Введение в экологическую химию - Скурлатов Ю.И.
NBSN 5-06-002593-4
Скачать (прямая ссылка):
Проведем мысленный разрез атмосферы по вертикали и проследим за изменением таких параметров, как давление, температура, газовый состав.
С увеличением высоты давление стремительно падает и на высоте 50 км уменьшается до 1 мм рт.ст. Из-за сжимаемости атмосферы на малых высотах давление уменьшается гораздо быстрей, чем на больших.
Температурная зависимость гораздо сложней, имеются максимумы и минимумы. По характеру изменения температуры с увеличением высоты можно выделить несколько слоев, разделенные узкими переходными зонами — так называемыми паузами (рис. 5).
Нижний, примыкающий к земле слой — тропосфера — характеризуется средним вертикальным градиентом температуры 6 град/км. Высота верхней границы тропосферы меняется от 8 км в полярных широтах
99
Стратосфера
110 190 210 230 250 270 290 Средняя температура., И
до 16—18 км над экватором. Следующий слой — стратосфера. Здесь температура остается примерно постоянной до высоты 25 км, а затем постепенно возрастает до 265-270 К на нижней границе стратопаузы (около 55 км). Расположенная выше мезосфера характеризуется новым понижением температуры от 190 до 130 К на высоте около 80 км. Выше находится термосфера, в которой кинетическая температура равномерно возрастает с высотой до 1000-1500 К.
Характер изменения температуры в различных слоях атмосферы зависит от особенностей химического состава воздуха в этих слоях. Атмосфера земли состоит преимущест-Рис. 5. Вертикальное распределение венно из азота и кислорода (99%) с нетемпературы в атмосфере большой примесью благородных газов, главным образом аргона (0,93%), и С02 (0,03%). Содержание остальных газов (неон, гелий, метан, криптон) исчисляется тысячными и десятитысячными долями объемных процентов.
В целом область ниже 90 км характеризуется интенсивным перемешиванием и имеет довольно постоянный газовый состав. На этих высотах средняя молекулярная масса атмосферы, как й на уровне моря, составляет 28,96 а.е.м., а на высотах более 90 км она резко уменьшается. Так, важнейшим компонентом атмосферы на высотах 500—1000 км становится гелий, относительное содержание которого в атмосфере на уровне моря чрезвычайно мало.
Одной из наиболее важных, переменных по концентрации составляющих атмосферы является водяной пар. Содержание паров воды быстро уменьшается с высотой вплоть до тропопаузы. В стратосфере паров воды мало (около 2«10"6%). Значителен широтный градиент концентрации водяного пара у поверхности Земли: в тропических районах содержание паров воды достигает 3%, тогда как в арктических уменьшается до 2 • 10"5%.
Парциальное давление паров воды значительно изменяется в разных местах и в разное время, но в целом оно достигает максимального значения вблизи земной поверхности. и резко убывает по высоте. Вследствие того что пары воды сильно поглощают инфракрасное излучение, они играют важную роль в поддержании температуры 100 атмосферы в ночное время, когда земная поверхность излучает энергию в космическое' пространство и не получает солнечной энергии, например в пустынях, где концентрация паров воды чрезвычайно мала, днем жарко, а ночью холодно.
Уменьшение концентрации водяного пара, поглощающего тепловое излучение земной поверхности, с изменением высоты является одной из основных причин снижения температуры в тропосфере.
Решающее влияние на тепловой режим стратосферы оказывает содержание в ней озона. Нагревание воздуха стратосферы происходит вследствие поглощения озоном ультрафиолетовой радиации Солнца.
В мезосфере концентрации озона и паров воды ничтожны, поэтому температура в ней ниже, чем в тропосфере и стратосфере. Рост температуры в термосфере связан с поглощением жесткого УФ-излучения Солнца молекулами и атомами кислорода и азота.
УФ-излучение, поглощаемое озоном в стратосфере, хотя и играет важное значение для поддержания жизни на земле, не вносит большого вклада в полную энергию, получаемую извне. Основная часть энергии проходит через верхние слои и частично поглощается в тропосфере парами воды, углекислым газом и другими так называемыми парниковыми газами, а также аэрозолями и частицами пыли.
Радиация, поглощенная поверхностью земли, возвращается в атмосферу в виде длинноволнового инфракрасного излучения в диапазоне длин волн 16,7—7,6 мк с широким максимумом в области 12 мкм, а также расходуется на испарение воды и создание конвективных турбулентных потоков воздуха. Конденсация паров воды сопровождается выделением теплоты, идущей на разогрев тропосферы.
Лишь небольшая часть тепловой энергии, излучаемой земной поверхностью, проходит через атмосферу и рассеивается в космосе. Основное количество ее поглощается молекулами воды и углекислого газа, что приводит к дополнительному нагреву воздуха.
Количество солнечной энергии, поступающей в атмосферу, зависит от угла падения солнечных лучей на земную поверхность, в результате чего атмосфера в различных районах Земного шара нагревается неравномерно. Особенно большие различия температуры, у поверхности наблюдаются между полярными и экваториальными областями. Эта неравномерность служит главной причиной общей циркуляции атмосферы, представляющей собой сложную крупномасштабную систему воздушных течений над Земным шаром. Вследствие такой циркуляции сглаживается градиент температуры атмосферного воздуха в различных районах.
