авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 8 |
-- [ Страница 1 ] --

Санкт-Петербургский Государственный Университет

Л.С.Ивлев, Ю.А.Довгалюк

Физика атмосферных аэрозольных систем

Санкт-Петербург

1999

УДК 551.576, 541.182, 536.7

ББК 26.23

Д58

Печатается по решению Российского Фонда Фундаментальных Исследований

Грант РФФИ № 99–05–78027

Ивлев Л.С., Довгалюк Ю.А.

Физика атмосферных аэрозольных систем. — СПб.: НИИХ СПбГУ, 1999. — 194с.

Монография содержит материал составляющий основу знаний о процессах генерации и эволюции аэродисперсных систем, включая водные облачные образования, процессах стока из атмосферы. Основное внимание уделяется водным аэрозолям: термодинамике фазовых переходов воды в атмосфере, коагуляции частиц, образованию осадков. Значительная часть монографии посвящена оригинальным работам авторов по исследованию пространственно-временной структуры аэрозолей, их составу и морфологии, оптическим свойствам. Рассматриваются вопросы влияния аэрозолей и облаков на формирование климата, а также их роль в природных и антропогенных экологических катастрофах, типа вулканических извержений, ядерных взрывов. Книга представляет интерес для студентов и научных работников, занимающихся вопросами физики атмосферы, экологии и климата.

Monograph contains material, which gives basical knowledge about processes of aerosol systems.

The monograph includes information about water cloud formation, atmospheric flow processes. More attention was given to water aerosols: thermodynamics of water phase transition in atmosphere, formation of precipitation. Important part of monograph has unique results of scientists, who realised investigations spatial-temporary aerosols structures, their composition, morphology and optical properties. Authors observes aerosols and clouds influence at climate, and its role in natural and anthropogenic ecological catastrophes, for example volcanic erruptions or nuclear explosions. This book can be useful for students and scientists, interested in atmospheric physics, ecology and climate.

Ивлев Л.С., Довгалюк Ю.А., НИИХ СПбГУ, ПРЕДИСЛОВИЕ Интерес к аэрозолям возник в конце ХIХ - начале ХХ века в связи с известными работами Р.

Милликена по определению величины единичного электрического заряда и Дж. Вильсона по созданию ионизационной камеры, а также ученого-химика Дж. Гиббса (1896г.) Большим толчком к развитию исследований физико-химических свойств аэрозолей послужило их использование в военных целях (в виде маскирующих дымов и отравляющих веществ).

Как область науки об атмосфере Земли физика аэрозолей начала развиваться буквально в последние годы, когда стало ясно, что исследования оптических явлений в атмосфере и облачных процессов не могут продолжаться дальше без понимания физической картины образования и трансформации аэрозолей[1-5].

Значение различных компонентов атмосферы в атмосферных процессах далеко не определяется только их относительным содержанием в воздушной массе. Аэрозольные частицы ( если не причислять к ним облачные) т.е. частицы пыли, дымов и т.п., представляют собой по массе ничтожную долю атмосферы, в сильно запыленном воздухе доля аэрозольных частиц не превышает 10-6 воздушной массы, в которой они содержаться, а для всей атмосферы эта величина не превышает 10-9, иными словами, она на три-четыре порядка меньше массовой доли водяного пара. И несмотря на это, роль аэрозолей в атмосферных процессах очень важна, в первую очередь, в связи с проблемой образования облаков и взаимодействием аэрозольных частиц с водяным паром. При отсутствии ядер конденсации облака могли бы возникать в атмосфере только на больших высотах вследствие конденсации водяного пара на ионах. То обстоятельство, что масса водяного пара в единице объема воздуха на несколько порядков больше, чем масса аэрозольных частиц оказывает существенно влияние на изменчивость оптических характеристик аэрозолей: так, даже при постоянной концентрации твердых аэрозольных частиц достаточно измениться внешним условиям (например, температуре окружающей среды, а следовательно, относительной влажности, интенсивности и спектральному составу падающего солнечного излучения) и моментально может произойти трансформация размеров и состава аэрозольных частиц вследствие перехода некоторой доли воды из газообразного состояния в аэрозольное. Причем в настоящее время еще не всегда ясны механизмы роста аэрозольных частиц при изменении относительной влажности, особенно когда она довольно далека от насыщения. В ряде случаев это определяется особыми физико-химическими свойствами некоторых аэрозольных частиц.

Весьма интересным обстоятельством является также то, что молекула воды на поверхности аэрозольных частиц может существенно деформироваться, а также определенным образом ориентироваться. Еще Я.И.Френкелем высказывалась мысль, что ориентированная адсорбция молекул воды может являться причиной заряжения частиц[6]. В настоящее время физики вновь обращаются к этой идее. Во всяком случае, совершенно очевидно, что явления атмосферного электричества теснейшим образом связаны с присутствием в атмосфере аэрозольных частиц. Во первых, прилипание легких ионов к аэрозольным частицам ведет к уменьшению проводимости воздуха. Во-вторых, сосредоточение на крупных аэрозольных частицах (радиусом больше 0,1 мкм) заряда определенного знака может приводить к образованию в воздухе значительных объемных зарядов. Следует подчеркнуть, что роль аэрозольных частиц разных размеров в атмосферных явлениях весьма различна. Так, начальное заряжение капель и электрические свойства атмосферного воздуха определяются содержанием в нем ионов радиусом от 10-7 до 5,510-6 см.В оптике атмосферных аэрозолей основное влияние на процессы рассеяния и ослабления радиации оказывают более крупные частицы: порядка длины волны излучения. Для процессов облакообразования важно присутствие в атмосфере облачных ядер конденсации и сублимации, которые в основном имеют размеры больше 1мкм.Такие частицы определяют также химический состав атмосферных аэрозолей и осадков[7].

Аэрозольные частицы являются также носителями радиоактивности. В этом плане они представляют опасность из-за переноса радиоактивности высокой концентрации на большие расстояния и из-за сравнительно быстрого опускания радиоактивных аэрозольных частиц из верхних слоев атмосферы в нижние[8].

Изучение аэрозолей представляет интерес и потому, что они являются естественными катализаторами фотохимических и иных реакций в атмосфере и конечными продуктами ряда процессов[9].

Присутствие аэрозольных частиц существенно и для атмосферных оптических явлений:

практически во всем оптическом диапазоне величины коэффициентов аэрозольного ослабления, рассеяния и поглощения приблизительно того же порядка, что и для всех вместе взятых атмосферных газов, но аэрозольные оптические характеристики гораздо более изменчивы как во времени, так и в пространстве. Кроме того, угловые оптические характеристики аэрозолей (например, индикатриссы рассеяния) существенно отличны от этих характеристик для газов.

Вследствие этого в атмосфере наблюдаются такие оптические явления как зори, радуга, венцы, глории и др. [10].

Все сказанное не исчерпывает, конечно, тех проблем и задач, которые возникают при исследовании атмосферных аэрозолей.

В широком смысле облака являются частным случаем атмосферных аэрозолей или, если быть более точным, облака - это определенная стадия жизни атмосферных аэрозолей. Поэтому все перечисленные проблемы, возникающие при исследовании аэрозолей, являются и проблемами физики облаков. Однако в связи с тем, что в облаках мы имеем дело с жидкой фазой, основную долю которой составляет вода, исследование облаков в основном опирается на изучение свойств воды, ее фазовых переходов, а также на изучение процессов укрупнения капель воды и кристаллов, что делает задачу более определенной, хотя и не менее сложной[11,12].

Необходимо отметить еще и то обстоятельство, что присутствие аэрозолей и влаги в атмосфере играет чрезвычайно важную роль в формировании климата всей Земли. Их наличие существенно влияет на термический режим атмосферы и земной поверхности. Известно, что количество приходящей солнечной радиации зависит от состава атмосферы и прежде всего от наличия аэрозолей, которые поголощают и рассеивают коротковолновую солнечную радиацию, уменьшая тем самым величину потока, приходящего на подстилающую поверхность (по современным данным альбедо системы Земля - атмосфера составляет 0,3 - 0,4). Это приводит к понижению температуры подстилающей поверхности. В свою очередь, находящиеся в атмосфере пары воды захватывают значительную часть длинноволнового излучения земной поверхности и направляют его обратно. Оно поглощается поверхностью, приводя к ее дополнительному нагреванию, и вновь излучается в атмосферу. Это явление получило название парникового эффекта.

По современным оценкам пары воды определяют около 60% парникового эффекта. Рассчитано, что в отсутствие парникового эффекта температура Земли составляла бы -18 °С, а с его учетом она равна +15°С. Фазовые переходы воды в атмосфере и на поверхности Земли также могут влиять на энергетический баланс системы Земля-атмосфера - космос[12-15].

Представляемая на суд читателей монография написана авторами совместно.

Недостаточность финансирования вынудила авторов существенно сократить материал, посвященный непосредственно аэрозолям. Не включены в текст также разделы по диффузии и радиолокационному зондированию облаков.

Главы 3,5,6 написаны, в-основном, Ю.А. Довгалюк, а главы 1,2,7 – Л.С. Ивлевым.

Глава АЭРОЗОЛЬНЫЕ ЧАСТИЦЫ В АТМОСФЕРЕ 1.1. Источники и химический состав атмосферных аэрозолей Аэрозольные частицы в атмосфере имеют широкий диапазон размеров, так как к ним относятся как частицы, состоящие из нескольких молекул (кластеры), имеющие диаметр порядка нм, так и крупные пылинки, витающие в воздухе, диаметром в несколько десятков микрон (104 нм).

Точно определить наибольшие размеры аэрозольных частиц сложно, так как в разных условиях частицы одного и того же размера могут выпадать из атмосферы, а могут и довольно длительное время находиться взвешенными в воздухе. По Х.Юнге эта граница равна rmax = 20 мкм. Во время пылевых бурь верхний предел размеров витающих в воздухе частиц может превышать 100 мкм.

