Курсовая: Влияние городского антропогенного аэрозоля на микрофизические характеристики атмосферы

на появлении туманов при влажности менее 100%, что свидетельствует о

наличии в урбанизированных районах активных ядер конденсации, в

значительной степени понижающих парциальное давление насыщенного

водяного пара. Установлено, что городские туманы намного плотнее, т. е.

имеют повышенную концентрацию капель, и более устойчивы, чем туманы в

условиях незагрязненной атмосферы. Это явление можно объяснить более

высокой концентрацией ядер конденсации в городской атмосфере. Высокие

концентрации ядер конденсации чаще обусловливают наличие капель меньших

размеров, поскольку данное количество влаги должно быть в этом случае

распределено по большому числу ядер. Мономолекулярные пленки

органических веществ, покрывающих каплю, препятствуют конденсационному

росту капель за счет столкновений друг с другом, что делает туманы в

городской атмосфере колоидально устойчивыми .

1.2.2. ОСОБЕННОСТИ ФАЗОВЫХ ПЕРЕХОДОВ ВОДЫ В

ЗАГРЯЗНЕННОЙ АТМОСФЕРЕ

Особенности фазовых переходов воды в сильно загрязненной атмосфере

урбанизированных районов имеют принципиальные отличия от микрофизических

процессов, протекающих в незагрязненной атмосфере. Одной из причин,

влияющих на фазовые переходы воды, является присутствие в городской

атмосфере вторичных аэрозолей органического происхождения, для которых

нельзя рассчитывать равновесное давление водяного пара на основании

уравнения Рауля и необходимо учитывать целый ряд факторов

(гидратационные эффекты, характер адсорбций примесей на поверхности

аэрозоей и т. д.) [11]. Одним из важных результатов исследований работ

Морачевского В. Г., Головиной Е. Г., Цветковой А. В. следует считать

изучение эффекта понижения давления насыщенного пара над водными

растворами органических соединений, вызванного общим усилением

гидрофобных взаимодействий в растворах, причиной которых являются

микроструктурные особенности воды. Установлено, что мономолекулярные

пленки органических соединений способствуют возникновению сильных

взаимодействий в поверхностном слое, что приводит к усилению

конденсационного роста капель. Обнаружено также повышение температуры

кристаллизации растворов органических соединений, вероятно, обусловленное

нарушением условий теплообмена по поверхности вторичных аэрозолей.

Несмотря на то что органические вещества находятся в атмосфере в

следовых количествах и состав их непостоянен, лабораторные исследования

показывают, что при определенных условиях они могут играть важную роль

в изменении процессов образования туманов, облаков и осадков.

Если органические вещества полярны, обладают поверхностной активностью

и нелетучи, то они адсорбиурются на льдообразующих ядрах и облачных

ядрах конденсации, а также на поверхности раздела фаз гидрометеоров.

Такие соединения могут в значительной степени изменить атмосферные

физико-химические процессы. Линейные парафиновые углеводороды (п-алканы)

неохотно вступают в реакции окисления и в меньшей степени участвуют в

поверхностных явлениях и процессах образования аэрозолей.

Реакционная способность углеводородов [2] в присутствии

ультрафиолетовой радиации и окислителей возрастает в следующем порядке:

н - парафины < разветвленные парафины < ароматические соединения

< олефины.

В последнюю категорию углеводородов входит и крайне реакционноспособый

класс терпеновых соединений.

Углеводороды, наоборот, играют незначительную роль в микрофизике

облаков, поскольку они в своем большинстве являются неполярными

соединениями и имеют малое сродство к воде.

С другой стороны, будучи окисленными или полимеризованными в

результате фотокаталитических процессов, углеводороды превращаются в

полярные частицы [2], имеющие большое сродство к границам раздела фаз.

Однако эффективно влиять на процессы облакообразования могут лишь

немногие органические соединения определенной химической структуры. так,

например, замедление скорости роста и испарения капель поверхностной

пленкой органического вещества эффективно лишь в случае строго

линейной структуры сильнополярных жирных кислот, высших спиртов и

эфиров.

Замедление скорости испарения капель. Ряд теоретических и прикладных

работ был посвящен проблеме снижения испарения с плоской водной

поверхности из-за образования поверхностных мономолекулярных пленок.

Известны исследования сопротивляемости монослоя из нормальных спиртов

к переносу водяного пара через поверхность рвздела фаз. Для

обеспечения наибольшего эффекта в целях образования плотной пленки,

устойчивой к давлению в горизонтальной плоскости, монослой должен быть

линейным, образующим физический барьер для переноса молекул воды. Это

применимо и к каплям воды в атмосфере. Органическая пленка,

адсорбированная на поверхности капли, должна иметь максимально плотную

упаковку и строгую ориентацию молекул, пока капля испаряется, а ее

поверхность сокращается .

Исследования испарения капель воды, покрытых монослоем, были ограничены

опытами с нормальными спиртами (в особенности высшими спиртами),

которые имеют неразветвленную структуру и обладают способностью

образовывать необходимую структуру монослоя при поверхностном сжатии в

капле. Это свойство поверхностных пленок рассматривается некоторыми

исследователями как одно из подтверждений гипотезы о стабилизации

морских туманов и дымок поверхностно-активными органическими веществами

посредством образования тонких пленок на поверхности капель.

Интенсивное введение некоторых пленкообразующих соединений в туманы и

облака может привести к заметным изменениям микроклимата. Исследования

скорости испарения капель, загрязненных выхлопными газами бензинового

двигателя, показало, что скорость испарения капель снижается до тех

пор, пока при некотором конечном радиусе полностью не прекращалось.

