Fizica Si Poluarea Atm_2

SORIN ANGHEL

DANIELA GIOSANU

FIZICA SI POLUAREA ATMOSFEREI

Editura Universitii din Piteti 2010

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei

CUPRINSINTRODUCERE ... FIZICA ATMOSFEREI 1. Proprieti i mrimi caracteristice ale atmosferei ............................ 2. Interaciuni i fenomene fizice n atmosfer .. 2.1 Ecuaiile strii gazoase la echilibru. procese fizice n starea gazoas .. 2.1.1 Modelul gazului ideal 2.1.2 Fenomene de transport n gaze . 2.2. Interaciuni mecanice ale atmosferei. Modele atmosferice .. 2.2.1 Influena pmntului asupra atmosferei 2.2.2 Convecia aerului n atmosfer .. 2.3 Interaciunea atmosferei cu radiaiile electromagnetice. Fenomene optice n atmosfer .. 2.3.1 Caracteristicile radiaiilor electromagnetice . 2.3.2 Fenomene optice n atmosfer .. 2.3.3 Bilanul radiativ al atmosferei. Efectul de ser . 2.4. Interaciuni i fenomene termice n atmosfer .. 2.4.1 Procese termodinamice n atmosfer 2.4.2 Transformri de faz ale apei atmosferice 2.4.3 Stabilitatea atmosferic. Dispersia poluanilor n atmosfer . 2.4.4 Mecanisme de generare a norilor i precipitaiilor .. 2.5 Fenomene electrice i magnetice n atmosfer . 2.5.1 Producerea electricitii atmosferice . 2.5.2 Descrcri electrice n atmosfer .. 2.5.3 Efecte atmosferice ale magnetismului terestru POLUAREA SI DEPOLUAREA ATMOSFEREI . 4 6 6 14 14 14 17 20 20 29 32 32 34 45 49 49 54 61 77 79 79 81 85 91

3. Poluani ai atmosferei i efectele lor ................................................................ 913.1 Poluarea atmosferei ..................................................................................... 3.2 Efecte nocive ale poluanilor ... 3.3 Principalii poluani ai atmosferei i metodele de control al acestora . 3.3.1 Particule materiale (pulberi) .. 91 94 97 97

3

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei 3.3.2 Oxizi de sulf .. 3.3.3 Oxizi de azot . 3.3.4 Ozonul . 3.3.5 Compui organici volatili (C.O.V.) ......... 3.3.6 Dioxine i furani . 3.3.7 Halogeni . 3.3.8 Compui incomplet oxidai .............................................................................. 3.4 Arderea combustibililor .. 3.4.1 Combustibili lichizi i solizi .. 3.4.2. Combustibili gazoi BIBLIOGRAFIE 109 113 118 120 127 131 132 136 140 144 148

4


INTRODUCERE Mediul reprezint ansamblul de condiii i elemente naturale ale Terrei: aerul, apa, solul, subsolul, aspectele caracteristice ale peisajului, toate straturile atmosferice, toate materiile organice si anorganice, precum si fiinele vii, sistemele naturale in interaciune, cuprinznd elementele enumerate anterior, inclusiv unele valori materiale si spirituale, calitatea vieii si condiiile care pot influenta bunstarea si sntatea omului - Legea 265/2006 pentru aprobarea Ordonanei de urgenta a Guvernului nr. 195/2005 privind protecia mediului. Dup cum rezult i din aceast definiie, mediul este un sistem complex, care include numeroase aspecte naturale i socio umane, n strns interdependen. De aceea, tiina mediului este un domeniu interdisciplinar, fcnd obiectul de studiu al mai multor discipline: fizic, chimie, biologie, ecologie, geografie, inginerie, economie etc. Fizica mediului ofer un suport tiinific pentru nelegerea unor fenomene i procese fundamentale, a cror cunoatere, n corelaie cu cunotinele oferite de alte discipline, st la baza formrii unui specialist n domeniul mediului. n cadrul acesteia, fizica atmosferei ocup un loc important deoarece atmosfera reprezint o parte a spaiului de existen al biosferei, n care omenirea triete i i desfoar activitatea. Iar aceast activitate genereaz, de multe ori, poluarea i chiar degradarea factorului de mediu aer. Prezentul curs se refer la coninutul noional de baz al fizicii, aplicat situaiilor ntlnite n studiul atmosferei. Au fost prezentate sumar noiunile teoretice de baz, utilizate n descrierea ct mai multor aplicaii si exemple specifice fenomenelor atmosferice, fr a insista asupra metodelor de msurare a parametrilor atmosferici i a fenomenelor climatologice, care fac obiectul unui alt curs meteorologia. Cursul se refer i la principalii poluani ai atmosferei, descriind producerea, proprietile i efectele, precum i metodele de control al efectelor acestora. n conceperea cursului am inut cont, pe de o parte, de numrul de ore afectat n planul de nvmnt al specializrii Ingineria mediului i, pe de alt parte, de specificul pregtirii anterioare a studenilor. Din acest motiv, cursul nu este formulat la un nivel teoretic ridicat i, n locul abordrii prin cile abstracte dar riguroase specifice fizicii, am preferat utilizarea cu o pondere mai mare a formelor mai simple i mai intuitive de prezentare: figuri, reprezentri grafice, fotografii, nsoite de comentarii verbale, cu un minim de formule, demonstraii i metode matematice avansate. Cursul este util i pentru alte categorii de studeni din cadrul specializrilor de mediu, precum i tuturor celor interesai de abordarea mediului nconjurtor din punctul de vedere al fizicii. AUTORII

5


FIZICA ATMOSFEREI1. PROPRIETI I MRIMI CARACTERISTICE ALE ATMOSFEREI ATMOSFERA (nveliul gazos al Pmntului) este stratul de gaze, particule de aerosol i nori care nconjoar Pmntul. Atmosfera s-a format iniial din gaze rmase de la formarea Pmntului, apoi, printr-un proces de degazare a planetei, n care gaze ca dioxid de carbon, dioxid de sulf si de azot, metan, vapori de ap au fost eliberate din rocile terestre i din interiorul pmntului, prin erupii vulcanice i alte procese. De la formarea sa, atmosfera i-a schimbat n timp compoziia, schimbare la care au contribuit i formele de via aprute (atmosfera actual este considerat a treia atmosfer a pmntului). MASA ATMOSFEREI este aproximativ de 5x1015 tone, circa a milioana parte din masa Pmntului. ntruct atmosfera se rarefiaz din ce n ce mai mult la creterea nlimii, jumtate din masa atmosferei se gsete pn la nivelul de 5 km, dou treimi pn la 10 km, 90% pn la 20 km i 99,9999% pn la nlimea de 100 km, (regiune de mic ntindere fa de raza Pmntului, care este aproximativ 6400 km). COMPOZIIA ATMOSFEREI. Gazele componente ale atmosferei se pot mpri n urmtoarele categorii: a) Componente majore constante (constitueni cvasi-constani, cu timp de via durata n care concentraia nu se modific, de ordinul miilor de ani) n compoziie volumic a atmosferei uscate: azot (N2 78,084%), oxigen (O2 20,946%), gaze nobile (sub 1%): Argon (Ar 0,9340% = 9,34 ppm), Neon (Ne 18,18 ppm), Heliu (He 5,24 ppm), Krypton (Kr 1,14 ppm); b) Componente minore, de concentraii mici, care, la rndul lor, se clasific n constitueni lent variabili (cu timp de via de ordinul anilor) ca: dioxid de carbon (CO2 400 ppm), metan (CH4 1,745 ppm), ozon (O3 0,5 ppm), hidrogen (H2 0,5 ppm), monoxid de carbon (CO 40 ppm) i constitueni rapid variabili, cu timpi de via de ordinul zilelor, cum sunt: dioxid de sulf SO2, oxizi de azot (NO2, NO), amoniac (NH3), hidrogen sulfurat (H2S), radon Rn i alte gaze avnd sub 1 ppm din compoziia atmosferei. Componentele minore pot avea, chiar i la concentraii extrem de mici, efecte de poluare i climatice care trebuie avute n vedere. Atmosfera conine i vapori de ap, a cror concentraie este variabil, ntre 0 i 4%. Masa molar medie a amestecului de gaze care formeaz atmosfera este = 28,97 g/mol. Aerosolul atmosferic, format din diverse impuriti lichide sau solide, cu dimensiuni variabile, n general sub un micron. Acestea pot fi: particule formate prin dezintegrarea i dispersia de la suprafaa uscatului generate de erupii vulcanice, particule de sol, minerale, praf, produse prin eroziunea i dezintegrarea mecanic i chimic, sub aciunea vntului, apei i variaiilor de temperatur a solului i rocilor, ca i aerosol biologic, format din polen, spori, etc. particule formate prin dezintegrarea i dispersia de la suprafaa oceanelor, constnd n special n particule de sare. particule formate prin reacii chimice i condensarea vaporilor, rezult n special prin reacii fotochimice (sub aciunea radiaiilor luminoase) la care particip componente gazoase ale atmosferei. Din aceste reacii rezult impuriti n form lichid (picturi foarte fine de acizi, sulfai, azotai, precum i vapori suprasaturani din astfel de substane, care se condenseaz). Vegetaia i diferite activiti industriale (n special procese de combustie), elibereaz diferite hidrocarburi, care genereaz particule de aerosol din materiale carbonice (organice).

6

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Particulele de aerosol sunt dispersate n atmosfer prin micrile maselor de aer, modificnd unele proprieti ale acesteia prin absorbia i mprtierea luminii i avnd de multe ori efecte poluante. GROSIMEA ATMOSFEREI descrete de la ecuator spre poli, urmnd, n general, forma Pmntului. Se consider ca limit teoretic maxima a atmosferei nlimea la care fora centrifug produs de rotaia Pmntului depete atracia gravitaional asupra moleculelor de gaz, circa 2500 km; fenomenele eseniale din atmosfer se produc ns pn la nlimea de 20 km, unde este concentrat i 90% din masa acesteia. DENSITATEA I PRESIUNEA ATMOSFEREIm ), se msoar n kg/m3. La V suprafaa Pmntului, n condiii normale de presiune (1atm) i temperatur (00C = 273,15K), densitatea aerului atmosferic este de 1,29 kg/m3 i scade cu nlimea, datorit atraciei gravitaionale a Pmntului, avnd i variaii locale datorit variaiilor de temperatur, umiditii i micrilor maselor de aer.

