Полная версия

Главная arrow Экология arrow Архитектурная климатография

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

АТМОСФЕРА И КЛИМАТ

АТМОСФЕРА И АТМОСФЕРНЫЙ ВОЗДУХ

Все процессы жизнедеятельности живых организмов так или иначе связаны с воздушной средой, воздухом, входящим в состав атмосферы. Благодаря газам, входящим в атмосферу, происходит основной метаболизм, протекают окислительно-восстановительные реакции, связанные с превращением органического вещества в неорганическое и обратно. Атмосферные газы участвуют как в биологическом круговороте веществ на нашей планете, так и в неорганических процессах преобразования одних минеральных веществ в другие. Человек дышит атмосферным воздухом, обменивается с ним энергией и веществами. Человек, растения, здания и сооружения испытывают на себе механическое воздействие во время движения атмосферного воздуха, вступают с атмосферными газами в химические реакции и т.д. Все процессы хозяйственной деятельности человека протекают в атмосфере и зависят от нее. Вот почему атмосфера — это не просто некоторое абстрактное понятие из естествознания, а важная составляющая той среды, в которой происходит градостроительная и архитектурная деятельность. Именно поэтому архитектор должен иметь хотя бы самое общее понятие о том, что же такое атмосфера Земли, из чего она состоит и какими основными свойствами обладает.

Атмосфера является предметом изучения науки метеорологии, и наиболее полное определение этого понятие следующее: атмосфера — это газовая оболочка Земли с содержащимися в ней аэрозольными частицами, движущаяся вместе с Землей в мировом пространстве как единое целое и одновременно принимающая участие во вращении Земли.

Это определение уже многое говорит нам об атмосфере, указывая, во-первых, на ее состав; во-вторых, — на сложное движение, в котором атмосфера принимает участие. То, что метеорологические процессы протекают на движущейся и вращающейся Земле, вызывает появление поворотного ускорения (так называемой силы Кориолиса), которое оказывает непосредственное влияние на формирование типов климата, дифференциацию климатических параметров на различных участках поверхности Земли.

Земля вращается вокруг Солнца по эллиптической орбите со средней скоростью 29,8 км/с, одновременно вращаясь вокруг своей оси с запада на восток. Плоскость вращения Земли вокруг Солнца носит название плоскости эклиптики. Земная ось наклонена к плоскости эклиптики под углом 66°34'. Благодаря вращению Земли вокруг Солнца и наклону земной оси по отношению к плоскости эклиптики происходит смена времен года.

Основные сведения о состоянии атмосферы получают из метеонаблюдений, являющихся основным методом исследования в метеорологии. Эти наблюдения проводятся на метеорологических станциях, где круглосуточно следят за состоянием атмосферы, восемь раз в сутки (каждые три часа начиная с 00 часов по единому времени нулевого меридиана), проводя синхронные по всей Земле наблюдения однотипными приборами по единой методике (последнее замечание относится к России и странам СНГ). Результаты этих наблюдений немедленно передаются в органы национальных служб погоды и мировые центры данных (МЦД), где по ним составляются синоптические карты и другие материалы, использующиеся для предсказания погоды и иных народно-хозяйственных нужд (прогноза загрязнения воздуха, целей сельского хозяйства, территориального планирования и управления и т.п.). Таким образом, важность метеорологических наблюдений при описании состояния атмосферы трудно переоценить. Даже при математическом моделировании, которое в последние десятилетия наряду с наблюдениями также стало основным инструментом изучения атмосферы, в качестве начальных данных используют результаты фактических наблюдений.

Атмосфера состоит из смеси газов, называемой воздухом, и как всякий газ воздух характеризуется составом, давлением, температурой и плотностью. Рассмотрим эти основные физические и химические характеристики воздуха.

В смеси газов, составляющих атмосферный воздух, одни имеют постоянную концентрацию, другие — переменную. В табл. 1.1 приводится состав сухого атмосферного воздуха у поверхности Земли, т.е. воздуха, не содержащего водяной пар. В отличие от всех постоянных составных частей воздуха, содержание водяного пара у земной поверхности меняется в очень значительных пределах — от сотых долей до первых нескольких процентов по массе. Поэтому в метеорологии принято отдельно рассматривать состав сухого и влажного воздуха.

