Вертикальный профиль

В тропосфере с высотой, как это видно из рис. 4.4, содержание аэрозолей уменьшается. Вертикальный профиль концентрации частиц в различного рода моделях обычно задается в виде экспоненциальной зависимости ехр(-2// о). Здесь — [c.123]

Такая запись мало к чему обязывает монтажников, если учесть, что действующими строительными нормами и правилами не определяется необходимость инструментальной проверки уклонов и не требуется составление обязательного приложения к акту приемки вентиляционных систем в эксплуатацию исполнительной схемы вертикального профиля воздуховодов, как это делается, например, при приемке канализационных трубопроводов. [c.204]

Распространение загрязнений в воздухе происходит в результате атмосферной диффузии, теоретические основы которой интенсивно развиваются в последние годы в связи с глобальной проблемой охраны окружающей среды [1, 6]. Имеется несколько групп факторов, определяющих пространственное поле концентраций загрязнений атмосферы [7]. К ним относятся такие характеристики источников загрязнений, как расположение их по поверхности земли, мощность и режим инжектирования примесей в атмосферу, физико-химических параметры загрязнений при выходе их из источников (например, скорость и температура выбрасываемых газов). Загрязнения переносятся воздушными течениями и путем диффузии, обусловленной турбулентными пульсациями воздуха. Для описания переноса загрязнений ветром необходимо иметь сведения о вертикальном профиле ветра при различных метеорологических условиях. [c.18]

Сернокислотный аэрозоль - постоянная составляющая стратосферы Земли, определяющая в основном степень ее гетерогенности. Однако имеется и другая составляющая, присутствие которой носит сезонный характер. Это полярные стратосферные облака (ПСО), образованные мельчайшими кристалликами льда и формирующиеся в областях с температурой ниже 188 К. Такие условия реализуются практически только в зимний период в стратосфере над Антарктидой, и появление их совпадает по времени с формированием циркумполярного вихря. Отмечено, что максимальная плотность частиц льда ПСО (10-20 см здесь достигается на высотах 16-18 км, причем вертикальный профиль концентрации кристаллов характеризуется наличием нескольких резких пиков. [c.140]

Расчеты равновесия между образованием и разрушением О3, в которых учитываются только реакции, включающие элемент кислород (т. е. только кислородные механизмы), дают правдивое описание О3, наблюдаемого в стратосфере. Результаты таких вычислений дают также правильную форму вертикальных профилей Оз в атмосфере и пик концентраций О3, находящийся на нужной высоте, но предсказываемые концентрации слишком высоки. Это происходит оттого, что существуют другие процессы разрушения О3, включающие водородсодержащие, азотсодержащие и хлорсодержащие соединения [см. вставку 2.9, уравнения (6)-(13) . [c.255]

Барометрический расчет распределения частиц по высоте (вертикальный профиль частиц) без учета химических реакций неприменим и в случае большинства малых составляю-ших атмосферы. Химический фактор значим настолько, что для некоторых составляющих наблюдаются слои повышенной абсолютной концентрации. [c.253]

Решение системы уравнений (В-42) с большим или меньшим шагом по I позволяет построить вертикальный профиль первичных активных частиц X. Решаемой, хотя и существенно более сложной, является задача построения зависимости [X] =/(2, П°, М°), где П°, М° — географические широта и долгота. Такие компьютерные расчеты нужны для решения локальных экологических задач. Для построения общей картины обращаются к усредненным характеристикам [Х], =/(2 ), поскольку с1[Х]/ё1 намного превышает изменения [X] с широтой и долготой места. При этом зачастую усредняются и суточные колебания [X],, максимальной в полуденное и минимальной в ночное время. [c.260]

Аналогична описанной операция построения вертикального профиля и для частиц V, образующихся при взаимодействии первичных активных частиц X с атмосферными веществами [c.260]

Рис. В-21. Схематическое изображение вертикального профиля О,

Поведение рассматриваемой почвенной крупинки, поднявшейся под действием вышеупомянутых сил в воздух, будет в значительной степени зависеть от вертикального профиля приземного ветра, поскольку именно он определяет изменение сил F и с с высотой. В приземном слое воздуха непосредственно над поверхностью со средним уровнем Zo неровностей элементов, начиная с некоторого уровня 2о + й, называемого уровнем аэродинамической шероховатости поверхности, где скорость ветра равна или почти равна нулю, вертикальный профиль скорости ветра имеет экспоненциальный характер и может быть описан формулой Кармана [c.7]