Densitatea reprezint masa unitii de volum ( =

Presiunea reprezint fora exercitat normal i uniform pe unitatea de suprafa ( P =

msurat n Sistemul Internaional de uniti (SI) n Pascali (1Pa = 1 N/m2). Presiunea atmosferei este produs, la un nivel dat, de greutatea coloanei de aer atmosferic aflat deasupra acestui nivel. Pentru msurarea presiunii se folosesc, n diferite situaii, diferite uniti de msur, prezentate n tabelul urmtor:Atmosfer teh nica (at) 10.197106 1.0197 1 kgf/cm 1.03323

F ), S

Pascal (Pa) 1 Pa 1 bar 1 at 1 atm 1 torr 1 N/m 100 000 98 066.5 101 325 133.322

Bar (bar) 105 106 dyn/cm 0.980665 1.01325 1.333210

Atmosfer fizic (atm) 9.8692106 0.98692 0.96784 1 atm 1.3158103

Torr (mmHg) 7.5006103 750.06 735.56 760 1 mmHg

1.359510

3

Presiunea normal, la nivelul mrii i la temperatura normal este egal cu: 5 p0 = 1,013 x 10 Pa = 1 atm = 1,013 bar = 1,033 at = 760 torr. Pentru msurarea presiunii atmosferice se folosesc dispozitivele numite barometre sau manometre. Presiunea atmosferic scade cu nlimea, fiind influenat i de temperatur, umiditate i micarea maselor de aer. Pentru un model (standard) de atmosfer, dependenele densitii i presiunii atmosferice de nlime sunt prezentate n Figura 1.1

7


Figura 1.1 Presiunea atmosferic la suprafaa Pmntului. Din multiple cauze, n afara variaiilor diurne i acelor sezoniere (bazate pe faptul c presiunea unui volum de gaz crete la creterea temperaturii) numite variaii periodice, presiunea atmosferic prezint o serie complex de variaii locale, variaii neperiodice. Acestea se datoreaz ndeosebi structurii i proprietilor diferite ale suprafeei Pmntului: nclzirii i rcirii diferite ale apei i uscatului, formelor de relief, circulaiei maselor de aer cald i rece, umiditii diferite, vegetaiei, etc. Curbele care unesc punctele de egal presiune la suprafaa Pmntului la un moment dat se numesc izobare. Repartiia presiunii la suprafaa Pmntului se reprezint cu ajutorul hrilor sinoptice hri pe care sunt trasate izobare. Pentru a nu fi denaturate de diferenele de altitudine datorate reliefului, presiunile diferitelor puncte de pe suprafa se reduc la nivelul mrii. n acest mod se obine relieful baric, sau relieful presiunii atmosferice la un moment dat. Variaiile de presiune sunt caracterizate de gradientul baric, sau gradientul orizontal al presiunii, care reprezint variaia presiunii dp ntre dou puncte situate la distana dx, pe direcia normal la izobare, luat cu semn schimbat: p =

dp . In regiunile unde variaia presiunii este dx

mai accentuat, izobarele sunt mai dese, iar gradientul baric este mai mare. Regiunile cu presiune atmosferic ridicat se numesc maxime barometrice sau anticicloni (cu gradientul orientat de la centru spre margine, acesta fiind sensul de deplasare a aerului) notate cu M; regiunile cu presiune atmosferic sczut se numesc minime barometrice, depresiuni sau cicloni (cu gradientul orientat de la margini spre centru) notate cu D pe hrile barice. Circulaia aerului se face dinspre maxime spre minimele atmosferice, sub aciunea unei fore de gradient baric, aceasta fiind una din cauzele principale ale vnturilor (figura 1.2)

Figura 1.2

8

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Determinnd hrile barice pentru valorile medii ale presiunii atmosferice, pe perioade de mai muli ani, s-a constatat c n repartiia presiunii pe suprafaa Pmntului, zonele de joas presiune alterneaz cu cele de presiune ridicat. n regiunile ecuatoriale, presiunea prezint valori minime; la nord i la sud, n dreptul latitudinilor de 30 350, exist aa-numitul bru de presiune ridicat,care vara se deplaseaz spre poli i iarna se apropie de ecuator. n regiunile subpolare (60 700 latitudine), presiunea prezint scderi accentuate, iar n zonele polare presiunea crete din nou. S-a evideniat c exist o strns corelaie ntre repartiia presiunilor i cea a temperaturilor pe suprafaa Pmntului. innd cont de variaiile de temperatur sezoniere, izobarele la suprafaa Pmntului arat ca n figurile 1.3 i 1.4.

Figura 1.3 izobarele lunii ianuarie.

Figura 1.4 - izobarele lunii iulie

9


UMIDITATEA ATMOSFEREI se refer la coninutul de vapori de ap din atmosfer i se exprim n diverse moduri: Umiditatea absolut reprezint masa de vapori de ap din unitatea de volum de aer

Ua =

mv , msurat n kg/m3 sau g/l; Umiditatea absolut se exprim i prin raportul dintre Va

masa de vapori de ap i masa de aer uscat dintr-un volum considerat de aer umed, numit i raport de amestec U a =

mv ; m aumv ; m au + m v

Umiditatea specific reprezint masa de vapori de ap din unitatea de mas de aer uscat +vapori, dintr-un volum considerat de aer umed. U s =

Umiditatea relativ se exprim prin raportul dintre presiunea vaporilor de ap din aerul umed i presiunea maxim a vaporilor (presiunea de saturaie) la temperatura aerului umed, exprimat n procente: U r =

pv x100% ; p sat

Dispozitivele utilizate pentru msurarea umiditii se numesc higrometre sau psihrometre. Umiditatea aerului depinde de o serie de factori. Exist variaii diurne ale umiditii, legate de variaiile diurne de temperatur, de care depind evaporarea, respectiv condensarea vaporilor, ca i formarea curenilor ascendeni de aer. De asemenea, umiditatea aerului prezint i variaii anuale, legate de succesiunea anotimpurilor, cu temperaturile lor caracteristice. Umiditatea este influenat i de relief, fiind mai mare deasupra oceanului dect deasupra regiunilor de uscat, precum i de altitudine, scznd odat cu creterea nlimii fa de suprafaa Pmntului. TEMPERATURA I DIVIZIUNILE (STRATURILE) ATMOSFEREI. Temperatura atmosferei este variabil din mai multe cauze: exist variaii diurne, sezoniere (n funcie de anotimp), n funcie de nlime, de latitudine, de relief, de micarea maselor de aer. Sursele de cldur care produc nclzirea atmosferei sunt radiaiile solare i radiaia termic a Pmntului. Variaiile regulate ale temperaturii aerului. n pturile joase ale atmosferei, temperatura aerului urmrete temperatura solului. Variaia diurn a temperaturii este determinat de durata zilei i de nlimea soarelui deasupra orizontului; ea se caracterizeaz printr-un minim care se produce imediat dup rsritul soarelui i un maxim la 2 3 ore dup trecerea soarelui la meridian ( Figura 1.5). Amplitudinea variaiei diurne a temperaturii scade de la latitudinile joase (ecuatoriale) spre cele polare. Deasupra oceanelor, nclzirea i rcirea aerului sunt mult mai lente, amplitudinea variaiei diurne fiind mic (1 3 0C), iar deasupra uscatului, amplitudinea variaiei diurne este mult mai mare, ajungnd la 35 40 0C i chiar mai mult, n deerturi. Variaia diurn a temperaturii aerului descrete cu nlimea.

10


Figura 1.5 Variaia anual a temperaturii aerului este determinat n esen de aceiai factori ca i cea diurn. ntre tropice variaia anual are o amplitudine mic, deoarece durata zilei i nlimea soarelui se modific puin pe parcursul anului. La latitudini mai mari, se produce un singur maxim (vara) i un singur minim (iarna). Amplitudinea variaiei anuale a temperaturii crete de la 50C (la ecuator), la circa 40 0C (la poli). Ea este mai mic deasupra oceanelor i descrete cu nlimea. Curbele care unesc punctele cu temperaturi egale se numesc izoterme; din cauza factorilor menionai anterior, acestea difer mult de paralelele geografice i se deplaseaz pe parcursul anului (urc spre poli n timpul verii i coboar spre ecuator n timpul iernii, mai puin deasupra oceanelor i mai mult deasupra uscatului). Variaia temperaturii cu altitudinea. Deoarece aerul se nclzete predominant de la Pmnt, s-ar putea presupune o scdere a temperaturii atmosferei la creterea distanei fa de sol. Din cauza complexitii fenomenelor care se produc n atmosfer, variaia temperaturii cu altitudinea este complicat, existnd intervale de scdere, de valoare constant i de cretere a temperaturii. Variaia (scderea) temperaturii (T) cu nlimea (z) ntre dou puncte 1 i 2 este descris de mrimea numit gradient termic, exprimat prin relaia: =

T2 T1 , sau, considernd z 2 z1

temperatura ca o funcie de nlime T(z), =

dT (derivata cu semn schimbat al funciei). dz

Gradientul termic arat ct de repede scade temperatura atmosferic la creterea nlimii. Straturile n care gradientul termic este constant ( > 0) se numesc omogene, cele n care temperatura este constant ( = 0) se numesc straturi de izotermie, iar straturile n care temperatura crete cu nlimea ( < 0) se numesc straturi de inversiune termic. n pturile inferioare ale atmosferei, aerul se nclzete prin contact cu solul; la creterea nlimii, temperatura scade treptat. Pn la circa 3 km, scderea temperaturii este neregulat i variabil, apoi gradientul termic se apropie de o valoare medie de 0,6 0C/100m. ncepnd de la o nlime, variabil cu situaia meteorologic, cu anotimpul i cu latitudinea, cuprins ntre 6 i 17 km, temperatura rmne constant, sau uor cresctoare, pn la un nivel (cuprins ntre 18 i 35 km), dup care, datorit absorbiei puternice a radiaiilor solare, temperatura crete pn la circa 50 km. Mai sus, temperatura scade din nou, atingnd un al doilea minim la circa 80 km nlime, dup care temperatura crete continuu. Variaia cu altitudinea a temperaturii, pn la 150 km, este reprezentat n figura 1.6 i, n funcie i de alte caracteristici ale straturilor atmosferice, determin divizarea atmosferei n mai multe straturi, reprezentate n figura 1.7 i descrise n continuare.

11


Figura 1.6

Figura 1.7

12

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Conform clasificrii Organizaiei Meteorologice Mondiale, regiunile atmosferei sunt urmtoarele: Troposfera este stratul de lng suprafaa Pmntului, n care temperatura descrete cu nlimea temperatura medie scade de la 15C la suprafaa Pmntului la 600C (gradientul termic mediu = 6,5C/km), care conine cea mai mare parte a aerului atmosferic (aproximativ 75% din masa atmosferei i 99% din vaporii de ap i aerosolul atmosferic) i n care se produc majoritatea fenomenelor meteorologice (norii, precipitaiile, vnturile, interaciunea cu solul i apele, fenomene electrice i unele fenomene optice). n troposfer presiunea medie scade de la 1000 la 200 mbari, intensitatea vnturilor crete i umiditatea aerului scade cu nlimea. Troposfera se termin cu o zon de tranziie numit tropopauz, aflat la nlimi de circa 17 km n regiunile ecuatoriale pn la circa 6 km n cele polare (nlime medie 12 km). Tropopauza este stratul care delimiteaz troposfera de stratosfer, n care gradientul termic se schimb de la valori pozitive temperatura scade la urcare (n troposfer) la valori negative temperatura crete cu nlimea (n stratosfer). n tropopauz aerul nu se mai rcete n timpul urcrii i devine complet uscat. Totui, turbulenele produse n special la furtunile tropicale, ptrund n tropopauz i genereaz oscilaii vericale i unde gravitaionale care pot afecta micrile maselor de aer. Principalele caracteristici ale troposferei sunt ilustrate n figura 1.8. Figura 1.8 (sursa programul COMET) Stratosfera este stratul situat deasupra troposferei, care se termin cu o zon de tranziie, stratopauza, aflat la circa 50 km nlime, n care temperatura crete la valori maxime. Este un strat n care temperatura crete, la nceput mai lent, apoi mai rapid, pn la circa 00C (inversie termic), i care conine stratul de ozon atmosferic (aflat ntre 20 i 50 km, cu concentraii maxime la 20 25 km). Acest strat absoarbe radiaia solar din domeniul ultraviolet, radiaie duntoare organismelor vii, avnd un rol de protecie; se constat n prezent o scdere a grosimii stratului de ozon, cauzat de o serie de activiti antropice. Absorbia radiaiilor ultraviolete de ctre stratul de ozon explic i nclzirea aerului n stratosfer. Stratosfera este un strat stabil, deoarece straturile mai calde se afl deasupra celor mai reci, neexistnd convecie i turbulene n acest strat. Mezosfera, stratul urmtor, prezint iniial o cretere cu un maxim ntre 30 i 50 0C la circa 50-60 km nlime, urmat de o scdere, pn la un minim de 80 pn la 110 0C, atins n regiunea de tranziie numit mezopauz, aflat la nlimea de 80 90 km. n mezosfer gazele care formeaz aerul ncep s se separeu din cauza masei molare diferite. Mezosfera este stratul n care se produc de asemenea oscilaii i unde gravitaionale, n care se acumuleaz stratul de CO2 considerat responsabil de nclzirea global, n care cei mai muli meteorii se dezagreg prin frecarea cu aerul i n care se afl o parte a ionosferei, n care gazele se afl n stare ionizat datorit radiaiilor cosmice, ceea ce genereaz fenomene electrice i optice: nori luminoi, aurore i descrcri electrice luminiscente mai puin cunoscute. Troposfera, stratosfera i mezosfera constituie homosfera, regiune n care compoziia chimic, n special n azot, oxigen i argon este relativ constant, cu variaii ale vaporilor de ap, dioxidului de carbon i ozonului. Urmtoarele straturi, n care gazele componente tind s formeze straturi distincte n funcie de masa molecular, formeaz heterosfera.