Таблица 7.7

Состав сухого воздуха вблизи земной поверхности

Газ

Объемное содержание*, %

Плотность

по отношению

к воздуху

Азот (N2)

78,084

0,967

Кислород (02)

20,946

1,105

Аргон (Аг)

0,934

1,379

Углекислый газ (С02)

0,033

1,529

Неон (N6)

1,818 • 10“3

0,695

Гелий (Нс)

5,239 • 10“4

0,138

Криптон (Кг)

"3-

О

С

2,868

Водород (Н2)

5 • 10-5

0,070

Ксенон (Хе)

ОС

О о

4,524

Озон (03)

  • ?/э
  • 1 чО^

О

1,624

Сухой воздух

1,000

Объемное содержание — это выраженное в процентах отношение объема, занимаемого данной составляющей, к общему объему смеси при условии приведения их к одинаковым давлению и температуре.

Как видно из таблицы, сухой воздух на 99% состоит их двухатомных молекул азота N2 (78% по объему) и кислорода 02 (21%), оставшийся 1% почти целиком приходится на аргон (0,93%). Всего 0,03% объема приходится на углекислый газ, содержание же других газов составляет тысячные, миллионные и миллиардные доли процента (в таблице приведены частично), причем все они сохраняют свое газообразное состояние при наблюдающихся в атмосфере температурах и давлении.

Кроме водяного пара существенно меняется содержание в воздухе углекислого газа и озона. Это очень важные составные части атмосферы, значение которых определяется, прежде всего, тем, что они сильно поглощают лучистую энергию и тем самым оказывают значительное воздействие на температурный режим атмосферы, поверхности Земли и всего, что на ней расположено.

Вода в атмосфере является примером термодинамически активной примеси. Водяной пар ощутимо влияет на плотность воздуха и стратификацию атмосферы. Он способен конденсироваться (или сублимироваться) на имеющихся в атмосфере взвешенных частицах, образуя облака и туманы, выделяя при этом большое количество тепла. При испарении воды, переходе ее из жидкого в газообразное состояние, наоборот, тепло поглощается, затрачиваясь на этот процесс. Как будет показано далее, в основном именно благодаря водяному пару в земной атмосфере создается парниковый эффект — способность атмосферы пропускать к поверхности Земли солнечную радиацию видимого диапазона и поглощать тепловое (длинноволновое) излучение поверхности и нижележащих слоев атмосферы, вследствие чего температура нижних слоев атмосферы повышается.

Другой важной термодинамически активной примесью является углекислый газ, поступающий в атмосферу в процессе горения, дыхания и медленного («атмосферного») окисления органических веществ. Он также вносит существенный вклад в формирование парникового эффекта, и именно с углекислым газом связывают усиление этого эффекта, происходящее под влиянием антропогенной деятельности.

Озон присутствует в слое атмосферы от поверхности Земли до высоты 60—70 км. Если выразить общее содержание озона в атмосфере толщиной слоя этой примеси при «нормальных условиях» (при температуре 0°С и давлении 1013 гПа), в среднем она составит всего 3 мм. В самом нижнем слое до высоты 10 км его содержание незначительно, затем оно быстро увеличивается и достигает максимума на высоте 20—25 км. Далее содержание озона быстро уменьшается, и на высоте 70 км оно уже в 1000 раз меньше, чем у земной поверхности. Такое вертикальное распределение связано с процессами его образования — в основном озон образуется в результате фотохимических реакций под действием фотонов, несущих высокую энергию и принадлежащих наиболее коротковолновой («жесткой») части солнечного спектра. В результате этих реакций появляется атомарный кислород, который затем соединяется с молекулой кислорода и образует озон. Одновременно происходят реакции распада озона при поглощении им еще более коротковолнового излучения — рентгеновского, очень опасного для всех живых организмов. Таким образом, озон, несмотря на столь малое его количество в атмосфере, защищает все живое на Земле от жесткой части спектра солнечной радиации с длиной волны менее 0,28 мкм, имеющего канцерогенные свойства. При отсутствии этого «озонного щита», по-видимому, жизнь на Земле не могла бы возникнуть, по крайней мере, в известных нам формах.

