книги из ГПНТБ / Непреднамеренные воздействия на климат. Результаты исследования влияния человека на климат [коллектив. моногр

оптических исследований [71], исследований атмосферного электри­ чества [36, 40], а также единственных прямых измерений над Цен­ тральной Атлантикой [42] наводят на мысль о том, что максималь­ ной концентрацией характеризуются частицы, радиус которых около 0,2 мкм (пример приведен на рис. 8.2, где dNIdlogr— изме­ нение числа частиц в 1 см3 с изменением величины log г для интер­ вала радиусов 0,01—0,1 мкм). С увеличением радиуса частиц их концентрация уменьшается, пока радиус частиц не достигнет при­ мерно ІО2 мкм. Вследствие того что маленькие частицы очень часто

маленьких частиц. Самые последние лабораторные исследования подтвердили, что солнечный свет, ионизирующая радиация и при­

Две кривые а и б схематически демонстрируют возможное распре­ деление частиц в чистом воздухе при непрерывном образовании маленьких частиц и при его отсутствии.

Самый нижний слой воздуха над океанами, высотой около 2 км, содержит морские частицы. Океанический тип распределения ча­ стиц по размерам отличается от фонового только в интервале радиусов от 0,5 до 20 мкм, в котором частицы из морских брызг, срывающихся с волн [92], увеличивают концентрацию частиц по сравнению с фоновой (см. рис. 8.2). Общая концентрация частиц из морских брызг довольно маленькая, менее 10 частиц/см3. В со­ ставе морских аэрозолей в целом преобладает морская соль.

В нижней тропосфере над сушей, особенно в районах, подвер­ женных загрязнению, совсем другой тип распределения частиц по размерам — континентальный. Счетная концентрация возрастает до ІО4 частиц/см3 в сельских областях, до 3 -104 частиц/см3 в неболь­ ших городах и превышает ІО5 частиц/см3 в крупных городах (см., например, [41]). Распределение, представленное на рис. 8.2, соответ­ ствует концентрации, приблизительно равной ІО4 частиц/см3. Опти­ ческие данные [11, 93] свидетельствуют о равномерном уменьше­ нии концентрации при уменьшении радиуса частиц до 0,1 мкм. Другие прямые измерения показывают, что обычно максимум кон­ центрации приходится на частицы, радиус которых не больше 0,03 мкм. Распределение частиц по размерам при радиусах меньше 0,01 мкм неопределенно, и кривые а и б указывают на две воз­ можности; кривая б построена по новейшим данным [59].

8.5.2. Причины распределения частиц по размерам

Очевидно, что частицы радиусом более 20 мкм не могут долго оставаться в воздухе из-за оседания. Между тем факт их присут­ ствия в атмосфере установлен. Причина постоянного присутствия

178

таких частиц пока не выяснена [42]. Не объяснен также вид кривой распределения этих частиц по размерам. Вероятно, совокупность различных процессов ответственна за тот факт, что для частиц, раз­ меры которых превышают 0,05 мкм, характерна довольно постоян­ ная форма распределения. Представляется очень важным знать статистические характеристики распределения частиц по размерам для каждого источника, выбрасывающего частицы в атмосферу, по­ скольку они обычно огибают весь земной шар, прежде чем бывают удалены из атмосферы. Более того, существует несколько процес­ сов, которые постоянно изменяют распределение частиц по разме­ рам. К ним относится, в частности, коагуляция, благоприятствую­ щая превращению малых частиц в большие. Эти процессы при­ водят к тому, что с течением времени отдельные частицы растут, теряют свою индивидуальность и приобретают очень сложный хими­ ческий состав. Таблица 8.4 демонстрирует влияние коагуляции на общую концентрацию примеси для континентального типа распре­ деления, подобного представленному на рис. 8.2. Такие процессы, как вымывание дождем, осаждение, соударение с земной поверх­ ностью, зависят от размера частиц и не только удаляют частицы из атмосферы, но и постоянно изменяют распределение по раз­ мерам.

Таблица 8.4

Изменение со временем общей концентрации частиц и среднего их радиуса вследствие процессов коагуляции [41]

Большинство атмосферных частиц содержит значительную фрак­ цию растворимого материала (в среднем около 50%), что вызывает рост частиц при увеличении относительной влажности [45]. Увеличе­ ние размеров становится весьма ощутимым (более чем в 2 раза), когда относительная влажность приближается к 100%. В то же самое время частицы принимают форму, все более и более прибли­ жающуюся к сферической, и их показатель преломления приближа­ ется к показателю преломления воды (см. п. 8.7.1). Поэтому рост частиц сильно влияет на мутность и видимость.

Широкие колебания размеров (около 5 порядков величины) и концентрации (около 10 порядков величины) следует рассматривать

сточки зрения их воздействия на радиацию и образование облаков

иосадков. На рис. 8.2 указаны соответствующие пределы колеба­ ний. Экстинкция (мутность), приводящая к уменьшению прямой солнечной радиации и видимости, вызывается частицами, радиус которых лежит в пределах 0,05—10 мкм. Этот интервал хорошо сов­ падает с тем, который определяет концентрацию массы аэрозолей (получаемую путем фильтрования воздуха). По этой причине на­ блюдается высокая корреляция между видимостью V (в километ­ рах) и концентрацией массы М (в 10~6 г/м3), выражающаяся через

соотношение V M ^ 1200, которое справедливо при относительной влажности ниже 75% [12]. Это соотношение предполагает, что вид кривой распределения частиц по размерам остается существенно неизменным при радиусах больше 0,1 мкм. Концентрация облачных капель и их размер сильно зависят от счетной концентрации ча­ стиц, радиус которых больше 0,02 мкм [80]. Концентрация и средний размер облачных капель в свою очередь важны для оптических ха­ рактеристик облаков и туманов (альбедо) и, следовательно, для радиационного баланса атмосферы (см. п. 8.7.6).

Изменение распределения частиц по размерам при возрастании загрязнения важно принимать во внимание при любом исследова­ нии влияния частиц на радиацию и образование облаков. Сравнение фонового и континентального типов распределения на рис. 8.2 по­ казывает, что над сушей наблюдается увеличение концентрации частиц в целом, уменьшение среднего размера и увеличение их об­ щей массы.

Данные измерений электрической проводимости воздуха над Атлантическим океаном с 1910 г. и другая информация (см. п. 8.6.3) позволили подсчитать, что счетная концентрация частиц над большей частью северного полушария увеличилась приблизи­

Все эти цифры следует рассматривать как весьма предварительные. В южном полушарии пока не обнаружены какие-либо признаки гло­ бального загрязнения аэрозольными частицами.

8.5.3.Заключения

1.Общие черты распределения частиц по размерам все еще плохо изучены, особенно в чистом воздухе и для частиц, радиус ко­ торых меньше 0,1 мкм.

2.На поле радиации и микроструктуру облаков непосредствен­

ное воздействие оказывают разные по размерам частицы.

3. Слежение за частицами в глобальном масштабе для выявле­ ния их возможного воздействия на климат должно охватывать такие интервалы размеров, которые ответственны за эти воздей­ ствия.

8.5.4. Рекомендация

Мы рекомендуем развивать методы измерения распределения частиц по размерам при радиусах меньше 1 мкм и изучать их рас­ пределение в чистой и загрязненной атмосфере.

8.6.ПРОСТРАНСТВЕННОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ

ИТЕНДЕНЦИИ ИЗМЕНЕНИЙ КОНЦЕНТРАЦИИ ЧАСТИЦ

8.6.1. Горизонтальное распределение

Частицы являются короткоживущими компонентами атмосферы. Продолжительность их жизни колеблется от нескольких дней в при­ земном слое до нескольких недель в верхней тропосфере (см. п. 8.4).

180

Вследствие этого пространственно-временная изменчивость концен­ трации частиц выражена хорошо и может превышать один порядок величины. Полезно различать районы с большой концентрацией

из более мощных источников, расположенных на огромных пло­ щадях (измеряемых тысячами квадратных километров), и терри­ тории, по размерам сравнимые с полушариями. Есть убедительное доказательство того, что северное и южное полушария в отношении содержания частиц совершенно независимы. Среднее время обмена между двумя полушариями около одного года. Поскольку продол-

Рис. 8.3. Среднее распределение мутности над США [26].

жительность жизни частиц немного меньше 3 недель, легко под­ считать, что из одного полушария в другое может проникнуть меньше 0,001 всех частиц (и, конечно, всех других примесей с ана­ логичным временем пребывания в атмосфере). Следует помнить, что здесь мы имеем в виду разграничение полушарий метеороло­ гическим экватором, обычно называемым внутритропической зоной конвергенции (ВТЗК). Он не совпадает с географическим эквато­ ром и меняет свое положение в зависимости от сезона. Это осо­ бенно заметно над северной частью Индийского океана во время развития муссона.