13

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Termosfera este stratul care urmeaz mezosferei; n acest strat temperatura crete continuu, datorit absorbiei fr re-emisie a radiaiilor solare, pn la stratul de tranziie numit termopauz, aflat la circa 500 km nlime, unde atinge valori de 1500 2000 0C n timpul zilei. n termosfer se produc cureni atmosferici, mai ales din cauza nclzirii diurne i rcirii nocturne a gazelor aflate ntr-un stadiu avansat de rarefiere. n aceast regiune, ca i n stratul superior al mezosferei, moleculele de gaz sufer un proces de ionizare, sub aciunea radiaiilor solare i a particulelor cosmice (ionosfera); ionosfera este stratul care conine particule ionizate i n care se produc efectele electrice i optice specifice amintite. Exosfera, regiunea superioar termopauzei, prezint o rarefiere pronunat, temperatura definit n mod obinuit nemaiavnd sens, se extinde pn la 2500 3000 km, dincolo de care se afl centurile Van Allen de radiaii ionizate care nconjoar Pmntul, sub aciunea cmpului magnetic terestru. 2. INTERACIUNI I FENOMENE FIZICE N ATMOSFER 2.1 ECUAIILE STRII GAZOASE LA ECHILIBRU. PROCESE FIZICE N STAREA GAZOAS 2.1.1 MODELUL GAZULUI IDEAL, care aproximeaz corect gazele reale, mai puin la presiuni foarte mari i temperaturi foarte sczute, presupune c gazul este alctuit din molecule identice, punctiforme, ntre care nu se exercit fore dect n momentele ciocnirilor dintre molecule. Ciocnirile elastice dintre moleculele gazului i pereii vasului care l conine, reprezint cauza presiunii exercitate de gaz. Moleculele gazelor se afl n micare dezordonat, continu i dependent de temperatur (se intensific la creterea temperaturii), numit micare termic. Gazele nu au form i volum propriu, ocupnd ntregul volum pe care l are la dispoziie (proprietatea de expansibilitate). N Presiunea gazului depinde de numrul moleculelor din unitatea de volum ( n = V concentraia moleculelor, unde N este numrul de molecule din volumul V) i de energia cinetic medie T a unei molecule conform relaiei:

p=

2 1 2 n T = nm 0 v T 3 3

(1.1)

2 m0 v T 3 T = = kT 2 2

(1.2)

unde m0 este masa unei molecule, iar v T =

3RT se numete viteza termic a

moleculelor; aceasta depinde de temperatura T gazului i de masa molar a moleculelor. n relaiile precedente, T este temperatura absolut a gazului, exprimat in K kelvin (temperatura absolut este proporional cu energia cinetic medie a unei molecule); T(K) = t (0C) + 273,15, R = 8,31 j/molK este constanta universal a gazelor. Aceasta se exprim n funcie de alte dou -23 j/K se numete constanta lui constante moleculare astfel R = kNA, unde k = 1,38x10 23 Boltzmann, iar NA = 6,023x10 molecule/mol este numrul lui Avogadro, care reprezint numrul de particule coninute ntr-un mol din orice substan.

14

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Un mol de substan este cantitatea care conine un numr de particule egal cu numrul particulelor coninute de 12 grame de carbon C12 (numrul lui Avogadro); se exprim n grame prin acelai numr cu masa unei molecule exprimat n uniti atomice de mas (numr de mas). Un mol din orice gaz ocup acelai volum n condiii date de temperatur i presiune. In condiii normale, volumul ocupat de orice gaz se numete volum molar normal si este egal cu V0 = 22,4 litri/mol. Numrul de moli dintr-o mas m de substan de mas molar , care are N molecule i ocup, dac este n stare gazoas volumul V n condiii normale, se noteaz cu i este dat de relaia:

=

m N V = = N A V 0

(1.3)

Relaia care face legtura ntre mrimile care descriu gazul ideal se numete ecuaia termic de stare i are forma:

pV = RT =

m RT

(1.4)

sau, exprimnd masa gazului n funcie de densitate i volum m = V,

p=

RT

(1.5)

Relaia care exprim energia micrii dezordonate a moleculelor (energia intern a gazului) se numete ecuaia caloric de stare i se exprim astfel:

U = N T = N A

3 3 3 kT = RT = pV 2 2 2

(1.6)

Un amestec de gaze poate fi tratat ca un gaz omogen, definind masa moar medie (aparent) a amestecului (a) din condiia ca numrul total de moli ai amestecului este suma numerelor de moli ai gazelor din amestec:

m m1 m 2 m 3 = + + + ........ a 1 2 3

(1.7)

unde m este masa amestecului, iar m1, m2, m3, .. masele gazelor care formeaz amestecul. Dac se cunosc concentraiile (compoziiile procentuale) de volum xi ( x1 =

m m m V V1 V , x 2 = 2 , x 3 = 3 ..... ), respectiv de mas yi ( y1 = 1 , y 2 = 2 , y 3 = 3 .... ), V i m m m V V V a = 1 x 1 + 2 x 2 + 3 x 3 + .....respectiv 1 y1 y 2 y 3 = + + + ...... a 1 2 3(1.8)

m fiind volumul i masa amestecului, molar medie se exprim prin relaiile:

Ecuaia termic de stare pentru un amestec de gaze se scrie: (1.9) pV = (1 + 2 + 3 + ...)RT RT RT Termenii p1 = 1 , p2 = 2 ,.... se numesc presiunile pariale ale gazelor din V V amestec (presiunile exercitate de fiecare gaz dac ar ocupa singur ntregul volum al

15

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei amestecului), relaia (1.9) se scrie: p = p1 + p2+ p3 + . (presiunea amestecului este suma presiunilor pariale ale gazelor din amestec legea lui Dalton pentru amestecurile de gaze). TRANSFORMRILE GAZULUI IDEAL Dac parametrii care descriu o cantitate de gaz (p, V, T) se menin constani n timp i au aceleai valori n ntregul sistem, se spune c gazul este ntr-o stare de echilibru Sub influena unor aciuni exterioare, parametrii se modific i gazul efectueaz o transformare. Dac toi parametrii unui gaz se modific n decursul unei transformri, transformarea se numete general. Din ecuaia de stare (1.4) rezult:

pV = R = const , Tsau, la trecerea dintr-o stare de echilibru 1 n alt stare de echilibru 2,

(1.10)

p1 V1 p 2 V2 = T1 T2Relaiile (1.10) i (1.11) reprezint ecuaia transformrii generale a gazului.

(1.11)

Dac o mas constant de gaz i menine un parametru constant n decursul unei transformri, transformarea se numete simpl. Transformrile simple sunt: transformarea izoterm, n care temperatura se menine constant, descris de ecuaia: (1.12) pV = const, sau, p1 V1 = p 2 V2 (numit legea Boyle Mariotte a transformrii izoterme). transformarea izobar, n care presiunea se menine constant, descris de ecuaia:

V V V = const , sau , 1 = 2 T T1 T2

(1.13)

(numit legea Gay Lussac a transformrii izobare). Transformarea izocor, n care volumul se menine constant, descris de ecuaia:

p p p = const , sau , 1 = 2 T T1 T2

(1.14)

(numit legea lui Charles a transformrii izocore). n Transformarea a crei ecuaie se exprim prin relaia pV = const, se numete transformare politrop i, n funcie de valorile exponentului n, numit indice politropic, descrie un mare numr de transformri generale i poate include i transformrile simple ale gazului, astfel: pentru n = 0, rezult p = constant (transformare izobar); pentru n = 1, rezult pV = constant (transformare izoterm); pentru n + , rezult V = constant (transformare izocor). Cazul n = , descrie transformarea de ecuaie pV = constant, numit transformare adiabatic, definit ca transformarea care se produce fr schimb de cldur ntre gaz i mediul exterior. Uzual, transformrile gazelor se reprezint grafic prin curbe care exprim dependena presiunii gazului de volum, ca n figura 1.9:

16


Figura 1.9 2.1.2 FENOMENE DE TRANSPORT N GAZE Dac n structura unui gaz exist neomogeniti ale unor parametri (valori diferite ale parametrilor n diferite regiuni), prin intermediul micrii dezordonate ale moleculelor i ciocnirilor dintre acestea, n absena unor aciuni exterioare, au loc procese prin care neomogenitile tind s fie anulate (gazul ajunge ntr-o stare de echilibru, n care parametrii i egaleaz valorile n ntregul sistem). Aceste procese, prin care sistemul gazos izolat tinde s ajung ntr-o stare de echilibru, prin intermediul micrii termice a moleculelor, se numesc fenomene de transport. Legea general a fenomenelor de transport. Fie A o mrime neomogen ntr-un sistem gazos. Fluxul mrimii A prin suprafaa S, perpendicular pe direcia transportului (normal la direcia de transport), este cantitatea de mrime A ce strbate suprafaa considerat

dA ). dt Densitatea mrimii A reprezint cantitatea de mrime A din unitatea de volum a dA ). sistemului gazos ( a = dV Gradientul densitii mrimii A reprezint viteza de variaie a densitii mrimii A - variaia densitii a pe unitatea de distan pe direcia pe care are loc transportul mrimii A; da , dac direcia transportului este axa (Ox); grad(a ) = dx Legea general a fenomenelor de transport arat c fluxul mrimii A printr-o suprafa normal S este proporional cu aria suprafeei i cu gradientul densitii mrimii A pe direcia de transport, ceea ce se scrie: (1.15) A = K S grad(a )n unitatea de timp ( A = Unde K este o constant specific fenomenului particular de transport. Dac gradientul densitii mrimii A este constant n timp - adic valoarea neomogenitii (diferenei valorilor ntre diferite regiuni ale mrimii A) este constant, fenomenul de transport se numete staionar. n funcie de mrimea neomogen din sistemul gazos, principalele fenomene de transport staionar n sistemele gazoase sunt urmtoarele:

17


a) Difuzia (transportul de mas) se produce din regiunile cu densitate mai mare spre cele cu densitate mai mic, n condiiile existenei unui gradient de densitate n sistemul gazos. Dac x este direcia transportului de mas (figura 1.10):

Figura 1.10 Legea difuziei (legea lui Fick) se scrie:

m =

dm d = D S grad = D S ( fluxul de mas prin suprafaa S) dt dx

(1.16)

unde D se numete coeficient de difuzie, iar semnul arat c transportul de mas se desfoar n sens invers axei x, din regiunile cu densitate mai mare spre cele cu densitate mai mic. Difuzia este mai intens (coeficientul de difuzie crete) atunci cnd temperatura crete, cnd presiunea scade i cnd moleculele gazului sunt mai uoare. Difuzia este unul din mecanismele de baz prin care poluanii din aer se mprtie n atmosfer (dispersia poluanilor n atmosfer). b) Conductivitatea termic (transportul de cldur - Q) se produce, n condiiile unui gradient de temperatur, din regiunile cu temperatur mai mare spre cele cu temperatur mai mic din sistemul gazos. Dac x este direcia transportului de cldur (figura 1.11),