По размерам различают три класса аэрозольных частиц: мелкодисперсные (r 0,1 мкм), среднедисперсные (0,1 мкм r 1 мкм) и грубодисперсные ( r 1 мкм). Среднедисперсные аэрозоли называются также большими частицами, а грубодисперсные - гигантскими. Часть мелкодисперсной фракции, которая обладает гигроскопическими свойствами и регистрируется с помощью счетчиков Айткена (представляющих собой модификацию камеры Вильсона), называется ядрами конденсации.

По характеру образования и трансформации аэрозольных частиц мелко- и среднедисперсная фракции были названы К.Уитби транзитивной и аккумулятивной. Для частиц меньше 1 мкм в литературе также употребляются термины субмикронная или тонкодисперсная фракция.

Основными источниками аэрозолей являются поверхности суши, морей и океанов, метеоритные потоки, лесные пожары, химические и фотохимические реакции в атмосфере и растительном покрове, хозяйственная деятельность человека. Почвы, включая поверхности степей, пустынь, гор, представляют собой наиболее мощный источник аэрозольных частиц. Вдали от моря и промышленных районов они практически полностью обусловливают химический состав аэрозольных частиц в нижних слоях атмосферы. Косвенные оценки позволяют предполагать, что по массе почва дает около 50% всех аэрозольных частиц в атмосфере. Однако их химический состав не идентичен полностью химическому составу почв ввиду того, что не все минералы и другие почвенные продукты одинаково диспергируются. В основном для аэрозолей почвенного происхождения характерно присутствие кварца и других соединений кремния, глиноземов, карбонатов и кальцитов, окислов железа. Доля органических веществ в аэрозолях почвенного происхождения невелика, не более 10%. Значительное количество аэрозолей в атмосфере связано с пыльными бурями, которые заносят пыль далеко в океаны и даже переносят ее, например, из Африки через Атлантический океан в Америку.

Пыль очень обогащена окислами железа и марганца по сравнению с грунтом - ее источником.

Вероятно, при образовании мелкой пыли процессы физического и химического разделения действуют селективно, но это фракционирование пока не изучено. Примерно одинаковый состав пыли обнаружен над разными местами с открытой земной поверхностью (в горах, пустынях, полупустынях, степях, над пахотой). В относительно больших количествах в аэрозолях могут наблюдаться также соединения магния, натрия и калия.

Максимум распределения частиц почвенного происхождения по размерам, как правило, находится в субмикронной области, но весьма вероятны также максимумы в области размеров 1 мкм r 5 мкм. Частицы почвенного происхождения с радиусами меньше 0,1 мкм могут образовываться, в частности, при кристаллизации на поверхности почвы солей, растворенных в грунтовых водах. С.Тумей оценил мощность генерации таких частиц, как 104 105 частиц/см2[16].

Особенно интенсивно выделение мелких частиц в атмосферу происходит на солончаковых почвах.

По измерениям, проведенным в пустыне Кара-Кумы, вклад солончаков в общее содержание аэрозолей составляет примерно 20 30 % [17-18].

Второй мощный источник аэрозольных частиц - морская поверхность, дающая по массе приблизительно 20 % вещества диспергированной фазы. Химический состав этих частиц примерно соответствует химическому составу сухого остатка морской воды: NaCl - 78%, MgCl2 - 11 %, CaSO4, Na2SO4, K2SO4 - 11 %. Концентрация солевых частиц над океаном может достигать 100 см-3, но в среднем составляет 1 см-3. Максимум в распределении по размерам приходится на солевые частицы диаметром около 0,3 мкм. Частицы морского происхождения могут проникать далеко в глубь суши. На поверхности океана в тонком слое (порядка одного микрона) концентируются также органические поверхностно-активные вещества и масла. Образование и разрыв мелких пузырьков на морской поверхности приводит к тому, что кроме морских солей в воздух поступают также частицы из органического вещества. Они могу играть важную роль в оптических явлениях в приводном слое атмосферы[19,20].

Мощными источниками пылевой материи являются вулканы, которые выбрасывают в атмосферу колоссальное количество дыма и вулканического пепла. Эти частицы вместе с газами вулканического происхождения поднимаются в атмосферу на высоту более 20 км, причем самые мелкие частицы могут существовать в стратосфере на протяжении нескольких лет. Несмотря на эпизодичность извержений можно оценить их среднегодовую мощность примерно в 108 т. Кроме того, сернистый газ, выбрасываемый в стратосферу (107 т/год), вступает в химические и фотохимические реакции с различными газовыми и аэрозольными компонентами атмосферы, в результате чего образуются новые аэрозольные частицы - сернокислотные и сульфатные.

Анализ химического состава дыма и пылевой материи вулканов показывает преимущественное содержание соединений кремния: 60 80 %, сульфатов: 10 30%, кальцитов: 10%, соединений алюминия: 0 20%, железа: 1 10% [21,22].

В аэрозольной лаборатории НИИФ СПбГУ в период 1974-1981 гг. неоднократно проводились измерения аэрозолей приземного слоя атмосферы вблизи действующих вулканов Камчатки (Толбачик, Ключевской, Горелый, Карымский, Мутновский). Распределение частиц по размерам с r 0,2 мкм определялось с помощью фотоэлектрического счетчика АЗ-5М, а для г 0,5 мкм с помощью электронно-микроскопического анализа импакторных и фильтровых аэрозольных проб [12].

Достаточно многочисленные измерения химического и элементного состава аэрозолей вулканического происхождения свидетельствуют о сходных процессах их образования и дальнейшей эволюции: эмиссия продуктов истирания стенок кратера и частиц измельченной лавы, а также паров водяного пара, сернистого газа, соляной кислоты, легко испаряющихся металлов, которые в дальнейшем вступают в различные химические реакции и конденсируются. Химический анализ дыма и пылевой материи для различных вулканов показывает преимущественное содержание соединений кремния - 60-80%, сульфатов - 30-10%, кальцитов - 3-10%, соединений алюминия 0-20%, железа - 1-10%. Однако более детальное рассмотрение результатов химического и элементного анализа свидетельствует и о существенных различиях в составе выброшенного материала для разных вулканов[21,22].

Для мощных вулканических извержений характерно изменение химического состава аэрозольных частиц с ростом высоты: сильное обогащение ряда умеренно летучих элементов (мышьяк, селен, свинец, кадмий, цинк) в мелких частицах, а также элементов, характерных для магмы (кремний, кальций, скандий, титан, железо, цинк, торий), содержащихся в более крупных частицах. Это можно интерпретировать только как то, что источником вещества верхней границы шлейфа являются не частицы разрушенной вершины вулкана, а горячие выбросы магмы. От мечаются также изменения химического и элементного состава вулканического вещества в разные периоды извержения [8].

При анализе изменчивости элементного состава аэрозолей вулканического происхождения удобно использовать нормировку содержания элементов в нем по эталонному материалу элементному составу магмы, изверженной лавы, пеплу различных пород. Проведенный анализ состава пород при отдельных извержениях свидетельствует о значительных вариациях их элементного состава наибольшим постоянством отличается содержание двуокиси кремния.

Характерны следующие данные по содержанию двуокиси кремния в лавах вулканов разного типа:

базальто-во-толеитовые (вулкан Килауэа 47-52%), андезитные (вулкан Фуэго) 48-54%, фонолитово тефритовые 50-55%, дацитовые (вулкан Сент-Хеленс) 65-70%, риолитовые (вулкан Аскья) 68%.

Изменения содержания А1 значительно выше, особенно в лавах дунитовой породы, а Са и Mg в сие нитах, в которых наблюдаются также заметные потери Fe, Na, К, Ti, Mn, Ni и Р. Еще более значительны вариации содержания элементов в пеплах. Например, элементный анализ пепла при извержениях вулкана Попокатепетль (21.12.94 г. - 28.01.95 г.) показал, что пепел сильно обогащен по сравнению с земной корой такими легко возгоняемыми элементами, как S, Вг, РЬ, Hg, Zn, Сu, фактор обогащения FE(x) = [х]а/[х] которых превосходит 10 и изменяется в зависимости от времени выброса пепла.

Реально нормировка содержания элементов должна проводиться по элементному составу земной коры с использованием в качестве референтного элемента кремния. В этом случае ошибка для большинства элементов не должна превышать 20-30%. Было осуществлено использование единой методики для выявления пространственно-временной изменчивости элементного состава вулканических аэрозолей. В табл 1.1 и 1.2 представлены значения факторов обогащения для данных из мерений элементного состава аэрозолей при извержениях вулканов Августин и Попокатепетль.

Таблица 1.1. Факторы обогащения для различных элементов в атмосферных аэрозолях. Вулкан Августин, 1—21 февраля 1976 г.

