Министерство образования и науки Российской Федерации

Федеральное агентство по образованию

ГОУ ВПО

РОССИЙСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ 

УНИВЕРСИТЕТ

(РГГМУ)

Допущен к защите Кафедра экспериментальной физики 

Зав. кафедрой  д.ф.­м..н., 

атмосферы профессор А.Д. Кузнецов Дипломный проект Влияние частиц аэрозоля на параметры  электрического поля Земли Выполнила  О.А. Аврамова гр. М­512 Руководитель  канд. ф.­м. н., доцент В.В. Чукин Санкт­Петербург  Содержание Стр.

Введение 1 Источники ионизации атмосферы 1.1 Ионизация атмосферы 1.1.1 Виды ионов 1.2 Ультрафиолетовое и рентгеновское электромагнитное  излучение Солнца 1.2.1 Рентгеновское излучение Солнца 1.2.2 Ультрафиолетовое излучение Солнца 1.3 Космические лучи (солнечные и галактические) 1.3.1 Космические галактические лучи 1.3.2 Солнечные космические лучи 1.4 Атмосферная радиоактивность 2 Основные характеристики и пространственно­временное  распределение частиц аэрозоля 2.1 Почвенные аэрозоли 2.2 Океанические аэрозоли 2.3 Вторичные аэрозоли, или аэрозоли, образующиеся in situ 2.3.1 Сульфатный аэрозоль 2.3.2 Органический аэрозоль 2.4 Стратосферный аэрозоль 2.5 Антропогенный аэрозоль 2.5.1 Физико­химические свойства антропогенных аэрозолей 2.5.2 Пространственно­временные вариации структуры  антропогенных аэрозолей 2.5.3 Особенности фазовых переходов воды в загрязненной  атмосфере 3 Захват атмосферных ионов частицами аэрозоля. Избирательные  3.1.3 Столкновение с ионами или ионными кластерами 3.2 Возникновение двойного электрического слоя 4 Связь профиля концентрации частиц аэрозоля с профилем  напряженности электрического поля. Электродный эффект  4.1 Характеристики атмосферного электричества 4.2 Глобальная атмосферно­электрическая токовая цепь 4.3.3 Влияние аэрозоля на распределение электрических  характеристик в приземном слое атмосферы 5 Результаты моделирования электрического поля Земли Целью   дипломного   проекта   является   определение   роли   атмосферного  аэрозоля в формировании электрического поля Земли.

Актуальность   работы   определяется   существующим   интересом   к  особенностям   формирования   электрического   поля   Земли,   его  пространственным и временным изменениям.

В   процессе   работы   над   дипломным   проектом   необходимо   решить  следующие задачи:

1)   рассмотреть   теоретические   основы   процесса   влияния   ионов   и  аэрозолей на электрическое поле Земли;

2)   построить   математическую   модель   электрического   поля   Земли   с  учетом влияния атмосферных аэрозолей;

3)   провести   численное   математическое   моделирование   параметров  электрического поля Земли.

В первой главе рассматривается ионизация, источники ее возникновения,  виды ионов в зависимости от их размеров и подвижности.

Вторая глава посвящена рассмотрению видов аэрозоля, в зависимости от  источников   его   образования,   физико­химических   свойств,   а   также  пространственно­временному   распределению   антропогенных   аэрозолей   и  особенностям фазовых переходов воды в загрязненной атмосфере.

В   третьей   главе   сначала   описывается   ионный   механизм   зарядки  аэрозолей, при котором изменение заряда частиц определяется захватом ими  ионов   атмосферы.   Затем   рассматривается   кинетическое   заряжение   и  диффузионная зарядка частиц аэрозоля за счет захвата атмосферных ионов.

В четвертой главе рассматривается связь между концентрацией частиц  аэрозоля и профиля напряженности электрического поля Земли.

В   пятой   главе   рассматривается   математическая   модель   и   результаты  моделирования.

1 Источники ионизации атмосферы 1.1 Ионизация атмосферы Частицы,   которые   несут   на   себе   отрицательный   или   положительный  электрический заряд, носят название ионов.  Для разделения нейтрального невозбужденного атома (или молекулы) на  две   или   более   заряженные   частицы   необходимого   затратить   энергию  ионизации.   Различают   два   вида   ионизации   в   газах.   Если   энергия   ионизации  сообщает   ионизируемой   частице   другой   частицей   (электроном,   атомом   или  ионом) при их столкновении, то ионизация называется  ударной.  Вероятность  ионизации, мерой которой служит так называемое сечение ионизации, зависит  от свойств ионизируемых и бомбардирующих частиц, и в первую очередь от их  кинетической   энергии   (К):  до   некоторого   (порового)   значения   Кпор  эта  вероятность   равна   нулю,   при   возрастании   К   выше   Кпор  она   вначале   быстро  растет,   достигает   максимума,   а   затем   убывает.   Если   энергия,   передаваемая  ионизируемым частицам, велика, то возможность образование многозарядных  ионов.

Нередко при первичных соударениях атомы (молекулы) переходят лишь  в возбужденное состояние, после чего для их ионизации необходимо затратить  меньше   энергии,   чем   на   непосредственное   образование   ионов   при   первом  столкновении.  Если   ионизируемые   частицы   получают   энергию   от   фотонов   (квантов  электромагнитного   излучения),   то   процесс   образования   ионов   называют  фотоионизацией.

Вокруг   выбитого   электрона   (равно   как   и   положительно   заряженного  ядра)   группируется   несколько   нейтральных   молекул.   Эти   заряженные  комплексы молекул представляют собой легкие ионы (размером порядка  м). Если легкий ион соединяется с частицей атмосферных примесей (аэрозоля),  то образуется средний или тяжелый ион (размером порядка 10 8 м и более).

1.1.1 Виды ионов Легкие ионы  По­видимому,   первым,   кто   заметил   явление   проводимости   воздуха,   в  частности   утечку   через   воздух   заряда   с   изолированного   наэлектризованного  тела, был Кулон. Он считал, что частицы воздуха или пыли могут приобретать  заряды при столкновении с заряженным телом, а затем отталкиваться от него.  Этой   точки   зрения   придерживались   до   тех   пор,   пока   Эльстер   и   Гейтель   и  Вильсон почти одновременно не открыли существование ионов. Утечка заряда  с изолированного тела может быть объяснена как притяжением к телу ионов  противоположного   по   отношению   к   телу   знака,   так   и   отталкиванием   ионов  одинакового знака. В отсутствие ветра  ионы движутся вдоль электрических  силовых линий.  Подвижность легких ионов лежит в пределах от 0.510­4 до 510­4 м2/(Вс).  Было найдено, что при одних и тех же условиях подвижность отрицательных  ионов несколько больше, чем положительных.  Свободные   электроны   имеют   значительно   большую   подвижность,   чем  легкие   ионы,   но   электроны   не   могут   оставаться   не   связанными  продолжительное время при условиях, существующих в областях атмосферы,  рассматриваемых в рамках науки об атмосферном электричестве.  Тяж елые ионы В то время как легкие ионы незначительно превосходят по своим размерам  молекулу, тяжелые ионы значительно больше легких ионов, и представляют  собой   заряженные   частицы   того   же   типа,   что   и   ядра,   на   которых   Айткен  обнаружил конденсацию влаги. Возможно, что эти ядра представляют собой  частицы   таких   веществ,   как   испарившаяся   морская   соль   или   растворимые  вещества промышленного дыма. Тяжелые ионы и ядра содержатся в большем  количестве в атмосфере городов, чем сел.  Подвижность тяжелых ионов лежит в пределах от 10­7  до 10   м /(Вс).  Мак­Гриви   и   О'Коннор   обнаружили,   что   ядра   могут   образовываться   при  воздействии солнечного света на имеющиеся в незначительном количестве в  атмосфере   газы   (такие,   как   сероводород   и   сернистый   газ),   а   также   на  различные естественные и искусственные твердые вещества (такие, как хвоя  сосен и полиэтилен).

Средние ионы Ионы, подвижность которых лежит между подвижностями легких и тяжелых  ионов, называются средними ионами ­ с подвижностью от 510­5 до 10­7 м /(Вс).  Средние ионы ­ соединения из нескольких легких ионов, связь которых носит  как электростатический (кулоновский), так и валентный характер.  Различие между тяжелыми и легкими ионами. Совершенно независимо от  различия в подвижности существует очень важное физическое различие между  тяжелыми   и   легкими   ионами,   которое   может   быть   сформулировано  следующим образом: сущностью легкого иона является его заряд, в то время  как для тяжелого иона заряд не является основной характеристикой. Легкий  ион включает в себя группу молекул, но как только заряд исчезает, молекулы  перестают быть связанными, так как именно заряд есть тот механизм, который  собирает их вместе; когда легкий ион теряет свой заряд, не остается никаких  следов существования иона. Однако когда тяжелый ион теряет свой заряд, он  становится   незаряженным   ядром   и   его   по­прежнему   легко   обнаружить;   он  может   легко   приобрести   заряд   любого   знака.   На   основании   этого   критерия  средние ионы можно скорее назвать тяжелыми, чем легкими.

1.2   Ультрафиолетовое   и   рентгеновское   электромагнитное   излучение  Солнца Как известно, на Солнце возникают мощные циклически повторяющиеся  возмущения,   которые   достигают   максимума   каждые   11   лет.   В   периоды  высокой   активности   яркость   некоторых   областей   на   Солнце   возрастает   в  несколько   раз,   и   они   посылают   мощные   импульсы   ультрафиолетового   и  рентгеновского   излучения.   Во   время   вспышки   извергается   солнечный   газ   (в  основном   протоны   и   электроны),   и   элементарные   частицы   устремляются   в  космическое   пространство.   Действительно,   электромагнитное   излучение  Солнца   приходит   к   Земле   через   приблизительно   8   минут,   имеющие  околорелятивистские скорости энергичные частицы ­ через десятки минут, и  только потоки частиц, переносящие основную часть возмущения от Солнца со  скоростью около 1000 км/с, способны дать наблюдаемую задержку в 2­3 суток.  Электромагнитное   и   корпускулярное   излучение   Солнца   в   моменты   таких  вспышек оказывает сильное воздействие на атмосферу Земли.

1.2.1 Рентгеновское излучение Солнца Роль  рентгеновского  диапазона  как нового информативного источника  знаний   о   Вселенной   была   давно   осознана   астрофизиками.   Еще   до   начала  прямых   наблюдений   жесткое   рентгеновское   излучение   было   обнаружено   по  измерениям   степени   ионизации   слоя   D   ионосферы.   Земная   атмосфера  поглощает коротковолновую область спектра солнечного электромагнитного  излучения, где находятся ультрафиолетовые, рентгеновские и гамма­лучи. Все  они, кроме близкого ультрафиолета, доступны наблюдениям только с ракет и  искусственных спутников, оснащенных специальной аппаратурой. В 1995 году  исполнилось   ровно   100   лет   со   дня   открытия   великим   немецким   физиком  Вильгельмом Конрадом Рентгеном нового вида излучения, который  получил  название рентгеновских лучей.

Общепринято   под   рентгеновским   излучением   понимать  электромагнитные волны в области энергий от 0.1 до 300 кэВ. Этот диапазон, в  свою   очередь,   делится   на   три   поддиапазона:   от   0.1   до   5   кэВ   (мягкое  рентгеновское   излучение),   от   5   до   50   кэВ   (классический   рентгеновский  диапазон),   от   50   до   300   кэВ   (жесткое   рентгеновское   излучение).  Электромагнитное излучение в области энергий E   300 кэВ принято называть  гамма­излучением.  Наиболее сильное изменение (по сравнению со спокойными условиями)  наблюдается в рентгеновской части спектра. Так, во время вспышки средней  мощности поток излучения с длиной волны от 10 9  до 108  м может возрасти в  100 раз, а с длиной волны менее  10 9   м в десятки тысяч раз [1]. Поскольку  рентгеновское излучение вызывает ионизацию атмосферного газа на высотах  областей Е (от 90 до 110 км) и D (от 60 до 90 км) ионосферы, ясно, как сильно  появление вспышки на Солнце должно влиять на состояние этих ионосферных  областей.

Наша Земля надежно защищена атмосферой от проникающего жесткого  электромагнитного   излучения.   Поэтому   рентгеновские   источники  регистрируются   с   помощью   детекторов,   установленных   на   ракетах   и  космических   кораблях­спутниках.   Такими   детекторами   являются   газовые  пропорциональные   счетчики   или   специальные   твердые   кристаллы­ сцинтилляторы,   в   которых   регистрируется   ток   электронов,   возникающих   в  процессе ионизации под действием рентгеновского космического излучения. В  последнее   время   в   качестве   детекторов   успешно   используются   зеркальные  телескопы,   сделанные   из   специально   подобранных   материалов,   которые  эффективно отражают и рассеивают рентгеновские лучи. При этом в фокусе  такого   телескопа   по­прежнему   располагаются   высокочувствительные  пропорциональные счетчики.

Все изложенное позволяет сделать вывод, что рождение новых методов  внеатмосферных   наблюдений   Солнца   в   рентгеновском   диапазоне   и  интенсивные   наблюдения   в   рамках   международных   кооперативных  наблюдательных программ привели к ряду открытий в физике Солнца.  1.2.2 Ультрафиолетовое излучение Солнца Наиболее   коротковолновая   часть   ультрафиолетового   излучения   с   длиной  волны   примерно   от  10 8   до  1.25 10 7   м   вызывает   ионизацию   нейтральных  атомов   и   молекул   в   термосфере   и   фактически   ответственна   за   образование  основной части ионосферы ­ области F. Эта часть излучения состоит как из  непрерывного спектра (где энергия более или менее равномерно распределена  по длинам волн), так и из ярких эмиссионных линий (когда в узком интервале  длин  волн,  например  от   5 10 10   до  109   м, сосредоточена  большая энергия).  Наиболее   известная   из   этих   линий   ­   так   называемая   линия   лайман­альфа   с  длиной волны 121.6 10 9  м. В одной этой линии содержится примерно столько  же энергии, сколько во всей остальной части спектрального интервала  от 10 8   до 1.25 10 7  м. Излучение в линии лайман­альфа проникает в атмосферу Земли  достаточно глубоко ­ до высот 70 ­ 75 км, поэтому оно играет очень важную  роль в жизни самой нижней части ионосферы ­ области D [2].

Более   длинноволновая   часть   ультрафиолетового   спектра,   излучаемая  хромосферой (с длиной волн от  1.25 10 7   до   3 107   м) также играет важную  роль   в   атмосфере   Земли.   Энергия   этого   излучения   идет   на   диссоциацию  молекул   (прежде   всего   ­   молекулы   кислорода),   которые   служат   исходным  материалом при построении молекул озона, максимум концентрации которого  располагается на высотах 20 ­ 25 км.

Многочисленные   детальные   исследования   на   космических   аппаратах,  уходящих за границу магнитосферы Земли, показали, что сверхзвуковой поток  плазмы ­ солнечный ветер ­ существует всегда, но его параметры меняются в  широких   пределах   в   зависимости   от   условий   истекания   плазмы   и   по­ следующего разгона в солнечной короне.

Эти параметры на орбите Земли таковы: ­ скорость ветра от 300 до 1000  км/с (при среднем значении около 450 км/с); ­ концентрация частиц от 106 до  108   м 3 (в среднем около 107 м 3 ); ­ температура ионов от 30 до 300 тыс. К  (среднее значение около 70 тыс.  К);  температура электронов, обычно, в 2­3  раза выше температуры ионов [3].

Главной ионной компонентой солнечного ветра являются протоны (ионы  водорода); имеются также ионы гелия (около 4%) и очень немного (десятые и  сотые доли процента) более тяжелых ионов (кислород, кремний, сера, железо).

В 90­е гг. стало ясно, что основным источником возмущений являются  грандиозные   выбросы   вещества   из   короны   Солнца,   так   называемые  корональные выбросы массы.

При   своем   движении   от   Солнца   корональные   выбросы   масс   часто  принимают   форму   замкнутых   образований   со   своеобразным   поведением  плазмы и магнитного поля магнитных облаков, приводящих к сильным (иногда  экстремальным)   возмущениям   на   Земле.   Таким   образом,   выстраивается  причинно­следственная   цепочка   ­   корональные   выбросы   массы   образуют  магнитные облака, которые приводят к возмущениям магнитосферы Земли.

1.3 Космические лучи (солнечные и галактические) Конец   XIX   ­   начало   ХХ   века   ознаменовались   новыми   открытиями   в  области микромира. После открытия рентгеновских лучей и радиоактивности  были обнаружены заряженные частицы, приходящие на Землю из космического  пространства.   Эти   частицы   были   названы   космическими   лучами.   Датой  открытия   космических   лучей   принято   считать   1912   г.,   когда   австрийский  физик   В.Ф.Гесс   с   помощью   усовершенствованного   электроскопа   измерил  скорость ионизации воздуха в зависимости от высоты. Оказалось, что с ростом  высоты величина ионизации сначала уменьшается, а затем на высотах более 2  км   начинает   сильно   возрастать.   Ионизующее   излучение,   слабо   поглощаемое  воздухом   и   увеличивающееся   с   ростом   высоты,   образуется   космическими  лучами, падающими на границу атмосферы из космического пространства.

1.3.1 Космические галактические лучи Космические   лучи   представляют   собой   ядра   различных   элементов,  следовательно, являются заряженными частицами. Наиболее многочисленны в  космических лучах ядра атомов водорода и гелия (около 85% и около 10%,  соответственно).   Доля   ядер   всех   остальных   элементов   не   превышает   около  5%. Небольшую часть космических лучей составляют электроны и позитроны  (менее   1   %).   Время   жизни   космических   лучей   равно  около   3 108   лет.   Оно  определяется либо выходом космических лучей из Галактики и гало, либо их  поглощением   за   счет   неупругих   взаимодействий   с   веществом   межзвездной  среды.

Основным источником космических лучей внутри Галактики являются  взрывы сверхновых звезд. Космические лучи ускоряются на ударных волнах,  образующихся в этих взрывах.  По   своему   происхождению   космические   лучи   можно   разделить   на  несколько групп:

­ космические лучи галактического происхождения. Источником космических  лучей галактического происхождения является наша Галактика;

­ космические   лучи   метагалактического   происхождения.   Эти   частицы  образуются в других галактиках;

­ солнечные космические лучи, генерируемые на Солнце во время солнечных  вспышек;

­ аномальные   космические   лучи,   образующиеся   в   солнечной   системе   на  периферии гелиомагнитосферы.

1.3.2 Солнечные космические лучи Наше Солнце само является источником солнечных космических лучей.  Солнечные   космические   лучи   ­   это   заряженные   частицы,   ускоренные   во  вспышечных   процессах   на   Солнце   до   энергий   на   много   порядков  превышающих   тепловые   энергии   частиц   на   его   поверхности.   Заряженные  частицы   солнечных   космических   лучей,   ускоренные   в   солнечной   вспышке,  выбрасываются   в   межпланетное   пространство,   распространяются   в   нем   и  попадают  на   нашу   Землю.   Когда   говорят об  солнечных  космических лучах,  речь идет обычно об электронах с энергией, превышающей 20 кэВ, и протонах  с энергией более 10 МэВ. Приведенные цифры представляют собой, конечно,  лишь условную нижнюю границу; реальная энергия указанных частиц может  быть значительно больше. Так, во время сильных вспышек (точнее, после них,  так   как   для   того   чтобы   дойти   до   Земли,   частицам   нужно   какое­то   время,  зависящее от их скорости, то есть энергии) на орбите Земли регистрируются  потоки   протонов   с   энергией,   превышающей   100   МэВ.   Такие   энергичные  протоны   могут   представлять   существенную   опасность   для   экипажей  космических   кораблей   и   даже   пассажиров   стратосферных   лайнеров.  Магнитное поле и атмосфера спасают Землю от радиации.

1.4 Атмосферная радиоактивность Основным ионизатором воздуха в слое от 0 до 2   км служит излучение  радиоактивных   веществ,   содержащихся   в   твердой   или   жидкой   оболочках  Земли.  Более 60­70 % общей производительности природных ионизаторов дает  излучение   почвы.   На   местности   с   высоким   содержанием   радиоактивных  элементов   (гранитные   породы,   монацитовые   песчаники,   торфяники)   вклад  этого излучателя может значительно превышать (в десятки и даже сотни раз)  среднее глобальное значение. В почвах, характерных для центральных районов  России, обнаруживаются все три основных излучателя: альфа, бета и гамма.  Испускаемые   радоном   и   другими   радиоактивными   веществами   ­частицы  (которые представляют собой ядра атома гелия, состоящие из двух протонов и  двух   нейтронов)   распространяются   (со   скоростью,   равной   от   0.05   до   0.1  скорости света) в воздухе на расстояние от 0.03 до 0.09 м; при этом одна  ­ частица способна образовать от 190 до 250 тысяч пар ионов.  Поток   электронов,   образующихся   при   другом   виде   радиоактивного  распада,   носит   название   ­излучения.   Последнее   распространяется   (со  скоростью,   близкой   к  скорости   света)  в  воздухе  на   расстояние  в  несколько  метров. Каждая  ­частица образует на своем пути около 25 тысяч пар ионов.

Наибольшей   проникающей   способностью   обладает   ­излучение:   в  воздухе   оно   пронизывает   слой   толщиной   в   несколько   десятков   метров,   при  этом каждая  ­частица способна образовать до 30 тысяч пар ионов.

Наибольший  вклад  в  изменчивость ионообразования в приземном слое  вносит радиоактивность воздуха, обусловленная переносом радона, торона и  других   газов   из   почвы.   В   изучении   атмосферной   радиоактивности   можно  выделить три самостоятельных направления. Первое направление занимается  исследованием выделения эманации радона и торона из почвы и образования в  атмосфере продуктов их распада.

Захват  продукт ов распада ест ест венным и аэрозолями   После   того   как   радон   покинет   почву,   продукты   его   распада   начинают  накапливаться   в   воздухе.   Равновесие   для   короткоживущих   дочерних  продуктов   достигается   по   мере   увеличения   высоты.   При   слабом  перемешивании  равновесие  будет достигаться на более низких высотах, чем  при интенсивном перемешивании.  Период полураспада торона и его дочерних продуктов намного меньше,  чем   у   радона.   Таким   образом,   радон   и   его   продукты   распада   будут  доминировать в тропосфере. Похоже на то, что продукты распада ведут себя  как легкие ионы и образуют молекулярные группы с водой, кислородом или  какими­нибудь другими газами­трассерами по крайней мере до тех пор, пока  они   несут   на   себе   электрический   заряд.   Эти,   как   мы   будем   их   называть,  первичные частицы обладают высокой подвижностью и, быстро соединяясь с  частицами   аэрозоля,   образуют   так   называемые   вторичные   частицы.   Такой  процесс   наиболее   важен   для   явления   естественной   радиоактивности,   и   мы  рассмотрим его более детально.

Чемберлен   и   Дайсон   [4],   рассматривая   поведение   продуктов   распада  торона, показали, что большая часть атомов оседает на аэрозольных частицах.  Лишь небольшая доля их существует в виде первичных частиц, для которых  коэффициент   диффузии   равен   50   м2/с.   Такая   величина   коэффициента  молекулярной диффузии соответствует частицам с радиусом около  5 10 10  м,  что равно удвоенному радиусу молекул воздуха.

Почти   30%   частиц   естественного   аэрозоля   несут   положительный   или  отрицательный единичный заряд, в связи, с чем возникает вопрос о влиянии  этого   фактора   на   процессы   захвата.   Оценки   показывают,   что   подобные  эффекты не вызывают отклонений более чем на 30% от указанных здесь вели­ чин и, следовательно, в первом приближении их можно не учитывать.

Подводя   итог   первой   главы   можно   сказать   следующее.   Источниками  ионизации   в   верхних   слоях   атмосферы   (ионосфера)   является  ультрафиолетовое   излучение   Солнца   с   длинной   волны   от   10   до   125   нм   с  максимумом   на   длине   волны   121.6   нм   (линия   лайман­альфа).   Ионизация  стратосферы и верхней части тропосферы в основном обусловлена ионизацией  нейтральных атомов и молекул частицами галактических космических лучей.  Интенсивность   ионизации   ультрафиолетовым   излучением   и   галактическими  космическими лучами  изменяется в течение 11 ­ летнего солнечного цикла.  Максимум ионизации ультрафиолетовым излучением наблюдается на высоте  от   200   до   300   км,   галактическими   космическими   лучами   от   12   до   20   км,  радиоактивным   излучением   земной   поверхности   от   0   до   2   км.   Максимум  ионизации галактическими космическими лучами наблюдается на широтах от  50 до 60 градусов геомагнитной широты.

2 Основные характеристики и пространственно­временное  распределение частиц аэрозоля Атмосферный   аэрозоль   является   продуктом   сложной   совокупности  химических и физических процессов. Вследствие сложности этих процессов и  относительно   короткого   времени   жизни   аэрозоля   его   химический   состав   и  физические   характеристики   очень   изменчивы.   Пространственно­временная  изменчивость характеристик аэрозоля настолько велика, а данные наблюдений  в   такой   степени   фрагментарны,   что   пока   еще   невозможны   достаточно  достоверные оценки общего бюджета аэрозоля различных типов, а имеющиеся  оценки   мощности   глобальных   источников   аэрозоля   природного   и  антропогенного происхождения сугубо ориентировочны.

В зависимости от состава или источников можно выделить следующие  типы природного аэрозоля [5]:

­ продукты испарения морских брызг;  ­ поднятая ветром в атмосферу минеральная пыль;  ­ вулканический   аэрозоль   (как   непосредственно   выброшенный   в   атмосферу,  так и образовавшийся за счет газофазных реакций);  ­ частицы   биогенного   происхождения   (непосредственно   выброшенные   в  атмосферу и образовавшиеся в результате конденсации летучих органических  соединений,   например   терпенов,   а   также   химических   реакций   между   этими  соединениями);  ­ дымы от сжигания биоты на суше;

­ продукты природных газофазных реакций (например, сульфаты, возникающие  за счет восстановленной серы, поступающей с поверхности океана).

По   этому   же   принципу   антропогенный   аэрозоль   можно  классифицировать следующим образом:  ­ непосредственные   промышленные   выбросы   частиц  (например,   частиц   сажи,  дыма, дорожной пыли и др.);

­ продукты   газофазных   реакций.   Целесообразно,   помимо   этого,   различать  тропосферный и стратосферный (преимущественно вулканический) аэрозоль.

Большое   внимание   привлекают   следующие   газофазные   реакции  образования аэрозоля:  ­ однородная   гомомолекулярная   нуклеация   (образование   новых   устойчивых  жидких или твердых мельчайших частиц из газовой фазы при наличии лишь  одного газового компонента);  ­ однородная   гетеромолекулярная   нуклеация   (аналогичный   процесс   в  присутствии двух или более газов);

­ гетерогенная   гетеромолекулярная   конденсация   (рост   уже   существующих  частиц за счет адсорбции газа).

Исключительно   сложны   и   пока   еще   плохо   изучены   фотохимические   и  химические   реакции,   которые   ответственны   за   первоначальную  трансформацию   «высоко   летучего»   газа   в   газовый   компонент,   являющийся  исходным   для   образования   аэрозоля.   По­видимому,   наиболее   существенны  следующие процессы:  ­ реакции сернистого газа с радикалами гидроксила, которые в конечном счете  приводят к образованию молекул серной кислоты и сернокислотного аэрозоля;

­ реакции   неметановых   углеводородных   соединений   с   озоном   и   (или)  радикалами гидроксила с образованием альдегидов, спиртов, карбоксильных и  дикарбоксильных   кислот   (как   правило,   вторичные   продукты   этих   реакций  вступают   в   реакцию   с   оксидами   азота,   что   приводит   к   образованию  органических нитратов).

Очень   важную   роль   в   химии   атмосферы   играют   озон   и   радикалы  гидроксила ( HO   и  HO2 ), которые прямо или косвенно являются продуктами  фотохимических реакций (именно поэтому процессы газофазного образования  частиц характеризуются обычно хорошо выраженным суточным ходом).

2.1. Почвенные аэрозоли Основным аэрозольным компонентом нижней атмосферы ряда регионов  земного  шара  являются  частицы  почвенного происхождения, самые  большие  концентрации которых зафиксированы над аридными зонами, покрывающими  более трети поверхности суши [6]. В то же время высокие концентрации частиц  обнаружены над обширными районами океана на расстоянии нескольких тысяч  километров [7].

Почвенные   аэрозоли   могут   сильно   менять   оптические   свойства  атмосферы, в частности на спутниковых фотографиях нередко видна пылевая  дымка   (шлейф)   [6,   8].   Концентрация   пылевых   частиц   в   атмосфере   сильно  зависит   от   географического   района   измерений,   отчасти   из­за   наибольшей  подверженности   почв   дефляции   (ветровой   эрозии)   в   полуаридных   регионах.  Способность   почвы   к  дефляции   определяется  ее   физическим   состоянием,  в  частности   влагосодержанием   и   степенью   ее   нарушенности   пахотой   и  перетиранием   частиц.   Эти   факторы   связаны   с   сезонным   землепользованием.  Причем для каждой частицы почвы существует критическая скорость ветра в  диапазоне 10­50 м/с, по достижении которой начинается процесс дефляции.

Изменчивость концентрации пыли в атмосфере в значительной степени  обусловлена   тем,   что   генерируемые  почвой  частицы  имеют крайне  широкий  диапазон   размеров:   от   нескольких   десятых,   а   возможно   и   сотых,   до   сотен  микрометров.   Скорость   оседания   частиц,   размеры   которых   больше   10   мкм,  относительна   высока,   и   поэтому   они   быстро   выводятся   из   атмосферы   ( < 10 2 10 4   с,  где     – время оседания частиц), что приводит к заметному  снижению концентрации частиц сразу после их подъема с поверхности почвы.  В   случае   дальних   переносов   и   долговременных   эффектов   представляют  интерес физические и химические свойства размером менее 10 мкм, однако с  точки зрения процесса дефляции роль больших частиц весьма существенна.

Для   понимания   физических   причин   изменчивости   концентрации  почвенных   аэрозолей   необходимо   знать   влияние   состава   почвы   и   ее  физического   состояния,   а   также   мелко­   и   крупномасштабных  метеорологических   процессов   на   интенсивность   образования   частиц   разных  размеров и их перенос в атмосфере.

2.2 Океанические аэрозоли Понятие   океанические   аэрозоли   вошло   в   практику   геохимических,  экономических,  климатологических и  других исследований. К океаническим  аэрозолям относятся:

­ твердые   и   жидкие   частицы   малых   размеров   (от   долей   до   десятков   мкм   в  диаметре), содержащиеся в атмосфере над океаном;

­ атмосферные частицы, источником которых является морская вода.

К настоящему времени получен многочисленный фактический материал,  позволяющий   определить   генезис   аэрозолей   в   атмосфере   над   океаном   и  выявить закономерности пространственного распределения их концентрации.

Океан,   занимая   2/3   поверхности   Земли,   является   мощным,   постоянно  действующим источником, поставляющим в атмосферу аэрозольное вещество.  Химический   состав   океанических   аэрозолей   существенно   отличается   от  химического состава морской воды, из которой они образуются. Причину этого  следует   искать   в   особенностях   химического   состава   поверхностного  микрослоя воды, которые обусловлены:

­ химическим составом океанической воды;

­ концентрированием на поверхности раздела океан–атмосфера поверхностно­ активных веществ;

­ флотацией к поверхности взвешенных в морской воде частиц;

­ выпадением из атмосферы эолового материала;

­ фото­, био­ и другими химическими превращениями на поверхности океана.

Распределение   концентрации   и   химический   состав   аэрозолей   в  океанической   атмосфере   зависят   от   ряда   факторов,   среди   которых   следует  особо отметить динамику атмосферных процессов над океаном, влажность и  температуру воздуха, частоту и интенсивность выпадения осадков и т.п.

2.3 Вторичные аэрозоли, или аэрозоли, образующиеся непосредственно в  атмосфере Реакции   образования   и   трансформации   атмосферного   аэрозоля  происходят   в   газообразной   и   жидкой   фазах,   а   также   на   поверхности  взвешенных в воздухе твердых частиц, выступающих в качестве катализаторов.  Тип   аэрозоля,   образующийся   из   газовых   компонентов   непосредственно   в  атмосфере,   получил   название   вторичного   аэрозоля.   Однако   следует   тут   же  оговориться:   характер   элементарных   физико­химических   взаимодействий,  имеющих   место   в   атмосферных   процессах,   таков,   что   при   обсуждении  гомогенных процессов невозможно оставлять в стороне также и гетерогенные  механизмы,   роль   которых   в   жизненных   циклах   атмосферного   аэрозоля  чрезвычайно велика.

Процесс   перехода   легкоконденсирующихся   веществ,   изначально  находящихся   в   газообразном   состоянии,   в   частицы   аэрозоля   может  происходить в результате:

­ гомогенной конденсации молекул одного и того же газа (пара);

­ гомогенной   гетеромолекулярной   конденсации   молекул   нескольких   газов  (паров);

­ адсорбции молекул газа (пара) на аэрозольных частицах – катализаторах;

­ гетерогенной конденсации (на ядрах).

Первые два типа конденсации характерны для условий, реализующихся в  существенно незапыленной атмосфере. Скорость конденсационных процессов  здесь   зависит   от   частоты   случайных   столкновений   между   молекулами   газа  (газов),   способности   последних   к   образованию   связей   и   физико­химических  характеристик среды, в которой протекают интересующие нас процессы. Если  указанные   выше   условия   благоприятствуют   формированию  комплексовассоциатов (кластеров), состоящих хотя бы из нескольких молекул,  и   эти   кластеры   под   влиянием   микролокальных   флуктуаций   температуры   и  парциального давления конденсирующегося газа (пара) растут, то появляется  возможность   образования   вторичного   аэрозоля   по   механизму   гомогенной   (в  том числе и гетеромолекулярной) конденсации.

При   неупругом  столкновении   молекулы   газа   с   поверхностью   твердого  тела   (твердотельный   аэрозольной   частицы)   характер   взаимодействия  определяется   не   только   влиянием   физико­химических   свойств   окружающей  среды,   но   и   их   взаимной   способностью   к   образованию   связей,   прочность  которых   может   варьироваться   в   широких   пределах:   от   слабого  Ван­дер­Ваальсовского взаимодействия до прочных валентных связей.

Процесс   гетерогенного   конденсационного   роста   частиц   происходит   в  несколько   стадий:   с   повышением   влажности   среды   возникновение  многочисленного покрытия ядра конденсации приводит к его обводнению, а в  последующем   –   к   превращению   в   каплю.   При   формировании   капли   на  растворимом ядре равновесная упругость пара у ее поверхности уменьшается  на величину, зависящую от природы и концентрации растворимого вещества. В  случае негигроскопических ядер процесс заканчивается обводнением ядра, и  дальнейший   рост   может   иметь   место   только   при   парциальном   давлении,  превышающем давление насыщения. Если состав ядер смешанный, то стадия  конденсационного   роста   прекращается   с   исчерпыванием   растворимого  компонента ядра.

2.3.1 Сульфатный аэрозоль Более   четверти   века   назад   было   впервые   показано,   что   основным  компонентом этого типа аэрозоля являются соединения серы, благодаря чему  он и получил название сульфатного.

Чрезвычайно важной особенностью сульфатного аэрозоля является его  повсеместная встречаемость.

Полагается,   что   одним   из   основных   естественных   источников   серы   в  тропосфере   является   эмиссия   H 2 S,   обусловленная   процессами   разложения  микробами   живых   организмов  и продуктов  их жизнедеятельности, имеющих  место преимущественно на болотистых площадях.

Мощными, но эпизодическими источниками   H 2 S   являются извержения  вулканов.

2.3.2 Органический аэрозоль Несмотря   на   то,   что   вопрос   об   органическом   аэрозоле   начал  обсуждаться   в   литературе   относительно   давно   наши   сведения   о   нем,   к  сожалению, до сих пор исключительно бедны и фрагментарны Причинами   неудовлетворенной   изученности   органического   аэрозоля  послужили многие обстоятельства, среди которых следует отметить, прежде  всего, чрезвычайно широкий диапазон самого понятия органического аэрозоля:  к этому типу аэрозоль необходимо отнести:

­ частицы,   образующиеся   непосредственно   в   атмосфере   из   органических  молекул естественного и антропогенного происхождения;  ­ частицы,   являющиеся   продуктами   взаимодействия   растений   и   живых  организмов   с   почвой   и   морской   водой   и   попадающих   в   атмосферу   под  действием механических сил;

­ пыльцу растений, споры, различного рода микроорганизмы, вирусы.

Уже   из   этого   перечисления   явствует,   что   органический   аэрозоль   как  совокупное   понятие   должен   характеризовать   исключительно   сложным  химическим составом, весьма широким спектром распределения по размерам и  универсальной распространенностью.

Вторичный   органический   аэрозоль   образуется   в   ходе   фотохимических  реакций газообразных углеводородов, в которых помимо ОН активную роль  играют оксиды азота ( NOx ). Наиболее важными исходными углеводородными  соединениями   с   точки   зрения   формирования   органического   вторичного  аэрозоля   являются   непредельные   углеводороды,   хотя   заметную   роль   здесь  могут играть также ароматические соединения и алкены, а в лесистых районах  – терпены.

2.4 Стратосферный аэрозоль В   нестоящее   время   понимание   природы   стратосферного   аэрозоля  основано   на   обширных   экспериментальных   данных,   подкрепленных  теоретическими   исследованиями.   Методы   измерений   легко   делятся   на   две  категории:

­ постоянно   применяемые   и   совершенствуемые   в   течение   уже   долгого  периода времени;

­ измерительные методы, используемые от случая к случаю.

Как можно предположить, при первоначальном накоплении материала  различными  методами были получены также  и результаты, противоречащие  друг другу. На какое­то время создалось впечатление, что опубликованные  данные могут дать подтверждение любой теории о стратосферном аэрозоле. В  настоящее   время   это   нежелательное   положение   в   основном   разрешено   с  помощью   комплексных,   дополнительно   друг   друга   экспериментов.  Одновременное   сравнение   многих   методов   и   средств   измерений   привело   к  лучшему   пониманию   ошибок   и   ограничений   каждого.   Исследователь,  пользующийся   основными   параметрами   стратосферного   аэрозоля,   должен  побороть искушение использовать публикуемые данные без предварительного  критического рассмотрения ошибок и ограничений примененной аппаратуры.

Неоднородность   слоя   фонового   стратосферного   аэрозоля  незначительна. Однако после вулканического извержения этот слой довольно  долго  остается  неоднородным как в горизонтальном, так и  в вертикальном  направлении.

2.5 Антропогенный аэрозоль Антропогенные аэрозоли наиболее разнообразны по структуре и своим  физико­химическим свойствам, а их вклад в общее содержание атмосферного  аэрозоля постоянно растет и может быть резко увеличен.

Глобальные   выбросы   антропогенного   аэрозоля   в   настоящее   время  достаточно   велики.   Так,   среднегодовой   выброс   аэрозоля   из   естественных  источников   составляет   2312106   т,   а   из   антропогенных   —   296106   т,   что  составляет соответственно 88.5 и 11.5 % от общего среднегодового количества  генерируемого аэрозоля.

Антропогенный аэрозоль образуется в районах промышленных центров,  расположенных в основном в Северной Америке, Европе, Японии и на части  территории   Австралии.   Таким   образом,   296106   т   антропогенного   аэрозоля  образуются  над  площадью,   равной примерно 2.5 %  поверхности Земли. Для  сравнения   отметим,   что   эта   же   территория   продуцирует   58106   т   аэрозоля  естественного происхождения, т. е. лишь 20% от антропогенного аэрозоля.

2.5.1 Физико­химические свойства антропогенных аэрозолей Концентрация   в   атмосфере   аэрозольных   частиц   антропогенного  происхождения   зависит   в   первую   очередь   от   интенсивности   генерации   и  времени их существования. Время жизни частиц определяется как размерами,  так   и   другими   их   физико­химическими   свойствами,   а   также   высотой   слоя  атмосферы, в который они первоначально введены. В приземном слое частицы,  радиус которых превышает 10 мкм, осаждаются на земную поверхность через  несколько   часов   после   поступления   в   атмосферу.   Частицы   субмикронного  размера   обладают   высокой   подвижностью   и   в   результате   интенсивного  броуновского   движения   и   коагуляции   достаточно   быстро   укрупняются,  образуя моду малых частиц. Эта мода аэрозольных частиц может находиться в  воздухе   достаточно   длительное   время   [9]   и   весьма   эффективно   рассеивает  коротковолновую   солнечную   радиацию.   Дисперсность   антропогенных  аэрозолей   определяется   характеристиками   процессов   образования   частиц,   в  том   числе   концентрацией   аэрозолеобразующего   вещества   и   его   химическим  составом.   Роль   диспергационных   процессов   в   образовании   антропогенных  аэрозолей   относительно   невелика   (сельское   хозяйство,   горнодобывающая   и  строительная промышленность) и с каждым годом уменьшается в результате  использования методов эффективного пылеподавления и пылеосаждения [10].

В   научной   литературе   обычно   не   разделяют   естественные   и  антропогенные почвенные аэрозоли, поскольку они мало различаются по своим  физико­химическим свойствам.

При процессах горения в атмосферу выбрасывается большое количество  соединений   тяжелых   металлов,   которые   обладают   высокими   токсичными  свойствами   и   являются   очень   эффективными   катализаторами   атмосферных  реакций   окисления   [10].   Важным   фактом   для   этих   процессов  аэрозолеобразования   является   относительно   большая   высота   выброса  значительной доли частиц в атмосферу (z   500 м), что при малых размерах  частиц (r   1 мкм) приводит к большому времени жизни их в атмосфере. В  результате аэрозольные частицы перемещаются на значительное расстояние, в  том числе в те регионы, в которых концентрация естественного аэрозоля низка,  а процессы вымывания частиц из атмосферы ослаблены. К таким регионам, в  частности, относится Арктика.

Сернист ые соединения Конечными   продуктами   преобразований   серосодержащих   газов   являются  сернокислотные   и   сульфатные   частицы,   образующие   стабильную  субмикронную моду.

В континентальном аэрозоле, средняя массовая концентрация которого  составляет 35 мкг/ м  для r  5 мкм, содержится от 15 до 30 % сульфатов, в  то время как в фоновом морском аэрозоле, средняя массовая концентрация  которого   для  r    5   мкм   составляет   1   мкг/ м 3,   содержится   от   30   до   60   %  сульфатов.

Так   как   серосодержащие   аэрозольные   частицы   являются   в   основном  продуктом   гетерогенных   реакций   газообразных   сернистых   соединений   на  твердых   и   жидких   ядрах   конденсации,   по   крайней   мере   в   нижних   слоях  атмосферы,   то   выделить   какие­то   характерные   распределения   частиц   по  размерам   для   них   трудно.   Эти   распределения   зависят   от   начальных  распределений   ядер.   Следует   отметить,   что   рост   сульфатных   частиц  происходит   как   на   свету,   так   и   в   темновых   условиях.   Основная   доля  сульфатных частиц по массе содержится в области размеров r    3   мкм   образуются   в   особо   благоприятных   условиях  коагуляции   и   благодаря   турбулентно   обусловленному   «механическому»  подъему   крупных   частиц.   Эти   частицы   довольно   быстро   выводятся   из  атмосферы гравитационной седиментацией.

Частицы   же   с  r  от  0.1  до   3   мкм   (аккумулятивная  мода)   могут   иметь  достаточно   большое   время   жизни   в   атмосфере,   ограничиваемое   сверху  эффективностью   механизмов   стока   [9]:   1   неделя   в   нижней   тропосфере   (до  высоты   1.5   км),   1   месяц   —   в   верхней   тропосфере   и   более   года   —   в  стратосфере.

Пепел Размеры   частиц   пепла   в   основном   превышают   1   мкм,   и,   следовательно,   их  время   жизни   в   атмосфере   относительно   невелико.   По   своим   оптическим  свойствам частицы пепла ведут себя примерно так же, как частицы почвенного  происхождения,   поэтому   выделение   этих   частиц   в   отдельный   тип   для  радиационных расчетов необоснованно. Однако важное значение могут иметь  каталитические   и   фотокаталитические   свойства   пепла,   обусловленные  присутствие в нем тяжелых металлов.

2.5.2   Пространственно­временные   вариации   структуры   антропогенных  аэрозолей В Советском Союзе экспериментальные исследования проводились по  программе Комплексного энергетического эксперимента в 1972—1973  гг. в районе Запорожья, а затем Тбилиси и Алма­Аты [9, 14] и в 1987 г. в  районе   Алма­Аты.   Заметное   влияние  городов   обнаруживалось   на  расстояниях в несколько десятков  километров и на высотах не менее 3 км.  Были   исследованы   дымовые   купола   над   этими   городами.   Свойство   сажи,  заметное количество которой содержится в антропогенном аэрозоле, весьма  эффективно поглощать коротковолновую солнечную радиацию,  способствует  возникновению  инверсионных слоев  в  атмосфере  промышленных   центров,   а  это   в   свою   очередь   ведет   к   еще   большему   аэрозольному   и   газовому  загрязнению  воздуха.  В городском  воздухе   обнаруживается   также   большое  количество гигантских частиц. Функции распределения частиц по размерам  практически  во   всех   случаях   описываются   несколькими   модами,   причем  все  они   заметно   смещаются   в   первую   очередь   во   времени.   Для   моды  гигантских частиц довольно сложно найти общие закономерности  изменения  концентрации   частиц   и   модального   радиуса   [15,   16].  Обычно   летом  наблюдаются   два   максимума   концентрации   гигантских   частиц:  околополуденный   и   ночной,   причем   время   наступления обоих максимумов  может   смещаться   весьма   значительно.  Экспериментальный   материал  свидетельствует   в   пользу   тесной  связи   этих   максимумов   с   движениями  воздушных   масс,   их   стратификацией   и   турбулизованностью.  Относительный   максимум  в распределении в области от 0.20 до 0.60 мкм  имеет   наиболее  устойчивый суточный ход — увеличение от утра к вечеру.  Очевидно, эта мода имеет фотохимическое происхождение. Скорость  роста  аэрозольной массы для приведенных случаев несколько  ниже полученной  при измерениях в г. Рыльске летом 1979 г.  [9].

Электронно­микроскопический   анализ   проб   городских   аэрозолей  свидетельствует   о   близкой   морфологической   структуре   частиц  для разных  городов. Наблюдается повышенное по сравнению с содержанием  естественных  аэрозолей содержание мелкодисперсной фракции. Наиболее мелкие частицы  с r от 0.02 до 0.05 мкм имеют почти правильную сферическую форму. Часто  в центре сферы  наблюдается ядро с большей плотностью вещества (оксиды  металлов),   чем   на   периферии.   Плотность   частиц   может   существенно  различаться   для   разных   частиц,   т.   е.   наблюдаются   как   чисто   сажевые  частицы,   так   и   частицы   оксидов   металлов   и   солей.   Среди  более   крупных  частиц   наблюдаются   кристаллы   разнообразных  форм. Значительное   число