Составители:
Рубрика:
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
Страницы
- « первая
- ‹ предыдущая
- …
- 12
- 13
- 14
- 15
- 16
- …
- следующая ›
- последняя »