Элемент 1.02 2.02 3.02 4.02 20.02 21, 0—8 км 8—32 км 0—8 км 8—32 км Тропосфера А1 1,08 1,11 1,15 1,83 1,25 1,32 1,13 1, Ре 1,31 0,85 0,92 1,68 0,92 0,89 0,80 0, Са 1,51 1,66 0,83 1,27 1,13 1,08 0,95 0, Na 1,18 1,43 1,61 2,70 1,74 1,74 1,2 1,20, К 0,44 0,51 0,41 0,78 0,61 0,61 0, Mg 1,55 0,81 0,41 0,54 0,46 0,49 0,38 — Ti 1,51 1,43 0,83 1,08 0,75 0,63 0,68 0, Mn 0,98 1,43 0,94 1,59 0,97 0,91 0,86 0, Ва 2,2 3,2 1,67 3,4 2,6 2,2 2,3 1, S 1,31 3,1 0,121 0,063 0,050 0,058 49 Sr 7,6 3,3 0,66 2,6 1,42 0,79 — — Cl 7900 4100 350 5,3 20 62 — — V 1,46 1,75 1,13 1,31 0,94 0,95 0,84 0, Rb 0,35 0,31 0,16 0,34 0,19 0,28 — — Cr 15 13 0,167 4,2 0,132 0,166 0,120 0, Zn 9,4 6,4 7,4 12, 5,2 2,8 — — Ce 0,66 0,71 0,61 0,72 0,98 0,82 0,87 0, Cu 29 16 4,7 7,7 3,7 1,72 3,4 1, La 1,64 0,60 0,58 0,88 0,69 0,58 0,61 0, Co 1,0 1,07 0,55 0,99 0,52 0,55 0,45 0, Sc 1,45 1,64 0,92 1,66 0,95 1,03 0,82 0, Pb 52 23 56 24 9,6 7,9 — — Th 0,49 0,44 0,59 0,98 0,67 0,60 — — Sin 0,68 0,83 0,79 0,29 1,00 0,73 — — Cs 0,18 0,16 0,12 0,23 0,95 0,55 — — Hf 1,28 1,49 1,79 3,2 2,1 1,92 1,82 1, Yb 0,89 1,32 0,91 1,75 1,50 1,20 — — As 370 460 36 80 28 17 25 Eu 0,72 0,84 0,90 1,62 1,12 1,06 1,02 0, W 5,9 8,3 1,79 2,8 0,60 0,73 — — Sb 304 260 33 66 32 17 27 Br 38000 13000 3500 1400 197 180 — — Cd 290 166 65 22 39 27 35 Hg 55000 76000 56000 6200 2500 1500 — — Se 3600 4900 320 630 240 122 214 Au 47 96 8,5 16 6,5 5,9 6,3 5, M, мкг/м3 20 9,77 2100 250 620 145 — — Отчетливо видно изменение соотношения концентраций элементов в зависимости от высоты.

Для Na, К, Mn, Ва, S, V, Sc, Hf, Yb, As, Eu, W, Se, Au наблюдается увеличение фактора обогащения с ростом высоты, а для С1, РЬ, Br, Cd - уменьшение. Это свидетельствует, вероятно, о более быстром аэрозолеобразовании и конденсационном росте частиц, содержащих С1, РЬ, Br и Cd, чем соединений, содержащих другие элементы. Еще более интересна вре-. менная изменчивость факторов обогащения для ряда элементов. Относительно постоянны значения FE для А1, К, Ва, С1, Th, Sm. Для элементов Fe, Ca, Mg, V, Cr, La, Co, Sc наблюдалось заметное превышение фактора Таблица 1.2 Коэффициенты обогащения FE (x) no Si для различных элементов в аэрозольных пробах при извержении вулкана Попокатепетль Элемент 29.12.94 06.01.95 14.01.95 21.01.95 27.01.95 27-28.01.95 28.01. FE 0,24 0,228 0,72 0,36 0,40 0,40 0, А1 1,04 1,20 1,64 1,36 1,12 1,24 1, Ca 0,48 0,52 0,84 0,68 0,68 0,72 0, S 1,92 340 432 364 180 592 4,4 7,2 7,6 4,8 6, Р 21,2 6, С1 28,8 44 144 100 26,4 52 К 0,16 0,20 0,20 0,12 0,32 0,28 0, Ti 0,36 0,24 0,48 0,52 0,48 0,48 0, Сг 0,72 0,44 3,00 2,16 0,60 1,24 0, Мп 0,12 0,22 0,60 0,15 0,27 0,32 0, № 0,37 0,33 2,24 0,80 0,56 0,92 0, Си 8,4 2,08 18,0 3,16 0,96 1,36 2, Zn 1,12 0,64 7,2 2,32 1,56 2,64 2, 0, Ga 0,23 0,19 2,44 1,56 0,52 1, Se 13,6 18,0 104 28 6,4 11,8 Br 10,4 12,4 48 19,8 22,4 12,8 9, Rb 0,18 0,22 2,16 1,32 0,48 0,64 1, Sr 0,40 0,40 0,44 0,92 0,56 0,68 0, 0,54 296 0,72 1, Y 1,08 3,44 3, 0, Zn 0,27 1,52 0,72 0,72 0,72 0, 180 260 740 360 180 240 Hg Pb 5,2 7,6 36 13,6 7,2 12,8 11, обогащения только в первый день, а для элементов Ti, Мn, W, Cd, Zn, Сu, Pb, Аu отмечается регулярное уменьшение фактора обогащения, причем у Zn, Сu, Cd, Pb это уменьшение более чем на порядок величины.

Сходно поведение также элементов As, Sb, Se, Br, у которых наиболее высокое значение фактора обогащения в первый день измерений, резкое уменьшение (на порядок) во второй день, а затем регулярное уменьшение, причем у Br на третий день FE уменьшается еще в 15 раз. Самая высокая интенсивность эмиссии вулканического вещества в атмосферу наблюдалась 2 февраля. При этом факторы обогащения увеличились у элементов Na, Pb, Hg, Ca, а их заметное уменьшение наблюдалось у S, Mg, Cs, Rb, Cr, Со, имеющих FE 1 и Сu, Ва, Sr, V, имеющих FE 1. Особый случай представляет элемент S, у которого FE 1 со 2 по 4 февраля и возрастает к 21 февраля до 49.

Для данных, полученных при извержении Попокатепетля, для значительной части террогенных элементов (Fe, А1, Ca, К, Ti, Cr, Mn, Ga, Zr) получены очень низкие значения FE. Для большинства элементов отмечается увеличение фактора обогащения вплоть до 14 января 1995 г. с последующим уменьшением FE, соответствующим сильному ослаблению интенсивности извержения.

Для серы фактор обогащения с начала измерении был уже достаточно высоким FE = 200, а к 28 января он достиг значений 440-600. Также наблюдалась сильная зависимость факторов обогащения для отдельных элементов от метеорологических условий: для S увеличение FE отмеча лось в ночные и утренние часы. а для Cu, Br, Se в дневные.

Были получены достаточно большие массивы данных N (r 0,2) при различных метеорологических условиях и интенсивностях эмиссии вулканического вещества. В 1994-1995 гг.

были осуществлены аналогичные измерения в Мексике вблизи вулканов Колима, Паракутин и Попо катепетль. Во время извержения вулкана Попокатепетль (21 декабря 1994 - 28 января 1995г.) выполнялись измерения аэрозолей с помощью фотоэлектрического счетчика АЗ-5М с борта самолета и исследовались пепловые выпадения.

Количество пылевой материи внеземного происхождения сравнительно невелико. В атмосферу выпадает 100 200 млн метеоритов или около (1 5) 106 т космического вещества в год, ряд оценок дает значительно меньшее количество - 104 т в год, без учета мелкодисперсной фракции.

Процентное содержание элементов в метеоритах в среднем следующее: O - 33%, Fe -29%, Si - 17%, Mg - 14%, S - 2,1%, Ni - 1,7%, Ca - 1.4%, Al - 1%, Na - 0,7%. Кроме этих элементов присутствуют в довольно заметных количествах Cr, Mn, K, P, Ti, Co. Доля пылевой материи внеземного происхождения составляет приблизительно 10 % от общего содержания аэрозольных частиц в нижней стратосфере, с высотой увеличиваясь до 80 100%[8].

Растительность - тоже весьма эффективный источник мелкодисперсных фракций органических аэрозолей. По оценке Ф.Вента биосфера ежегодно выделяет в атмосферу 108 т терпеноподобных и слабо окисленных углеводородов, что дает естественный фон примерно в 3 мкг/м3[23]. В аэрозольное состояние переходит лишь часть углеводородов и других органических соединений, главным образом в результате фотохимических реакций [9,24].

Фотохимические и химические реакции в атмосфере ответственны за появление мелкодисперсной фракции аэрозолей, так называемых вторичных аэрозолей. Они образуются не только из продуктов органических соединений, но также сернистого газа, сероводорода, аммиака, окислов азота и некоторых других газов с окислителями типа озона, а также с водяным паром и аэрозольными частицами, играющими в основном роль катализаторов.

Источниками сернистого газа кроме вулканов являются и промышленные предприятия: т/год, а также анаэробные бактерии, источником сероводорода - в основном растительность и продукты разложения организмов в почве и воде. Оценки величины выделяемого в атмосферу сероводорода затруднена, но можно предполагать, что она порядка 108 т/год. В пересчете на все источники это составляет для (SO4)-2 приблизительно 4 108 т/год.

Оценки мощности источников окислов азота и аммиака дают величину порядка 4 107 т/год.

Кроме того, следует помнить, что лишь часть всех этих газов (10 25%) образует аэрозольные частицы[25].

За последние годы в связи с переходом на сжигание газов вместо угля промышленное производство сернистого газа и окислов азота заметно увеличилось. Причем большое количество этих газов окисляется до ангидридов кислот и растворяется в облачных каплях. Предложено три основных механизма образования аэрозольных частиц из этих газов в атмосфере.

1. Фотохимическое окисление, гетерогенные газовые реакции. Процесс происходит в засушливых районах и в высоких слоях тропосферы. Скорость конверсии составляет 0,03% SO2, окисляемого за 1 ч в чистом воздухе фотохимическим путем.

Образование аэрозольных частиц при коротковолновом облучении происходит в присутствии NO2.

2. Каталитическое окисление в присутствии тяжелых металлов. Скорость реакции в большой степени зависит от присутствия подходящих катализаторов (ионов тяжелых металлов) и может быть достаточно большой в сильно загрязненном воздухе. При определенных значениях рН этот процесс прекращяется. Реакция проходит как в сухом воздухе, так и в облачных каплях.

3. Реакция аммония с двуокисью серы в присутствии жидкой воды (реакция облачных капель). Скорость образования сульфатных частиц в реакции {SO2 - NH3} зависит от поступления NH3. Если значение рН поддерживается достаточно высоким, например, вследствие поступления NH3, то реакция может продолжаться. Механизм образования сульфата аммония эффективен только в присутствии жидкой воды, т.е. в районах, где существуют облака и туманы. Расчеты по моделям показывают, что скорость окисления в облачных каплях равна 12% в 1 ч. Измерения с самолетов частиц {(NH4)2SO4} показывают, что максимальная концентрация сульфатных частиц часто наблюдается под нижней границей облака. Частицы сульфата аммония могут оставаться взвешенными в воздухе после испарения капель облаков и туманов. Начальные ядра сульфата аммония имеют радиусы порядка 3 10-9 см и переходят в капли размером 10-6 см.