Figura 1.11 Legea conductivitii termice (legea lui Fourier) se scrie:

Q =

Unde se numete coeficient de conductivitate termic, iar semnul arat c transportul de cldur se desfoar n sens invers axei x, din regiunile cu temperatur mai mare spre cele cu temperatur mai mic.

dQ dT = S gradT = S dt dx

(fluxul de cldur prin suprafaa S)

(1.17)

18

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Conductivitatea termic creste cnd suprafaa prin care are loc transportul este mai mare i cnd diferena (gradientul) de temperatur ntre regiunile cu temperaturi diferite este mai mare i este unul din mecanismele importante prin care are loc schimbul de cldur ntre straturile cu temperaturi diferite ale atmosferei. c) Vscozitatea (transportul de impuls) se produce, n cazul curgerii fluidelor (fluidele sunt sisteme care nu au form proprie i au proprietatea de curgere; n categoria fluidelor se includ gazele i lichidele), ntre straturile de fluid apare o frecare intern numit vscozitate. Aceasta se realizeaz printr-un transfer de impuls pe direcie perpendicular pe direcia de curgere, realizat prin ciocnirile dintre moleculele care au viteze (impulsuri) diferite n diferitele straturi ale fluidului n micare. Deci vscozitatea presupune existena unui gradient (diferen) de impuls (de vitez) ntre straturile alturate ale unui fluid n micare. Dac x este direcia perpendicular pe direcia de curgere, care se produce cu viteze diferite, (gradient al vitezei de curgere), - figura 1.12,

Figura 1.12 Legea vscozitii (legea lui Newton) se scrie:

dV dp = F = S gradV = S dt dx

(1.18)

i exprim fluxul de impuls prin suprafaa S, care reprezint fora de frecare ntre straturile aflate n curgere, separate de suprafaa S, unde se numete coeficient de viscozitate, iar semnul arat c transportul de impuls se desfoar n sens invers axei x, din regiunile cu vitez de curgere mai mare spre cele cu vitez de curgere mai mic. Fenomene de transport nestaionare Legile fenomenelor de transport prezentate (staionare) , presupun ca gradientul densitii mrimii neomogene este constant; dar fenomenele de transport decurg n sensul micorrii acestui gradient i atingerii strii de echilibru, fr neomogeniti. Fenomenele de transport pot fi considerate staionare dac n sistemul gazos exist surse care menin constante neomogenitile, sau dac fenomenul este analizat pe o durat scurt, n care modificarea neomogenitilor s fie foarte mic (neglijabil). Dac aceste condiii nu sunt valabile, fenomenele de transport sunt nestaionare, pe durata lor neomogenitile i micoreaz valoarea pn la anulare, adic atingerea strii de echilibru (dac nu intervin alte aciuni exterioare sistem izolat). Dac A0 este valoarea neomogenitii mrimii A la un moment dat, prin transportul de mrime A care se produce, dup un timp t, valoarea neomogenitii scade la A , conform unei relaii de forma:

A = A 0 e

t Tr

(1.19)

19

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei unde Tr se numete timp de relaxare; valoarea timpului de relaxare depinde de tipul procesului de transport, de structura sistemului i de condiiile n care se desfoar procesul respectiv. 2.2. INTERACIUNI MECANICE ALE ATMOSFEREI. MODELE ATMOSFERICE 2.2.1 INFLUENA PMNTULUI ASUPRA ATMOSFEREI A. Influena gravitaiei pmntului asupra atmosferei Fora cu care Pmntul atrage corpurile se numete for de atracie gravitaional sau greutate a corpurilor. Aceasta este caz particular al Legii atraciei universale a lui Newton, conform creia, oricare dou corpuri se atrag cu o for proporional cu produsul maselor corpurilor i invers proporional cu ptratul distanei dintre centrele corpurilor. Astfel, fora de atracie a Pmntului scade i ea cu ptratul distanei fa de centrul Pmntului, deci cu altitudinea la care se afl corpurile. La suprafaa Pmntului, toate corpurile cad spre sol, datorit forei de atracie, cu acceleraia gravitaional g0 = 9,8 m/s2, acceleraie care scade cu altitudinea, la o nlime h avnd valoarea g h = g 0

R2 , unde R este raza Pmntului. (R + h ) 2

B. Influena gravitaiei pmntului asupra atmosferei. Modele atmosferice Fora cu care Pmntul atrage corpurile se numete for de atracie gravitaional sau greutate a corpurilor. Aceasta este caz particular al Legii atraciei universale a lui Newton, conform creia, oricare dou corpuri se atrag cu o for proporional cu produsul maselor corpurilor i invers proporional cu ptratul distanei dintre centrele corpurilor. Astfel, fora de atracie a Pmntului scade i ea cu ptratul distanei fa de centrul Pmntului, deci cu altitudinea la care se afl corpurile. La suprafaa Pmntului, toate corpurile cad spre sol, datorit forei de atracie, cu acceleraia gravitaional g0 = 9,8 m/s2, acceleraie care scade cu altitudinea, la o nlime z

R2 , unde R este raza Pmntului. avnd valoarea g z = g 0 (R + z) 2Datorit greutii, o coloan de fluid (deci i aerul atmosferic) de nlime z i densitate , exercit o presiune numit presiune hidrostatic egal cu gz. Variaia presiunii pe o nlime dz este dat de relaia (semnul minus exprim scderea presiunii n fluid cu creterea nlimii): dp(z) = - gdz Din ecuaia termic de stare a gazului, =

g(z) dp(z) = dz p( z) R T (z)

p , rezult: R T

(1.20)

(1.21)

deoarece i acceleraia gravitaional i temperatura (implicit densitatea gazului) depind n general de nlimea z. Dependena presiunii de nlime se poate determina n principiu integrnd ecuaia (1.21) pentru z de la 0 la z i, corespunztor pentru p, de la p0 la p, dac se cunosc dependenele g(z) i T(z):

20

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Cazuri particulare: a. Atmosfer omogen Este un model cu valabilitate foarte restrns, valabil pe intervale de nlime dz suficient de mici (sub 1 kilometru), astfel nct densitatea, temperatura i acceleraia gravitaional s poat fi considerate constante. Integrnd ecuaia (1.20),

p0

dp = g dz , se obine pentru acest caz:0

p

z

= 0 = constant, p = p0 - gz

(1.22)

unde indicii 0 se refer la valorile presiunii i densitii la nlimea z = 0 (la nivelul mrii). b. Atmosfera izoterm (sau barotropic, n care densitatea depinde numai de presiune) Presupunnd temperatura constant (gradientul termic nulp

dT = 0 ), ecuaia (1.21) dz

integreaz mrimea

dp g z p z g = p dz , rezultnd ln p = R T z = z , unde s-a notat cu z0 R T 0 p 0 00

R T , numit nlimea scrii (scale height), care, pentru aer la temperatura medie de g p , se obine pentru atmosfera 15C, are valoarea z0 8,4 km. innd cont i de relaia = R Tizoterm:

p( z ) = p 0 e

z z0

, respectiv ( z ) = 0 e

z z0

(1.23)

Presiunea i densitatea aerului scad exponenial cu nlimea. Conform acestui model, la nlimi de circa 5 km presiunea atmosferic scade la jumtate din presiunea normal, valoare sub care se consider c oamenii nu se mai pot adapta la presiuni sczute. De aceea alpinitii care escaladeaz muni mai nali folosesc de obicei mti de oxigen, iar avioanele care zboar la nlimi de 10 km, unde presiunea atmosferic este 0,3 atmosfere sunt presurizate, dar nu la o atmosfer ci la circa 0,8 atmosfere, pentru ca diferena dintre presiunile interioar i exterioar s nu solicite prea mult pereii fuzelajului avionului. Atmosfera izoterm descrie suficient de bine atmosfera real pn la nlimea de circa 10 km. c. Atmosfera adiabatic Este cunoscut faptul c atmosfera nu este izoterm, temperatura aerului scznd cu nlimea. Principalele cauze care determin aceast scdere sunt transparena mare n domeniul radiaiilor calorice (infraroii) i conductivitatea termic sczut ale aerului, ceea ce face ca aerul s absoarb n mic msur cldur de la radiaiile solare i cldura s nu se transmit prin conductivitate ci, predominant, prin micrile maselor de aer (convecie). Aerul atmosferic primete cldur ntr-o msur mai mare de la sol (de jos) dect de la radiaiile solare (de sus). Fie un volum de aer (denumit uneori pachet, cum ar fi aerul dintr-un balon meteorologic) care se deplaseaz prin atmosfera nconjurtoare. Dac volumul de aer ar avea permanent aceeai presiune cu aerul nconjurtor, ar fi n echilibru mecanic; dac volumul de aer are o

21

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei micare rapid, fluxul de cldur spre aerul exterior este foarte mic, datorit conductivitii termice sczute a aerului. Astfel, deplasarea volumului de aer prin atmosfer poate fi considerat, cu aproximaie, un proces adiabatic; pe msur ce aerul urc, volumul su se mrete datorit scderii presiunii, iar temperatura scade (rcire adiabatic la destindere, bazat pe ecuaia T V 1 = constant; dei nu schimb cldur, aerul efectueaz lucru mecanic pentru mrirea volumului pe seama scderii energiei interne, deci a temperaturii). 1 Ecuaia transformrii adiabatice se poate scrie n forma: p T = const. de unde rezult

g dp dp dT i, comparnd cu = dz , rezult: = p R T p 1 T 1 g dT = dz R

(1.24)

Aerul fiind un gaz diatomic ( = 1,4), se obine pentru gradientul termic adiabatic valoarea

ad =

dT = 9,8 C/km 10C/km. Conform acestei valori, la nlimea de 10 km, temperatura dz

atmosferei scade la -80C; s-a constatat n realitate c temperatura scade la circa - 60C. Aceasta se petrece datorit umiditii atmosferice, mai ales n zonele tropicale: datorit rcirii la urcare, vaporii de ap se condenseaz i elibereaz cldur latent care mrete temperatura aerului care conine vapori. Valorile gradientului termic adiabatic se consider 10C/km pentru aer uscat i 6C/km pentru aerul cu umiditate normal (5C/km pentru atmosfera saturat cu vapori, cu umiditatea relativ de 100%). Folosind expresia z 0 =

RT0 , integrnd relaia (1.24), rezult dependena temperaturii g

de nlime n modelul atmosferei adiabatice de forma:

1 z T = T0 1 z0 transformrii adiabatice n forma p T 1

(1.25)

Dependena presiunii de temperatur se obine folosind relaia (1.25) i ecuaia

= p0 T

1 0

, de forma:3, 5

1 z p = p 0 1 z0

( 1)

z[km] = p 0 1 3,5 z [km] - pentru aer. 0

(1.26)

Calculate cu aceast relaie, valorile presiunii coincid destul de bine cu scderea exponenial prevzut de modelul izoterm de atmosfer, pn la nlimea z0 = 8,4 km (nlimea scrii). Peste aceast valoare, presiunea scade mai rapid cu nlimea n atmosfera adiabatic dect n cea izoterm (figura 1.13). De altfel, pentru 1 (condiie n care adiabata tinde spre izoterm), din (1.25) rezult T = T0 = constant i, innd cont de proprietatea

lim m0 (1 + mx ) = e , se obine relaia de la atmosfera izoterm p = p 0 e . p , folosind i relaia (1.25) se obine i dependena densitii de temperatur Cum = RTx

1 m

z z0

n modelul atmosferei adiabatice de forma:

22

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei1

1 z ( 1) z[ km] = 0 1 = 0 1 3,5 z [km] - pentru aer z0 0 d. Atmosfera politrop

2,5

(1.27)

n diferite straturi ale atmosferei, proprietile acesteia se abat mai mult sau mai puin de la modelele prezentate; acestea pot fi analizate utiliznd modelul atmosferei politrope, transformarea politrop, de ecuaii

p V n = const , T V n 1 = const , p T 1 n = const ,

n

generalizeaz transformrile particulare ale gazelor. Indicele politropic n poate avea valori reale (pentru n = 1 i n = se obin transformrile izoterm, respectiv adiabatic). Procednd ca la transformarea adiabatic, se obin dependenele presiunii i densitii atmosferice de nlime, pentru atmosfera politrop, de forma:

n 1 z p = p 0 1 n z0 1 z = 0 1 z0

n ( n 1)

(1.28)

1 ( 1)

(1.29)

n figurile 1.13 i 1.14 sunt reprezentate grafic dependenele de nlime ale presiunii i densitii, pentru atmosfera omogen (1), atmosfera izoterm (2), atmosfera adiabatic (3) i o atmosfer politrop cu indicele n > (4).

