Текст книги "Инженерная геоэкология"

Снижения теплового загрязнения водоемов можно добиться следующими путями: повышением энергоэффективности; уменьшением числа электростанций, сбрасывающих тепло в один и тот же водоем; сокращением сброса горячей воды в экологически уязвимых зонах; заменой мокрых градирен на сухие (в них за счет охлаждения воды нагревается не вода, а воздух).

Термометры для измерения температуры поверхности почвы

При проведении метеорологических измерений на метеорологических станциях и постах чаще всего применяются стеклянно-жидкостные термометры.

Основными частями жидкостного термометра являются наполненный жидкостью стеклянный резервуар, соединенный с капиллярной трубкой, свободный конец которой запаян (одним концом она впаяна в стенку резервуара). С резервуаром и капилляром скреплена пластинка с температурной шкалой и спаянная с верхней частью резервуара цилиндрическая стеклянная оболочка, внутри которой укреплены (с помощью скобок, пружины, втулок и др.) капилляр и шкала. Термометры более простой конструкции изготовлены из толстостенных капиллярных трубок. Один конец трубки запаян, второй расширен и переходит в резервуар, заполненный жидкостью; шкала нанесена непосредственно на капиллярной трубке.

В качестве термометрической жидкости для термометров используют ртуть или окрашенный спирт.

Метеорологические термометры в зависимости от их назначения могут отличаться конструктивно – формой, размерами, шкалами, диапазоном измерений, термической инерцией, термометрической жидкостью. В зависимости от назначения и конструкции термометра объем в капилляре над жидкостью вакуумируется или наполняется газом. Чувствительность всех метеорологических термометров обеспечивает возможность отсчета с точностью 0,1 °C. Для измерения температуры выше —35 °C применяют ртутные термометры (точка плавления ртути составляет 38,87 °C), а ниже —35 °C – спиртовые. Измерение температуры выше +25 °C спиртовыми термометрами не рекомендуется, так как при более высокой температуре спирт частично переходит в парообразное состояние (его точка кипения 78,5 °C).

Для измерения температуры почвы чаще всего применяются термометры ртутные метеорологические коленчатые (термометры Савинова), которые выпускаются комплектом по четыре термометра, отличающихся длиной (290, 350, 450 и 500 мм) за счет разной длины подшкальной части. Они предназначены для измерения температуры почвы на глубинах 5, 10, 15 и 20 см. Цена деления шкалы – 0,5 °C, пределы – от —10 до +50 °C. Вблизи резервуара термометр для удобства считывания показаний изогнут под углом 135°. Капилляр на участке от резервуара до начала шкалы покрыт теплоизоляционной оболочкой, что уменьшает влияние на показания термометра слоя почвы, лежащего над его резервуаром, и обеспечивает более точное измерение температуры на глубине, на которой установлен резервуар.

Установки с почвенно-вытяжными термометрами ТПВ-50 предназначены для измерения температуры почвы и грунта на нескольких глубинах от 20 до 320 см.

Термометр-щуп походный почвенный АМ-6 предназначен для измерения температуры почвы в пахотном слое на глубинах от 3 до 40 см. Он состоит из термометра и оправы. Термометр жидкостный толуоловый длиной 580 мм со шкалой от 0 до +60 °C. Минимальное деление шкалы – 1 °C. Оправа обеспечивает возможность погружения термометра в почву на нужную глубину. На нижнем конце оправы с помощью втулки из термоизоляционного материала укрепляется металлический наконечник. Вверху оправы имеется рукоятка, с помощью которой погружают и извлекают термометр с оправой из почвы. Термометр закреплен в оправе с помощью резиновых прокладок, изоляционной ленты и пружины. Его шкала находится против продольного окна оправы, а его резервуар – внутри полости наконечника. Окно оправы закрыто пластинкой из органического стекла. Для обеспечения теплового контакта резервуара термометра с наконечником свободное пространство между его стенками и резервуаром заполняется медными опилками. На оправе, на противоположной окну стороне, нанесены сантиметровые деления с оцифровкой через каждый сантиметр; нуль шкалы совпадает с местом расположения резервуара термометра. По этой шкале определяют глубину погружения термометра.