Кроме серной и азотной кислот и их солей в атмосфере может образовываться также соляная кислота и ее соли. Их образование происходит в результате освобождения хлора с поверхности моря в газообразной фазе.

Весьма существенным источником аэрозолей являются продукты лесных пожаров, главным образом сажа и пепел, которые могут поглощать заметную долю падающей на Землю солнечной радиации[26].

Среди промышленных аэрозолей наибольшая доля частиц приходится на продукты сгорания.

Состав аэрозольных частиц из дымовых труб примерно следующий: сажа - 27 48%, смола - 1%, зола 51 62%. Зола представляет собой главным образом соединения кремния и кальция. Общее количество аэрозолей промышленного происхождения в приземном слое по разным оценкам достигает от 5 10 до 45%. Верхние оценки, вероятно, завышены. Однако даже 5 10% аэрозольных частиц промышленного происхождения - по массе от общего количества аэрозолей примерно 108 т играют очень большую роль из-за того, что сосредоточены эти аэрозоли в основном в наиболее густонаселенных промышленных районах;

размеры аэрозольных частиц промышленного происхождения лежат в наиболее оптически активном диапазоне (0,1 мкм r 1 мкм). Вещество частиц промышленного происхождения содержит компоненты, сильно поглощающие солнечную радиацию: сажу, соединения железа, смолы, а также вредные для здоровья соединения свинца, цинка и канцерогенные вещества[2,27].

Физико-химические свойства аэрозолей. образующихся при горении различных веществ (нефти и нефтеродуктов, газа, лесной растительности, угля и т.п.) исследовались неоднократно.

Одно из направлений исследований связано с начальной стадией образования аэрозолей фрактального типа и их последующей эволюцией, другая с оценками выхода различных компонентов продуктов сгорания и их оптическими свойствами.

В процессах, происходящих в реальной атмосфере практически всегда происходит неполное сгорание как из-за недостатка поступающего в зону горения кислорода, так и из-за выбрасывания отдельных объемов реагирующих веществ в более холодные области, что приводит к резкому замедлению реакции горения или даже к ее полному прекращению(явление “закалки”). Расчет осредненного выхода продуктов сгорания нефти при двух температурах горения с учетом явления закалки дает следующие цифры Таблица 1. температура коэфф. выход продуктов сгорания исходной нефти, кг/кг горения Т0С избытка воздуха СО2 СО сажа Н2О Н2 SO 1300 0,93 2,718 0,218 0,021 1,068 0,010 0, 1500 0,94 2,736 0,206 0,021 1,098 0,007 0, Количество SO2, приведенное в таблице относится к нефти с индексом С2. Для нефти с индексом С1 оно будет 0,007 кг/кг, а для С3 -0,054 кг/кг.

Следует также отметить, что коэффициент аэрозолеобразования в реальных условиях выше, чем выход сажи и изменяется в пределах 4.5-12 %, что объясняется образованием аэрозолей, содержащих не только элементный углерод, но и не полностью сгоревшие углеводороды.

Таблица 1.4. Содержание углерода (сажи) в приземном слое в разных климатических регионах, нг/м Место наблюдения зима лето Центральная Атлантика 12 Центральные районы Тихого океана 2 Западная Атлантика 190 Арктика, м.Барроу 50 – 310 10 – Арктика, Нью-Алесунд 70 – 300 3 – Южный полюс 1,3 – 1,5 0, Западная Сибирь (р.Обь) 300 300 – г.Кисловодск 1500 г.Алма-Ата 11000 Санкт-Петербург 4000 Москва 7000 – 30000 3400- г.Пекин 23000 – 30000 — Среднеглобальная величина 50 – 500 среднегодовая Городской район — Континентальный (сельхоз.) район — Приводный слой над океаном — Содержание сажи в атмосфере Земли, в значительной степени отвечающей за глобальные изменения климата в последнее столетие непрерывно растет.

Оно очень сильно варьирует в зависимости от места наблюдения, что иллюстрируется таблицей 1.4, полученной из данных научного сотрудника ИФА РАН В.М.Копейкина с соавторами, а также эпизодических наблюдений авторов.

Особое внимание в работах, посвященных исследованию воздушных загрязнений, уделяется автомобильному транспорту. В выхлопных газах автомобиля обычно содержится очень большое количество разнообразных частиц диаметром 0,02 0,06 мкм и небольшое - крупных. В среднем общая масса этих твердых частиц составляет около 0,08% от массы потребляемого двигателем горючего, причем около половины этого вещества составляют соединения свинца, в основном в виде его окислов.

Заслуживают также внимания как источник аэрозолей в стратосфере и верхней тропосфере продукты сгорания авиационного топлива. Мощность этого источника примерно (1 5) 106 т/год, причем величина массы аэрозольного и газообразного вещества, попадающего в атмосферу, в последние годы непрерывно растет[28].

Общее количество аэрозольного вещества, выделяющегося в земную атмосферу, составляет 1091010 т/год. Однако соотношение между аэрозольными веществами различного происхождения сильно изменяется в пространстве и зависит не только от распределения и мощности источников аэрозолей, но и от времени существования аэрозольных частиц разного происхождения. Если в стратосфере время жизни наиболее мелких частиц составляет около трех лет, то в тропосфере оно гораздо меньше - от нескольких месяцев до дней, в зависимости от дисперсности частиц и их физико-химических свойств. Так, время жизни аэрозольных частиц, образующихся из продуктов реакций сернистого газа с другими веществами, примерно пять дней, других гигроскопических аэрозольных частиц - несколько больше, но примерно того же порядка. Время жизни аэрозолей промышленного происхождения также близко к этой величине и приблизительно равно 30 дням, а малогигроскопичных и нерастворимых частиц (при r 5 мкм) 2 4 месяца. Наиболее крупные аэрозольные частицы с r10 мкм существуют меньше суток[29].

Общее содержание аэрозолей разного происхождения Ni (см-3) определяется как функция интенсивности образования этих частиц (мощность источника) - i (т/год), и (времени их жизни) - i (или скорости стока) - Ri). Для установившегося режима загрязненности атмосферы i = Ri. Время пребывания аэрозоля в атмосфере i = Ni/Ri и, следовательно, Ni = i i в предположении, что i не зависит от Ni.

Удаление (сток) аэрозолей из атмосферы происходит в основном в результате вымывания аэрозольных частиц облаками, туманами, осадками, а также в результате сухого осаждения на препятствиях и седиментации. Удаление из атмосферы газовых примесей, образующих аэрозольные частицы, также будет регулировать концентрацию аэрозолей в атмосфере. Большинство газовых примесей особенно активно удаляется из атмосферы в результате адсорбции на водных каплях и увлажненных поверхностях. Следует признать, что наименее эффективный механизм удаления аэрозольных частиц из атмосферы - осаждение под действием силы тяжести. Экспериментальные данные и простейшие оценки показывают, что седиментацией можно пренебрегать для частиц с r 10 мкм, если в атмосфере происходят процессы конвективного и адвективного переноса воздушных масс.

Вклад сухого осаждения в общую скорость удаления аэрозолей из атмосферы в умеренных широтах составляет примерно 10 20%. Конденсационный и коагуляционный рост частиц увеличивает их размеры и скорость осаждения. Одним из главных процессов удаления как аэрозольных частиц, так и газовых примесей из атмосферы в почву является очищение воздуха осадками. Этот процесс достаточно сложен и его эффективность определяется эффективностью переноса примесей к месту очищения (облакам и туманам), внутриоблачным очищением элементами облака (вымывание облаками), подоблачным очищением осадками (вымывание осадками).

Вымывание в облаках и подоблачном слое зависит от нескольких факторов: 1) размера и концентрации частиц в атмосфере;

2) размера и концентрации облачных и дождевых капель, действующих как коллекторы;

3) запаса жидкой воды в облаке при непрерывной конденсации;

4) значения рН и химического состава облачной и дождевой воды;

5) степени растворимости газов и частиц в водных каплях. Особенно эффективно происходит вымывание гигроскопических и смешанных частиц.

По химическому составу сильно различаются аэрозоли морские, континентальные, городские и стратосферные. Понятие морские аэрозоли в смысле химического состава имеет смысл при отсутствии вблизи мощных источников аэрозолей с другим химическим составом и лишь для нижних слоев атмосферы, так как для высот больше 5 км зависимость химического состава аэрозолей от местных источников очень мала. Хотя основной компонентой морских аэрозолей являются хлориды, содержание сульфатов и органики может быть также весьма существенным.

Наиболее хорошо изучен химический состав минеральной составляющей атмосферных аэрозолей над континентами (массовые %): SiO2...40 50%, Al2O3...15%, Fe... 5,4 6,0%, CaO... 2,4 0,9%, Na2O... 2 1,5%, K2O... 1,9 1,1%, MgO... 1,5 1,2%, TiO... 1,0 0,2%, MnO... 0,08 0,05%.

Кроме этих компонентов наблюдается относительно большое содержание Cu, Ba, Ni, Sc, Cr, Zn.

Большой цикл измерений элементного состава континентальных аэрозолей был проделан сотрудниками аэрозольной лаборатории Санкт-Петербургского Университета. Измерения проводились в летне-осенние периоды в разных климатических зонах страны. Полученные данные выявили весьма сильную изменчивость во времни и в пространстве химического состава аэрозолей, в частности, суточный ход содержания различных химических компонент, обусловленный суточными вариациями интенсивности возникновения аэрозоля, а также конвективными и адвектив ными процессами в атмосфере[30].