Figura 1.13

Figura 1.14

n figura 1.15 este reprezentat temperatura T n funcie de nlimea z, conform modelelor de atmosfer izoterm (1), adiabatic (2), politrop cu n > (3), respectiv politrop cu n < (4).

23


Figura 1.15 e. Atmosfera standard Modelul standard al (modelul ISA) divizeaz atmosfera n straturi cu distribuie liniar a temperaturii, n condiii atmosferice medii i la latitudini medii, considernd comportarea de gaz ideal a aerului i masa molar a aerului constant (la peste 100 km apare o separare a gazelor atmosferice dup masa molar, deoarece la altitudini mici gazele atmosferice se amestec prin mecanisme convective micri ale maselor de aer, n timp ce la altitudini mari principala form de amestecare a gazelor este fenomenul de difuzie). Modelul atmosferei standard este mai uor de folosit pentru o serie de calcule referitoare la atmosfer. Atmosfera standard nu conine vapori de ap. Acest model aproximeaz dependena temperaturii de nlime prezentat n figura 1.6 prin dependena prezentat n figura 1.16, pentru latitudinea de 40 nord, n luna noiembrie.

Figura 1.16

24

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Caracteristicile straturilor atmosferei standard sunt prezentate n tabelul urmtor: nlimea Gradient Temperatura Presiunea la baz bazei termic la baz (Pa) (km) (C/km) (C)

Strat Denumire

0 1 2 3 4 5 6 7

Troposfer Tropopauz Stratosfer Stratosfer Stratopauz Mezosfer Mezopauz Mezopauz

0 11 20 32 47 51 71 85

6,5 0 -1 - 2,8 0 2,8 2

+15.0 56.5 56.5 44.5 2.5 2.5 58.5 86.2

101325 22632 5475 868 111 67 3,9 0,37

Valoarea de 6,5C/km a gradientului termic n troposfer (pn la 11 km) este denumit gradientul termic atmosferic i este luat n consideraie cnd se analizeaz stabilitatea atmosferic i fenomenele meteorologice legate de aceasta. C. Influena rotaiei Pmntului asupra atmosferei Pmntul efectueaz o micare de rotaie n jurul unei axe puin nclinate fa de axa polilor nord sud, cu perioada de 24 ore i viteza unghiular =

2 = 0,0000072 radiani/sec. T

Vitezele de rotaie ale punctelor de pe suprafaa pmntului (V = r) depind de raza cercului descris de punctul considerat i, odat cu raza cresc de la pol (r = 0 , Vpol = 0) spre ecuator (r = R = 6400 km, Vecuator = 464 m/s = 1670 km/h). Rotaia Pmntului influeneaz micrile corpurilor aflate pe Pmnt, inclusiv a maselor de aer atmosferic. Fora centrifug acioneaz asupra oricrui corp aflat n micare de rotaie, deci i asupra maselor de aer care se rotesc odat cu Pmntul. Fora centrifug este orientat radial spre exteriorul cercului descris de un corp de mas m, aflat n micare de rotaie cu viteza unghiular pe un cerc de raz r, are mrimea Fcf = m2r = mv2/r, unde v este viteza corpului (figura 1.17). La ecuator, fora centrifug are sens opus fa de greutate, dar fiind mult mai mic dect greutatea (circa 0,3% din greutate), efectul de micorare a greutii este neglijabil. La alte latitudini, fora centrifug este mai mic, deoarece razele cercurilor descrise de corpuri sunt mai mici i nu mai este coliniar cu greutatea. Din cauza forei centrifuge corpurile se mic dup direcia rezultantei R i n cdere sunt uor deviate fa de verticala locului. Fora Coriolis este o for de inerie cauzat de rotaia Pmntului, care apare pentru un observator aflat n micare de rotaie i datorit creia, traiectoriile corpurilor aflate pe o suprafa care se rotete sunt diferite de traiectoriile lor n absena rotaiei (efectul Coriolis). Expresia forei Coriolis asupra unui corp de mas m (cum ar fi o mas de aer), care se deplaseaz cu viteza V, pe o suprafa care se rotete cu viteza unghiular , este dat de relaia FC = 2m( V) . Fora este perpendicular pe viteza corpului i pe direcia axei de rotaie, ca n figura 1.18. Dac planul de micare este perpendicular pe axa de rotaie, modulul forei Coriolis este egal cu Fc = 2mV; ntr-un plan paralel cu suprafaa Pmntului, la un unghi de latitudine geografic , modulul forei Coriolis este egal cu Fc = 2msin.

r

r

r

25


Figura 1.17

Figura 1.18

Fora Coriolis produce o deviaie spre dreapta n emisfera nordic, respectiv o deviaie spre stnga n emisfera sudic, att a maselor de aer n micare n apropiere de suprafaa Pmntului, ct i a cursurilor de ap curgtoare (cu efecte de eroziune mai accentuat a malurilor respective), ca n figura 1.19.

Figura 1.19 Numai sub aciunea forei Coriolis, masele de aer atmosferic vor descrie traiectorii curbe care se nchid, denumite cecuri ineriale (figura 1.20) n emisfera nordic, sensul de rotaie este orar, iar n emisfera sudic, sens antiorar, conform deviaiilor spre dreapta, respectiv spre stnga care se produc n emisferele respective. n realitate, micrile maselor de aer sunt supuse aciunii mult mai multor factori dect fora Coriolis, fiind deci mai complicate

26


Figura 1.20 D. Vntul geostrofic Fora Coriolis, mpreun cu fora de gradient baric, justific sensul de rotaie al aerului n cicloni (sens antiorar) i anticicloni (sens orar) n emisfera nordic, respectiv sens invers n emisfera sudic a Pmntului; la suprafaa Pmntului, forele de gradient baric i Coriolis i combin efectele, astfel nct rezult o deplasare a maselor de aer pe direcia aproximativa a curbelor izobare; aceast deplasare se numete vnt geostrofic. (figura 1.21).

Figura 1.21 n cadrul unui model simplificat, n care se ine cont numai de existena minimelor de presiune ecuatoriale i subpolare, precum i a maximelor de presiune polare i subtropicale i considernd numai forele de gradient baric i cele produse de rotaia Pmntului, distribuia vnturilor n atmosfera terestr ar arta ca n figura 1.22.

27


Figura 1.22 Modelul simplificat pune n eviden corect existena vnturilor polare de est, a vnturilor de vest dintre zonele subtropicale i subpolare i a alizeelor ntre zonele subtropicale i cele ecuatoriale. n realitate, situaia vnturilor este mai complex, n special datorit distribuiei uscatului i maselor de ap, a reliefului terestru, a umiditii atmosferice, precum i a altor factori care vor fi descrii n continuare. D. Aciunea frecrii asupra micrii maselor de aer Deplasarea unei mase de fluid se numete curgere (proprietate pe care o au i lichidele i gazele, stri n care substanele nu au form proprie). Traiectoriile particulelor de fluid n timpul curgerii se numesc linii de curent. n funcie de condiiile n care are loc curgerea, ea poate fi laminar (n care liniile de curent nu se intersecteaz i vitezele particulelor i presiunea in fluid nu depind dect de poziie i nu se modific n timp) i turbulent (turbionar sau cu vrtejuri - n care liniile de curent se intersecteaz i vitezele particulelor de fluid i presiunea n fluid se modific n timp), aa cum este prezentat cazul profilului unei aripi de avion n figura 1.23. Figura 1.23 Dei atmosfera se rotete odat cu Pmntul, din diferite motive (n special datorit nclzirii neuniforme), pot aprea deplasri (curgeri) ale maselor de aer fa de suprafaa

28

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Pmntului. n aceast situaie, se manifest efectul forelor de frecare, ndeosebi n straturile aflate n apropierea suprafeei (straturile joase ale troposferei). Aceste frecri se manifest, pe de o parte, la contactul direct cu suprafaa, depinznd de profilul i denivelrile suprafeei i, pe de alt parte, ntre straturile de aer n micare, prin fenomenul de vscozitate. n ambele situaii, efectul frecrilor se manifest prin ncetinirea vitezei de curgere a straturilor aflate n contact cu suprafaa Pmntului, precum i a straturilor care au viteze de curgere mai mari, la contactul cu straturile cu viteze de curgere mai mici (efecte de frnare). Drept consecin, rezult producerea de turbulene n curgerea straturilor de aer, precum i efecte de eroziune a suprafeei Pmntului, respectiv de aciune asupra suprafeei apelor oceanice (valuri). De asemenea, ca efect al frecrii, n apropierea suprafeei, fora Coriolis nu mai echilibreaz fora de gradient baric, astfel nct vntul geostrofic va fi deviat fa de direcia izobarelor de pe suprafaa Pmntului. n straturile mai nalte ale troposferei, efectele frecrilor devin neglijabile; la acest nivel se produc vnturi cu viteze foarte mari, orientate aproximativ pe direcia izobarelor, numite cureni fulger (jet streams). Asupra unui corp aflat n micare ntr-un fluid acioneaz o for de rezisten i, conform principiului aciunii i reaciunii, aceeai for acioneaz i asupra fluidelor n micare pe lng un corp fix (aa cum sunt diferitele obstacole pe care le ntlnesc masele de aer n micare care formeaz vntul). Fora de rezisten depinde de natura lichidului, de forma corpului (mai mult sau mai puin aerodinamic) i de viteza relativa v a fluidului fa de corp i are sens opus vitezei relative. Astfel, la viteze mici, fora de rezisten este proporional cu viteza, conform relaiei (1.30) numit legea lui Stockes: Fr = 6rv unde r este raza corpului i coeficientul de viscozitate. (1.31) (1.30)

La viteze mari, fora de rezisten este proporional cu ptratul vitezei, conform relaiei

Fr =

1 CSv 2 2

(1.31)

unde este densitatea fluidului, S seciunea transversal a corpului, iar C o constant care are valori cu att mai mici cu ct corpul are o form mai aerodinamic. Forele de rezisten au efect de frnare, producnd scderea vitezei relative de micare. In atmosfer, datorit acestor fore, viteza picturilor de ploaie este ncetinit de rezistena aerului, parautele frneaz considerabil viteza de cdere, pierderile de energie la deplasarea unui vehicul sunt cu att mai mici cu ct acesta are o form mai aerodinamic. Rezistena la deplasarea maselor de aer pune n micare paletele generatoarelor eoliene, produce eroziunea solului i valuri pe suprafeele acoperite cu ap, iar la viteze foarte mari ale vntului, efectele acestor fore pot deveni devastatoare. 2.2.2 CONVECIA AERULUI N ATMOSFER

Dac ntr-o zon din apropierea solului presiunea este mai mic (zona de depresiune minim atmosferic), de exemplu cnd aerul se nclzete, densitatea (ecuaia 1.5) scade fa de a aerului nconjurtor i aerul mai uor urc. Dac, la o anumit nlime, aerul devine mai rece dect cel nconjurtor, devine mai greu dect acesta i coboar (spre un maxim de presiune aflat pe sol) ca n figura 1.24. n acest fel apare o circulaie a maselor de aer numit convecie

29

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei (bazat pe faptul c aerul cald urc, iar cel rece coboar aa cum este nclzit aerul dintr-o camer de la un calorifer). Convecia (vertical) este nsoit de deplasri orizontale ale aerului, acestea reprezentnd un proces de advecie. Convecia este, alturi de conductivitatea termic i radiaie, unul din modurile de transmitere a cldurii ntlnite n natur.