Отсчеты показаний термометров производят с точностью до 0,1 °C, независимо от цены деления шкалы. Для обеспечения такой точности необходимо соблюдать определенные правила производства измерений и их последовательность.

Сначала определяют положение конца столбика жидкости на капилляре относительно шкалы. При этом глаз располагают так, чтобы визирная линия была перпендикулярна капилляру и проходила через верхнюю (нижнюю) точку мениска столбика ртути (спирта). При правильном расположении глаза видимые через капилляр отметки шкалы в месте отсчета и вблизи него не искажаются; при низком расположении глаза штрихи будут казаться в средней части изогнутыми кверху, а при слишком высоком расположении глаза – изогнутыми книзу. Правильность расположения глаза при отсчетах по палочным термометрам можно определить по зеркальным изображениям отметок шкалы.

Отсчеты следует делать быстро. В первую очередь отсчитывают десятые доли градуса, а затем – целые градусы. При обработке результатов измерения в показания термометров вводят поправки из поверочного свидетельства прибора. Каждый термометр должен проходить поверку по всей шкале и соответствовать Международной практической температурной шкале (МПТШ– 68). Термометры подвергают контрольной поверке в соответствии с установленными для каждого типа термометра сроками.

1.5. Тепловой режим атмосферы

Процессы нагревания и охлаждения воздуха

Тепловой режим атмосферы – это распределение и изменение температуры в ней. Тепловой режим атмосферы определяется теплообменом воздуха с окружающей средой – с деятельной поверхностью Земли и космическим пространством.

Солнечными лучами нижние слои атмосферы (тропосфера) нагреваются незначительно; главным источником нагревания тропосферы является тепло, которое она получает от деятельной поверхности Земли. Днем приход радиации на деятельную поверхность преобладает над отдачей его тепла излучением и деятельная поверхность нагревается, становится теплее воздуха – ее тепло передается воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло за счет излучения и становится холоднее воздуха; атмосфера отдает тепло почве, в результате чего сама она охлаждается. Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере определяется следующими процессами:

1. Молекулярная теплопроводность. Воздух, соприкасающийся с деятельной поверхностью, обменивается с ней теплом посредством молекулярной теплопроводности. Однако, вследствие того что коэффициент молекулярной теплопроводности неподвижного воздуха сравнительно невелик, этот вид теплообмена тоже весьма мал по сравнению с другими процессами теплопередачи.

2. Турбулентное перемешивание воздуха. Атмосферный воздух находится в постоянном движении. Движение его отдельных небольших объемов имеет неупорядоченный, хаотический характер. Этот процесс называется турбулентностью. Кроме теплообмена, турбулентность оказывает сильное влияние на многие метеорологические процессы: образование облаков, ветер, выпадение осадков (в том числе загрязненных). За счет турбулентного перемешивания атмосферы происходит интенсивный перенос тепла из теплых ее слоев в холодные. Летом в полуденные часы над сушей турбулентный поток тепла при одинаковом градиенте температуры примерно в 10 000 раз больше молекулярного.

3. Тепловая конвекция. Тепловой конвекцией в метеорологии называется упорядоченный перенос объемов воздуха в вертикальном направлении, происходящий в результате интенсивного нагрева нижнего слоя атмосферы. Более легкие теплые объемы воздуха поднимаются, а их место занимают более тяжелые холодные, которые затем также нагреваются и поднимаются вверх. Тепловая конвекция сначала возникает как движение отдельных небольших струй, объемов и вихрей, которые сливаются и перемешиваются между собой. При этом образуется мощный восходящий поток, который сопровождается компенсирующими его нисходящими потоками воздуха в соседних районах. Вместе с перемешиванием объемов воздуха происходит перенос тепла от его более нагретых слоев к менее нагретым. Над сушей тепловая конвекция возникает в результате неравномерного нагревания разных участков деятельной поверхности почвы. Над морем она также возникает тогда, когда водная поверхность теплее прилежащих слоев атмосферы. Над менее крупными водоемами такое положение создается в холодное время года и в ночные часы. Конвективный перенос тепла при благоприятных условиях может охватывать по вертикали всю тропосферу.