Особенности поведения аэрозолей разной химической природы ответственны за различия в химическом составе аэрозолей в атмосфере на разных высотах. Вертикальная структура химического состава аэрозолей в тропосфере характеризуется, как правило, слабым убыванием массовой концентрации большинства элементов, входящих в состав неорганических аэрозолей. Для отдельных элементов, как, например, Fe, это убывание может отсутствовать. Наиболее сильно уменьшается с высотой концентрация SiO2, что, по-видимому, связано с относительно большими размерами частиц, содержащих кремний.

Городские аэрозоли отличаются от естественных более высокой концентрацией, дисперсностью, микроструктурой частиц и химическим составом. Сложные индустриальные атмоферные загрязнения часто называют смогом. В смогах кроме токсичных аэрозолей присутствуют газообразные оксиданты, например, озон, а также пероксиацетилнитрат (ПАН). В воздухе крупных промышленных центров обнаруживается присутствие азотистой и серной кислот, аммиака, сернистого газа, сероводорода, пепла, дегтя, пылевых частиц, содержащих кремний, окислов железа и цинка, бария, мышьяка, свинца и растительной пыльцы, а также канцерогенных углеводородов.

Для химического состава аэрозолей верхней тропосферы и стратосферы характерно высокое содержание в аэрозольном веществе аниона SO4-2, относительно высокое содержание Fe и других элементов, характерных для минеральных веществ. В слое Юнге на высотах 17 21 км основной компонентой аэрозольного вещества, вероятно, является серная кислота[7].

1.2. Структура атмосферных аэрозолей Для решения большого числа теоретических и прикладных задач физики атмосферы, а также других областей науки и техники требуются определенные сведения о структуре атмосферных аэрозолей. В большинстве случаев необходимо знание только отдельных характеристик аэрозолей:

счетной концентрации, весовой концентрации, индикатриссы рассеяния, коэффициентов ослабления или поглощения света и т.д. Так как непосредственные измерения этих характеристик не всегда возможны и сами характеристики сильно изменяются по величине, то в расчетах используются модельные представления об атмосферных аэролзолях или их характеристиках. Подход к построению этих моделей может быть различным. Построение статистических моделей основано на наборе экспериментальных данных по какой-либо характеристике аэрозолей. Это будут модели определенных аэрозольных характеристик - частные аэрозольные модели. Полные аэрозольные модели могут быть построены только на основе физической картины поступления аэрозольных частиц в атмосферу, трансформации их в период пребывания в атмосфере и выведения их из атмосферы. Причем такого рода модели должны согласоваться с экспериментальными результатами.

Они могут быть различными по степени учета физических и физико-химических процессов в атмосфере[30-33].

Существующие аэрозольные модели для слоев атмосферы и для всей атмосферы в целом созданы в предположении стационарности процессов поступления и выведения аэрозолей из атмосферы, а также равномерного распределения частиц в горизонтальных направлениях. Кроме того, обычно предполагается, что все аэрозольные частицы представляют собой сферы с равномерно перемешанным веществом. Коагуляция частиц приводит к образованию сферы с объемом, равным объему коагулировавшихся частиц.

Даже такая упрощенная одномерная задача вертикального распределения аэрозолей в атмосфере чрезвычайно сложна, особенно из-за недостаточно хорошего знания констант разных процессов. При указанной постановке задачу можно разбить на три: 1) создание моделей химического состава вещества аэрозолей (особенно показателя преломления вещества частиц) на разных высотах;

2) создание моделей распределения частиц по размерам на разных высотах;

3) создание моделей вертикального профиля счетной и весовой концентрации аэрозолей. Очевидно, что такой подход предполагает еще дополнительные упрощения: слабую зависимость спектра размеров частиц от химического состава и счетной концентрации и слабую зависимость процессов выведения аэрозолей из атмосферы от их химического состава.

Модели распределения аэрозольных частиц по размерам могут быть получены при учете скоростей процессов поступления и выведения для всего диапазона размеров частиц. Результаты расчетов показывают, что в спокойной атмосфере всегда должны существовать аэрозольные частицы в диапазоне от нескольких сотен ангстрем до нескольких микрон. В глобальном масштабе выделяют три общих типа распределения частиц по размерам в тропосфере: «фоновый», океанический и континентальный. Идеализированные кривые, демонстрирующие существенные черты этих типов распределений, изображены на рис. 1.1. Фоновый тип распределения аэрозоля по размерам предполагается репрезентативным для средней и верхней тропосферы. Кривые рисунка соответствуют ситуации существования и отсутствия непрерывной генерации мелкодисперсной фракции.Фоновая концентрация типична для очень чистого воздуха и предполагается равной 700 см. Самый нижний слой воздуха над океанами, высотой около 2 км, содержит морские частицы.

Океанический тип распределения частиц по размерам отличается от фонового в интервале радиусов от 0,5 до 20 мкм, в котором концентрация частиц океанического типа увеличивается по сравнению с фоновой за счет частиц, возникающих из морских брызг. Общая концентрация этих частиц морского происхождения невелика, меньше 10 см-3[19]. В нижней тропосфере над сушей предполагается репрезентативным третий тип распределения частиц по размерам - континентальный. Счетная концентрация частиц в этом случае возрастает до 104 см-3 в сельских местностях, до 3 104 см-3 - в небольших городах и превышает 105 см-3 - в крупных. Распределение частиц с r 0,1 мкм считается неопределенным[17,37].

Рисунок 1. Реальная картина распределения частиц по размерам значительно сложней, так как всегда существует несколько источников аэрозольных частиц. Можно предполагать, что первоначально аэрользольные частицы определенной природы имеют собственные характерные распределения с конкретными модальными размерами. Затем коагуляционные эффекты между всеми частицами, конденсационный рост частиц и удаление их из атмосферы (седиментация, вымывание и инерционное осаждение) приводят к трансформации спектра. Распределение имеет тенденцию со временем сужаться как со стороны частиц малых размеров, так и со стороны больших частиц, а модальный размер с течением времени передвигается в сторону больших частиц.

Распределение по размерам существенно изменяется с высотой. Характерные особенности изменения функции распределения частиц по размерам можно представить по оценкам скоростей их выведения из атмосферы на разных высотах. Например, нетривиальными оказываются данные, что в тропосфере мала относительная доля мелкодисперсной фракции и диапазон размеров тропосферных частиц уже, чем для приземного слоя. В стратосфере снова наблюдается высокое относительное содержание мелкодисперсной фракции в связи с фотохимическими реакциями, но почти нет частиц с r 5 мкм.

Если существует несколько источников аэрозольных частиц с различными модами и концентрация частиц невелика, то возможно длительное существование распределений с несколькими модальными радиусами. Экспериментально распределения с несколькими максимумами наблюдались в приземном слое для районов с высокой чистотой воздуха и низкой влажностью, в тропосфере и нижней стратосфере. Особенно отчетливо многомодальный характер распределений в реальной атмосфере выявляется при построении кривых распределения частиц по объему. В большинстве случаев объем (масса) фракции гигантских частиц значительно превосходит объем (массу) субмикронной фракции и фракции больших частиц. Часто наблюдается минимум распределения в области размеров частиц с r = 1 2 мкм. Очевидно, что фракция гигантских частиц образуется главным образом в результате эрозии почвы, разбрызгивания и последующего испарения морской воды и биологических процессов, а две другие фракции образуются в основном в результате химических реакций и последующих конденсационных процессов[35,38].

В настоящее время большинство аэрозольных моделей создаются по экспериментальным данным с учетом физической картины формирования структуры аэрозолей в атмосфере. В отличие от чисто статистического подхода такое построение моделей позволяет более точно передать характерные особенности аэрозольной структуры и использовать все имеющиеся экспериментальные данные, полученные разными методами.

Оптических измерений проводится значительно больше, но переход от результатов этих измерений к значениям концентрации весьма сложен и неоднозначен. Поэтому для модели вертикального профиля концентрации аэрозолей оптическими данными следует пользоваться как данными качественными.

С помощью микрофизических методов находят счетную и массовую концентрации аэрозолей, а оптическими методами - коэффициенты ослабления, рассеяния и обратного рассеяния.

В частности определенно наблюдается широтная зависимость вертикальной структуры счетной концентрации аэрозолей. Характерные кривые, демонстрирующие существенные черты этих структур, изображены на рис. 1.2. Здесь широтный ход вертикальных профилей 1, 3, 4 счетной концентрации больших аэрозольных частиц построен по измерениям фотоэлектрического счетчика (Розен, 1969 г.), а профиль 2 - на основе импакторных данных (ЛГУ 1971 г.)[34-36].

Экспериментально концентрация и вертикальная структура аэрозолей в атмосфере определялись неоднократно рядом исследователей в разные сезоны, время суток и в разных точках земного шара разными методами (как микрофизическими, так и оптическими). На основе анализа экспериментальных данных разных авторов были предложены некоторые характерные профили счетной концентрации атмосферных аэрозолей (рис. 1.2). На рисунке вертикальные профили счетной концентрации 1, 2 построены (модели ЛГУ 1968 г.) для больших частиц с r 0,2 (1) и 0,1 мкм (2);

профиль 3 - измерения Юнге (1960 -1961 гг.);

профили 4 -6 - для частиц Айткена, r 0,1 мкм (4 измерения Юнге, 1960 -1961 гг., 5 - модель ЛГУ 1968 г., 6 - измерения Е.С.Селезневой, 1965 г.).

Вне крупных промышленных районов достаточно обоснованно можно предполагать горизонтальную однородность распределения аэрозолей. Для высоких слоев атмосферы (H 5 км) масштабы однородности не менее 200 300 км. В приземном слое существенную роль играют Рисунок 1. рельеф и тип подстилающей поверхности. Счетная концентрация всех аэрозольных частиц величина весьма неустойчивая, изменяющаяся на два-три порядка: от 105 до103 см-3. Гораздо более постоянна концентрация больших аэрозольных частиц: она изменяется от 3 102 до 1 см-3 в зависимости от района измерений, но в точке измерений меняется обычно не больше, чем на порядок величины. Концентрация частиц с r 0,2 мкм изменяется от 100 до 1 см-3. Средние значения концентрации при метеорологической дальности видимости около 20 км - 150 см-3 для частиц с r 0,1 мкм и 30 см-3 для частиц с r 0,2 мкм.