Первичная атмосфера Земли до появления на ней биологических форм жизни состояла в основном из азота, углекислого газа, водяного пара, водорода и гелия. Кислород в этой «добиотической» атмосфере присутствовал в ничтожных количествах; его накопление началось около 2,5 млрд лет назад и происходило неравномерно. Современный состав воздуха атмосферы Земли установился, по крайней мере, несколько сотен миллионов лет назад. Сформировавшийся в природе круговорот атмосферных газов способствовал тому, что газовый состав атмосферы оставался неизменным до тех пор, пока резко не возросла хозяйственная деятельность человека, в первую очередь добыча и последующее сжигание ископаемых видов органического топлива. В результате этого содержание С02 и других газообразных примесей в глобальном масштабе увеличивается (табл. 1.2).

Таблица 1.2

Некоторые малые газовые составляющие в атмосфере, содержание которых наиболее подвержено антропогенному влиянию

Газ

Тренд концентрации в атмосфере, % в год

Время жизни в атмосфере,

число лет

Углекислый газ (С02)

~0,4

50-200

Метан (СН4)

—0,6

10-12

Оксид углерода (СО)

~ 1 (Северное полушарие)

~0 (Южное полушарие)

—0,3 в целом

-0,3

Оксид азота (I) (^О)

-0,3

-150

Суммарные оксиды азота N0,. = N0 + N02

Неизвестно1

<0,02

Фреон-11 (СГС13)

~4

70

Фреон-12 (СР2С12)

-4

120

Диоксид серы (БОД

Неизвестно2

-0,02

1 В городах России за период с 1996 по 2005 г. концентрация N02 уменьшилась на 13,3%.

За аналогичный период концентрация БО, уменьшилась на 20%.

Перечисленные в табл. 1.2 малые газовые составляющие также всегда присутствуют в атмосфере, хотя их количество может варьировать в различных районах земного шара. Часть этих газов оптически активна, т.е. способна поглощать коротковолновую и длинноволновую радиацию, что делает их чрезвычайно важными с точки зрения климатообразования (например, СН4, N20, фреоны). Концентрация этих газов контролируется как природными процессами, так и антропогенной деятельностью. Роль архитектуры в этой ситуации сводится к тому, чтобы архитектурными (пассивными) средствами постараться максимально обеспечить биоклиматиче-скую комфортность внутренней среды зданий и прилегающей к ним территории, снизив тем самым энергопотребление на отопление, кондиционирование и освещение, уменьшив за счет этого количество потребляемого органического топлива и связанными с ними выбросы С02 и других парниковых газов.

В состав атмосферного воздуха входят также многочисленные твердые и жидкие примеси, находящиеся во взвешенном состоянии — так называемые аэрозоли. Эти частицы тоже имеют естественное и антропогенное происхождение. Несмотря на то, что общая масса аэрозолей незначительна по сравнению со всей массой атмосферы, они также играют важную роль, влияя на потоки лучистой энергии. Частицы аэрозоля стимулируют образование облаков, тем самым увеличивая планетарное альбедо, т.е. долю отраженной и безвозвратно потерянной для климатической системы Земли солнечной энергии (подробно о потоках радиации будет рассказано в подпараграфе 1.4.1). Кроме того, аэрозоль рассеивает значительную часть солнечной радиации, так что направленная в космос часть рассеянных лучей также теряется для климатической системы и «выпадает» из теплового баланса земной поверхности.

В течение долгой истории Земли количество естественного аэрозоля существенно менялось, поскольку существовали периоды повышенной вулканической активности (способствующие выбросу аэрозолей) и, наоборот, периоды относительного затишья. В настоящее время, как и в случае с углекислым газом, все большее значение приобретает аэрозоль техногенного происхождения — продукт хозяйственной деятельности человека.