4. Радиационный теплообмен. Некоторую роль в передаче тепла от почвы к атмосфере играет длинноволновое излучение деятельной поверхностью, поглощаемое нижними слоями атмосферы. Последние, нагреваясь, таким же способом последовательно передают тепло вышележащим слоям. В период охлаждения поверхности радиационный поток тепла направлен от вышележащих слоев атмосферы вниз. Над сушей этот поток проявляется главным образом в ночные часы, когда турбулентность ослаблена, а тепловая конвекция отсутствует.

5. Испарение влаги с деятельной поверхности и последующие конденсация (превращение пара в жидкость) и сублимация (превращение пара в твердое вещество) водяного пара в атмосфере. При конденсации и сублимации выделяется теплота, которая идет на нагревание окружающего воздуха.

Из перечисленных процессов теплообмена между деятельной поверхностью и атмосферой основная роль принадлежит турбулентному перемешиванию и тепловой конвекции. Изменения температуры, происходящие в результате описанных процессов в некотором объеме воздуха, принято называть индивидуальными, так как они характеризуют изменение теплового состояния определенного количества воздуха. Однако температура в определенном месте может изменяться также в результате перемещения воздуха в горизонтальном направлении. Этот процесс называется адвекцией. При адвекции тепла в определенное место поступает воздух, имеющий более высокую температуру, чем воздух, находившийся здесь раньше, а при адвекции холода – воздух, имеющий более низкую температуру. Адвекция приводит к изменению температуры не только в тропосфере, но и в стратосфере.

От характера деятельной поверхности зависят процессы нагревания и охлаждения прилегающего к ней слоя атмосферы. Тепловые воздействия суши и водной поверхности на атмосферу неодинаковы: деятельная поверхность суши отдает воздуху большую часть получаемого ею лучистого тепла (35–50 %), чем поверхность водоемов, которая большую часть получаемого тепла отдает более глубоким слоям. Значительное количество тепла, поступающего в атмосферу от водоемов, затрачивается на испарение воды и лишь незначительная его часть расходуется на нагревание воздуха. В связи с этим в периоды нагревания суши воздух над ней оказывается теплее, чем над водной поверхностью. Если же деятельная поверхность охлаждается за счет излучения, то суша, не накопившая достаточного запаса тепла, сравнительно быстро охлаждается и охлаждает прилегающие слои воздуха.

Океаны, моря и большие водоемы в теплое время года накапливают значительное количество тепла. В зимнее время они отдают его атмосфере, поэтому она над водными поверхностями зимой теплее, чем над сушей.

Поверхности материков являются неоднородными. Леса, болота, степи, поля отдают воздуху неодинаковое количество тепла. Кроме того, почвы различных видов (чернозем, песок, торф) также оказывают разное термическое влияние на атмосферу.

В зимнее время снежный покров способствует понижению температуры находящегося над ним воздуха, что объясняется его большой относительной излучательной и отражательной способностью.

На температуру воздуха существенное влияние оказывает и растительный покров. Густой растительный покров поглощает почти всю приходящую к нему радиацию; за счет этого прилегающий к ней воздух днем прогревается, а по направлению вверх от его поверхности температура убывает. Ночью над поверхностью растительного покрова в результате ее излучения воздух оказывается наиболее холодным. В редком растительном покрове охлажденный воздух несколько опускается по сравнению с уровнем покрова с более густой листвой. В этом случае деятельной поверхностью является не внешняя поверхность растительности, а более низкая поверхность. Днем воздух над растительным покровом нагревается сильнее, а ночью охлаждается меньше, чем над оголенной почвой, что объясняется большой теплоемкостью растительного покрова, а также тем, что часть лучистой энергии, поступающей на растительный покров, расходуется в нем на различные физические и биологические процессы, главным образом на испарение и фотосинтез.

Максимальные и минимальные температуры воздуха в лесу наблюдаются над кронами деревьев или (если листва редкая) несколько ниже крон. Поэтому наибольшие амплитуды температур воздуха отмечаются над кронами, а выше и ниже крон они уменьшаются. Вообще в среднем температура в лесу ниже, чем в поле. Повышая ночные минимумы и понижая дневные максимумы, лес сглаживает суточные колебания температур, что является одним из его экологических достоинств. Амплитуды суточного хода температур воздуха в лесу приблизительно на 2 °C меньше, чем в поле.