Figura 1.24 Un exemplu de astfel de circulaie l reprezint o categorie de vnturi locale brizele. Acestea au la baz faptul ca uscatul se nclzete i se rcete mai repede dect masele de ap. Astfel, n zonele litorale, n timpul zilei aerul de deasupra uscatului se nclzete i urc, fiind nlocuit cu aerul mai rece de deasupra apei; astfel, ziua vntul bate la sol dinspre ap spre uscat (briza de mare). n timpul nopii aerul de deasupra uscatului se rcete mai mult dect cel de deasupra apei. Aerul mai cald de deasupra apei urc, fiind nlocuit de aerul mai rece; noaptea vntul bate deasupra solului dinspre uscat spre ap (briza de sol), aa cum apar n figura 1.25.

Figura 1.25 In cazul maselor mari de aer (cicloni i anticiloni relativ apropiai), peste convecia descris anterior se suprapune i rotaia produs de fora Coriolis a maselor de aer, aa cum se prezint n figura 1.26.

30


Figura 1.26 innd cont de aceste consideraii, ca i de distribuia neuniform a apei i uscatului pe suprafaa Pmntului, circulaia global a maselor de aer n atmosfer, prezentat ntr-o schem simplificat n figura 1.22, este prezentat, mai apropiat de realitate, n figura 1.27

Figura 1.27

31


2.3 INTERACIUNEA ATMOSFEREI FENOMENE OPTICE N ATMOSFER

CU

RADIAIILE

ELECTROMAGNETICE.

2.3.1 CARACTERISTICILE RADIAIILOR ELECTROMAGNETICE Foarte multe proprieti i fenomene atmosferice se datoreaz interaciunii cu radiaia electromagnetic. Aceast radiaie provine ndeosebi de la Soare i, ntr-o mic msur, din spaiul cosmic (sub forma radiaiilor cosmice). Radiaiile (sau undele) electromagnetice, din care fac parte i radiaiile luminoase, sunt oscilaii de cmpuri electrice i magnetice care se propag n vid cu viteza c = 300 000 km/s, iar ntr-un mediu transparent cu viteza V = c/n, unde n se numete indicele de refracie al mediului. Undele electromagnetice se caracterizeaz prin frecven (, msurat n Hertzi - Hz) i lungime de und ( msurat n metri), ntre care exist relaia = V/ . Gama (spectrul undelor electromagnetice) n funcie de frecvena, respectiv lungimea de und, radiaiile electromagnetice se clasific n mai multe categorii, avnd proprieti specifice i energii cu att mai mari cu ct frecvena este mai mare (sau lungimea de und mai mic), astfel: 1. Unde hertziene (radio) ( > 1 m), folosite n comunicaii radio i televiziune. Ele se mpart, la rndul lor, n: 3 - unde lungi ( > 10 m) 2 3 - unde medii ( ~ 10 10 m) 2 - unde scurte ( ~ 10 10 m) - unde ultrascurte ( ~ 1 10 m) 2. Microunde ( ~ 10-1 1 m, folosite n radiolocaie, telecomunicaii prin satelit, telefonie celular, etc. 3. Radiaii infraroii (IR) ( ~ 10-3 10-7 m); sunt produse de corpurile calde i se mai numesc radiaii calorice. 4. Radiaii vizibile (lumin) ( ~ 410-7 7,510-7 m), pentru care omul are un receptor fotosensibil ochiul. 5. Radiaii ultraviolete(UV) ( ~ 10-7 10-8 m), cu frecvene i energii mai mari dect radiaiile vizibile; n doze mari pot avea efecte nocive asupra organismelor vii. 6. Radiaii X i ( < 10-8 m). Radiaiile X (Roentgen) i (gamma), numite i radiaii ionizante, au energii foarte mari, sunt penetrante, motiv pentru care produc numeroase efecte la trecerea prin substan: efecte de ionizare,efecte biologice i genetice. Expunerea la aceste radiaii necesit msuri de protecie. Cea mai mare parte a energiei primite de la Soare este concentrat n domeniul vizibil i n apropierea acestuia. Intervalul ngust al radiaiei vizibile (ntre 400 i 700 nm) reprezint 43% din radiaia incident pe Pmnt. Circa 7 8% revine radiaiilor cu lungimi de und mici (UV, X i gamma) , iar 49 50% reprezint radiaiile cu lungimi de und mari (microunde, IR i radio) figura 1.28. Nu toate radiaiile provenite de la Soare ajung la suprafaa Pmntului, datorit unui fenomen de absorbie atmosferic, fenomen ce va fi descris mai trziu n acest capitol.

32


Figura 1.28 Mrimi energetice caracteristice radiaiilor electromagnetice O caracteristic important a undelor electromagnetice este energia pe care o transport acestea (W - energia, msurat n joule - j). Energia transportat in unitatea de timp de unde se numete flux de energie radiant (sau putere), se msoar n w (wati) i se exprim prin relaia:

=

W t

(1.32)

Energia transportat de und n unitatea de timp prin unitatea de suprafa normal la direcia de propagare a undei se numete intensitatea undei, se msoar n w/m2 i se exprim prin relaia:

I=

W = S t S

(1.33)

In cazul unei surse punctiforme de radiaii electromagnetice care se afl n vrful unui con n interiorul cruia emite fluxul de energie radiant d, intensitatea energetic a sursei se definete ca fiind fluxul de energie radiant emis n unitatea de unghi solid (unghiul solid este unghiul delimitat de vrful conului n care se afl sursa i suprafaa lateral a conului, notat cu d i msurat n steradiani - sr). Intensitatea energetic a sursei se msoar n w/sr i se exprim prin relaia:

I=

d d

(1.34)

Dac o suprafa de arie dS este iluminat uniform de ctre o surs cu intensitatea I, se iluminarea suprafeei reprezint fluxul de energie radiant ce cade normal i uniform pe unitatea de suprafa; se msoar n w/m2 i se exprim prin relaia:

E=

d dS n

(1.35)

Dac sursa punctiform de intensitate I se afl la distana r de suprafaa elementar dS pe care undele cad sub un unghi de inciden i (figura 1.29), iluminarea suprafeei scade cu distana fa de surs i depinde de unghiul de inciden, conform relaiei:

33


E=

I cos i = I n cos i r2

(1.36)

unde In este iluminarea la inciden normal (legea lui Lambert).

Figura 1.29

Figura 1.30 Dac o suprafa este iradiat de un fascicul paralel de raze (aa cum sunt razele solare care cad pe suprafaa Pmntului, caz n care unghiul de inciden este denumit n astronomie unghi zenital), iluminarea depinde numai de unghiul de nclinare a razelor (este maxim cnd razele cad perpendicular pe suprafa i scade la creterea unghiului de inciden a razelor). Iluminarea este mrimea care exprim cldura transmis de radiaii suprafeelor pe care le iradiaz. Legea lui Lambert explic de ce suprafaa Pmntului primete mai mult cldur de la Soare la ecuator (unde razele solare cad aproximativ perpendicular pe suprafa) i din ce n ce mai puin la latitudini mai mari, unde razele solare cad sub un unghi de inciden din ce n ce mai mare.(figura 1.30) 2.3.2 FENOMENE OPTICE N ATMOSFER REFLEXIA I REFRACIA radiaiilor electromagnetice Cnd o und (incident) ntlnete suprafaa de separare ntre dou medii (sau strbate straturi diferite ale unui mediu), caracterizate prin indici de refracie diferii n1 i n2, o parte a

34

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei undei (und reflectat)revine n mediul iniial (reflexie) i o alt parte a undei (und refractat sau transmis) trece n al doilea mediu (refracie sau transmisie), aa cum se reprezint n figura 1.31

Figura 1.31 Unghiul de inciden i1 i unghiul de reflexie i2 fiind unghiurile dintre undele incident, respectiv reflectat i normala la suprafaa de separare n punctul de inciden i r unghiul dintre unda refractat i normal (unghi de refracie), legile fenomenelor care se produc, denumind undele raze, denumire uzual n optic, sunt: Legile reflexiei: - Raza incident, raza reflectat i normala n punctul de inciden sunt coplanare. - Unghiul de inciden este egal cu unghiul de reflexie (i1 = i2 =i). Legile refraciei: - Raza incident, raza refractat i normala n punctul de inciden sunt coplanare. - Raportul dintre sinusul unghiului de inciden i sinusul unghiului de refracie este constant

sin i n 2 = = n 21 = const sin r n 1primul.

(1.37)

unde n21 se numete indicele relativ de refracie al celui de-al doilea mediu fa de

Reflexia total. n general, fenomenele de reflexie i refracie se produc simultan; o parte din energia razei incidente revine n mediul iniial i o parte este transmis n al doilea mediu. n cazul n care reflexia este important, energia undei transmise reprezint pierderi pentru fenomenul de reflexie (ca in cazul oglinzilor de calitate). Exist o situaie n care pierderile prin transmisie sunt anulate; dac, la suprafaa de separaie ntre dou medii n2 < n1, sin i < sin r i i < r, adic raza transmis face un unghi mai mare cu normala dect raza incident. La creterea unghiului de inciden, unghiul de refracie crete mai repede, astfel nct, pentru o anumit valoare a unghiului de inciden i = l (numit unghi limit), unghiul de refracie devine 900 i raza refractat se propag pe direcia suprafeei de separare i nu mai trece n al doilea mediu. Dac unghiul de inciden este mai mare dect unghiul limit, raza reflectat revine n mediul iniial i refracia se reduce la reflexie (numit

35

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei reflexie total sau intern), dar o reflexie fr pierderi de energie prin und transmis (figura 1.32). Din relaia (1.32), cum sin r = sin 900 = 1, rezult c valoarea unghiului limit se calculeaz cu relaia sin l = n2/n1 i, n cazul n care al doilea mediu este aerul (cu indice de refracie foarte apropiat de 1), unghiul limit la suprafaa de separare dintre un mediu de indice de refracie n1 i aer se obine din relaia sin laer = 1/n1.

Figura 1.32 Reflectana unei suprafee este raportul dintre fluxul de energie radiant al undei

reflectate i fluxul de energie radiant al undei incidente; R =

reflectat ; n cazul radiaiilor solare incident

incidente pe atmosfera Pmntului, reflectana se numete albedou. Reflectana unei suprafee depinde de: natura suprafeei (de substana din care este alctuit), lungimea de und a radiaiilor incidente (de exemplu o suprafa metalic din aluminiu reflect mai mult radiaiile din domeniul rou al radiaiilor vizibile i din domeniul infrarou i mai puin pe cele din intervalul luminii albastru violet al spectrului vizibil i pe cele din ultraviolet) figura 1.27 unghiul de inciden al radiaiilor pe suprafa (o suprafa de sticl reflect mai puin lumin din domeniul vizibil la unghiuri de inciden mic inciden normal; reflectana crete la creterea unghiului de inciden i se apropie de 1 cnd unghiul de inciden se apropie de 900 inciden razant) figura 1.33.

Figura 1.33

36


Transmitana unei suprafee este raportul dintre fluxul de energie radiant al undei transmise i fluxul de energie radiant al undei incidente; T =

transmis . incident

i transmitana unei suprafee depinde de natura materialului acesteia, de lungimea de und a radiaiilor i de unghiul de inciden al radiaiilor (n domeniul vizibil, transmitana unei suprafee de separare aer sticl este mare la unghiuri de inciden mici inciden normal i scade spre zero la creterea unghiului de inciden spre 900 - inciden razant, ca n figura 1.34) Figura 1.34 Reflexia atmosferic a radiaiilor electromagnetice se produce n special pe particulele i componentele aerosolului atmosferic, mai ales, pe picturile de ap i cristalele de ghea care intr n componena norilor. Albedoul straturilor de nori are valori ntre 40 i 90%, n funcie de tipul de nori, de unghiul de nclinare a razelor i de coninutul de picturi de ap i cristale de ghea al norilor. Albedoul suprafeei pmntului depinde de natura suprafeei (uscat, vegetaie, ap, grad de umiditate; zpada proaspt are un albedou de pn la 95%) i de unghiul de nclinare a razelor de lumin. Din totalul radiaiilor solare incidente, particulele atmosferice reflecta n medie 6% , norii 26 %, iar suprafaa terestr 4%. n medie, albedoul planetei (atmosfer i sol) este de 30% Refracia atmosferic explic un mare numr de fenomene care se petrec la strbaterea atmosferei de ctre radiaiile luminoase. O mare parte din aceste fenomene se manifest sub forma unor iluzii optice i se bazeaz pe schimbarea direciei de propagare a razelor de lumin prin refracie. Un observator are impresia ca obiectul de la care provin razele se afl pe direcia razelor care ajung la el; din cauza schimbrii direciei razelor, poziia aparent a obiectului este diferit de poziia real a acestuia (figura 1.35).

Figura 1.35

37

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Refracia n atmosfer nu se produce brusc, ca n figura 1.35. Indicele de refracie al aerului depinde de densitatea acestuia; cum densitatea atmosferei scade cu nlimea, indicele de refracie scade i el cu nlimea i razele de lumin se curbeaz n spre Pmnt. Din acest motiv poziia aparent a unei stele este deplasat n sus dect poziia real. ntre direcia razei n absena atmosferei i direcia spre poziia aparent a stelei exist un unghi numit paralax (figura 1.36).

Figura 1.36 Curbarea razelor de lumin cauzat de refracia atmosferic depinde de unghiul de nclinare al razelor de lumin (paralaxa crete de la circa o secund de arc la inciden normal pn la 30 secunde de arc pentru inciden razant). Aceasta explic o serie de fenomene numite miraje, cum ar fi deformarea (turtirea) soarelui i a lunii atunci cnd sunt la orizont (la rsrit i la apus), deoarece razele care vin de la extremitile soarelui sau lunii sunt curbate diferit prin refracie atmosferic (figura 1.37).

Figura 1.37 Datorit nclzirii neuniforme a straturilor de aer (n zilele clduroase, temperatura straturilor de aer descrete de la solul fierbinte pe vertical, iar indicele de refracie al acestor straturi crete pe vertical). n aceste condiii, schimbarea direciei razelor prin refracie se manifest ca o curbare a acestora, conducnd la o poziie aparent a obiectelor de la care provin razele diferit de poziia lor real. Este posibil s se produc reflexia total a razelor de lumin pe stratul de aer fierbinte aflat deasupra solului, acest strat comportndu-se ca o oglind. Acest fenomen explic o alt serie de miraje care apar n situaia n care suprafaa solului este puternic nclzit, descrise n figurile 1.38 i 1.39.

38


Figura 1.38

Figura 1.39 Refracia atmosferic se produce i n domeniul undelor radio, la aceasta avnd o mare contribuie straturile ionizate ale atmosferei (care formeaz ionosfera). Straturile ionosferei care au importan n refracie, producnd i reflexia total a acestora, au efecte importante n comunicaiile radio, depind de lungimea de und a undelor radio, de direcia de propagare a acestora i nlimea la care se afl este influenat de activitatea solar i de succesiunea zinoapte. Aa cum sunt reprezentate n figura 1.40, se consider, n ordinea nlimii, urmtoarele straturi ale ionosferei cu efecte asupra undelor radio: stratul D, care influeneaz undele lungi, straturile E care influeneaz undele medii i F care influeneaz undele de nalt frecven (scurte i ultrascurte). Figura 1.40

39

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Alt categorie de fenomene optice bazate care se produc n atmosfer sunt cauzate de refracia undelor prin cristalele de ghea aflate n norii subiri de mare nlime, fenomene numite halouri. Mecanismele refraciei luminii prin cristalele de ghea sunt prezentate n figura 1.41; se justific existena a dou tipuri de halouri - halou de 220 (ntlnit mai frecvent) i halou de 460 (ntlnit mai rar). Mersul razelor care formeaz aceste halouri este prezentat n figura 1.42, iar n figura 1.43 este prezentat o fotografie a fenomenului de halou.

Figura 1.41 refracia razelor de lumin n cristalele de ghea

Figura 1.42 formarea haloului de 220

Figura 1.43 halouri

40

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei ABSORBIA radiaiilor electromagnetice n atmosfer. Absorbia este fenomenul prin care energia undelor electromagnetice scade la trecerea undelor printr-un mediu, numit mediu absorbant. Cauza absorbiei o reprezint interaciunea dintre undele electromagnetice i sistemele de sarcini electrice aflate n structura (atomii i moleculele) mediului absorbant. Energia pierdut n mediul absorbant de ctre undele electromagnetice este transformat n alte forme de energie (de obicei n energie termic a particulelor mediului) i, n unele cazuri este re-emis de acestea sub diverse forme. Absorbia este un fenomen selectiv, n sensul c energia absorbit la trecerea printr-un mediu depinde de natura mediului absorbant i de lungimea de und (frecvena) a undelor ce strbat mediul absorbant. Atomii i moleculele substanelor au proprietatea de a emite anumite radiaii electromagnetice caracteristice i specifice, care formeaz spectrul de emisie al atomilor i moleculelor. Aceast proprietate st la baza analizei spectrale de emisie, prin care se identific, dup radiaiile emise, compoziia unei substane. De asemenea, atomii i moleculele au proprietatea de a absorbi aceleai radiaii caracteristice pe care le pot emite (legea lui Kirchhoff), ceea ce st la baza analizei spectrale de absorbie i explic caracterul selectiv al fenomenului de absorbie.

Figura 1.44 Din punct de vedere cantitativ, legea absorbiei (Bouguer - Lambert), arat ca intensitatea unui fascicul de unde electromagnetice scade exponenial cu grosimea d a stratului absorbant (figura 1.39) i se exprim prin relaia: k d (1.38)

Ie = Io e

unde Io este intensitatea fasciculului incident pe mediul absorbant, Ie intensitatea fasciculului emergent, k se numete coeficient de absorbie al mediului i depinde de natura acestuia i de lungimea de und a radiaiei electromagnetice. Dac mediul absorbant este o soluie, coeficientul de absorbie este proporional cu concentraia c a soluiei (k = c), unde se numete coeficient de extincie (legea lui Beer), proprietate pe baza creia se poate determina concentraia unei soluii. Absorbia atmosferic este, n primul rnd, cauzat de urmtoarele gaze: ozonul, care absoarbe radiaii ultraviolete, protejnd astfel organismele vii de efectele duntoare ale acestor radiaii; dioxidul de carbon, care absoarbe radiaii infraroii din domeniul 13 17,5 micrometri; vaporii de ap, care absorb radiaii infraroii in domeniul 5,5 7 micrometri i peste 27 micrometri. i alte gaze din atmosfer absorb o serie de radiaii caracteristice din spectrul radiaiilor electromagnetice; cteva exemple sunt prezentate n tabelul continuare: N2 ( < 0,1 m); O2 ( < 0,245 m); NO2 ( < 0.6 m); radical NO3 ( = 0,41 0,67 m); HNO3 acid nitric ( < 0,33 m); CFCl3 ( < 0,23 m).

41

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei Intervalele de lungimi de und pentru care atmosfera nu prezint absorbie (este transparent) reprezint ferestre atmosferice. Acestea sunt situate n domeniul vizibil fereastra vizibil, ntr-o parte a domeniului infrarou fereastra infraroie i ntr-o parte a domeniului undelor radio fereastra radio. Ferestrele atmosferice sunt reprezentate n figura 1.45 Absorbia radiaiilor infraroii este important n producerea efectului de ser , fenomen ce va fi prezentat ulterior.

Figura 1.45 DIFUZIA (MPRTIEREA) radiaiilor electromagnetice Caracteristic tuturor radiaiilor electromagnetice, dar cu efecte vizibile pentru om n domeniul radiaiilor luminoase, difuzia este fenomenul prin care undele electromagnetice sunt deviate de la direcia iniial de propagare i mprtiate sub anumite unghiuri (unghiuri de difuzie) fa de aceast direcie. Datorit difuziei, razele de lumin, invizibile ntr-un mediu transparent (nedifuzant) pot fi observate din direcie lateral, atunci cnd mediile conin impuriti microscopice (cea, particule de fum, praf, etc.) numite medii tulburi care sunt, n acest caz medii difuzante. Mecanismul de producere al difuziei se bazeaz pe absorbia undelor electromagnetice de ctre centrii de mprtiere aflai n mediul difuzant, urmat de reemisia undelor electromagnetice (unde secundare) cu aceeai lungime de und sau lungimi de und diferite, pe direcia iniial de propagare a undelor sau mprtiate sub direcii diferite. Dac Io, respectiv Ie sunt intensitile fasciculelor incident, respectiv emergent pe direcia fasciculului incident, o parte din fasciculul incident de intensitate total Idif este mprtiat sub diferite unghiuri de difuzie , ca n figura 1.46 Figura 1.46

42


Dac un mediu are si proprieti absorbante i difuzante, descrise de coeficientul de absorbie k i coeficientul de atenuare prin difuzie k, legea de atenuare exponenial a unui fascicul care strbate un astfel de mediu de grosime d se scrie:

Ie = I 0 e ( k

+ k

)d(1.39)

Difuzia se poate produce i n medii fr impuriti, n care apar, datorit micrii termice a moleculelor, fluctuaii ale densitii mediului, care au acelai efect ca impuritile microscopice (difuzie molecular). n funcie de particulele coninute de mediul difuzant, exist mai multe tipuri de difuziune: Difuzia de tip Rayleigh se produce n straturile mai nalte ( 9 -10 km). Centrii de difuzie sunt particule, molecule de gaz, fluctuaii de densitate, cu dimensiuni mai mici dect lungimea de und a radiaiilor electromagnetice de ordinul /10. Intensitatea radiaiilor mprtiate sub diferite unghiuri se reprezint prin sgei de diferite lungimi, orientai pe direcia de mprtiere. Unghiul de mprtiere depinde destul de puternic de lungimea de und a radiaiilor i scade cu puterea a patra a lungimii de und. n cazul luminii albe, compus din radiaii cuprinse n intervalul (400 nm ~ violet 700 nm ~ rou), unde 1 nm = 10-9m, radiaiile albastre, cu lungimi de und mai mici, sunt deviate mai mult fa de direcia iniial de propagare (deviate lateral) dect radiaiile roii, cu lungimi de und mai mici (figura 1.47). Din acest motiv, radiaiile albastre sunt difuzate ziua la unghiuri mari fa de direcia razei de lumin alb (ceea ce explic culoarea albastr a cerului), iar la rsritul sau apusul soarelui, cnd razele de lumin se propag razant cu suprafaa Pmntului, radiaiile albastre sunt mprtiate lateral, iar la un observator ajung mai ales radiaiile roii, care sunt mai puin deviate, (ceea ce explic culoarea roie a cerului la rsritul i la apusul Soarelui).