Многочисленные исследования установили, что состав сухого воздуха остается постоянным до высоты около 100 км. Подчеркнем, что имеется в виду относительный (процентный) состав воздуха, в то время как абсолютное (по массе) содержание всех атмосферных газов с высотой постоянно убывает. Таким образом, несмотря на огромные объемы газовых примесей и аэрозолей, выбрасываемых в атмосферу в процессе антропогенной деятельности, пока это не сказалось на процентном содержании основных газов — N2, 02 и Аг. За счет этого слой атмосферы толщиной около 100 км получил название гомосферы. В этом слое воздух настолько хорошо перемешивается по вертикали и горизонтали, что не происходит гравитационного разделения газов по плотности, как это было бы в неподвижной атмосфере согласно закону Дальтона.

Вся внешняя часть атмосферы (выше 100 км) характеризуется непрерывным изменением газового состава как с высотой, так и по времени, поэтому данная часть атмосферы носит название гетеросфера. Здесь уже начинается расслоение газов по плотности, которое постепенно увеличивается с высотой. Этот процесс сопровождается диссоциацией молекул на атомы под влиянием жесткого излучения Солнца, а в высоких слоях (выше 1000—1500 км) легкие газы — водород и гелий — вследствие огромных скоростей в разреженном воздухе могут покидать атмосферу, рассеиваясь в мировом пространстве.

В отличие от составляющих сухого воздуха, содержание водяного пара начинает уменьшаться с высотой, начиная с самых нижних слоев. Выше 10—15 км его содержание в воздухе ничтожно мало. В непосредственной близости от земной поверхности содержание водяного пара близко к нулю при очень низких температурах и может достигать 4% при высоких температурах. С учетом различного содержания водяного пара в воздухе в нем несколько уменьшается содержание других газов.

Рассмотренная выше смесь газов создает в каждой точке атмосферы и на земной поверхности определенное давление. Атмосферное давление — скалярная величина, представляющая собой силу, приходящуюся на единицу площади: р = //5. Единицей измерения давления в Международной системе единиц (СИ) является паскаль (Па). Один паскаль — это давление силой в 1 ньютон (Н), приходящееся на площадь в 1 м2. В метеорологии чаще используют другую величину — гектопаскаль (гПа): 1 гПа = 100 Па = 1 мб (миллибар). По величине миллибар и гектопаскаль совпадают, но относятся к разным системам единиц. Кроме того, в быту широко используется внесистемная единица давления — 1 мм ртутного столба (мм рт. ст.).

Среднее давление на уровне моря на широте 45° составляет 1013,3 гПа, или 760 мм рт. ст. Эта величина называется нормальным атмосферным давлением. С физической точки зрения на любой высоте давление представляет собой вес вышележащего столба воздуха единичного поперечного сечения. Вот почему давление с высотой убывает: чем выше расположен уровень, тем меньше масса единичного столба воздуха, а следовательно, и его вес. При этом в нижнем 50-километровом слое атмосферы при каждом удвоении высоты давление уменьшается примерно в два раза, т.е. нелинейно. При дальнейшем увеличении высоты давление начинает убывать по совсем другим законам.

Приведенные к общепонятным величинам, эти цифры говорят

  • 0 том, что у земной поверхности давление столба атмосферного воздуха составляет примерно 10 т на 1 м2, или примерно 1 кг на
  • 1 см2. Учитывая, что средняя площадь поверхности человека составляет 1,5 м2, получаем, что на тело человека воздействует общее атмосферное давление в 15 т (!), хотя, конечно, мы этого обычно не замечаем, поскольку атмосферное давление уравновешивается упругостью поверхности человеческого тела, его внутренних органов и тканей. Более того, живые организмы используют силу внешнего давления для обеспечения дыхания. Вся система кровообращения действует по принципу разности гидростатических давлений.

С изменением атмосферного давления связаны крупномасштабные изменения погоды, поэтому давление — очень важная метеорологическая величина. Измеряют его в помещении, а не на открытом воздухе (как все прочие метеорологические элементы), поскольку разница между атмосферным давлением в помещении и на том же уровне под открытым небом обычно совершенно незначительна.

Наибольшее атмосферное давление у земной поверхности, приведенное к уровню моря, было зарегистрировано 19 декабря 2001 г. в Монголии и составило 1085,6 гПа. Наименьшее значение составило 850 гПа и было зарегистрировано в США в центре торнадо категории ?-4 24 июня 2003 г. Таким образом, полный размах колебаний атмосферного давления на уровне моря превышает 200 гПа.