Формирование ядер кристаллизации. Химическая природа ядер

кристаллизации, характеризуемая типом химических связей на их

поверхности, влияет на удельную свободную энергию границы раздела фаз.

В силу того что решетка льда скреплена водородными связями, ядра

кристаллизации должны иметь на поверхности Н-связи с той же степенью

прочности и, следовательно, полярностью, что и между молекулами воды во

льду. Важно при этом чтобы молекулы, образующие на поверхности ядер

кристаллизации водородные связи, имели вращательную симметрию.

Несимметричные молекулы стремятся направить свои активные водородные

группы внутрь для достижиния минимальной свободной энергии

образующегося кристалла, а молекулы с вращательной симметрией направляют

свои Н-связывающие группы к поверхности. Поэтому некоторые органические

молекулы, имеющие вращательную симметрию, могут являться

высокоэффективными ядрами конденсации.

Замедление конденсации. Конденсационный рост капель в значительной

степени может замедляться, когда капли покрыты мономолекулярной пленкой

из неразветвленных спиртов. Возможно это объясняет улучшение видимости

в естественных туманах при искусственном влиянии на конденсационный

рост капель. В этом случае добавочное давление водяного пара будет

приложено к молекулам, не имеющим мономолекулярной пленки, и чистые

капли будут расти быстрее, что приведет к более быстрому их

выпадению и улучшению видимости. Адсорбированные пленки из предельных

спиртов снижают конденсацию гигроскопических чстиц из NaCl и NH4Cl

при влажности 100-100.7%. В то же время несмотря на снижение скорости

испарения капель пленкой неразветвленных алкильных соединений, влияние

на скорость конденсации капель 5% NaCl не наблюдается.

Поверхностное натяжение и нестабильность дождевых капель.

Экспериментально изучалось влияние поверхностного натяжения на динамику

больших капель воды в воздухе (диаметром до 9 мм).

Поверхностно-активные органические фторпроизводные использовались для

снижения поверхностного натяжения водяных капель. Размер, при котором

капли разрушаются на мелкие фрагменты во время свободного падения,

является функцией поверхностного натяжения, причем диаметр разрушающихся

капель изменялся от 9 мм для чистой воды (72 дин/см) до 4.5 мм,

когда поверхностное натяжение снижалось до 17 дин/см. Разрушение капель

одинаковых по массе увеличивает время свободного падения по мере

снижения поверхностного натяжения.

Коалесценция капель. На эффективность коалесценции водяных капель в

воздухе влияет множество факторов. Среди них - скорость столкновения, угол

атаки, поверхностное натяжение и присутствие пленок органического

вещества.

Исследования влияния органических соединений на процессы соударения

включают изучение столкновения мелких капель с плоской водной

поверхностью или с большими висящими каплями. Так, катионные, анионные и

неионные ПАВ образуют пленки на плоской водной поверхности, которые

практически полностью ингибрируют коалесценцию капель радиусом 300 мкм.

Эффективность коалесценции увеличивается по мере уменьшения

поверхностного натяжения. Не установлено, что именно поверхностное

натяжение, или заряд капли, или какой-либо другой параметр ответствен

за повышение эффективности коалесценции.

Изменение погодных условий: полевые и лабораторные эксперименты.

Полевыми экспериментами установлено, что динамика облаков может

изменяться под влиянием органических веществ, которые вызывают

неравномерность распределения капель по размерам и изменяют тепловую

структуру внутри облаков.

Эксперименты, направленные на предупреждение возникновения тумана, были

проделаны Биггом. Было установлено, что присутствие линейных молекул

нормальных спиртов на периферии тумана замедляет скорость роста

некоторых капель, приводя к более быстрому росту оставшихся капель. В

таких нестабильных условиях должно происходить предотвращение

возникновения плотного тумана. В полевых экспериментах использовался

тонко-дисперсный аэрозоль смеси гексадеканола и октадеканола, который

вводился в атмосферу долины, где предсказывалось появление тумана.

Результаты, полученные в эксперименте, свидетельствовали о том, что в

действительности предотвращение тумана имело место, но сказать с

точностью, что это происходило под влиянием органических веществ, а не

в результате естественных процессов, не представляется возможным.

Некоторые вопросы, касающиеся воэможного влияния органических пленок на

процессы облакообразования, были разрешены после исследований, проведенных

в камере объемом 600 м3 . Получаемый туман обрабатывается

аэрозолями различных органических соединений, образующих мономолекулярные

пленки на поверхности раздела капель. Туманы несколько раз подвергались

медленному сжатию или расширению, чтобы капли равномерно покрывались

поверхностными пленками и для обеспечения нуклеации на аэрозолях ПАВ,

диспергированных в камере. Показатели видимости и распределения капель

по размерам были получены в ходе эксперимента как для обработанных

аэрозолями, так и для контролных туманов.

В результате этих экспериментов были получены следующие данные:

1-гексадеканол в значительной степени стабилизировал туман, благодаря

замедлению скорости испарения как во время сжатия, так и при

постоянном давлении. 1-гексадеканол является линейной молекулой,

образующей плотный поверхностный слой, ингибирующий перенос молекул воды

через поверхность раздела. Олеиновый спирт (9-октадецен-1-ол, цис-изомер)

является нелинейной молекулой, образующей рыхлые поверхностные пленки, и,

таким образом, не в состоянии в значительной степени изменять как

скорость испарения капель, так и видимость в тумане.

Предложено много различных механизмов, объясняющих, каким образом

органические поверхностно-активные вещества вызывают изменение динамики

облаков, туманов и осадков. Капли могут расти более медленно,

сопротивляться коалесценции, осциллировать, распадаться, испаряться медленнее

или даже быстрее, чем чистая воды, и т. д.