Концентрация больших частиц резко падает лишь в самом нижнем слое толщиной в несколько десятков-сотен метров, а дальше почти во всей тропосфере изменяется незначительно: с высоты 1 - 2км до тропопаузы всего в несколько раз. Причем часто наличие аэрозольных слоев характерно для средней тропосферы.

Рисунок 1. Анализ уровней наиболее вероятного появления аэрозольных слоев показывает, что они практически всегда располагаются выше или ниже высот инверсии и изотермий, где резко ослаблена турбулентность и отсутствует конвективный перенос воздушных масс, т.е. подынверсионные аэрозольные слои образуются в результате подъема аэрозольного вещества из приземного слоя атмосферы, а надинверсионные слои - в результате опускания аэрозолей вулканического и космического происхождения, а также аэрозолей, образующихся при работе авиационных двигателей и в результате фотохимических реакций. В тропосфере уровни наиболее вероятного появления аэрозольных слоев обычно соответствуют высотам наболее вероятного появления облачности. В средних широтах такими высотами являются уровни: 2 2,5 км, 6 7 км и 10 12 км.


В нижней стратосфере почти всегда наблюдается отчетливо выраженный слой Юнге (см. рис.

1.5). Вероятно, этот слой вызван тем, что переход воздушных масс из стратосферы в тропосферу затруднен, так как в тропопаузе ослаблен турбулентный обмен и отсутствуют вымывающие процессы. Концентрация больших частиц в этом слое достигает 1 см-3. Более высокие слои аэрозолей (около 30 и 45 км) связаны с температурной стратификацией. Они лежат вблизи слоев изотермии.

Существует и широтное распределение вертикальных профилей аэрозолей. О сезонных вариациях этих профилей известно гораздо меньше.

Расчеты и скорости размывания аэрозольных слоев турбулентной диффузией показывают, что слои должны очень быстро исчезать: за 2 4 ч. Так как экспериментально неоднократно доказывалось стабильное существование слоев, то приходится признать неудовлетворительность имеющихся теоретических схем расчетов вертикального профиля аэрозолей. Описание моделей атмосферных аэрозолей см. в гл. 7.

1.3. Атмосферные ядра конденсации и сублимации Фазовые переходы в реальной атмосфере всегда происходят на аэрозольных частицах.

Существуют три типа частиц, на которых образуется жидкая фаза и которые называют поэтому ядрами конденсации:

1) гигроскопические частицы, растворяющиеся в воде;

2) смачиваемые, но не растворяющиеся частицы;

3) не вполне смачивающиеся частицы.

Образование капель на гигроскопических ядрах хорошо изучено экспериментально и теоретически. Рост капли раствора гигроскопического вещества благодаря эффекту Рауля может идти при довольно низких значениях относительной влажности (f), меньших влажности насыщения над чистой водой, например, для раствора NaCl f 75%. При адсорбции водяного пара на поверхности смачиваемых частиц образуется тонкая пленка воды, и частицы становятся зародышевой каплей. Такая частица-капля может расти в условиях сравнительно небольшого пересыщения, так как уже при r 0,5 мкм величина влажности насыщения над выпуклой поверхностью (E(r)) почти не отличается от влажности насыщения над плоской поверхностью (E()).

Частицы с дефектами поверхности покрываются пленкой воды на вогнутых участках, в которых конденсируется влага при относительных влажностях, меньших 100 %.

К гигроскопическим ядрам, в первую очередь, следует отнести солевые частицы континентального и местного происхождения. К нерастворимым смачиваемым ядрам относятся частицы почвы и горных пород, дыма, органических веществ, микроорганизмы. Эти ядра в основном континентального происхождения. Массовая концентрация их значительно больше, чем гигроскопичных ядер. Содержание ядер третьего типа в атмосфере также велико. В частности, к плохо (не вполне) смачиваемым относятся частицы сажи и кремнезема.

В реальной атмосфере аэрозольные частицы весьма часто не могут быть четко отнесены ни к одному из указанных типов. Это так называемые смешанные ядра, представляющие собой конгломерат мелких ядер различных типов. Такие частицы по своей способности расти и образовывать водяные капли похожи на гигроскопические ядра.

Количество ядер конденсации определяется по числу капель, образующихся в конденсационных камерах разного типа, например в камере Вильсона. Концентрация ядер конденсации, т.е. количество ядер в единице объема, - величина, меняющаяся даже в приземном слое атмосферы в широких пределах. В среднем можно считать, что на континентах концентрация ядер у земной поверхности составляет 104 частиц/см3, а в городах доходит до 105 частиц/см3. С высотой концентрация ядер убывает приблизительно в 10 раз на каждые 2 км. Концентрация ядер в облаке оказывается существенно меньше, чем под облаком и выше его. Очевидно, что этот факт обусловлен захватом каплями и кристаллами облака ядер конденсации. Анализ проб, взятых в ледяных облаках, показывает, что в кристаллах льда почти всегда имеется большое количество захваченных ядер.

Основным механизмом образования кристаллов льда из переохлажденных капель, по видимому, является замерзание. Некоторые из аэрозольных частиц могут служить центрами кристаллизации переохлажденной воды, т.е. так называемыми ядрами кристаллизации. Замерзанию капель способствует адсорбция ими ядер кристаллизации. Эту роль могут играть как нерастворимые, так и растворимые частицы, если выкристаллизовывание растворенного вещества происходит раньше, чем спонтанное замерзание капель. Многочисленные исследования природы ядер кристаллизации говорят о разном их происхождении, но пока не установлено, какой источник главный. Не решен вопрос и о строении частиц, являющихся ядрам кристаллизации. Первоначально существовало мнение, что частицы должны быть изоморфны льду, но затем эта гипотеза была отброшена, так как оказалось, что кристаллизующиеся частицы имеют различное строение кристаллической решетки или даже являются аморфными телами. В 50-х годах появились две гипотезы о механизме действия ядер кристаллизации: а) эпитаксия ко льду, т.е. направленный рост кристаллической решетки при отложении на ядре молекул водяного пара;

б) ядро кристаллизации вызывает перестройку поверхностного слоя воды, например, под действием электрических сил, что приводит к понижению поверхностного натяжения и облегчает тем самым перестройку в кристалл.

В последние годы была выдвинута гипотеза о том,, что льдообразующие свойства зародышей определяются одновременно как подобием кристаллических решеток зародыша и льда, так и характером взаимодействия молекул воды с молекулами вещества зародыша. Для неорганических веществ удалось подобрать параметр, представляющий комбинацию характеристик, определяющих подобие кристаллических решеток и взаимодействие молекул воды и кристаллообразующего вещества. Выявилось, что существуют оптимальные гидратационные свойства поверхности неорганического льдообразующего реагента, обуславливающие повышенную лабильность молекул воды по сравнению с чистой водой (водородные связи между молекулами воды ослаблены) вблизи поверхности реагента, но не настолько сильную, чтобы зародыш льда, раз возникнув, не мог существовать длительное время. Все активные неорганические льдообразующие реагенты должны включать в свой состав ионы с сильно выраженной положительной гидратацией типа С3+, С2+, М2+.

Для органических веществ оказывается необходимым, кроме присутствия на поверхности реагента полярных групп, расположенных в определенном порядке, наличие в молекулах неполярных групп или гидрофобных ассоциатов, отвечающих за разупорядочивающее действие на структуру адсорбированной органическим реагентом воды.

Из эксперимента известно, что облачные капли обычно существуют в жидком состоянии при температуре значительно ниже 0°С. Облака, состоящие из водяных капель, как правило, наблюдаются до температуры -10°С, а иногда и до -35°С, в лаборатории мельчайшие капельки (с r 5 мкм) хорошо очищенной воды удается переохладить даже до -40°С. Такое состояние переохлаждения метастабильно. Оно обусловлено отсутствием ядер кристаллизации. Следовательно, устойчивость облаков при t -15°С говорит о малочисленности эффективных естественных ядер кристаллизации в атмосфере.

Опыты в камере Вильсона показали, что ни одно вещество не способствует созданию ледяных кристаллов при насыщении надо льдом, а при насыщении над водой образование кристаллов наблюдается. На этом основании можно сделать вывод, что ледяные кристаллы без вмешательства жидкой фазы не образуются, а замерзание начинается с твердого нерастворимого ядра кристаллизации. Особенно эффективно стимулируется замерзание переохлажденных капель введением в туман частиц AgI и PbI2.

1.4. Атмосферные ионы и радиоактивные загрязнения Атмосферные ионы. Аэрозольные частицы в атмосфере могут быть как нейтральными, так и заряженными. Если не касаться облачных систем, то заряженные частицы - ионы - содержатся в основном в мелкодисперсной фракции. Большие (или тяжелые) ионы по размерам совпадают с ядрами конденсации и имеют радиус от 7 10-3 до 1 10-1 мкм. Отдельную группу представляют легкие ионы - заряженные кластеры, состоящие из нескольких молекул или атомов (r 7 10-4 мкм).

Ионы образуются в результате различных процессов ионизации атмосферных газов. В верхних слоях атмосферы они возникают под воздействием на газы элементарных частиц и коротковолновой радиации. В нижних слоях основными ионизаторами являются излучение радиоактивных веществ земной коры и космические лучи. Под их воздействием у земли образуется 1,5-1,9 пар ионов в секунду, на высоте 15 км - в 150 раз больше, на больших высотах интенсивность образования ионов снова убывает.

Первоначально возникающие ионы представляют собой отдельные молекулы или части молекул с одним или несколькими элементарными зарядами, так называемые нормальные или легкие ионы. Время жизни легкого иона весьма непродолжительно. Вокруг него образуется комплекс из нейтральных молекул. Обычно образование комплекса молекул с единичным зарядом происходит, когда нейтральные молекулы имеют большой дипольный момент и легко поляризуются. В зависимости от количества молекул, окружающих ион, он может быть как легким (Ze 4), так и промежуточным или средним (Ze 10). Время жизни этих ионов мало. Более устойчиво состояние иона, который образуется при присоединении легких и средних ионов к нейтральным аэрозольным частицам. Образующийся в этом случае ион называют тяжелым. Такие ионы были открыты П.Ланжевеном.

Все ионы характеризуются подвижностью (u, см2/c B), численно равной скорости движения иона под действием электрической силы в поле напряженностью, равной единице. П.Ланжевен, исходя из представлений кинетической теории газов, теоретически вывел выражение u=a(e/m)(u/vT), где a - некоторый численный коэффициент (порядка 0,5-1,0);


e/m - отношение заряда иона к массе;

u - средняя длина свободного пробега иона;

vT средняя скорость его теплового движения. По лабораторным данным подвижность легких ионов равняется 1-2 см2/c B), причем подвижность отрицательных ионов несколько больше, чем положительных. Подвижность ионов зависит от природы ионизируемого газа, на уменьшение подвижности ионов влияет присутствие в воздухе молекул водяного пара. В табл.1.5 приведены данные о размерах и подвижности разных ионов.

Таблица 1. u, см2/(cВ) r 108, см Группа ионов Легкие 1–2 7 - Средние 0,01 - 0,001 80 - Тяжелые 0,001 - 0,00025 250 - Ультратяжелые 0.00025 Концентрация легких ионов определяется балансом процессов образования и рекомбинации, т.е. dn±/dt = q - n+ n–, где q - число образовавшихся пар ионов;

- коэффициент рекомбинации легких ионов. Полагая для упрощения n+=n- =n (что достаточно близко к реальным условиям), имеем dn/dt = q-n2. В стационарных условиях dn/dt=q-n2=0, q=n2, n= q /. При q=0, dn/dt =-n2 или dn/n2= -dt. Считая, что n=n0 при t=0и, интегрируя получим n=n0/(1+ nt).

В реальной атмосфере легкие ионы исчезают не только в результате рекомбинации легкими ионами противоположного знака. Как мы уже отмечали, они оседают на нейтральных частицах и образуют тяжелые ионы, воссоединяются с тяжелыми ионами противоположного знака и т.д. Не принимая во внимание знака заряда, можно записать: dn/dt=q-n2-nN0-nN, где N0 - концентрация нейтральных частиц;

N - концентрация тяжелых ионов;

, - коэффициенты прилипания. Для безоблачной атмосферы известны следующие значения коэффициентов: 1,610-6 см3/с, 4,3 10 см3/c, 6,510-6 см3/c. В условиях чистой атмосферы продолжительность жизни легких ионов = мин, а тяжелых - около 1 ч. На основании многочисленных измерений средняя концентрация легких ионов: n+ = 750 см-3, n- = 650 см-3, т.е. n+/n- = 1,15.

В облаках процессы заряжения отдельных частиц существенно иные. Отдельные капли могут приобретать сотни и более элементарных зарядов, а отношение n+/n- в разных частях облака существенно отличается от единицы.

Особый тип атмосферных аэрозолей представляют радиоактивные аэрозоли. Хотя в первоначальном виде радиоактивные компоненты являются газовыми молекулами, но они очень быстро оседают на аэрозольные частицы, являющиеся в дальнейшем носителями атмосферных радиоактивных загрязнений[8,39]. В изучении атмосферной радиоактивности существуют три основных направления:

1) исследование выделения эманации радона и торона из почвы с образованием продуктов их распада;

2) изучение радиоактивных изотопов, возникающих в атмосфере под действием космических лучей (С14, Н3);

3) изучение распределения и распространения в атмосфере радиоактивных продуктов ядерных взрывов.

Первые два направления представляют научный интерес в связи с возможностями использования радиоактивных элементов в качестве трассеров для изучения закономерностей атмосферной циркуляции. Третье направление исследований возникло в связи с опасностью радиоактивного заражения местности при проведении ядерных взрывов. Хотя в настоящее время испытания атомных и водородных бомб в атмосфере запрещены международными соглашениями, актуальность этих исследований не уменьшилась, так как в последнее время заметно увеличилось использование радиоактивных продуктов в мирных целях, для атомных электростанций и различного рода двигателей.

Большая часть естественной радиоактивности обусловлена выделениями эманаций радона Rn22286, торона Rn22086 и актинона Rn21986. Роль последнего незначительна. Из грунта радон и торон диффундируют в атмосферу, где постепенно распадаются и переходят в изотопы тяжелых металлов:

ряд урана - U238 и тория Th232. Последние быстро захватываются аэрозольными частицами естественного происхождения.

Рассмотрим процесс выделения радона по методу Израэля. Пусть CRn s - концентрация эманации в почвенном воздухе (атом/см3), Ds - постоянный коэффициент диффузии (см2/с) и aRn интенсивность образования эманации в почве (атом/(см3с)), которая считается не зависящей от глубины. Если почва достаточно пориста, то диффузия происходит так, как будто почва вообще отсутствует. Тогда для установившегося диффузионного потока эманации в направлении земной поверхности можно написать следующее уравнение:

c RnП / t = 0 = Dn 2 с RnП / z 2 + a Rn c RnП где z - глубина, t - время, - постоянная распада радона. Решение получим в виде [ ] с RnП = a Rn 1 exp( z Dn1 / D-1s}] /, cRn s = aRn[1 - exp(-z \sqrt{ где aRn/ c0 Rn s - исходное значение концентрации эманации в почве на большой глубине.

Выражение для концентрации эманации в воздухе найдем, положив aRn= 0 и заменив коэффициент диффузии в почве Ds коэффициентом турбулентной диффузии Dt, глубину (z) высотой (h) над земной поверхностью, а значение концентрации на уровне поверхности Земли обозначим ca0.

Из условия неразрывности потока эманации, проходящего через поверхность почвы, I = ca dh откуда ca = c0 RnП Dn / DT в предположении о DТ = const. Картина концентрации эманации в почве и атмосфере по описанной модели представлена на рис.1.4. Эта модель приближенно описывает реальное распределение эманации. В ней не учитываются вариации турбулентного перемешивания как по вертикали, так и в течение суток. Кроме того, не учитывается горизонтальный перенос эманаций.

Рисунок 1. Выделение родона происходит не везде равномерно. Например, экспериментально установлено, что радон образуется почти исключительно над сушей. После его выхода из почвы продукты его распада начинают накапливаться в воздухе. Равновесие для короткоживущих дочерних продуктов достигается по мере увеличения высоты. При слабом перемешивании равновесие будет достигаться на более низких высотах;

для RaA и RaC - на высотах от единиц до сотен метров.

Дочерние продукты ведут себя как легкие ионы, образуют молекулярные группы с водой, кислородом и другими молекулами газа и называются первичными частицами. Эти частицы обладают высокой подвижностью и, быстро соединяясь с частицами аэрозоля, образуют так называемые вторичные частицы.

Уменьшение концентрации первичных частиц рассчитывают по выражению Лассена, выведенному из теории коагуляции М.Смолуховского, с поправками и упрощениями, учитывающими характер коагуляции радиоактивных частиц с аэрозолями[7,15]:

r r 2 ( r + l ) n(r ) dn = 4nv dr = 4nq (r + l + v r 2 ) /(4 D1 ) dt r где v - средняя газокинетическая скорость первичных частиц;

l - величина, приблизительно равная средней длине свободного пробега первичной частицы;

r - радиус аэрозольной частицы;

n(r) концентрация аэрозольных частиц с радиусом r;

D1 - коэффициент диффузии первичной частицы;

= 1/(4 q) - время жизни первичной частицы.

Особый интерес представляет знание величины радиоактивности на частицах разных размеров, так как оно важно для изучения осаждения активных частиц в дыхательных путях человека и животных и на фильтрах. Кроме того, эта характеристика определяет время выведения радиоактивности из атмосферы. Выражение Лассена дает возможность оценить размеры наиболее эффективно захватывающих аэрозольных частиц при условии, если известно их распределение по размерам. Расчеты показывают, что основное количество радиоактивного вещества приходится на частицы с диапазоном размеров 0,015 мкм r 0,5 мкм. Согласно экспериментальным данным примерно 50 % радиоактивного вещества содержится на частицах, радиусы которых превышают 0, мкм.

В атмосфере радиоизотопы образуются под действием космических лучей. Наибольший интерес представляют радиоизотопы: Be7, Be10, C14, Si32, H3 (T), Na22, S35, P33, P32, так как у этих изотопов велик период полураспада. Большая часть радиоизотопов образуется в результате взаимодействия атмосферных молекул с вторичными, обладающими низкой энергией, нейтронами.

Скорость образования изотопов при этом приблизительно пропорциональна нейтронному потоку. В районе геомагнитных полюсов нейтронный поток примерно в четыре раза интенсивнее, чем на экваторе. Следовательно, в высоких широтах концентрация радиоизотопов больше, чем в средних и на экваторе. Максимальная скорость образования изотопов в атмосфере приходится на высоту примерно 12 км, что обусловлено быстрым уменьшением потока нейтронов низких энергий с понижением высоты и плотности воздуха. Концентрации радиоизотопов космического происхождения очень низки. Практически все радиоизотопы, образовавшиеся под действием космических лучей, осаждаются на стратосферные аэрозольные частицы.

Таблица 1. Изотоп Период полураспада Cs137 28,8 года Sr90 27,7 года Cel44 285 дней Zr95 65 дней Sr89 51 день Ba140 12,8 дней Искусственная радиоактивность обусловлена деятельностью человека. Глобальное распределение радиоактивных веществ, выделенных в атмосферу в результате атомных испытаний, вызывает в последнее время большой общественный и научный интерес. Возникла принципиально важная проблема изучения роли стратосферного резервуара в накоплении и глобальном распределении продуктов деления, в первую очередь стронция-90. В табл. 1.2 представлены основные радиоактивные изотопы, получающиеся после ядерных взрывов и встречающиеся в атмосферных выпадениях по всему земному шару.