Горизонтальное распределение частиц обусловливается источни­ ками и стоками. На рис. 8.3 приведен хороший пример региональ­ ного распределения общей тропосферной концентрации частиц над США [26] по данным о мутности. Обширный максимум над Аппала­ чами объясняется, по-видимому, существованием естественных источников (трансформация терпенов в частицы), а высокие значе­

181

отделить области, подверженные естественному и искусственному загрязнению, от областей, не подверженных этим загрязнениям, и как опасно, если только не известно общее распределение, делать выводы о глобальных эффектах по материалам нескольких удален­ ных друг от друга станций, даже если эти станции репрезента­ тивны в условиях чистого воздуха. Рисунок 8.3, разумеется, основан на данных станций, на которые не влияют местные источники. Анализируя рисунок, следует иметь в виду, что на региональное распределение накладываются области локального загрязнения как относительно малые пятна (от 10 до 100 км в диаметре) с довольно высоким загрязнением.

Крупномасштабные распределения частиц регулируются глав­ ным образом крупномасштабными ветровыми системами. Вслед­ ствие преобладания западных ветров в средних широтах частицы, образующиеся над Североамериканским континентом, переносятся на большие расстояния через Атлантический океан. Об этом свиде­ тельствуют частицы минеральной пыли и пепла, которые обнаружи­ ваются на кораблях, находящихся между северо-востоком США и Ирландией [68]. Мгла, наблюдаемая иногда над другими океа­ нами, и пыль, обнаруживаемая во многих местах в морских'отло­ жениях, говорят о переносе частиц в атмосфере на большие рас­ стояния [30].

8.6.2. Вертикальное распределение

Если исключить морские брызги, все главные источники частиц, как естественных, так и искусственных, находятся на суше. По этой

районами океанов. Вертикальные профили концентрации частиц значительно изменяются в зависимости от метеорологических усло­ вий, но в любом случае на высоте около 4—5 км влияние земной поверхности становится пренебрежимо малым [41]. Даже над цент­ ром Североамериканского континента общая концентрация частиц выше 5 км неизменно равна примерно 300 см-3. Это свидетель­ ствует о значительном преобладании в средней тропосфере горизон­ тального переноса над вертикальным, особенно в средних широтах. На основе имеющихся данных мы можем ожидать фонового типа распределения частиц по размерам (см. п. 8.5.1) выше приблизи­ тельно 5 км.

Над океанами в низких широтах частицы морской соли, на­ сколько можно судить по имеющейся информации, не выходят за пределы слоя 1—2 км [92]. Почти нет данных о вертикальном рас­ пределении частиц морской соли в средних широтах, но есть осно­ вания считать, что концентрация быстро падает выше примерно 2 км даже в районах с интенсивным вертикальным перемешиванием.

8.6.3.Тенденции изменений

Ксожалению, есть всего несколько серий достаточно дли­ тельных и последовательных наблюдений за концентрацией частиц

182

в местах, не сильно подверженных локальным и региональным загрязнениям. По ним нельзя судить о глобальных изменениях мутности. Согласно данным наблюдений во многих районах Совет­ ского Союза, кроме уменьшения прямой солнечной радиации на не­ сколько процентов вскоре после больших вулканических изверже­ ний в 1903, 1912 и 1963 гг., в течение последних 25 лет происходит систематическое ослабление солнечной радиации, достигающее приблизительно 5% при высоте Солнца 30° в местах, удаленных от больших городов. Подобная тенденция, которая, весьма вероятно,

Рис. 8.4. Данные измерений электропроводимости воздуха над Северной Атлантикой и югом Тихого океана [13].

связана с распространением загрязнения, была отмечена на стан­ циях, расположенных в зоне чистого воздуха на юго-востоке Японии

ив западной части Тихого океана, в период с 1948 по 1955 г., когда наблюдения были приостановлены [47]. То же самое регистрировала обсерватория на горе Вильсона начиная с 1910 г. [35]. Однако сейчас еще трудно разделить региональные и глобальные эффекты

иполучить надежные глобальные средние данные об увеличении мутности.

На рис. 8.4 представлены данные измерений электрической про­ водимости воздуха. Нетрудно видеть, что над Северной Атлантикой в последние 70 лет проводимость непрерывно уменьшалась, в то время как над южной частью Тихого океана не было никаких из­ менений (по северной части Тихого океана данных нет). Причиной

183

уменьшения электрической проводимости служит увеличение при­ мерно в 2 раза количества частиц радиусом от 0,01 до 0,1 мкм [13]. Эти данные особенно интересны, поскольку они относятся к району, не подверженному каким-нибудь искусственным воздействиям, и данные, таким образом, могут быть репрезентативными для фоно­ вых условий.