Для того чтобы органическое вещество эффективно влияло на свойства

поверхности раздела, оно должно обладать определенными особенностями

химической структуры. Во-первых, это должно быть полярное соединение для

достаточной адсорбции на границе раздела. Соединение должно иметь

гидрофильную группу (обычно это кислородосодержащая функциональная

группа, хотя в природе встречаются и азот-, фосфор- и серосодержащие

функциональные группы), а также и гидрофобную часть (обычно

углеводородная цепь). Во-вторых, баланс между гидрофобной и гидрофильной

группой, а также степень ионизации молекулы в воде должны быть

такими, чтобы органическое вещество было нерастворимо в воде и,

следовательно, имело достаточное время жизни на поверхности раздела фаз.

Конфигурация молекулы, определяемая ее химической структурой, влияет на

физические свойства пленок, т. е. на характеристики текучести и

газопроницаемости.

Относительная доля нейтральных, кислотной и основной фракции в

атмосферном аэрозоле довольно постоянна для морских, континентальных и

промышленных аэрозолей. Кислотная фракция содержит некоторое количество

предельных кислот, которые могут влиять на процессы испарения или

конденсации. Количество их колеблется в пределах 14-36% от общего

органического вещества, зарегистрированного эфиром из собранных

образцов. Соединения, идентифицированные в других фракциях, были либо

неполярны, либо относительно велики, как, например, ароматические

соединения, которые не способны к образованию стабильных, плотных пленок

на поверхности воды.

Поэтому природные органические вещества в той концентрации, в которой

они присутствуют в незагрязненной атмосфере, по-видимому, не должны в

заметной степени влиять на процессы нуклеации, конденсационного роста,

испарения капель в облаках, туманах и осадков.

Концентрация антропогенных органических соединений, так же как и

возможности для формирования вторичных аэрозолей в загрязненной

атмосфере, достаточно велики, и, следовательно, такую атмосферу можно

рассматривать как систему, влияющую на протекание ряда физических

климатообразующих процессов в нижних слоях атмосферы.

2. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ЭФФЕКТЫ АЭРОЗОЛЯ

Анализ современного состояния теории климата, а также результатов

работ, посвященных оценке роли аэрозольно-радиационых эффектов. Вместе с

тем создание теории формирования глобального аэрозоля все еще остается

делом будущего, что и определяет сложность задачи параметризации

воздействия аэрозоля на климат. Разработка методик параметризации

эффектов аэрозоля возможна лишь на основе получения значительно более

полной информации о поле концентрации, микрофизических и оптических

свойствах глобального аэрозоля.

Большая часть информации о климатических эффектах аэрозоля, которой мы

располагаем в настоящее время, получена с помощью математических

моделей различной степени сложности. Первые замкнутые термодинамические

модели глобального климата появились, как известно, в 60-е годы в

работах К.Я. Кондратьева и ряда зарубежных ученых. За ними последовали

одномерные радиационно-конвективные модели, а затем трехмерные модели

общей циркуляции атмосферы, описывающих временной ход параметров

атмосферы. Интерес к радиационным и климатическим эффектам атмосферного

аэрозоля наиболее сильно проявился в начале 70-х годов, и поэтому

закономерным было использование только что созданных моделей для их

исследования. В настоящей главе подводятся основные итоги этих

исследований, а также исследований в области диагностики климата,

которые относятся к проблеме аэрозоля. Эти вопросы нашли освещение в

ряде недавних обзоров. Современные модели, по-видимому, позволяют оценить

климатические эффекты глобальных возмущений радиационного режима с

точностью примерно до множителя 2.

2.1. АЭРОЗОЛЬ КАК ЭЛЕМЕНТ КЛИМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ

Аэрозоль как элемент климатической системы играет по крайней мере

двоякую роль, во-первых, непосредственно воздействуя на условия переноса

радиации в атмосфере, а, во-вторых, изменяя протяженность, микроструктуру и

радиационные свойства облачности. Поглощая солнечную и тепловые

радиацию, аэрозоль обуславливает нагревание тех областей атмосферы, где

он локализован. Изменяя радиационный баланс на уровне верхней границы

атмосферы, аэрозоль воздействует на тепловой баланс климатической

системы в целом. Эти радиационные возмущения могут приводить к

вариациям температуры атмосферы и земной поверхности, а вслед за тем

к изменениям других параметров климата.

Моделирование оптического состояния атмосферы как рассеивающей среды

сводится к моделированию свойств (непосредственно оптических, либо

химических и микрофизических) ее диспергированного компонента. В связи

с бурным развитием экспериментальных исследований и теоретических

концепций в области изучения атмосферного аэрозоля в последние годы

радикально изменились представления об атмосферном аэрозоле, его

происхождении, химическом и дисперсном составе, механизмах трансформации

и распределения в атмосфере [1,2,5,6]. Многообразие погодных условий и

процессов генерации частиц приводит к тому, что аэрозоль подвержен

значительным постранственно-временным вариациям. Понимание этого факта

привело к выводу о необходимости моделирования аэрозоля не как набора

инертных минеральных частиц с неизменными свойствами, а как существенно

нестационарной совокупности, возникающей в результате несогласованных

изменений нескольких фракций, формирующихся в ходе независимых процессов

и вносящих различный вклад в оптику атмосферы [1,2].

При моделировании климатических эффектов тропосферного аэрозоля

используются модели всех существующих на сегодня типов:

энергобалансовые, радиационно-конвективные и модели общей циркуляции

атмосферы. В обычных условиях большая часть атмосферного аэрозоля

находится в тропосфере, а его оптическая толщина составляет в среднем

0.125. Данные наблюдений в средних широтах и в арктических районах

показали, что заметный вклад в общее содержание аэрозоля вносит

антропогенный источник.

Чисто рассеивающий аэрозоль увеличивает альбедо атмосферы, уменьшая

таким образом долю радиации, достигающей земной поверхности. При наличии

аэрозольного поглощения радиации имеет место прямая «подкачка» энергии

в атмосферу. Таким образом возникает «антипарниковый» эффект, когда

атмосфера избыточно нагревается, а поверхность охлаждается. Однако

поскольку поглощающий аэрозоль является инфракрасным излучателем,

одновременно должно иметь место и обратное воздействие - усиление

парникового эффекта атмосферы. Общий эффект присутствия поглощающего и

рассеивающего радиацию аэрозоля в атмосфере зависит от соотношения

между коэффициентами поглощения в коротковолновом и инфракрасном

диапазонах, а также от альбедо подстилающей поверхности, высоты солнца

и условий облачности. Согласно модельным результатам, вклад фонового

тропосферного аэрозоля естественного происхождения в снижение средней

глобальной температуры поверхности составляет 1 - 3 К. Антропогенный

аэрозоль отличается более интенсивным поглощением радиации, и дальнейшее

увеличение его содержания должно привести к уменьшению альбедо

безоблачных районов планеты, а значит - к повышению температуры. Рост

антропогенных аэрозольных загрязнений происходит в глобальном масштабе

достаточно медленно и постепенно, так что его эффекты, по-видимому,

маскируются климатическими шумами, связанными с действием в тропосфере

радиационных вынуждающих сил иного рода.

Следует отметить, что результаты моделирования лобальных климатических

эффектов тропосферного аэрозоля до настоящего времени остаются

невалидированными по данным прямых наблюдений. Такая валидация

осложняется тем, что мы не располагаем замкнутым набором данных,

описывающих связь современного климата с фоновым аэрозолем.

Результаты моделирования климатических эффектов стратосферного аэрозоля

(в основном сульфатов вулканического происхождения) также

свидетельствует о том, что эти эффекты значительны. Уж первые попытки

такого моделирования оказались достаточно успешными в том смысле, что

они, по крайней мере частично, были подтверждены данными наблюдений. В

отличие от ситуации, имеющей место в тропосфере, изменения концентрации

стратосферного аэрозоля отличаются резкостью, значительностью и

глобальными масштабами. И модельные расчеты, и данные наблюдений

указывают, что крупнейшие вулканические извержения, имевшие место в

нынешнем столетии, приводили к временному падению средней глобальной

температуры поверхности в пределах нескольких десятых градусов Кельвина

[2].

Кроме того, данные расчетов и наблюдений подтвердили, что такие

изменения температуры имеют место и в стратосфере, причем они

происходят быстрее, имеют большую амплитуду и противоположный знак по

сравнению с тропосферной реакцией. Определенный, хотя и скромный, успех

подобных модельных расчетов вселил некоторую уверенность в том, что

модели климата можно использовать и для оценки климатических эффектов

диоксида углерода и других малых газовых составляющих. Исторические и

палеоклиматические со всей определенностью указывают на то, что

вулканический аэрозоль действительно влияет на климат.

Результаты моделирования специфических климатических эффектов таких

типов атмосферного аэрозоля, как дым, вызванные возможным ядерным

конфликтом, пыль от падения крупных метеоритов, выбросы сверхзвуковой

авиации и транспортных космических кораблей, носят достаточно

неопределенный характер. Дополнительная сложность заключается в том, что

исследования климатических эффектов стратосферного и тропосферного

аэрозоля, как правило, опираются на постулированные данные о физических

свойствах и общем содержании аэрозоля, близкие к результатам

наблюдений, тогда как при моделировании климатических последствий

ядерной войны приходится, по необходимости описывать в рвмках модели

механизмы формирования, коагуляции, отложения и вымывания вещества,

попавшего в атмосферу. К сожалению, современный уровень понимания

процессов преврвщений и переноса даже обычного фонового тропосферного

аэрозоля далеко не достаточен.

В связи с изложенными обстоятельствами результаты моделирования

эффектов мощных аэрозольных выбросов не только страдают недостатками,

характерными для климатических исследований, но и отягощены

неопределенностями, связанными с приблизительностью описания физических

превращений аэрозольного вещества в атмосфере.

Вероятно, наиболее сильное радиационное воздействие аэрозолей на климат

связано с той ролью, которую они играют в формировании облачности.

Взаимодействуя с облачностью, аэрозольные частицы, во-первых, служат

ядрами конденсации, способствуя возникновению большого числа мелких

капель, а, во-вторых, находясь в каплях и между ними, изменяют

радиационные свойства облаков. Изменяя вертикальный профиль температуры,

аэрозоль может влиять на такие условия формирования облачности, как

потоки влаги, приходящие на уровень конденсации, высота этого уровня и

т. д.

Те частицы, которые могут играть роль ядер конденсации в облачности,

являются продуктами атмосферных фотохимических процессов и, в меньшей

степени, - испарения морских брызг. Они чрезвычайно сильно влияют на

основные физические характеристики водных облаков, которые в свою

очередь в значительной мере определяют радиационный баланс планеты.

Небольшие изменения количества облачных ядер конденсации не должны

приводить к радикальным изменениям климата. Вместе с тем полное их

исчезновение, безусловно, привело бы к таким изменениям: облачность в

этом случае могла бы формироваться лишь за счет конденсации водяного

пара из нерастворимых частиц аэрозоля ( т. е. при относительной

влажности примерно 130% ) или на ионах ( при относительной влажности

300-400% ).

2.2. МОДЕЛИРОВАНИЕ СВОЙСТВ АТМОСФЕРНОГО АЭРОЗОЛЯ

Первым этапом учета воздействия аэрозоля на климат является

построение моделей свойств аэрозоля. Разработке моделей атмосферного

аэрозоля в последние годы уделялось много внимания в работах К. Я.

Кондратьева и ряда зарубежных ученых. Большинство предлагаемых моделей

могут быть разбиты на следующие типы:

а) тропосферные, стратосферные и верхней атмосферы,

б) различной размерности,

в) синтетические.

Авторы простейших моделей глобального (как правило стратосферного)

аэрозоля обычно доводят моделирование до определения оптических

характеристик, рассчитываемых в приближении сферичности и однородности

частиц по формулам Ми. Лишь в небольшом числе работ сделаны попытки

учесть эффекты несферичности и неоднородности частиц. Количественная

оценка возможных изменений свойств модельного аэрозоля в результате

этих эффектов, а также учет соответствующих характеристик в моделях

глобального аэрозоля остаются делом будущего.

Большая часть выполненных до настоящего времени исследований возможных

климатических эффектов аэрозоля относилась, за исключением проблемы

городских и промышленных загрязнений, к глобальному масштабу. Однако

такой подход адекватен лишь для некоторых типов аэрозоля. Аэрозоли

генерируются в некоторых районах и переносятся, а также преобразуются

в атмосфере за счет гидродинамических и физико-химических процессов. за

счет воздействия местных источников и стоков аэрозоля воздушная масса

обедняется одними типами аэрозоля и обогащается другими. Естественно

ожидать, что характер циркуляции атмосферы существенно влияет не только

на химический состав и плотность аэрозоля в воздушном потоке, но и

на его вертикальную структуру, особенно в условиях смешанных воздушных

масс.

В отдельных случаях поле концентрации аэрозоля обладает трехмерно

неоднородной структурой, связанной с характером вертикальных турбулентных

движений и особенностями конденсационных процессов в атмосфере. Иначе

говоря, атмосферные аэрозоли существенно гетерогенны. В любой точке

пространства - времени атмосферная смесь аэрозолей зависит от расстояния

до районов генерации и предшествовавших погодных условий, которые

сопровождали аэрозоль в пути. Ясно поэтому, что необходимо знание

гораздо большего числа статистических характеристик аэрозоля, нежели

просто глобальное отношение смеси и годовой ход, для того чтобы

пытаться моделировать его воздействие на климат.

Уже в первых работах по моделированию климатических эффектов

глобального аэрозоля таких ученых как К. Я. Кондратьев, В. И. Биненко, О.

П. Петренчук было продемонстрировано, что в зависимости от соотношения

между аэрозольным поглощением и рассеянием и от альбедо поверхности

количество радиационной энергии, получаемой планетой, может как

увеличиваться, так и уменьшаться.

Радиационные эффекты аэрозоля определяются в основном альбедо

однократного рассеяния (w0), асимметрией индикатрисы рассеяния (g),

средним размером частиц rm, оптической толщиной в видимой области

спектра tа, альбедо подстилающей поверхности Аs и атмосферы Аа.

Применительно к условиям стратосферы этот список параметров может быть

значительно сокращен с учетом глобального характера распределения

стратосферного аэрозоля.

В ранних исследованиях климатических эффектов аэрозоля были выделены

следующие основные механизмы его воздействия на радиационное поле в

системе Земля-атмосфера.

1. Рассеяние солнечной радиации в заднюю полусферу на частицах

аэрозоля, за счет чего возрастает планетарное альбедо и понижается

температура поверхности. Если слой аэрозоля располагается над

поверхностью с высокими отражательными свойствами, то может проявляться

эффект задержки уходящего излучения и, таким образом, общее альбедо

будет снижаться. Планетарное альбедо может также слегка уменьшаться или

увеличиваться из-за того, что в ходе рассеяния на аэрозолях несколько

изменяется угол падения солнечных лучей и в результате изменяется

длина их оптического пути в атмосфере.

2. Поглощение солнечной радиации некоторыми типами аэрозольных частиц

может быть достаточно сильным и компенсировать выхолаживание,

обусловленное обратным рассеянием. Степень проявления обоих эффектов

зависит от наличия и свойств облачности.

Рис.1

3. Поглощение и переизлучение аэрозолем теплового излучения земной

поверхности приводит к усилению парникового эффекта и нагреванию

планеты. Согласно теории Ми, при типичном распределении частиц по

размерам оптические толщины атмосферного аэрозоля в инфракрасной

области спектра меньше соответствующих значений в коротковолновом

диапазоне примерно на порядок величины. Поэтому можно считать, что в

большинстве случаев доминирующую роль играют эффекты, связанные с

солнечной радиацией. Климатические эффекты, связанные с рассеянием

теплового излучения земной поверхности на частицах аэрозоля, вероятно,

малы.

На (рис. 1) представлены результаты расчетов коротковолнового

радиационного эффекта аэрозоля, Рассчитанного с помощью простой

двухслойной модели «поверхность-аэрозоль». Аэрозоль может вызывать как

нагревание, так и охлаждение системы, и при малой оптической толщине

зависимость эффекта от ее значения носит почти линейный характер.

Согласно ( рис.1) общий эффект аэрозоля в коротковолновой области может

быть охарактеризован с помощью значений его оптической толщины tа,

альбедо однократного рассеяния w0 ( т. е. доли радиации, рассеянной, а не

поглощенной в каждом акте), доли радиации, рассеянной в заднюю

полусферу w0b, и альбедо поверхности Аs. Здесь b есть момент

аэрозольной индикатрисы рассеяния p (m, m‘) (m - косинус угла

падения солнечного излучения на частицу). Климатически и радиационно

значимые изменения химического состава, содержания атмосферного аэрозоля

и др. проявляются в соответствующих изменениях значений tа, b и w0.

