ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы Региональное деление при моделировании оптических свойств атмосферного аэрозоля из "Атмосферный аэрозоль" До настоящего времени сведения о микроструктуре атмосферного аэрозоля остаются неполными. Данные измерений микроструктурных характеристик, полученные с помощью оптико-электронных счетчиков, имеют ограниченный диапазон чувствительности по размерам частиц. Как правило, верхний предел чувствительности счетчиков соответствует радиусу Га 0,1 мкм и частицы более мелких размеров или не регистрируются счетчиком, или регистрируются с большой ошибкой. Выполненные к настоящему времени измерения, анализ которых дан в предыдущих главах, позволяют сделать вывод, что тонкодисперсная фракция аэрозоля может быть сильно поглощающей. Последнее при анализе экспериментальных данных не всегда принимается во внимание. [c.122] Наиболее достоверными являются информация по вертикальным профилям оптической плотности аэрозоля в атмосфере и сведения об оптической толщине аэрозоля Та (при А. = 0,55 мкм). Статистические данные об оптической толщине аэрозоля, ее суточном и годовом ходе для различных широтных поясов получены в работах [38, 52, 116, 182, 183, 212]. Важным с нашей точки зрения является и то обстоятельство, что моделирование оптических характеристик атмосферного аэрозоля должно быть замкнутым . Под замкнутым моделированием понимается получение всех оптических характеристик аэрозоля (коэффициентов поглощения, рассеяния, ослабления и индикатрис рассеяния) и одновременный учет их изменений в связи с трансформацией аэрозолей и вариациями поля его концентрации. [c.123] Имеющаяся статистическая информация по региональным исследованиям спектральных оптических характеристик атмосферного аэрозоля относится, как правило, к коэффициентам ослабления приземного пограничного слоя [78—80]. Их перенос на другие слои тропосферы некорректен вследствие изменения микроструктуры и химического состава атмосферного аэрозоля с высотой. Кроме того, знание коэффициентов ослабления аэрозоля недостаточно для решения задач лучистого теплообмена в атмосфере и структуры ее радиационного баланса. [c.123] Комплексные измерения всех спектральных оптических характеристик атмосферного аэрозоля (коэффициентов ослабления, поглощения, рассеяния и индикатрис рассеяния) в диапазонах ультрафиолетового, видимого и инфракрасного излучений на различных высотах трудно осуществимы, и в настоящее время даже для наиболее изученных зон такой информации не имеется. [c.123] Более рационально моделирование оптических характеристик атмосферного аэрозоля, основанное на использовании априорной информации по микроструктуре и химическому составу аэрозолей с учетом его эволюции, особенностей генерации, механизмов стока, мелко- и крупномасштабной циркуляции атмосферы. Важным моментом является учет фазовых превращений аэрозоля с увеличением влажности атмосферы и конденсационного фактора, особенно сильно влияющего на оптические свойства атмосферного аэрозоля в приземном слое атмосферы. [c.123] В главе 1 были рассмотрены механизмы генерации аэрозолей, отмечено, что многие типы твердых частиц имеют неправильную форму или являются рыхлыми. Развитые в настоящее время методы расчета оптических характеристик частиц неправильной формы являются очень сложными, и даже при современном развитии вычислительных средств (ЭВМ) вычисление оптических характеристик полидисперсных ансамблей частиц неправильной формы трудно осуществимо. [c.123] Выше уже отмечалось, что многие частицы атмосферного аэрозоля являются или гигроскопическими, или растворяются при влажности, превосходящей критическое значение. С изменением влажности варьируют оптические свойства частицы. Пр и этом изменяется не только эффективное сечение ослабления, но и соотношение между поглощенным и рассеянным частицей излучением. Изменение комплексного показателя преломления с вариациями влажности атмосферы можно учесть путем осреднения действительной и мнимой частей комплексного показателя преломления в соответствии с массовой концентрацией химических элементов в частицах. Увеличение радиуса частицы с ростом влажности было рассмотрено в предшествующей главе. [c.124] Важной проблемой является разработка метода моделирования вертикальной структуры оптических характеристик атмосферного аэрозоля. Наиболее приемлемо моделирование оптических характеристик естественного аэрозоля