По имеющейся информации о мутности трудно получить доста­ точно надежную цифру для всего северного полушария из-за того, что большие пространства океанов не освещены данными, и из-за региональной изменчивости мутности над сушей. Тем не менее можно сказать, что коэффициент мутности увеличился примерно на 50% в областях с традиционно-хорошей прозрачностью в северном полушарии, но следует иметь в виду, что эта цифра может быть менее репрезентативной к югу от 30° с. ш., где данных очень мало. Величина менее 50% соответствовала бы оценкам выбросов, при­ веденным в табл. 8.1. Насколько нам известно, данных по южному полушарию не имеется, однако нам кажется, что там мутность едва ли заметно увеличилась.

В заключение следует отметить, что наши знания о региональ­ ном и глобальном горизонтальном распределении частиц весьма неудовлетворительны. Не лучше положение и с вертикальным рас­ пределением, а данные о глобальном и региональном увеличении мутности за последние десятилетия явно недостаточны и слишком ненадежны, чтобы делать какие-либо конкретные выводы.

8.6.4. Рекомендации

Мы рекомендуем организовать в глобальном масштабе слежение за пространственным распределением концентрации частиц и его изменением во времени. Для получения данных, репрезентативных для всей атмосферы, необходима сеть примерно из 100 станций. Чтобы получить данные, по которым можно о чем-то судить, для всех оптических измерений требуется точность 5%.

Вследствие широкого диапазона размеров частиц одновременно должны быть использованы различные методы.

1. Тенденции изменения общей массы частиц радиусом более

0,1 мкм должны прослеживаться путем определения прозрачности атмосферы по стандартному солнечному фотометру, работающему, например, в диапазоне длин волн от 5000 до 3800 Â. В обсер­ ваториях рекомендуется использовать более сложную и абсолют­ ную аппаратуру, способную давать спектральное разрешение в узких полосах (например, 100 Â) в ультрафиолетовой и видимой областях.

2. На отдельных станциях следует организовать слежение за горизонтальной экстинкцией с помощью трансмиссометров в из­ бранных длинах волн в «окнах» водяного пара. Эти измерения дол­ жны сопровождаться замерами общей концентрации массы ча­ стиц способами фильтрования. Пробы с фильтров позволяют про­ водить химический анализ.

184

3.Необходимо следить за концентрацией частиц радиусом менее 0,1 мкм; эти частицы играют важную роль в процессах обра­ зования облаков. Лучший прибор для непрерывного слежения — счетчик ядер конденсации с диффузионными или электрическими фильтрами для соответствующего интервала размеров частиц. Стан­ ции с длинным рядом наблюдений градиента электрического потен­ циала, проводимости и малой ионной концентрации должны продол­ жать такие измерения.

4.В океанических районах рекомендуется продолжать периоди­

ческие (например, каждые пять лет) измерения электрической про­ водимости и других связанных с ней величин для поддержания су­ ществующих длинных рядов наблюдений.

5. Следует непрерывно следить за тенденциями изменения кон­ центрации ледяных и облачных ядер. Необходим очень тщательный отбор и, может быть, даже усовершенствование существующих методов слежения.

8.7. ЧАСТИЦЫ И ПОЛЕ РАДИАЦИИ

8.7.1. Показатель преломления

Взаимодействие какой-либо отдельной частицы с полем радиа­ ции зависит от формы частицы, от ее показателя преломления т

иот коэффициента поглощения k\ т и k изменяются с изменением длины волны радиации. Для сферической частицы зависимость от формы может быть сведена к зависимости от радиуса сферы. Если частица меняет свой состав и размер (например, из-за конденсации водяного пара), то т и k также могут измениться. Для удобства т

иk обычно используются в комбинации, причем эту комбинацию называют сложным показателем преломления; в него входит реаль­ ная часть показателя т и мнимая часть, зависящая от k. Обе части определяют рассеивание радиации частицами. Коэффициент погло­ щения определяет поглощение данной частицей. Коэффициент по­ глощения а% связан с коэффициентом k следующим образом:

Иногда предпочтительнее применять коэффициент поглощения а.%, но в теории рассеяния очень часто пользуются коэффициентом k. Наши данные получены на основе использования коэффициента k. Так как мы обладаем очень небольшой информацией о форме атмо­ сферных частиц, представляется, что лучше всего было бы рас­ сматривать оптические свойства частиц как оптические свойства сферы с таким же объемом. Радиус такой сферы называют эквива­

лентным радиусом.