Определение концентрации аэрозоля на каждом уровне производится путем осреднения данных регистрации 500 отдельных частиц. Вертикальный профиль суммарной концентрации частиц диаметром больше 0,3 мкм может быть построен по 100 точкам с разрешением по высоте около 250 м. Ошибка измерений концентрации составляет около 5 %. В некоторых случаях осуществлялся совместный запуск АР с импактором, что дало возможность определить химический состав частиц, которые в нижней стратосфере представляли собой преимущественно капли концентрированного водного раствора серной кислоты. Поэтому при калибровке АР принимался показатель преломления непоглощающих частиц, равный 1,40. [c.62]

Уже первые измерения при помощи РЯК обнаружили очень сложный вертикальный профиль концентрации ЯК, существенно изменяющейся даже на расстоянии 50 м. Сопоставление результатов одновременного запуска аэрозольного радиозонда для частиц радиусом больше 0,3 мкм и РЯК 19 декабря 1973 г. в Ларами (штат Вайоминг, США) выявило существенное различие вертикальных профилей концентрации частиц. Так, например, РЯК не дает относительного максимума концентрации вблизи уровня 100 гПа, четко зафиксированного АР. В слое между тропопаузой и уровнем 100 гПа зависимости концентрации от высоты по данным РЯК и АР противоположны, как это и должно быть, если исходить из того, что ЯК имеют тропосферное, а крупные частицы — стратосферное происхождение. [c.63]

Далее остановимся на основных особенностях вертикальных профилей концентрации и оптической плотности атмосферного аэрозоля в зависимости от метеоусловий для основных регионов и зон Земли. [c.122]

Наиболее достоверными являются информация по вертикальным профилям оптической плотности аэрозоля в атмосфере и сведения об оптической толщине аэрозоля Та (при к = 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]

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]

Для пылевых бурь, возникающих при прохождении холодного фронта, характерны несколько стадий их развития. В начальной стадии развития этого типа бурь в районе очага бури пыль поднимается в вышележащие слои атмосферы мощными вертикальными потоками в районе фронта бури. В этой стадии развития вертикальный профиль концентрации частиц пыли более соответствует экспоненциальному уменьшению концентрации пыли с высотой. [c.129]

Данные [20, 222, 231], подтверждая в общих чертах расчетный характер вертикальных профилей, обнаруживают тем не менее особенности, наиболее существенными из которых является более сложный характер высотного распределения, часто наблюдаемое наличие максимума распределения на высоте нескольких сот метров ( = 500 м) и характерный излом кривой в области высот 1,5—2 км. [c.132]

Возрастание счетной концентрации частиц аэрозоля, по-види-мo y, объясняется тем, что морские волны способны эффективно захватывать частицы солевого аэрозоля, понижая таким образом их концентрацию в приповерхностных слоях атмосферы [283]. Наложение этого механизма на общий квазиэкспоненциальный закон изменения вертикального профиля и обусловливает возникновение отмеченного максимума. Причем из-за большей длитель- [c.132]

Задание вертикального профиля оптической плотности атмосферного аэрозоля как основной характеристи- io ки для моделирования опти- [c.135]

Каждая фракция аэрозоля задается своим вертикальным профилем, что позволяет моделировать изменение химического состава, микроструктуры и оптических характеристик с высотой. Спектральные коэффициенты ослабления, рассеяния, поглощения и индикатриса рассеяния определяются по формулам [c.138]

Здесь Вс 2) =дх[1д2 — вертикальный профиль оптической плотности оа , — нормированные значения спектральных [c.139]

Рис. 3.5. Вертикальный профиль оптической плотности а) и высотный ход индикатрис рассеяния (б), характерных для лета средних широт.

В работе [287] приведены результаты расчетов поперечника ослабления, индикатрисы рассеяния и фактора асимметрии индикатрисы для различных компонентов аэрозоля в зависимости от длины волны в диапазоне 0,1 —100 мкм, а также аэрозольных оптических толщин для трех слоев атмосферы. Изучена чувствительность оптических характеристик аэрозоля к вариациям комплексного показателя преломления и микроструктуры аэрозоля. По данным об оптической толщине и поперечнике ослабления найден и сопоставлен с имеющимися результатами наблюдений вертикальный профиль счетной концентрации частиц. [c.155]

