic și să conțină turbulențe.
Pentru a studia stabilitatea modelului atmosferei sunt mișcarea aerului adiabatic. În conformitate cu acest model, atunci când volumul de aer din atmosferă este deplasat în sus, este în straturi cu o presiune mai scăzută și suferă de temperatura de expansiune scade. De obicei, această expansiune are loc destul de repede și își poate asuma absența transferului de căldură între volumul de aer și atmosfera înconjurătoare, își asumă un proces de expansiune adiabatică.
Prima lege a termodinamicii pentru un sistem închis constând dintr-un gaz ideal (aerul atmosferic), în general descrisă de expresia
în cazul în care dQ - cantitatea de căldură transmisă;
dU - variația energiei interne a sistemului;
dA - activitatea desfășurată de către sistem.
Pentru o analiză suplimentară de prima lege a termodinamicii poate fi în mod convenabil reprezentat de schimbarea entalpie într-un sistem închis:
unde DQ - cantitatea specifică de căldură transmisă, J / kg;
Cp - căldura specifică la presiune constantă, J / (kg · K);
dT - modificarea temperaturii aerului, K;
dp - schimbare în schimbările de presiune a aerului în înălțime, Pa:
ecuația barometrica care definește căderea de presiune a aerului în atmosferă la o înălțime de:
p0 - presiunea la suprafața solului, Pa;
H - înălțimea (aproximativ 8.4 km în troposferă inferioară, și se măsoară viteza cu care căderile de presiune cu ridicată) km.
În condiții adiabatice, nu se produce o schimbare de căldură în sistem închis, adică, dq = 0. Pe baza acestei ecuații (11.2) poate fi scrisă sub următoarea formă ..:
ecuații de rezolvare (11.3) și (11.5), obținem:
Dacă neglijăm g schimbare Icp cu altitudinea, apoi prin substituirea znacheniyag numeric = 9.806 m / s 2, Cp = 1005 J / (kg · K) (la o temperatură de 18 ... 25S), obținem valoarea numerică a gradientului de temperatură în atmosferă:
Ratio (11,7), care este utilizat pentru determinarea gradientului de temperatură negativ în atmosferă. Acesta este definit ca rata de lapse adiabatic uscată și este notat cu simbolul D special:
Pentru aer real, care conține vapori de apă, gradientul de temperatură este în mod substanțial diferită de valoarea de 1 K / 100 m. Cu saturare completă de aer cu vapori de apă rată interval de temperatură adiabatic este de aproximativ 0,6 K / 100 m. Atunci când este necesar să se ia în considerare o evaluare corectă a gradientului de temperatură pe verticală dependența de temperatură și presiune a aerului.
Pentru evaluarea comparativă a condițiilor atmosferice utilizate atmosfera standard internațională. definite pe baza datelor meteorologice medii.
temperatura medie în mijlocul latitudini descrește liniar cu până la 11 km înălțime. Temperatura medie la nivelul mării și la o altitudine de 11 km se presupune a fi 288 și 217 K, respectiv. Standard, normal, adiabatic sau vertical, gradient de temperatură pe baza acestui fapt, este:
Stabilitatea atmosferică se manifestă în absența mișcării verticale substanțiale în ea și agitare. În acest caz, poluanții eliberați în atmosferă aproape de sol, va tinde să rămână acolo. Amestecând aer troposferic și o încălcare a stabilității atmosferice la acesta printr-o varietate de factori, printre care trebuie să evidențieze gradientul termic și turbulențele mecanice provocate de interacțiunea cu suprafața vântului.
Intensitatea căldurii de amestecare este determinată prin compararea gradientul de temperatură observate de fapt într-o atmosferă cu o normală (standard) vertical gradient de temperatură G (Fig. 11.1).
Fig. 11.1. Gradientul de temperatură și de stabilitate atmosferică
Când gradientul de temperatură în aerul ambiant mai mare decât atmosfera G. nazyvayutsverhadiabaticheskoy. Să considerăm tochkuA în Fig. 11.1 și care descrie un standard pentru gradientului condiții atmosferice standard temperaturyG. Să presupunem că un volum mic de aer cu o temperatură corespunzătoare tochkeA. transferate rapid în sus (în cazul fluctuațiilor turbulente în atmosferă), o stare finită poate fi descrisă pe tochkoyV standard, cu gradient adiabatic linie. În această stare, temperatura la punctul (T1) mai mare decât temperatura aerului ambiant real (T2 tochkeS). Prin urmare, acest volum de aer va avea o densitate mai mică decât aerul din jur, și, prin urmare, va continua să se miște în sus.
În cazul în care cantitatea de aer elementar începe să se deplaseze în mod accidental din punctul A în jos, este supus la compresiune adiabatică la temperatureT3 (tochkaD), care este mai mică decât vozduhaT4 temperatura mediului ambiant (tochkaE). Cu o consecință o densitate mai mare, volumul în cauză Bude continuă să se miște în jos. Astfel, atmosfera, care se caracterizează gradient de temperatură superadiabatic, este instabil, pentru că orice perturbație în direcție verticală tinde să crească.
Când gradientul de temperatură ambiantă este gradientul vertical aproximativ adiabatic (Fig. 11.1, B), numită stabilitatea indiferentă. Orice cantitate de aer, care, pentru un motiv oarecare a trecut de la înălțimea sa inițială, va avea o temperatură mai strânsă ca aerul înconjurător la noua altitudine. În consecință, nu există nici o motivație pentru orice mișcare verticală în continuare.
Dacă gradientul de temperatură ambiantă este mai mică decât rata de lapse adiabatic, atmosfera este numită podadiabaticheskoy (Fig. 11.1 in). Folosind raționamentul cauzei superadiabatic descris mai sus, condițiile atmosferice (vezi. Fig. 11.1 și), se poate arăta că atmosfera podadiabaticheskaya este stabilă, adică. E. Un element de volum de aer, deplasate în mod aleatoriu în direcția verticală, va tinde să revină la poziția sa inițială.