Из всех метеорологических элементов давление измеряется точнее всего. Основным прибором для измерения давления на метеорологических станциях служит ртутный барометр, в котором атмосферное давление уравновешивается давлением столба ртути. В этом случае об изменениях давления судят по изменениям высоты ртутного столба.

Знание атмосферного давления по всему земному шару позволяет рассчитать общую массу атмосферы. Если среднее атмосферное давление на уровне моря близко к 1013 гПа, а площадь поверхности суши равна 5,101 • 1014 м2, то, с учетом рельефа Земли, масса атмосферы Матм = 5,15- 1015 т, т.е. составляет примерно одну миллионную массы Земли (5,98 • 1021 т).

Другой важнейшей характеристикой атмосферы является ее температура (подробно описание температуры воздуха приведено в подпараграфе 1.4.2). У земной поверхности она меняется в широких пределах — размах колебаний приземной температуры воздуха составляет около 150°С. Таким образом, атмосфера по своим физическим свойствам, в том числе температуре, неоднородна как по горизонтали, так и по вертикали, причем наиболее резкие изменения ее физических характеристик происходят как раз в вертикальном направлении. Сильнее всего эти изменения проявляются в изменении температуры воздуха с высотой. По этому признаку в атмосфере четко выделяется четыре слоя: тропосфера, стратосфера, мезосфера и термосфера (рис. 1.1).

Температура воздуха

Рис. 1.1. Вертикальное строение атмосферы и изменение температуры воздуха с высотой

Характерной особенностью тропосферы является падение температуры с высотой со средним градиентом 0,65°С/100 м. Она простирается от земной поверхности до высоты 15—17 км в тропиках, 10—12 км — в умеренных широтах и 8—9 км — над полюсами. В ней сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, содержится почти весь водяной пар и возникают почти все облака. В тропосфере развиваются интенсивные вертикальные движения, что приводит к энергичному перемешиванию воздуха. Тропосфера испытывает непосредственное влияние подстилающей поверхности, в наибольшей степени ощутимое в приземном слое воздуха — нижних 50—100 м. Именно здесь особенно резко выражены суточные изменения температуры и наиболее сильно возрастает с высотой скорость ветра. Кроме приземного слоя в тропосфере также выделяется планетарный пограничный слой, или слой трения, который охватывает нижние 1000—1500 м. Движение воздуха в этом слое находится под влиянием трения о земную поверхность, что учитывается при математическом описании этого движения в моделях общей циркуляции атмосферы, используемых для прогнозирования погоды.

Верхняя граница тропосферы, представляющая тонкий переходный слой толщиной 1—2 км, в котором падение температуры с высотой сменяется ее постоянством (или слабым ростом), называется тропопаузой.

Выше тропопаузы до высоты 50—55 км лежит стратосфера, характеризующаяся тем, что температура в ней в среднем растет с высотой, особенно быстро с высоты 35—40 км. Поэтому вблизи своей верхней границы — стратопаузы — стратосфера почти такая же теплая, как воздух у поверхности Земли. Вертикальные движения в стратосфере отсутствуют, поэтому активного перемешивания воздуха не происходит. Водяного пара здесь ничтожно мало, однако на высотах 22—24 км в высоких широтах иногда наблюдаются очень тонкие перламутровые облака, состоящие из переохлажденных капель. Состав воздуха отличается от тропосферного только примесью озона. Как было отмечено, озон эффективно поглощает ультрафиолетовую радиацию Солнца, именно с этим и связан наблюдающийся в стратосфере рост температуры воздуха.

Над стратосферой лежит слой мезосферы, который простирается от стратопаузы до высоты 80—82 км. Здесь температура снова понижается с высотой, иногда до — 110°С в ее верхней части. Как ни удивительно, но даже на таких высотах иногда образуются серебристые облака, по-видимому, состоящие из ледяных кристаллов. Верхней границей мезосферы является переходный слой — мезо-пауза, на уровне которой давление воздуха примерно в 1000 раз меньше, чем у земной поверхности. Таким образом, в нижних 80 км заключается более 99,5% всей массы атмосферы.