На рис. 4.3 представлена модель вертикальной структуры оптической плотности атмосферного аэрозоля для средней глобальной модели атмосферы [22]. В вертикальном профиле аэрозоля выделена тонкодисперсная фракция аэрозоля, представляющая собой фоновый аэрозоль (ядерная мода), которая включает 80 % частиц газохимического происхождения (сульфаты, органическая компонента, частицы сажи и 20 % частиц мелкодисперсной пыли). В табл. 4.9 затабулированы спектральные коэффициенты поглощения, рассеяния и ослабления, а также и индикатрисы рассеяния для фонового аэрозоля. Предполагается, что химический [c.164]

На рис. 4.5 рассмотрена модель атмосферного аэрозоля для ночных часов в зоне активного турбулентного обмена. Вследствие уменьшения восходящего потока воздуха вертикальный профиль оптической плотности аэрозоля для послеполуденного времени (кривая 5) значительно трансформируется. Грубодисперсная [c.168]

На рис. 4.6 предложены оптические модели атмосферного аэрозоля над Атлантическим океаном. Кривые 3 представляют вертикальный профиль оптической плотности морского аэрозоля в штилевых условиях (Л), при скорости ветра 5 м/с ( ), 10 м/с (В) И 15 м/с (Г), Кривые 5—8 представляют вклады пылевого аэрозоля в условиях слабого, среднего и сильных пылевых выносов. Для минеральной фракции пылевого аэрозоля характерно уменьшение концентрации пыли вследствие ее стока на водную поверхность. Высота максимума концентрации пыли зависит от интенсивности пылевого выноса. Для обычных средних условий максимальная концентрация пылевого облака приходится на высоту <гт = 2... 3 км. Для пылевой бури средней интенсивности [c.170]

Распределение числа частиц по высотам предполагает изменение концентраций и микроструктуры аэрозоля с высотой для солевого, пылевого и мелкодисперсного континентального аэрозоля. Вертикальный профиль концентраций различных фракций аэрозоля описывается экспоненциальным соотношением, шкала высот к в котором зависит от высоты г. В табл. 4.12 приведены шкалы высот Лс и йт для трех диапазонов размеров частиц континентального и морского аэрозоля соответственно на различных высотах над уровнем моря. [c.176]

ШКАЛЫ высот для ВЕРТИКАЛЬНЫХ ПРОФИЛЕЙ КОНЦЕНТРАЦИИ КОНТИНЕНТАЛЬНОГО И МОРСКОГО [c.176]

Имеющиеся данные по скоростям частиц в пристенной части колонны и в фонтане были использованы для расчета вертикальных профилей порозности в фонтане для слоев ппхеницы в аппаратах разного диаметра 152,5 мм И 610 мм . Значения порозности, рассчитанные таким методом в первой из упоминаемых работ, хорошо согласуются с соответствующими значениями, вычисленными независимо — по градиенту давления и экспериментально полученным скоростям частиц в фонтане. [c.640]

Было отмечено, что вертикальный профиль С р,, взвесей у берегов Калифорнии имеет вторичный максимум на глубинах 700-900 м. На основании изучения состава микробных нуклеиновых кислот сделано заключение, что это результат жизнедеятельности заселяющих частицы взвесей хемолитотрофных бактерий (Карл и Кнауэр, 1984). [c.32]

Элементы с консервативным поведением характеризуются вертикальными профилями (сходными с профилями главных ионов), которые отражают их практически постоянные концентрации по всей глубине. Такие элементы ведут себя как главные ионы — имеют длительные времена пребывания и хорошо перемешаны в морской воде. Они не являются главными компонентами морской воды только потому, что их содержание в земной коре очень низкое по сравнению с основными ионами. Элементы с рассматриваемым типом поведения образуют простые анионы или катионы (у них низкие отношения г/г и, следовательно, слабое взаимодействие с водой), например, или ион брома (Вг ), или образуют комплексные оксианионы, например, молибден (Мо) и вольфрам (Щ, существующие в воде в виде М0О4 и У04 соответственно (рис. 4.13). Консервативные элементы слабо взаимодействуют с биологическим круговоротом. [c.195]