Для описания взаимодействия аэрозоля с другими составляющими атмосферы,

расчета его эффекта в инфракрасном диапазоне и получения в конце

концов распределения температуры необходима более сложная модель, чем

та, которая представлена на (рис. 1). Такая модель может быть построена

в рамках радиационно-конвективного подхода.

2.3. РАДИАЦИОННЫЕ ЭФФЕКТЫ АЭРОЗОЛЕЙ

На важность вклада аэрозольно-радиационных эффектов в энергетику

тропосферы указали результаты целого ряда комплексных натурных

экспериментов последних 10-15 лет, которые были предприняты на

национальной и международной основе. В ходе их осуществления на одно

из центральных мест выдвинулась задача изучения влияния аэрозоля

( особенно аэрозольного поглощения ) на перераспределение

радиационной энергии в системе атмосфера-подстилающая поверхность. Так,

одним из результатов Комплексного энергитического эксперимента явилось

доказательство аэрозольной природы «остаточного» поглощения

коротковолновой радиации в атмосфере и получение прямых оценок этого

поглощения, о чем свидетельствуют ряд трудов К. Я. Кондратьева.

В ходе проведения Атлантического тропического эксперимента ПИГАП

оказалось, что смещение максимума радиационного нагревания в среднюю

тропосферу в присутствии большого количества поглощающего радиацию

пылевого аэрозоля, выносимого из Сахары, создает условия, которые

способствуют длительному существованию подобных выносов, и превращают их

в фактор, оказывающий влияние на радиационный режим всей северной

части тропической Атлантики от африканского до американского побережья.

Подобные крупномасштабные и систематические пылевые эпизоды в

тропосфере могут быть связаны и с рядом других районов земного шара:

пустынями Ближнего и Среднего Востока, Центральной Азии, Индостана,

Америки, Австралии, а также с промышленными районами Европы и Северной

Америки ( антропогенные загрязнения ). Вместе с тем общий радиационный

эффект пылевого слоя остается во многом неопределенным. Ряд

исследователей указывает на то, что на средних уровнях в тропосфере

нагревание солнечным излучением, вероятно, может значительно превышать

длинноволновое выхолаживание; другие полагают, что длинноволновое

выхолаживание может компенсировать коротковолновое нагревание, если

рассматривать весь 24-часовой период. Тропосферный аэрозоль, безусловно,

оказывает заметное воздействие на локальный климат, особенно в таких

экстремальных условиях , как пылевые бури и промышленные загрязнения. В

связи с этим встает вопрос о влиянии тропосферного аэрозоля на

климат планеты в целом.

Описание физико-химических характеристик тропосферного аэрозоля сложно

в силу его большой пространственно-временной изменчивости и наличия

многих локальных источников. Удовлетворительные попытки такого описания

предприняты лишь в самое последнее время К. Я. Кондратьевым, М. А.

Прокофьевым, Н. И. Москаленко, М. В. Танташевым, В. Ф. Терзи, С. Я. Скворцовой

и др. Оценка эффектов взаимодействия тропосферного аэрозоля с солнечным

излучением - сложная проблема теории радиационного переноса, при решении

которой необходимо принимать во внимание явления, связанные с

многократным рассеянием, тонкие особенности микрофизической структуры и

взаимодействие процессов молекулярного и аэрозольного рассеяния.

При численном моделировании общей циркуляции атмосферы наличие в

тропосфере фонового природного аэрозоля обычно не учитывается. Вместе с

тем расчеты показывают, что аэрозоль обусловливает уменьшение

коротковолнового баланса на уровне подстилающей поверхности на 5.0 Вт/м

2, а на уровне верхней границы атмосферы - на 3.5 Вт/м2,

т. е. вызывает примерно такие же по величине ( но противоположные по

знаку ) радиационные возмущения, что и удвоение концентрации СО2.

Потенциальные климатические эффекты тропосферного аэрозоля отличаются

рядом особенностей. Во-первых, тропосферные аэрозоли сосредоточены главным

образом у поверхности и излучают в ИК диапазоне при температуре лишь

немногим меньше температуры подстилающей поверхности. Поэтому можно

ожидать, что их взаимодействие с ИК радиацией менее важно, чем для

стратосферного аэрозоля, хотя этот вопрос и требует еще дополнительного

исследования. Во-вторых, из-за короткого времени жизни в тропосфере (

порядка 1 недели) наблюдаются большие пространственные вариации поля

концентрации, а также резкая изменчивость состава тропосферных

аэрозолей. Таким образом, хотя и важно оценить их глобальное

воздействие, региональные эффекты тропосферных аэрозолей могут быть

более существенными. Ряд исследований, посвященных оценке изменений

осредненной температуры земной поверхности за счет тропосферного

аэрозоля, выявил ее существенную зависимость ( вплоть до знака эффекта)

от rm и tа, которые могут варьировать в широких пределах.

Исследования глобального климатического эффекта тропосферных аэрозолей

в значительной степени сводятся к проведению модельных экспериментов,

поскольку глобальный фоновый аэрозоль отличается высокой степенью

устойчивости.

В последнее время уже предпринят ряд работ по оценке влияния

тропосферного аэрозоля на циркуляцию атмосферы и климат с

использованием энергобалансовых и радиационно-конвективных моделей, в

которых глобальный аэрозоль моделируется тем или иным образом.