Города оказывают значительное (чаще всего отрицательное) влияние на температуру воздуха. В летнее время жилые здания, городские сооружения и дорожное покрытие, нагреваясь, отдают свое тепло воздуху. Поэтому температура воздуха в городе оказывается выше, чем за городом. Особенно велико это различие вечером, когда городские здания и сооружения, сильно нагретые днем, постепенно отдают свое тепло воздуху. Кроме того, в городе почти отсутствуют участки открытой почвы и сравнительно малы площади растительного покрова, поэтому меньше затрат тепла идет на испарение, что также способствует повышению температуры воздуха в городе. Значительную роль в увеличении температуры воздуха над городами играют антропогенные факторы: выброс тепла от систем теплоснабжения, от различных предприятий и от транспорта, что приводит к ухудшению экологической ситуации в городах. Суточный ход температур на примере города Павловска показан на рис. 1.2.

Рис. 1.2. Средний суточный ход температур: летом (а) и зимой (б): 1 – в воздухе на высоте 2 м; 2 – на поверхности почвы

Из рисунка видно, что амплитуды в ясные и пасмурные дни отличаются друг от друга. На амплитуду влияют облачность, изменения уровня солнечной радиации, адвекция (приток горизонтальных воздушных масс с другой температурой). Ход температур усредняется за многолетний период; в этом случае он имеет почти синусоидальный вид. Суточная амплитуда хода температур воздуха главным образом зависит от температуры почвы, которая, в свою очередь, зависит от облачности: в ясную погоду она выше, чем в пасмурную.

Суточная амплитуда меняется по широте местности, а также зависит от рельефа местности и типа почвы. С увеличением широты (т. е. ближе к экватору) она убывает. Рельеф почвы влияет на амплитуду так, что на склонах гор и холмов она меньше, чем на равнине; тип почвы определяет амплитуду хода температур воздуха следующим образом: чем больше суточная амплитуда хода температур почвы (например, в степи или в пустыне, где она может достигать 30 °C), тем выше амплитуда хода температур воздуха. На суточном ходе температур воздуха сказывается и близость водных бассейнов – в приморской местности амплитуда меньше, чем в глубине суши.

Зимой в городах вследствие понижения прозрачности воздуха уменьшается эффективное излучение. Поэтому температура воздуха в городе и зимой на 0,5–1,0 °C (а иногда и больше) выше, чем в его окрестностях, причем чем крупнее город, тем эта разница существеннее.

Основной характеристикой хода температур является их амплитуда, которая, в частности, представляет собой разность среднемесячных температур самого теплого и самого холодного месяцев года.

Максимум суточного хода температур приходится на 14–15 часов, а минимум – на время вскоре после восхода Солнца.

Годовой ход температур воздуха на различных широтах показан на рис. 1.3.

Рис. 1.3. Годовой ход температур воздуха на широте 62° с.ш. в Торсхавне и Якутске: 1 – Торсхавн; 2 – Якутск

Годовой ход температур воздуха характеризуется более постоянной амплитудой температур; летние температуры выше, а зимние ниже.

Годовая амплитуда температур растет с увеличением географической широты. В Северном полушарии максимум температур приходится на июль, а минимум – на январь. Амплитуда годовых колебаний температур воздуха зависит и от высоты местности над уровнем моря: с увеличением высоты она уменьшается. Погодные условия влияют на годовой ход следующим образом: отсутствие облачности зимой способствует понижению средней температуры самого холодного месяца, а летом – повышению температуры самого теплого месяца. Влияние водных объемов на годовую амплитуду температур весьма велико, и оно тем выше, чем интенсивнее обмен воздушных масс, образующихся над водной поверхностью и сушей.

Годовой ход температур бывает четырех типов: экваториальный, тропический, тип умеренного пояса и полярный тип. Они отличаются между собой величиной амплитуды и временем наступления экстремальных температур.

Одной из самых важных характеристик атмосферы является вертикальный градиент температуры воздуха – это ее изменение на каждые 100 м высоты, определяемое по формуле:

где Δt – разность температур воздуха (на верхнем уровне – t_в, на нижнем – t_н); Δz – разность высот (на верхнем уровне – z_в, на нижнем – z_н);

где высоты выражены в метрах, а градиент температуры – в °С/100 м.