путем суперпозиции взвешенных по концентрации или оптической плотности оптических характеристик для различных фракций атмосферного аэрозоля. Каждая фракция аэрозоля, имеющая свой специфический химический состав и микроструктуру, задается соответствующим вертикальным профилем. Таким образом удается учитывать влияние вариаций химического состава и микроструктуры аэрозоля с высотой на высотные зависимости оптических характеристик атмосферного аэрозоля. [c.124] Влияние влажности атмосферы на оптические характеристики атмосферного аэрозоля может быть выявлено из корреляционных связей размеров частиц и их оптических свойств с влажностью (см., например, соотношение (2.11)). С увеличением влажности размеры частиц увеличиваются, а действительная и мнимая части комплексного показателя преломления для большинства спектральных интервалов уменьшаются. Последнее приводит к увеличению рассеяния излучения частицами и менее выраженному проявлению поглощательной способности атмосферного аэрозоля. Чем мельче фракция, тем больше содержит она растворимых веществ. Концентрация нерастворимой фракции крупных частиц над континентами и морскими акваториями претерпевает сильные пространственно-временные вариации, обусловленные характером и активностью крупно- и мелкомасштабной атмосферной циркуляции. [c.124] Исследования стратификации аэрозоля по программе Союз — Аполлон [39, 66] методом фотографической фотометрии горизонта Земли с пилотируемых космических кораблей выявили зону обеднения стратосферы аэрозолем в окрестности высоты г ЗО км. В работах [39, 66] утверждается, что обеднение воздуха аэрозолем в окрестности высот 25—35 км носит глобальный характер. Зона очищения разделяет стратосферный и мезосферный ярусы его накопления. [c.126] Осуществленные сотрудниками университета штата Вайоминг аэрозольные стратосферные зондирования [176—183] в 11 точках земного шара (от Южного полюса до дрейфующей станции на широте 85° с. ш. в период с декабря 1971 г. по февраль 1974 г.) позволили получить обширные данные о вертикальных профилях концентрации и микроструктуре стратосферного аэрозоля. Анализ данных измерений показывает, что микроструктура стратосферного аэрозоля слабо зависит от высоты и широты и является квазипостоянной. [c.126] Высота, на которой счетная концентрация частиц стратосферного аэрозольного слоя принимает максимальное значение, претерпевает дрейф. Максимальные оптические толщины стратосферного аэрозоля не превосходят 0,1 и достигаются в экваториальном поясе (как и для счетной концентрации). Максимум оптической плотности стратосферного аэрозоля расположен на высоте г 20 км. В полярных широтах стратосферный аэрозольный слой расположен на меньших высотах, что обусловлено известной закономерностью общей циркуляции атмосферы, которая состоит в подъеме воздуха в стратосферу вблизи экватора и последующем меридиональном его переносе в тропосферу полярных районов. Максимум оптической плотности стратосферного аэрозоля в полярных районах достигается на высотах 12—15 км. [c.126] Исследования последних лет [2, 11, 17, 27, 33, 90, 91, 176— 183] показали, что структура стратосферного аэрозоля сильно зависит от активности вулканической деятельности на Земле. Из этих наблюдений следует вывод, что вулканическая деятельность является одним из важнейших механизмов поставки сернистого газа, из которого формируется стратосферный аэрозоль. Для подтверждения этого вывода необходимы дальнейшие наблюдения последствий вулканических извержений. В периоды сильных извержений толщина сульфатного стратосферного аэрозольного слоя может возрастать в несколько раз (см. рис. 1.16). [c.126] Можно предположить, что суидествуют суточные вариации оптической плотности и вертикальной структуры в пределах зоны активного турбулентного обмена атмосферы. Исходя из механизма турбулентного обмена максимальная толщина аэрозоля в устойчивых погодных условиях может достигаться в послеобеденные часы в связи с сильным прогревом почвы над континентом. В этом случае высота г2 принимает максимальное значение. В ночные и ранние утренние часы верхние аэрозольные слои могут опускаться, увеличивая замутненность нижних приземных слоев атмосферы. Если в дневные часы поверхность является источником аэрозолей, то в ночные часы она может являться местом стока аэрозолей. В условиях отсутствия конденсационных процессов атмосферных паров Н2О ночная атмосфера должна содержать меньшее количество грубодисперсной фракции аэрозолей. Для средних летних условий оптическая толщина аэрозоля зоны активного турбулентного обмена над континентом составляет около 0,2—0,3. В ночных условиях наблюдается более высокая относительная влажность атмосферы, в связи с чем более сухой аэрозоль днем поглощает больше, чем агрегированный аэрозоль ночью, когда относительная влажность нередко достигает 100%. Поглощение коротковолновой радиации агрегированными частицами резко уменьшается. [c.127] В приземном слое атмосферы в условиях высокой влажности весьма часто образуются приземные облака, которые называют туманами. Туман образуется, когда значение относительной влажности воздуха приближается к значению для насыщения. В этих условиях на ядрах происходит конденсация водяного пара, в результате чего они превращаются в капли воды. Если ядра очень велики или очень гигроскопичны (морские условия, городская дымка), их рост может начаться прежде, чем наступает насыщение. Гигроскопические ядра встречаются в больших количествах над крупными городами, и туманы здесь образуются чаще и держатся дольше, чем в сельской местности. [c.127] Следует отличать туман от дымки, которая имеет более сложный химический состав и более тонкую микроструктуру. Для превращения дымки в туман требуется увеличение относительной влажности, которое может произойти за счет любого подходящего метеорологического процесса. Типы туманов принято различать по факторам, ответственным за их происхождение адвективный, радиационный, адвективно-радиационный, туман испарения, склоновый и фронтальный. [c.127] Адвективный туман чаще всего проявляется на побережьях, а также в районах, частично покрытых снегом, перемеживаю-щихся с бесснежными участками. В умеренных широтах такие туманы образуются в условиях, когда теплые южные ветры переносят воздух на север в более холодные климатические области. [c.128] Адвективные туманы часто образуются в северных районах атлантического побережья США. Если туман возникает над открытым морем, его называют часто морским туманом. Адвективный морской туман возникает в том случае, когда теплый воздух перемещается над более холодной морской поверхностью и охлаждается путем теплопроводности. Он проявляется часто над такими районами океана, где поблизости проходят течения, заметно различающиеся по температуре. В отличие от континентальных, морские туманы могут быть очень продолжительными. [c.128] В крупных промышленных центрах туман может смешиваться с промышленным дымом, образуя смог [103]. Смоги обладают сильным токсическим воздействием и наносят огромный вред здоровью людей. Образованию смога в крупных промышленных районах способствуют сажистые частицы промышленного аэрозоля, которые являются ядрами конденсации. Обладая высокой поглощательной способностью, сажистые частицы, поглощая коротковолновую радиацию, создают температурную инверсию. Расчеты показали, что вблизи верхней границы промышленной дымки скорость нагрева атмосферы за счет поглощения коротковолновой радиации может составлять 10—15 К/сут, в то время как поглощение излучения подстилающей поверхностью уменьшается в 1,5 раза. Изменение структуры радиационного баланса в пограничном слое атмосферы и приводит к возникновению температурной инверсии. В результате резко уменьшается турбулентный массообмен и нарушается циркуляция воздуха над промышленным районом. В ночных условиях смог создает парниковый эффект, уменьшая степень радиационного выхолаживания подстилающей поверхности. Образующийся в результате растворения сернистого газа 502 в каплях тумана аэрозоль растворов серной кислоты обладает сильной поглощательной способностью в окне прозрачности 10 мкм атмосферы, что и определяет его парниковое воздействие. Смоги являются частым явлением над крупными промышленными центрами, такими, как Лос-Анджелес, Нью-Йорк, Лондон. [c.128] Радиационный туман возникает при радиационном выхолаживании земной поверхности в безоблачные ночи, в результате чего охлаждается приземный слой воздуха. Он является типичным для районов с континентальным климатом. Адвективно-ра-диационный туман образуется сочетанием этих двух процессов. Туман испарения формируется в результате испарения с водной поверхности в более холодную и относительно безветренную атмосферу. Фронтальный туман наблюдается в результате смешивания теплого и влажного воздуха с холодным. [c.128] Вернуться к основной статье