При повышении относительной влажности растворимые частицы увеличиваются в размере, поглощая и конденсируя водяной пар. Таким образом, с увеличением относительной влажности коэффи­

18S

циент поглощения и показатель преломления частицы все больше приближаются к аналогичным характеристикам воды. При нормаль­ ных условиях атмосферные частицы примерно на 50% состоят из растворимого материала. Изменение радиуса при увеличении влаж­ ности можно рассчитать.

Поскольку показатель преломления воды меньше показателя преломления сухих частиц в видимой части спектра, показатель преломления т уменьшается с увеличением относительной влажно­ сти до величины 1,33. В видимой части коэффициент поглощения

сколько измерений показателя преломления. Мы можем привести в качестве примера показатель преломления и коэффициент погло­ щения только для одного индустриального района. Для этого района т= 1,57 ([33], см. также [20]); эта величина определена для длины волны 0,57 мкм и для средней плотности 2,7 мкг/см3 при относи­ тельной влажности 40%. Изменение показателя преломления ча­ стиц промышленного происхождения при изменении влажности можно рассчитать.

Для того же самого района оптическими методами весьма при­ близительно был определен коэффициент поглощения k для частиц, находящихся в воздухе [21]. Его значение находится в пределах 0,01—0,1. Вероятно, для более загрязненного воздуха значения k были бы больше. Последний факт был установлен в лаборатории, где оптическими методами определялся коэффициент поглощения пленками частиц, полученными в том же самом районе путем фильт­ рации. Измерение производилось при относительной влажности 35%, а затем рассчитывалось изменение коэффициента поглощения [26]. Результаты для слабо- и сильнопоглощающих материалов при

186

трех различных длинах волн приведены на рис. 8.5. Коэффициент поглощения k возрастает с увеличением длины волны, а коэффи­ циент поглощения а* почти независим от длины волны, т. е. погло­ щение этими видами континентальных частиц является серым

ввидимой части спектра.

Взаключение заметим, что коэффициент поглощения k и показа­ тель преломления т известны для очень немногих районов и только

для коротковолнового участка спектра. Знание величин т и к необ­ ходимо для расчета ослабления радиации слоем частиц и степени нагревания слоев частиц, вызванного поглощением прямой и рас­ сеянной солнечной радиации, а также поглощением и излучением слоем частиц в инфракрасной области.

8.7.2. Прямые воздействия на поле радиации

Климатическое значение переноса лучистой энергии и ее рас­ сеяния, поглощения и излучения частицами уже обсуждалось в пп. 5.2.1 и 5.2.2. Рассеяние, поглощение и излучение элемента объема реальной атмосферы представляют суммарный эффект молекул газов и всех частиц (не все они идентичны), содержащихся в этом объеме. Мы рассмотрим отдельно, как частицы могут изме­ нять солнечную и земную (инфракрасную) радиацию в атмосфере. В этом параграфе мы не будем касаться в деталях взаимодействия частиц и облаков. Такое разделение довольно искусственно, но оно удобно для изложения (см. п. 8.7.3).

ЧАСТИЦЫ И СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ

В диапазоне коротких длин волн слои частиц в атмосфере могут изменять как глобальное альбедо, так и поглощение радиации атмосферой. Полный анализ влияния атмосферных частиц на пере­ нос радиации в атмосфере очень сложен. Во многих отношениях полезны простые идеализированные модели. Самая простая, но все же полезная модель рассматривает потоки радиации вверх и вниз, потоки считаются поглощаемыми и отражаемыми. Та часть радиации, которая отражается, часто называется обратно рассеян­ ной. Отношение энергии, поглощенной в слое, к отраженной опре­ деляет вместе с альбедо подстилающей поверхности нагревание или охлаждение атмосферного слоя (см. п. 5.2.1).

Первые попытки применить упрощенные модели радиационного переноса к проблеме частиц реальной атмосферы оказались не­ удачными, и в течение последних лет было проведено несколько более сложных анализов. Ямамото и Танака [96], Расул и Шнейдер [72], Корб и Здунковский [50] приняли во внимание эффекты много­ кратного рассеяния и пришли к весьма сходным выводам. Они при­ няли следующее: распределение частиц по размерам по Юнге, вертикальное распределение по Эльтерману [22], показатель прелом­ ления частиц 1,5 и коэффициент поглощения частиц от 0 до 0,01. Используя эти предположения, вышеупомянутые авторы рассчитали

187