Вертикальный градиент температуры положителен при падении температуры с высотой. Если температура в слое с высотой растет (т. е. происходит процесс инверсии), то вертикальный градиент температуры в нем отрицателен. Если температура в слое с высотой не изменяется (изотермия), то вертикальный градиент температуры в нем равен нулю.

Значения вертикального градиента температуры меняются не только в зависимости от высоты, но и в зависимости от времени суток, времени года и других факторов. Особенно большие изменения в пространстве и времени претерпевает вертикальный градиент температуры в пограничном и приземном слоях атмосферы. Значения вертикального градиента температуры в различных слоях атмосферы используются при составлении прогнозов погоды, при экологическом прогнозировании, для метеорологического обслуживании полетов самолетов и космических аппаратов.

Средний по высоте и по времени вертикальный градиент температуры в тропосфере в основном составляет около 1 °C/100 м. Но в отдельные моменты в тонком слое атмосферы, непосредственно прилегающем к земной поверхности, он может во много раз превосходить это среднее значение. Зная вертикальный градиент температуры, можно определить температуру на любом уровне Z, если известна температура to на нижнем уровне, по формуле:

где z – высота, м.

Точки, соответствующие температурам на разных высотах, соединяются отрезками прямой, и получается ломаная линия, характеризующая распределение температуры с высотой. Эта линия называется кривой стратификации. До высоты 1500 м температура уменьшается с высотой, от 1500 до 2000 м отмечается изотермия, от 2000 до 2500 м – инверсия, а выше 2500 м температура снова уменьшается с высотой.

В метеорологии широко используется понятие адиабаты. Адиабатическими процессами, протекающими в воздухе, называются изменения температуры и давления газа, происходящие без обмена теплом с окружающей средой. Если некоторый объем воздуха движется вверх, он попадает в слои с меньшим давлением и расширяется. На работу расширения затрачивается внутренняя энергия объема, в результате чего температура поднимающегося воздуха уменьшается. При опускании объема воздуха давление увеличивается, воздух сжимается и работа внешних сил сжатия переходит во внутреннюю энергию воздуха, что приводит к повышению его температуры.

Вертикальные перемещения больших объемов воздуха на небольшие расстояния происходят почти без обмена теплом с окружающей средой, т. е. их можно считать адиабатическими. В атмосфере, особенно в нижнем ее слое, чисто адиабатические процессы не происходят; в ней, в частности, происходит обмен теплом между воздухом и деятельной поверхностью. Адиабатический процесс нарушается также частичным перемешиванием объемов воздуха. Для сухого или влажного ненасыщенного воздуха характерно протекание в атмосфере так называемых сухоадиабатических процессов, когда вертикальный градиент температур не превышает 1 °C.

Термической стратификацией слоя атмосферы называется характер распределения в этом слое температуры воздуха с высотой.

В зависимости от вертикального распределения температуры слой воздуха находится в состоянии устойчивого, безразличного или неустойчивого равновесия.

Предположим, что некоторый объем воздуха при порыве ветра или при нагреве поднялся вверх. Если этот объем в результате своего адиабатического охлаждения окажется холоднее и потому плотнее окружающего воздуха на той высоте, куда он поднялся, то он будет стремиться опуститься обратно на исходный уровень. Такое равновесие является устойчивым. Если объем воздуха, адиабатически (т. е. без обмена тепла с окружающей средой) поднятый на некоторую высоту, приобретает в результате подъема такую же температуру, какую имеет окружающий воздух на этой высоте, то он здесь и останется. Такое равновесие является безразличным. Если же адиабатически поднятый объем воздуха на некоторой высоте окажется теплее окружающего воздуха, то он будет продолжать подниматься. Такое равновесие атмосферы является неустойчивым.

Определим зависимость стратификации атмосферы от вертикального градиента температуры.

Предположим, что некоторый объем сухого воздуха или воздуха с ненасыщенным паром начал подниматься от Земли под влиянием внешнего импульса (препятствие, порыв ветра и т. п.). При этом он будет адиабатически охлаждаться на 1,0 °C на каждые 100 м подъема. В результате на высоте 100 м этот объем окажется на 0,5 °C холоднее окружающего воздуха и, как более плотный, начнет опускаться. Такое равновесие атмосферы является сухоустойчивым.

Во втором случае вертикальный градиент температуры равен 1 °C/100 м. Температура поднимающегося объема на всех уровнях равна температуре окружающего воздуха на тех же уровнях. Следовательно, состояние атмосферы будет сухобезразличным.

В третьем случае вертикальный градиент температуры равен 1,5 °C/100 м. Рассуждая как и в первом случае, можно убедиться, что поднимающийся воздух уже на высоте 100 м станет на 0,5 °C теплее окружающего и потому будет продолжать двигаться вверх. При этом разность температур поднимающегося и окружающего воздуха будет увеличиваться. Равновесие атмосферы окажется сухонеустойчивым.

Инверсии заметно влияют на развитие различных атмосферных процессов. В частности, слои инверсии имеют наиболее устойчивую стратификацию и препятствуют развитию восходящих движений воздуха.

Инверсия характеризуется высотой нижней границы инверсионного слоя, вертикальной его протяженностью (толщиной) и скачком температуры, т. е. разностью температур на верхней и нижней границах слоя. По высоте нижней границы инверсии разделяются на приземные, т. е. начинающиеся от деятельной поверхности, и инверсии свободной атмосферы, возникающие на той или иной высоте. Толщина инверсионных слоев изменяется от нескольких метров до 23 км, а скачок температуры – от 2 до 10 °C и более.

Приземные инверсии. В зависимости от условий образования они разделяются на радиационные и адвективные.

Радиационные инверсии возникают при охлаждении приземного слоя атмосферы, соприкасающегося с деятельной поверхностью, которая охлаждается за счет отдачи тепла излучения. По мере удаления от деятельной поверхности температура воздуха повышается. Таким образом, в нижнем слое атмосферы температура с высотой растет. Такие инверсии летом развиваются ночью, а зимой – днем. В связи с этим радиационные инверсии разделяют на летние (ночные) и зимние:

– летние (ночные) инверсии начинают развиваться вечером, после захода Солнца. В течение ночи они усиливаются и утром достигают максимальной толщины и глубины. После восхода Солнца деятельная поверхность и прилегающий к ней воздух прогреваются, и инверсия разрушается. Толщина ночных инверсий зависит от длительности выхолаживания воздуха и от интенсивности турбулентного перемешивания. Она колеблется от 10–15 до 200–400 м. Развитию ночных инверсий благоприятствует ясное небо и слабый ветер;

– зимние инверсии в ясную погоду, когда охлаждение деятельной поверхности изо дня в день увеличивается, могут сохраняться несколько суток и даже недель, немного ослабевая днем и снова усиливаясь ночью. Толщина таких инверсий составляет несколько сотен метров, а иногда достигает 2 км и более. Толщина инверсии иногда достигает 3 км, а скачок температуры – 15 °C. Особенно усиливаются радиационные инверсии при неоднородном рельефе местности. Охлаждающийся воздух стекает в низины и котловины, где ослабленное турбулентное перемешивание способствует его дальнейшему охлаждению.

Адвективные инверсии образуются при адвекции теплого воздуха, т, е. при горизонтальном натекании теплого воздуха на более холодную деятельную поверхность. Примером может служить натекание теплого морского воздуха на материк в зимнее время года. В этом случае нижние слои натекающего воздуха отдают часть своего тепла деятельной поверхности, вследствие чего образуется инверсия.

К адвективным инверсиям относятся весенние (или снежные) инверсии, возникающие при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0 °C, на поверхность, покрытую снегом. На таяние снега нижележащие слои затрачивают большое количество тепла, в результате чего их температура понижается до 0 °C. В вышележащих слоях при этом сохраняются более высокие температуры.

Инверсии свободной атмосферы. По условиям образования они разделяются на инверсии турбулентности (трения), динамические, антициклонические (сжатия, оседания) и фронтальные:

– инверсии турбулентности образуются на высоте несколько сотен метров, т. е. над слоем атмосферы, в котором особенно сильно развивается турбулентное перемешивание, обусловленное трением воздуха о поверхность земли. В устойчиво стратифицированном слое атмосферы с ненасыщенным водяным паром в результате турбулентного перемешивания вертикальный градиент температуры увеличивается до 1 °C/100 м. Объясняется это тем, что поднимающиеся порции воздуха адиабатически охлаждаются и понижают температуру вышележащих слоев. Таким же образом опускающиеся порции воздуха нагреваются и повышают температуру нижележащих слоев.

Инверсия турбулентности является переходным типом от приземной инверсии к инверсии свободной атмосферы. Толщина такой инверсии обычно не превышает нескольких десятков метров;

– динамические инверсии возникают в слоях с большими скоростями ветра. Причина их образования заключается в том, что воздушный поток, движущийся с большой скоростью, засасывает воздух из выше– и нижележащих слоев, в которых скорость ветра меньше. В результате на верхнем уровне слоя больших скоростей развиваются нисходящие движения, а на нижнем – восходящие. В нисходящих потоках температура воздуха адиабатически растет на 1 °C/100 м, а в восходящих понижается на ту же величину. Таким образом, возникает перераспределение температур и в средней части слоя больших скоростей развивается инверсия;

– антициклонические инверсии (сжатия, оседания) образуются в областях повышенного давления. Эти инверсии называются приподнятыми. В центре таких областей возникают нисходящие потоки воздуха. Вследствие более высокого давления на нижних уровнях опускающийся воздух сжимается и растекается по горизонтали от центра области к периферии, не достигая земной поверхности. Температура каждой опускающейся порции возрастает на 1 °C/100 м. Порции, опустившиеся из более высоких слоев, проходят большее расстояние по вертикали и поэтому больше нагреваются.

Если опускающийся воздух был стратифицирован устойчиво, то его устойчивость увеличивается.

При опускании этого слоя воздух в нем будет сжиматься и растекаться в стороны, в результате чего вертикальная протяженность слоя уменьшится. При этом все частицы, располагающиеся на нижней границе, адиабатически нагреваются до температуры +12 °C, а на верхней границе – до температуры +13 °C. Антициклоническая инверсия образуется чаще всего на высоте 12 км и может иметь большую вертикальную протяженность;

– фронтальные инверсии образуются во фронтальных зонах, которые являются переходными между холодным и теплым воздухом. В них наблюдается резкое изменение вертикального градиента температуры и может возникнуть изотермия, или инверсия. Высота нижней границы инверсионного слоя над данным пунктом зависит от расстояния между этим пунктом и линией фронта на земной поверхности. Чем дальше находится пункт от линии фронта, тем выше располагается инверсия.

Влияние инверсий на загрязнение атмосферы

На рис. 1.4 приведены типы ситуаций, возникающих при рассеянии шлейфов дымовых выбросов, в зависимости от характера плотностных и температурных стратификаций:

Рис. 1.4. Рассеяние шлейфов выбросов загрязняющих веществ: 1 – стабильный (веер); 2 – нейтральный внизу, стабильный вверху (дым); 3 – нестабильный (завихрение); 4 – нейтральный (конусный); 5 – стабильный внизу, нейтральный вверху

1 – сверхадиабатические условия расширения газа на всех высотах, полная устойчивость, стабильный шлейф типа веера, когда рассеяние по горизонтали происходит намного более интенсивно, чем по вертикали;

2 – приподнятая инверсия; над слоем нейтрального состояния шлейф имеет тенденцию прижиматься к земле, создавая устойчивое загрязнение в приземных слоях;

3 – неустойчивая стратификация или ветровая турбулентность (задымленность приземного слоя);

4 – нейтральная стратификация во всем приземном слое (конический шлейф); рассеяние происходит с равной вероятностью как по вертикали, так и по горизонтали;

5 – условия, когда в нижней части приземного слоя выше нейтральная стратификация или сверхадиабатические условия; рассеяние вверх происходит легче, чем вниз.

Распространение облака загрязняющих веществ в чистом воздухе при сверхадиабатических (гравитационно-неустойчивых) условиях характеризуется турбулентным переносом и, как следствие, более быстрым рассеянием загрязняющих веществ. При сверхадиабатическом охлаждении (инверсии) воздух быстро теряет свою подъемную силу, так как охлаждается до температур, несколько меньших, чем температура окружающей среды. Например, восходящий воздух из дымовых труб предприятий не может при этом дальше подниматься вверх и сносится ветром в горизонтальном направлении.