Изучение вертикальных профилей микрофизических характеристик аэрозоля почвенного происхождения свидетельствует об уменьшении с высотой среднего радиуса частиц Гп за счет снижения доли крупных частиц по механизму седиментации. Так, по наблюдениям в районе ст. Репетек в октябре 1970 г., доля частиц в интервалах 0,6—1,2 мкм и более 1,2 мкм с увеличением высоты от уровня моря до 8 км уменьшалась соответственно в 5 и 17 раз, в то время как количество частиц мелкой фракции (менее 0,3 мкм), испытывая незначительные флуктуации, оставалось практически неизменным [25]. Данные, полученные по измерениям над пос. Анката в июле 1971 г. при изменении высот забора проб с 400—450 до 6000 м, дают результаты, соразмерно сходные с данными, полученными по измерениям над ст. Репетек. Уменьшение доли частиц в интервалах 0,75—1,25 мкм и более 2 мкм составляет 2—4 и 2—13 раз соответственно, при этом наблюдается значительная стабильность доли частиц с г 0,25 мкм. Следует, однако, отметить, что общее правило уменьшения концентрации гигантских частиц с высотой иногда нарушается. В ряде случаев наблюдался даже их рост, что, по-видимому, может быть объяснено адвекцией на этих высотах сильно запыленного воздуха из [c.32]

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]

Изменения, происходящие в химическом составе атмосферного аэрозоля над океанами с высотой, коррелируют с вертикальными профилями счетной концентрации солевых частиц [282, 229] резкое падение концентраций основных микроэлементов (табл. 3.1) в первом полукилометровом слое и почти полная их инвариантность в средней и верхней тропосфере. По данным 150], относящимся к акватории Тихого океана, начиная уже с высот около 4 км химический состав аэрозолей над водной поверхностью в значительной степени нивелируется и становится [c.131]

Данные наблюдений свидетельствуют о большой изменчивости микрофизических свойств аэрозоля и, как следствие, его оптических характеристик. Существенно различны свойства аэрозолей, генерируемых различными процессами. В зависимости от типа и химического состава аэрозоля в значительной степени изменяются процессы его пространственно-временной трансформации. На первых этапах выявление воздействия аэрозоля на спектральную и пространственную структуры полей коротковолновой и длинноволновой радиации, вертикальных профилей спектральных и интегральных потоков, баланса и притока лучистой энергии должно базироваться на сравнительно простых моделях с их фиксированными свойствами. Однако уже в настоящее время возникает потребность в том, чтобы разработать модели формирования и трансформации аэрозоля с учетом его пространственно-временной изменчивости, влияния метеопараметров, а также динамики атмосферы. Несомненно, что такая задача может быть решена только с помощью ЭВМ, оптические характеристики аэрозоля на которой формируются программами аэрозольного блока , являющегося составной частью единой замкнутой системы численного моделирования радиационных процессов. [c.137]

Как уже отмечалось, осуществленные сотрудниками университета штата Вайоминг аэрозольные зондирования 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 хотя в тропосфере отношение концентраций частиц диаметром больше 0,3 и 0,5 мкм изменяется от <С2 до 40, в стратосфере оно почти не зависит ни от высоты, ни от широты, т. е. микроструктура стратосферного аэрозоля (судя по рассматриваемой характеристике) является квазипостоянной. Лишь в слое 12—23 км отношение концентраций слабо уменьшается с высотой от среднего значения порядка 5 до 4 (причины небольшого укрупнения размеров частиц с высотой пока не ясны). Данные Ларами указывают на резкое уменьшение размеров частиц выше 23—25 км, но данные других станций не обнаруживают подобного возрастания доли малых частиц. [c.147]

О. Б. Тун и Д. В. Поллак [286] предложили среднюю глобальную модель микроструктуры, химического состава и оптической толщины аэрозоля (на длине волны 0,55 мкм) в стратосфере и тропосфере, предназначенную для расчетов переноса излучения, характеризующих среднеглобальные условия. Полученные данные относятся к трехслойной атмосфере О—3, 3—12 и 12—45 км, но вертикальный профиль аэрозольной оптической толщины задан с большей детальностью на основе использования модели Л. Элтермана. [c.153]

К. Я. Кондратьевым, Н. И. Москаленко, В. Ф. Терзи разработано моделирование оптических характеристик аэрозоля, включая коэффициенты аэрозольного ослабления, поглощения и рассеяния, индикатрисы рассеяния для неполяризованного излучения, индикатрисы рассеяния для параллельной и перпендикулярной составляющих вектора электромагнитного поля излучения. Построение моделей аэрозоля выполняется с помощью ЭВМ путем задания вертикальных профилей различных компонентов аэрозоля, микроструктура которых определяется суперпозицией различных гамма-распределений. Моделирование предлагает построение зональных моделей оптических характеристик аэрозоля с учетом суточных и сезонных вариаций атмосферного аэрозоля и степени турбулизованности воздушной массы в зоне активного турбулентного обмена. [c.164]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология