ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы Распределение аэрозолей в тропосфере и стратосферные аэрозоли из "Химический состав и радиоактивность атмосферы" При рассмотрении морских солевых частиц в разд. 2.3.2 мы уже касались вопроса о вертикальном распределении. Над океаном в областях действия пассатов (данных из других областей не имеется) концентрация морских солевых частиц обычно уменьшается с высотой независимо от размеров частиц, за исключением наибольших гигантских частиц, для которых существенной становится роль седиментации. Вертикальные профили над сушей подобны тем, которые показаны на рис. 43 и 44. Несколько независимых средних профилей представлены для сравнения на рнс. 43. Два профиля относятся к ядрам Айткена, остальные — к большим частицам. Все измерения были сделаны в Центральной Европе в различное время суток и разное время года, и поэтому их довольно трудно сравнивать. Уменьшение с высотой в самых нижних слоях более заметно зимой, чем летом, что находится в соответствии с известными тенденциями термической устойчивости и турбулентной диффузии. Профили показывают экспоненциальное уменьшение с высотой, по крайней мере внутри некоторых интервалов высоты. Приблизительно выше 4 КЛ1 имеется явно выраженная тенденция к постоянству концентрации. Профили не обнаруживают какого-либо систематического различия между частицами Айткена и большими частицами. Отсюда следует, что седиментация не играет роли и что другие имеющие место процессы практически не зависят о г размера частиц. [c.215] ЭТП измереппя над морем были сделаны все же бл1 Зко к Бр] -танским о-вам, так что вероятность загрязнения от суши была довольно велика. Его же данные для Англии дают значения порядка нескольких тысяч частиц на 1 слР. [c.221] Поведение больших частиц подобно поведению частиц Айткена, как это впдно из рис. 47. К сожалению, данные для верхней тропосферы все еще очень неудовлетворительны, и единственная кривая распределения, имеющаяся для этой части атмосферы, была вычислена Пепндорфом по оптическим данным для Центральной Европы и пе дает абсолютных величин. Мы нанесли эту кривую на рис. 47 таким образом, что она соответствует концентрациям, измеренным на уровне тропопаузы Шеньоном и Юнге [12]. Если принять эту кривую как репрезентативную, то опять видно быстрое уменьшение концентрации в нижних частях тропосферы и довольно постоянное значение выше 5 км. [c.221] Эта картина означает, что глобальный фон, составляющий около 200—300 см , обусловлен старыми и, возможно, измененными континентальными аэрозолями и что тропосферу можно считать довольно хорошо перемешанной относительно частиц Айткена по вертикали и горизонтали, за исключением первых 5 км над континентами и примыкающими к ним частями океанов, которые действуют как источник. [c.222] Эта модель представляет условие неустойчивого состояния и означает, что все континентальные частицы в конечном счете распределяются по тропосфере. Можно предполагать, что на восточной стороне больших континентов континентальный обменный слой будет приближаться к тропопаузе. Однако рис. 46 показывает, что в центральной и восточной частях Северной Америки верхняя граница континентального обменного слоя находится приблизительно на той же высоте, что и в Центральной Европе, т. е. на высоте 5 км. Это наводит на мысль, что в уменьшении концентрации частиц с высотой становятся эффективными другие процессы. Эти процессы могут быть изложены лучше всего в предположении условий устойчивого состояния. [c.223] Первый член уравнения представляет локальное увеличение концентрацин частиц вследствие турбулентной диффузии. Второй член дает скорость удаления вследствие вымывания, причем предполагается, что этот процесс пропорционален концентрации и не изменяется со временем и высотой. Эти предположения можно рассматривать только как грубые приближения. Третий и четвертый член определяют уменьшение вследствие коагуляции и седиментации в предположении, что аэрозоли однородны по размерам. [c.223] Эти условия применимы главным образом к ясной погоде при медленном оседании воздушных масс. При циклонических условиях или в периоды сильной конвекции аэрозоли будут подняты в более высокие тропосферные слои, но в то же время часть из них будет удаляться вследствие процессов конденсации и вымывания. Мы полагаем, что крупномасштабный перенос вверх, с одной стороны, и конденсация водяного пара, вымывание или оседание — с другой, являются определяющими факторами основных особенностей наблюдаемых вертикальных распределений в тропосфере, в частности уменьшения концентрации вплоть до высоты 5 км. В более низких слоях и особенно в периоды ясной погоды эти процессы будут поддерживаться благодаря коагуляции. В результате имеется постоянный поток частиц, покидающих континентальные обменные слои, но часть частиц будет выводиться уже внутри обменных слоев, прежде чем они достигнут уровня 5 км или границ континента. [c.224] Низкие относительные влажности в стратосфере исключают возможность удаления частиц вследствие конденсации водяного пара. Коэффициент а в последнем уравнении поэтому равен нулю, и направленный поток частиц вверх должен уравновешиваться седиментацией и коагуляцией. При концентрации частиц 200 на высоте тропопаузы коагуляция оказывается более важным процессом для первых нескольких километров над тропопаузой. Равновесие турбулентной диффузии и коагуляции переходит в равновесие турбулентной диффузии и седиментации, когда концентрация частиц уменьшается с высотой, что может объяснить увеличение наклона профилей. [c.226] Быстрое уменьшение концентрации частиц над тропопаузой подобно уменьшению содержания водяного пара [4], как это показано на рис. 46. Если предположить, что радиус частиц изменяется между 0,01 и 0,04 мк, то условия равновесия будут требовать величины вертикального коэффициента турбулентной диффузии 0 = 500—1000 см 1сек выше тропопаузы. Учитывая сильный сдвиг ветра, обычно встречающийся в этой части атмосферы, эти значения, по-видимому, нужно считать заниженными, а значения от 10 до 10 — более вероятными. Уменьшение содержания водяного пара в нижней стратосфере умеренных широт и предположение, что коэффициент D имеет значение порядка 4000 M I eK, привели Брюера [4] к выводу, что должны иметь место движения воздушных масс, направленные вниз со скоростью порядка 30 м/сутки. Устойчивое существование воздушных движений такого рода в атмосфере маловероятно по многим причинам, но если только не принять меньших значений D, то будет трудно объяснить наблюдаемые профили в обоих случаях. [c.226] Следует отметить, что наблюдения за перламутровыми облаками на высотах между 25 и 30 км дали концентрации порядка нескольких капель на 1 jM [40] в приблизительном соответствии с концентрацией ядер Айткена. [c.226] В соответствии с более высоким уровнем тропопаузы. Эти профили были получены с помощью баллонных импакторов, сконструированных таким образом, что нижний предел эффективности сбора не зависел от высоты. Средний радиус собранных частиц был равен 0,15 мк. Пять профилей, полученных за период около года, показывают малое изменение со временем. В большинстве случаев концентрация частиц увеличивается с высотой, начиная с уровня тропопаузы, указывая тем самым на наличие потока, направленного вниз, если бы источник находился в стратосфере. К сожалению, эти профили построены только по данным из нескольких точек, и желательно было бы иметь больше данных о их детальной структуре. Некоторые профили, по-видимому, обнаруживают еще аэрозольный слой на максимально обследованной высоте, но эти значения не вполне надежны. [c.227] Сбор частиц с помощью импакторов па самолете 1-2 па высоте 20 км подтвердил наличие этого аэрозольного слоя от 60° ю.ш. до 70° с.ш. На рис. 48 показано распределение серы — главной составляющей этих частиц — в меридиональном разрезе. По счастливому совпадению уровень 20 км находится точно в центре этого слоя (рис. 47) и остается внутри основного слоя также и в тропических областях. В результате рис. 48 не показывает какого-либо систематического изменения концентрации серы с широтой. Согласие баллонных и самолетных данных на рис. 48 указывает, что обе группы данных вполне репрезентативны. [c.229] Распределение по размерам стратосферных аэрозольных частиц дано на рис. 49. Кривые 7 и 8 ограничивают распределения частиц по размерам, полученные при баллонных заборах проб они подсчитаны с помощью электронного и оптического микроскопов. Для размеров частиц от 0,1 до 1 мк распределение концентрации частиц в зависимости от логарифма радиуса, очевидно, является обратно пропорциональным квадрату радиуса. Пробы, собранные с самолета, были значительно больше и позволили вычислить верхнюю границу распределения частиц по размерам. Пять кривых распределения частиц по размерам на рис. 49 показывают резкое падение концентрации между размерами частиц 1 и 2 жк и таким образом указывают верхний предел распределения частиц. Кривые 5 ц 6 дают распределение фоновых частиц, полученное на основании собранных проб, и это создает такую картину, как если бы с размером более 3 мк не было собрано частиц вообще или собрано всего лишь несколько. Однако данные для размеров выше 3 мк не могут быть надежными до тех пор, пока не будет улучшена техника сбора и не будет понижен фон. [c.229] В табл. 29 приведены цифры примерного распределения стратосферных аэрозолей на высотах 1 и 4 км над тропопаузой. [c.229] Вернуться к основной статье