Итак, хотя толщина всей атмосферы сравнима с размерами Земли, ее большая часть сосредоточена в тонком (по сравнению с радиусом Земли) слое, прилегающем к земной поверхности. Незначительная толщина основного по массе слоя атмосферы по сравнению с ее горизонтальной протяженностью приводит к тому, что и вертикальные масштабы наблюдаемых в атмосфере явлений и процессов оказываются значительно меньше их горизонтальных размеров. Воздушные массы, циклоны и антициклоны, фронтальные поверхности по горизонтали занимают области в сотни и тысячи километров, а по вертикали распространяются лишь на несколько километров.

Верхняя часть атмосферы, которая простирается над мезосферой, называется термосферой. Здесь температура резко возрастает с высотой до высот 200—250 км, где в годы активного Солнца превышает 1500°С. Столь высокие температуры термосферы отражают тот факт, что молекулы и атомы атмосферных газов движутся здесь с очень большими скоростями, ведь температура и является мерой кинетической энергии. Однако плотность воздуха на этих высотах так мала, что теплосодержание газов здесь ничтожно.

Атмосферные слои, расположенные выше 800—1000 км, выделяются под названием экзосферы — внешней атмосферы. Именно здесь скорости движения частиц газов (особенно легких) настолько велики, что некоторые наиболее быстрые частицы покидают атмосферу и улетают в мировое пространство.

Еще одна очень важная характеристика атмосферного воздуха — его плотность. Плотность (р) представляет собой массу в единице объема и является важной физической характеристикой любого вещества. Плотность вещества выражается в кг/м3 и, в отличие от других метеорологических величин, не измеряется, а вычисляется. Газы сжимаемы, следовательно, их плотность меняется в широких пределах, в зависимости от температуры и давления. Связь между этими величинами для идеальных газов (каковыми можно считать и сухой, и влажный воздух) устанавливается уравнением состояния газов. Опуская алгоритм преобразований, приведем итоговое выражение для вычисления плотности сухого воздуха:

р = р/Яс,Т,

где р — плотность сухого воздуха (кг/м3); р — давление (гПа), Т — температура (К), ^ — удельная газовая постоянная сухого воздуха. Эта величина составляет среднюю взвешенную величину удельных постоянных смеси газов, содержащихся в воздухе, и численно равняется: Яс,= 287 м2/(с2 • К) = 287 Дж/(кг • К).

Если в состав воздуха входит водяной пар, то плотность влажного воздуха уменьшается, поскольку плотность водяного пара меньше плотности сухого воздуха. Эта разница невелика и может измеряться в тысячных долях единицы. Например, при 0°С и давлении 1000 гПа плотность сухого воздуха равняется 1,276 кг/м3, а влажного — 1,273 кг/м3. При более высоких температурах эта разница может увеличиться на порядок.

Плотность воздуха в каждом месте атмосферы непрерывно меняется во времени, так же, как давление и температура воздуха. Кроме того, она сильно меняется и с высотой. Давление воздуха с высотой всегда уменьшается, а вместе с ним убывает и плотность. Температура с высотой ведет себя сложным образом, но в нижних 10—15 км чаще всего понижается, что должно приводить к повышению плотности. Итогом такого разнонаправленного влияния давления и температуры является понижение плотности с высотой в атмосфере, хотя и не такое сильное, как в случае атмосферного давления. Если бы плотность воздуха не менялась с высотой, оставаясь на всех уровнях такой же, как у земной поверхности, то вся атмосфера сосредоточилась бы в нижних 8000 м.

Итак, как мы увидели из приведенных выше общих сведений об атмосфере и ее составе, практически вся тропосфера охвачена хозяйственной деятельностью человека, поэтому является областью деятельности архитекторов или, по крайней мере, дизайнеров. У земли это городская застройка, состоящая из зданий и сооружений, в настоящее время уже преодолевающих высоту 1000 м. Даже самая низкая застройка может находиться высоко в горах, таким образом достигая половины высоты тропосферы. Выше — это отдельные радиотехнические сооружения и эшелоны полетов самолетов, интерьеры которых являются объектом дизайнерской деятельности. Отсюда можно сделать вывод, что деятельность архитекторов и дизайнеров охватывает всю толщу тропосферы!

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>