Изотопы, период полураспада которых мал по сравнению с эффективным временем пребывания частиц в стратосфере, представляют меньший интерес с точки зрения глобальных радиоактивных осадков, так как не могут накапливаться в почве и не представляют поэтому биологической опасности, хотя могут быть использованы для идентификации свежих осколков.

Потенциальная опасность долгоживущих изотопов определяется их относительным содержанием, характером получения и способностью накапливаться внутри организма. В этом аспекте стронций- является одним из наиболее опасных изотопов, так как он имеет большой период полураспада и накапливается в костях из-за своего химического сродства с кальцием.

В огненном шаре ядерного взрыва все вещества присутствуют в газообразном состоянии и конденсируются в аэрозольное облако по мере понижения температуры. Так как некоторые долгоживущие изотопы (Sr90) имеют предшественников, трудно конденсирующихся или газообразных, то они будут осаждаться на аэрозольные частицы значительно ниже и на более мелкие частицы ( крупные уже успеют осесть ). Вследствие этого время пребывания таких изотопов в атмосфере резко возрастает. Попадание мелкодисперсной фракции в стратосферу может продлить существование радиоактивных частиц в атмосфере до 2-3 лет. Такие частицы могут выпасть почти в любом месте земного шара.

Те радиоактивные вещества, которые остаются в тропосфере и не попадают в зону локальных выпадений (r 20 мкм), могут существовать в тропосфере более месяца. Эти тропосферные выпадения (в основном широтном поясе, окружающем место взрыва) покрывают значительные участки земной поверхности.

Измерения распределения стронция-90 в течение длительного времени после проведения ядерных взрывов позволили выявить, что главную роль играют горизонтальное и вертикальное перемешивания в направлении градиентов концентрации, а упорядоченный перенос радиоактивности второстепенен. Экспериментальные данные свидетельствуют о том, что внутреннее перемешивание в стратосфере невелико. Обнаружено, что вывод радиоактивных веществ из стратосферы в тропосферу происходит интенсивнее всего в весенние месяцы, когда эти вещества вымываются осадками. Большая часть радиоактивных выпадений из стратосферы наблюдалась в северном полушарии, где производилось большинство взрывов.

Широтное распределение выпадений радиоактивных веществ не соответствует широтной концентрации радиоактивных веществ в атмосфере. Максимальная концентрация наблюдается в низких широтах, а максимальные выпадения - в средних, на широтах больше 30°, что объясняется глобальной циркуляцией атмосферных масс.

В настоящее время - после прекращения ядерных испытаний - радиоактивное загрязнение стратосферы потенциально возможно в случае применеия двигателей с ядерным горючим для ракет и самолетов. В тропосфере и приземном слое источниками радиоактивности могут быть атомные электростанции. При нормальной работе станций опасность радиоактивного заражения атмосферы ими практически исключена.

Особый интерес представляют также искусственные изотопы C14 и H3, существующие в газообразной форме: C14 постепенно скапливается в растениях, а H3 - в воде.

1.5 Морфологическая структура атмосферных аэрозолей Влияние источников и механизмов образования аэрозольных частиц на их морфологическую структуру общеизвестно. При первых попытках морфологической классификации аэрозолей с помощью электронно-микроскопического анализа было установлено, что наблюдается определенная зависимость типа частиц от высоты атмосферного слоя, в котором они взяты: в верхних слоях (Н 30 км) наблюдаются, в основном, конгломераты сложных форм из сферических частиц субмикронных размеров;

в стратосферном слое Юнге (25 Н 15 км) - сферические частицы с большим центральным ядром и высоким содержанием сульфатов;

тропосферные частицы имеют более плотную структуру и, в-основном, сферическую или овальную форму;

частицы на высоте серебристых облаков часто представляют собой ядро из большой центральной частицы, окруженной большим количеством более мелких. Последующие исследования привели к выводу, что одним из важнейших факторов, определяющих морфологическую структуру частиц, является величина относительной влажности [17].

При работе с оптическим микроскопом часто наблюдается обводнение некоторых частиц при сравнительно невысоких значениях относительной влажности (f=50-60 %). Под электронным микроскопом такого рода частицы наблюдаются как сферические частицы с центральным ядром, или ядрами, и с малой плотностью вещества на периферии. Очевидно, такие частицы имеют не конденсационное происхождение, в обычном понимании этого слова, а конденсационно коагуляционное т.е. рыхлые конгломераты мелких частиц, образовавшиеся при коагуляции последних, заполняются водой или другой жидкостью (капиллярный эффект). При импакторном захвате крупных частиц и их разбивании на части не наблюдается обводнения осколков частиц даже при больших значениях относительной влажности (f=70%). Это свидетельствует в пользу первоночального коагуляционного происхождения крупных конгломератов с очень неплотной упаковкой. Заполнение микрокапилляров водой в таких частицах может происходить при относительной влажности более 20%. Сила поверхностного натяжения воды уплотняет вещество частицы, в силу чего наблюдается повышенная плотность твердого вещества на границе частицы и воздуха. При переходе частицы в более сухие слои атмосферы может наблюдаться «сухая»

коагуляция, в результате которой происходит нарастание менее плотного слоя. Электронно микроскопический анализ аэрозольных проб позволил обнаружить частицы неодократно переходившие из слоев с низкой влажностью в слои с высокой и обратно. Такие частицы имеют многослойную структуру и наблюдаются, в-основном, в верхней тропосфере.

Существует прямая зависимость морфологической структуры и размеров аэрозольных частиц образовавшихся в атмосфере в результате фотохимических и каталитических реакций серо и азотосодержащих соединений с водяным паром: при низких содержаниях водяного пара образуются более мелкие сферические частицы, а в случае присутствия металлосодержащих веществ даже кристаллические частицы, тогда как при высоких содержаниях водяного пара идет преобразование капельно-жидких частиц больших размеров и относительно более плотных. В первом случае мелкие частицы коагулируют, создавая рыхлые агрегаты фрактальной структуры. Подобные же образования наблюдаются при конденсации или сублимации продуктов сгорания и последующей быстрой коагуляции образующихся частиц при N 108см-3.

Фрактальные агрегаты - это особым образом организованные структуры, в которых каждый выделенный элемент подобен системе в целом. Применительно к проблеме атмосферных аэрозолей в качестве фракталов можно рассматривать агрегаты образуемые множеством (102–103) частиц, обладающих одинаковыми физико-химическими свойствами, размеры которых существенно меньше размеров системы и мало отличаются для отдельных (первичных) частиц, а расположение друг относительно друга внутри агрегата описывается достаточно общими статистическими законами т.е.

наблюдается самоподобие и масштабная инвариантность пространственной структуры в очень широких пределах. Конкретные значения параметров фрактальной структуры зависят от механизма образования агрегатов. Для такого рода образований справедливо соотношение R=aN1/d, где R – размер кластера. Диапазон возможных вариаций D ограничен;

так для объемных кластеров 1D3.

Причем значение D для дымовых агрегатов в среднем равно 1.78 и обнаруживает тенденцию к возрастанию под воздействием повышенной влажности. Размеры первичных частиц в зависимости от источника дыма (температуры горения и т.п.) составляют а=0.01–0.05 мкм, а размеры агрегатов колеблются в пределах от нескольких десятых до примерно десяти микрометров. Учитывая рыхлую структуру подобных частиц, процесс гравитационной седиментации для них мало эффективен. Они удаляются из атмосферы преимущественно в результате вымывания или увлечения нисходящими потоками.

Известно, что если испарение вещества происходит в электрическом поле и сопровождается образованием слабоионизированного пара, то при агрегации образуются кластеры нитевидной структуры-цепочки и полые трубки. Такие структуры могут образовываться также при сильных воздушных потоках в месте образования первичных аэрозольных частиц.

Электронно-микроскопический анализ аэрозольных проб, взятых в атмосфере на разных высотах и при разных условиях образования и эволюции аэрозолей, подтверждает эти выводы (см.

Приложение 1).

Одна из морфологических классификаций типов атмосферных аэрозолей была вызвана задачами аэрозольной оптики [22]. На основании экспериментального материала предложено морфологических типов частиц: 1-плотные сферы, 2-неплотные сферы, 3-частицы с оболочкой из очень мелких частиц (с “шубой”), 4-плотные несферические (обломки пород и других объектов), 5 рыхлые несферические (агломераты), 6-цепочечные структуры, в том числе фракталы, 7-рыхлые с плотными ядрами (например, сульфатные частицы слоя Юнге), 8-кристаллы и частицы с высохшей оболочкой.

Относительные доли частиц разного типа изменяются в реальной атмосфере в широких пределах, как в зависимости от высоты атмосферного слоя, где взяты пробы, так и в зависимости от диапазона размеров наблюдаемых частиц[8].

Для иллюстрации приведем данные для проб взятых над Беринговым морем в марте года и в приводном слое экваториальной Атлантики в июле-августе 1974 года.

Таблица 1.7. Содержание частиц разных форм, в % Типы частиц Число проб Н, м 1 2 3 4 5 6 7 4 1000 18 65 — 8.0 — 7.5 — 1. 10 4000 41 30 2.0 2.5 10 3.7 7.0 3. 3 9000 12 40 — 15 9,0 13 7.0 4. Наблюдается увеличение доли частиц сферических форм с уменьшением высоты атмосферного слоя, то-есть с увеличением относительной влажности (на высотах 1 км - 83%, 4 км 71%, 9 км - 52%) причем наибольшая доля плотных сфер (41%) приходится на высоту 4 км, где находятся более «старые» частицы. Фрактальные структуры и агломераты наблюдаются в основном на высоте 9 км., а «осколки» в нижнем слое и на 9 км. Присутствие значительных структур на высоте 1 км свидетельствует об относительно недавнем образовании этих кластеров.

Таблица 1.8. Содержание частиц разной морфологической структуры в приводном слое экваториальной Атлантики (АТЭП-74), в %.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.