История исследований радиационных эффектов тропосферного аэрозоля в

моделях общей циркуляции атмосферы насчитывает всего несколько лет.

Несмотря на отмеченные выше проблемы, эти эксперименты уже дали

статистически значимые результаты, свидетельствующие о важности

аэрозольных эффектов.

Важным моментом, в частности, является то, что, согласно оценкам, реакция

климата на аэрозоль лишь слабо зависит от специфики вертикального

распределения аэрозоля ( это справедливо, однако, лишь в том случае,

когда влияние аэрозоля на перенос длинноволновой радиации

несущественно). Сопоставление оценок воздействия на климат аэрозоля и

эквивалентных изменений солнечной постоянной привело к выводу, что

главную роль играют не природа первоначального возмущения, а

обусловленные обратными связями последующие изменения климата.

Поскольку тропосферный аэрозоль отличается малым временем жизни, а

климатическая система к тому же медленно реагирует на многие

радиационные возмущения, даже крупномасштабный выброс тропосферных

аэрозолей ( как, например, при извержении вулкана Сен-Хеленс) может

иметь пренебрежимо малый глобальный климатический эффект.

Первые работы по исследованию эффекта фонового тропосферного аэрозоля

на климат с помощью радиационно-конвективных моделей были затруднены

неопределенностями в оптических свойствах аэрозоля. В результате

тщательного исследования была построена первая рабочая модель

глобального осреднения оптических характеристик тропосферного аэрозоля,

пригодная для моделирования климата. Эти авторы определили глобальную

среднюю оптическую толщину атмосферного аэрозоля на уровне 0,125.

Важным моментом было также то, что они продемонстрировали: фоновый

тропосферный аэрозоль в значительной степени состоит из сульфата

аммония, частиц базальтов и высохших морских брызг. Его альбедо

однократного рассеяния w0 превышает 0.9. Несколько зарубежных ученых

использовали эту модель для рсчетов с помощью радиационно-конвективной

модели климата. Введение фонового аэрозоля приводит к понижению

температуры поверхности 1.3 К ( рис. 2), причем при малых значениях tа

зависимость от нее температуры носит почти линейный характер. При

данном значении tа и распределении аэрозоля по высоте, соответствующем

современному, изменение альбедо однократного рассеяния w0 также приводит

толщины аэрозоля tа.

Имеется критическое значение альбедо однократного рассеяния w0 =

0.8, за которым общий аэрозольный эффект меняет знак и выхолаживание

сменяется нагреванием. Таким образом, следует ожидать, что антропогенный

аэрозоль, в составе которого присутствует заметное количество сажи,

должен вызывать нагревание системы. Если бы были точно известны

значения w0 и tа для антропогенного аэрозоля, то его воздействие на

глобальную температуру можно было бы оценить по данным (рис.2). Что

же касается оценок фонового аэрозоля, то его климатический эффект

приближается к тому, который должен был бы давать не поглощающий

радиацию аэрозоль ( w0 =1.0).

Эффекты этого аэрозоля в инфракрасной области слабее, чем в

солнечной. Они также связаны с tа практически линейной зависимостью. С

ростом высоты, на которой располагается слой аэрозоля, нагревание ИК

излучением, идущим от земной поверхности, становится все более заметным.

Этот эффект проявляется при всех вариантах состава аэрозоля. Чем выше

в атмосфере расположен аэрозоль, тем он холоднее и тем меньше энергии

излучает в космическое пространство и в направлении поверхности. Таким

образом, для поддержания радиационного равновесия всей системы

поверхность должна иметь все более высокую температуру. Существует

также сложная связь аэрозоля с другими компонентами атмосферы,

радиационно-активными в коротковолновой области спектра. С изменением

высоты, на которой располагается аэрозоль, изменяется и его положение

относительно этих поглощающих (т. е. снижающих альбедо) и рассеивающих

0 с. ш. в случае отсутствия аэрозоля (1) и при t = 0.125 (2).

Расчеты, выполненные с помощью зонально осредненной двумерной модели в

координатах широта-высота, показали, что влияние аэрозоля на температуру

поверхности слабо зависит от широты, если не учитывать альбедной

обратной связи. Учет этой связи увеличил чувствительность модели к

введению аэрозоля примерно на 50% (рассматриваются полусферные средние

значения); в полярных районах увеличение чувствительности было выражено

еще сильнее.

Существенная широтная зависимость реакции температуры на введение

аэозольно-радиационного возмущения была обнаружена при проведении

экспериментов с моделью Будыко-Селлерса. Хотя в моделях этого типа

используется весьма упрощенное описание радиационных процессов, они

зачастую дают климатические реакции на радиационное воздействие, которые

к соответствующим реакциям модели ОЦА даже ближе, чем реакции

радиационно-конвективных моделей. Вместе с тем одна из сложностей

«настройки» моделей Будыко-Селлерса как раз и обусловлена тем

обстоятельством, что параметризация радиационных процессов в них по

необходимости является чрезвычайно упрощенной. Приемлемая параметризация

процессов переноса радиации с учетом вклада была предложена рядом

зарубежных ученых, которые использовали при этом формализм

двухпотокового приближения и метод дельта-Эддингтона. Глобальный аэрозоль

в среднем охлаждает планету на 3 К, что примерно вдвое превышает

значения, получаемые с помощью радиационно-конвективных моделей. При этом

высокие широты отличаются большей величиной эффекта.

Различие рассматриваемых моделей сводится в основном к тому, что в

радиационно-конвективных моделях не учитываются альбедные и динамические

обратные связи. Реакция модели на удвоение концентрации СО2 весьма

близка к соответствующей реакции моделей ОЦА. Пренебрежение альбедной

обратной связью и переносом скрытого тепла (речь идет о

меридиональном переносе тепла конденсации) приводит к уменьшению

глобального среднего потепления за счет удвоения СО2 примерно на 50%.