Figura 1.47 Difuzia Mie se produce n straturile mai joase ale atmosferei ( 0 5 km), pe impuriti cu dimensiuni aproximativ egale cu lungimea de und a luminii; unghiurile de mprtiere depind mai slab de lungimea de und a radiaiilor dect n cazul difuziei Rayleigh. Difuzia neselectiv se produce pe particule mai mari dect lungimea de und a radiaiilor, n straturile joase ale atmosferei i unghiurile de mprtiere nu depind de lungimea de und (lumina alb difuzat rmne alb). Acest tip de difuzie permite observarea razelor de lumin la trecerea prin nori sau prin cea i explic culoarea alb a ceii. Intensitatea radiaiilor difuzate sub diferite unghiuri pentru aceste tipuri de difuzie este reprezentat n figura 1.48

43


Figura 1.48 Fenomenul de difuzie mai explic lumina bolii cereti, care permite vederea pe timp de noapte, scade claritatea i contrastul imaginilor fotografice. n figura 1.49 este prezentat o fotografie care evideniaz culoarea albastr a cerului (explicat prin difuzie Rayleigh) i luminozitatea norilor (explicat prin difuzie neselectiv pe picturile de ap de dimensiuni mari aflate n interiorul norului), n figura 1.50 o fotografie care evideniaz culoarea roie a cerului dup apusul Soarelui (explicat prin difuzie Rayleigh la inciden razant, in atmosfer cu coninut mare de praf), iar n figura 1.51 observarea razelor solare prin difuzie neselectiv la trecerea acestora printr-un nor, n atmosfer care conine particule de praf.

Figura 1.49

Figura 1.50

Figura 1.51

44

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei 2.3.3 BILANUL RADIATIV AL ATMOSFEREI. EFECTUL DE SER Radiaia electromagnetic provenit de la Soare, (a crei putere este 342 w/m2), interacioneaz cu atmosfera prin fenomenele prezentate anterior (figura 1.52). Astfel, aproximativ 26% din aceast radiaie este reflectat i difuzat napoi n spaiu de ctre norii i gazele din atmosfer, 19% este absorbit de atmosfer, transformndu-se n energie termic (Norii reflect i difuzeaz 20% i absorb 3%, iar gazele i particulele reflect i difuzeaz 6% i absorb 3% din radiaia incident); 4% din radiaia incident solar este reflectat i 51% absorbit de suprafaa pmntului. Figura 1.52 Efectul de ser este procesul datorit cruia temperatura n apropierea Pmntului se menine ntr-un interval de valori favorabil existenei organismelor vii, ntre temperaturile de nghe i de fierbere a apei (temperatura medie 150C). Acest efect se explic prin proprietatea unor gaze din atmosfer de a absorbi o parte din radiaiile calorice emise de Pmnt i de a le re-emite spre suprafaa Pmntului; n absena acestui efect, Pmntul care se nclzete de ziua de la radiaiile solare s-ar rci foarte mult noaptea, n absena acestora. Atmosfera este transparent pentru o parte din radiaiile calorice solare i opac pentru radiaiile calorice emise de suprafaa Pmntului (fiind mult mai rece dect Soarele, Pmntul emite radiaii calorice cu lungimi de und mai mari dect cele incidente, radiaii pentru care atmosfera este opac). Se formeaz astfel o ptur protectoare a suprafeei Pmntului, avnd un efect similar cu pereii de sticl ai unei sere menin cldura n spaiul interior. n efectul de ser sunt importante gradul de acoperire cu nori al suprafeei, ca i natura suprafeei solului, vegetaia, solul descoperit de diferite culori i umiditi, suprafaa oceanelor, suprafeele acoperite cu zpad i ghea au albedouri diferite, reflectnd diferit radiaiile solare, ceea ce conduce la nclzirea diferit a solului. Principalele gaze cu efect de ser sunt: vaporii de ap (care produc 36 70% din efectul de ser), dioxidul de carbon (care produce 9 26% din efectul de ser), metanul (care produce 4 9% din efectul de ser), ozonul (care produce 3 7% din efectul de ser). Nu se poate preciza exact procentul de producere a efectului de catre un gaz, acestea avnd i efecte cumulative valorile minime din intervalele prezentate corespund gazelor izolate. Alte gaze cu efect de ser recunoscut sunt:oxidul de azot, hexafluorura de sulf, compuii fluorocarbonai. Pentru estimarea contribuiei la efectul de ser al unui gaz se folosesc doi parametri: - timpul mediu de via n atmosfer al gazului respectiv (TMV); - potenialul global de nclzire (PGI), care depinde att de timpul mediu de via, ct i de eficiena gazului considerat in producerea efectului de ser.Gaz TMV PGI Dioxid de carbon -CO2 200-400 ani 1 Metan CH4 15 ani 62/200 ani Oxid de azot - NO 120 ani 296/100 ani CFC 12 100 ani 10600/100 ani Tetrafluoro metan 50000 ani 1700/100 ani Hexafluorur de sulf 3200 ani 22000/100 ani

45


Ca urmare a unor activiti antropice, se produce n prezent o cretere a emisiilor de gaze cu efect de ser; aceasta ar putea contribui la efectul climatic evideniat n prezent de nclzire global. Datorit fenomenelor prezentate anterior i a unor procese termice care vor fi descrise n continuare, temperaturile la suprafaa Pmntului se reprezint prin izoterme (curbe care unesc punctele de egal temperatur), calculate pe diferite intervale de timp i prezentate n figurile 1.53, 1.54 i 1.55. Distribuia temperaturilor se mai reprezint i printr-un cod de culori atribuit zonelor cu diferite temperaturi, ca n figura 1.56.

Figura 1.53 izotermele lunii ianuarie

Figura 1.54 izotermele lunii iulie

46


Figura 1.55 izoterme anuale

Figura 1.56 izotermele zilei de 26 ianuarie 2007 n Europa DISPERSIA LUMINII N ATMOSFER Dispersia luminii, cunoscut ca fenomenul de descompunere a luminii albe la strbaterea unui mediu numit mediu dispersiv, const de fapt n dependena vitezei de propagare a undelor luminoase printr-un mediu de lungimea de und (sau de frecvena) undelor: v = v (), sau v = v (). Cum indicele de refracie al unui mediu se definete prin n = c/v (c viteza de propagare a undelor electromagnetice n vid), rezult c i indicele de refracie depinde de lungimea de und (sau de frecvena) undelor: n = n () sau n = n (). Conform legii refraciei la trecerea luminii din aer (n = 1) ntr-un mediu dispersiv de indice de refracie n = n (), sini/sinr = n, rezult c, pentru unghiul de inciden i constant, sinr depinde de lungimea de und i unghiul de refracie va depinde de lungimea de und (sau frecven) r = r (), sau r = r (). Cum lumina alb este format dintr-un interval de radiaii cu diferite lungimi de und (violet , rou), numite radiaii monocromatice, rezult ca, la refracia pe un mediu dispersiv,

47

Sorin Anghel, Daniela Giosanu Fizica i poluarea atmosferei fiecare radiaie monocromatic se va propaga dup alt unghi, adic lumina alb se descompune n radiaiile monocromatice componente. Acest fenomen se evideniaz la dubla refracie care are loc la trecerea unei raze de lumin alb printr-o prism optic. Mediile al cror indice de refracie scade la creterea lungimii de und prezint o dispersie numit normal; La refracia prin aceste medii radiaiile violete sunt deviate mai mult dect radiaiile roii (figura 1.57), iar mediile al cror indice de refracie crete la creterea lungimii de und prezint dispersie anomal i deviaz radiaiile monocromatice invers dect mediile cu dispersie normal.

Figura 1.57 n atmosfer, fenomenul de dispersie se produce la refracia luminii prin picturile de ap din atmosfer (n special dup ploaie); rezultatul dispersiei se observ sub form de curcubeu Exist, dup refraciile care se produc n picturile de ap, dou tipuri de curcubee: curcubeu primar (cel mai frecvent) i curcubeu secundar. Mersul razelor care produc curcubeul este reprezentat n figura 1.58, iar figura 1.59 conine o fotografie cu cele dou curcubee.

a.

b.

Figura 1.58 formarea curcubeului primar (a) i a curcubeului secundar (b)

48


Figura 1.59 fotografie curcubeu primar i secundar

2.4. INTERACIUNI I FENOMENE TERMICE N ATMOSFER 2.4.1 PROCESE TERMODINAMICE N ATMOSFER Termodinamica este partea fizicii care studiaz interaciunile termice (care au la baz micarea termic micarea dezordonat, continu i dependent de temperatur) ale sistemelor fizice i legtura acestora cu alte tipuri de interaciuni. Sistemul termodinamic este o noiune foarte general, o parte a lumii materiale, delimitat ntr-un mod bine precizat de mediul exterior, format dintr-un numr foarte mare, dar finit de particule constituente. Factorii de mediu aerul, apa, solul, pot fi analizai ca fiind sisteme termodinamice. Primul principiu al termodinamicii descrie schimbul de energie de diferite tipuri ntre sistemele termodinamice i mediul exterior i exprim conservarea energiei sistemelor n interaciunile termice i de alt natur. Cantitativ, primul principiu arat c variaia energiei interne a unui sistem (U) se poate produce prin schimb de lucru mecanic (L), de cldur (Q) i de mas cu mediul exterior. Pentru sistemele de mas constant (nchise) are loc numai schimb de lucru mecanic i cldur cu mediul exterior, iar pentru sistemele izolate, nu are loc nici schimb de energie (de lucru mecanic i de cldur) cu exteriorul, iar energia intern a acestor sisteme nu se modific (se conserv). Convenional, lucrul mecanic se consider pozitiv cnd este efectuat de sistem i negativ cnd este efectuat de mediul exterior asupra sistemului, iar cldura schimbat se consider pozitiv atunci cnd este primit i negativ atunci cnd este cedat de ctre sistem. Cantitativ, primul principiu se exprim prin relaia: U = Q - L (1.40) Pentru sistemele gazoase energia intern depinde de cantitatea de gaz i de temperatur conform relaiei (1.6).

49


Pentru aceste sisteme (i n general pentru fluide), schimbul de lucru mecanic este legat de variaia volumului; dac un gaz aflat la presiune constant p prezint o variaie de volum V, lucrul mecanic schimbat se exprim prin relaia L = p V, iar dac presiunea nu este constant, la o variaie de volum de la V1 pn la V2, lucrul mecanic are expresia L =V2

V1

p dV .

Efectuarea de lucru mecanic de ctre masele de gaz poate fi, ca n cazul deplasrilor maselor de gaz (vnturi), surs de producere a altor tipuri de energie, n special energie mecanic; este cazul vaselor cu pnze, sau a generatoarelor eoliene, a cror energie de micare indus de vnt este transformat n energie electric. O turbin eolian (generator eolian) este compus din trei pri: - turn, - rotor, - nacel (incinta generatorului electric i a dispozitivelor auxiliare) figura 1.60 Figura 1.60 Considernd turbina ca un disc virtual de raz r (figura 1.61), puterea maxim disponibil de vntul format din aer cu densitatea , n micare cu viteza v, este dat, innd cont de faptul c puerea mecanic se exprim prin produsul dintre for i vitez i de expresia forei de rezisten la micarea n fluide (1.31) de relaia:

1 1 P = r 2 v 3 = S v 3 2 2

(1.41)

Aceast valoare nu poate fi disponibil n ntregime; innd cont de faptul c la trecerea prin turbin seciunea curentului de aer se modific de la S1 la S2 (figura 1.62) i, conform ecuaiei de continuitate S1v1 = S2v2, curentul de aer pstrnd o vitez v2 dup trecerea prin turbin,valoarea maxim ce poate fi extras de la curentul de aer este:

1 P = S CP v3 2relaia =

(1.42)

unde C P = 4 (1 ) 2 se numete coeficient de performan, mrimea fiind dat de

v1 v 2 . Coeficientul de performan are valoarea maxim teoretic 0,6; turbinele v1

eoliene actuale ating valoarea 0,4 pentru

Documents

Fizica Si Poluarea Atm_2