Если соответствующим образом, т. е. на 50% уменьшить выхолаживание в

модели, из которой исключены альбедная и динамическая (скрытое тепло)

обратные связи, составит около 2 К. Это значение приближается к тому,

что дают радиационно-конвективные модели [12]. Так, в работе, в которой

использована радиационно-конвективная модель, получено выхолаживание в

1.9 К (термические ИК эффекты не рассматривались ввиду малости

оптических толщин аэрозоля в ИК области). Авторы этой работы

предполагали, что высота однородной атмосферы для аэрозоля мала (1 км),

что также согласуется с незначительным эффектом в ИК области.

2.4. Локальные эффекты городского троПОСФЕРНОГО

МАССОВОЙ КОНЦЕНТРАЦИИ АНТРОПОГЕННОГО АЭРОЗОЛЯ.

В последнее время выполнен ряд работ по оценке влияния антропогенных

аэрозолей. Для этого использовались энергобаллансовые и радиационно-

конвек-тивные модели. В них рассматривались оптические свойства антропогенных

аэрозолей и зависимость параметров атмосферы от оптической толщины слоя

аэрозоля. Одним из результатов исследования явилось получение зависимости

Оптические свойства аэрозоля зависят от размеров частиц аэрозоля и их

массовой концентрации. Связь между массовой концентрацией M и коефициентом

рассеяния s имеет следующий вид

М=ms,

(2)

где:

~

m - показатель преломления вещества частиц;

n(c) - функция распределения частиц по размерам;

l - длина волны.

c=2pr/l -характеристика поглощения (3);

k(m, c) - фактор эффективности рассеяния на частице радиуса r;

ra - плотность аэрозольного вещества.

Приближенно h»k,(mc)/c.

(4) ;

Приближение допустимо в случае, когда фактор эффективности рассеяния на

частице соответствует максимуму своего значения.

Реальный антропогенный аэрозоль плохо описывается теоретическими функциями

распределения.

Экспериментально, при помощи лазерного зондирования атмосферы был проведен

ряд измерений и описан в трудах Кауля, Самохвалова и др [8]. В результате

измерений наблюдалась зависимость сигнала обратного рассеяния и массовой

концентрацией антропогенного аэрозоля. Анализ экспериментальных данных показал,

что они хорошо описываются формулой (1) при m=0,52 + 0,34 ;

Были произведены расчеты и построен график зависимости s от М. при перем. М (

r » const )/ (смотри плакат № 3.) Для рассчетов использовалась программа

Microsoft Excel.

Оптическая толщина атмосферы расчитывается по формуле

t=aò¥srds.

Зная изменение оптической толщины антропогенного аэрозоля можно оценить

аэрозоля на микрофизические характеристики атмосферы, в частности, на туманы и

В настоящее время концентрация антропогенного аэрозоля в атмосфере

возрастает, что связано с увеличением промышленных выбросов в

результате активной хозяйственной деятельности человека. Это

обстоятельство делает необходимым учет влияния аэрозоля на климат.

Результаты математического моделирования свидетельствуют о его ощутимой

чувствительности к аэрозольно-радиационным эффектам.

Антропогенные аэрозоли в целом отличаются более сильным поглощением

радиации, чем естественные. Однако в настоящее время было бы

преждевременно делать вывод о том, что дальнейшее увеличение

кон-центрации антропогенного аэрозоля должно привести к потеплению,

поскольку частицы антропогенного аэрозоля также играют роль ядер

конденсации, а рост концентрации последних должен вести к понижению

температуры поверхности. Вместе с тем никакой глобальной сети для

мониторинга облачных ядер конденсации не существует, и все рассуждения

по этому вопросу носят умозрительный характер.

Расчеты и результаты экспериментов подтвердили предположение о

зависимости физических параметров атмосферы от оптических характеристик

аэрозоля. В частности изменение температуры поверхности и связанное с

ним изменение средней удельной водности в облаке с ростом оптической

толщины аэрозоля. Аэрозоли также влияют на микрофизику осадков и химию

атмосферы.

В последнее время появилось много публикаций, посвященных обсуждению

сценариев двух возможных климатических катастроф, основную роль в

которых играет аэрозоль. Было отмечено, что обширные пожары, вызванные

массовыми ядерными взрывами в ходе глобального конфликта, могут вызвать

появление на значительной части земного шара настолько плотной пелены

дыма, что в результате изменится климат. Наше понимание климатических

эффектов ядерного конфликта еще в течение некоторого времени будет

ограничено неопределенностями, связанными с формированием, поведением и

устойчивостью атмосферы как коллоида.

Особую роль при оценке влияния аэрозоля на климат играет учет

облачной и альбедной обратных связей, а также моделирование циркуляции

океана в рамках объединенных моделей глобальной циркуляции.

Следующим этапом работы будет являться описание таких процессов, как

генерация аэрозоля на поверхности, его вертикальный и горизонтальный

перенос, генерацию и превращения in situ (гетерогенные

превращения по механизму газ-частица, коагуляцию, седиментацию,

перемешивание и т. д.). Для модели аэрозоля необходимо провести

инвентаризацию источников и стоков аэрозоля и их временных трендов.

При наличии подобных параметризаций окажется возможным включать

аэрозольные эффекты в модели общей циркуляции атмосферы и климата в

форме кинетических уравнений, учитывать их вклад в радиационный член в

уравнении баланса тепла и параметризовать их при моделировании цикла

облачности.