Примесей в земной атмосфере

Вещество	Глобальные выбросы, тыс.т/год	ПДК, мг/м3	Класс опасности
природные	антропогенные
Газовые примеси:
диоксид серы SO2	3 105	2 105	0,8
сероводород H2S	4 104	3 103	0,008
закись азота N2О	3 105	6 104
оксид азота NO			0.06
оксид углерода СО	2 105	7 104
аммиак nh3	2 105	4 103	0,04
Токсичные металлы:
ртуть нg	1...20		0,0003
свинец Рв	5...50		0,0003
кадмий Сd	1...9		0,001
мышьяк As	1...10		0,003

Атмосферные аэрозоли. Все взвешенные в воздухе частицы твердого тела (пыль, дым, ледяные кристаллы, снежинки и др.) или жидкости (туман, облака, дождевые капли и др.) имеют широкий спектр частиц по размерам и природе образования, а также по процессам их эволюции и переноса. В специальной литературе принято отдельно рассматривать мельчайшие частицы в атмосфере, называемые ядрами конденсации, тропосферный, стратосферный и антропогенный аэрозоль, туманы и облака, а также осадки.

Ядра конденсации - частицы радиусом от 0,005 мкм до нескольких микрон. Наиболее крупные из них образуют так называемую атмосферную дымку и за счет рассеяния солнечного излучения ограничивают дальность видимости удаленных объектов. Ядра конденсации являются продуктом сложной совокупности физических и химических процессов в атмосфере и, в свою очередь, определяют широкое разнообразие и большую пространственно-временную изменчивость физических характеристик и химического состава всех составляющих атмосферного аэрозоля природного происхождения.

Тропосферный аэрозоль включает субмикронную (в том числе ядра конденсации) и грубодисперсную фракции (с радиусом частиц более 5 мкм). Генератором тропосферного аэрозоля является океаническая (морская) поверхность, над которой вследствие испарения капель морской воды образуются взвешенные в воздухе частицы, а также поверхность суши, над которой за счет почвенно-эрозийных процессов образуются почвенные аэрозоли с большим разнообразием химического состава и неоднородностью зонального распределения.

Стратосферный аэрозоль, находящийся в специфических физико-химических условиях, в значительной мере взаимодействует с тропосферным аэрозолем.

Фоновая концентрация стратосферного аэрозоля находится в диапазоне до 10^-10 см^-3 для частиц с радиусом более 1 мкм и до 10² см^-3 для частиц с радиусом менее 0,1 мкм. Главным генератором являются вулканические извержения, забрасывающие ежегодно до 10⁵ т тонкодисперсного пепла, а также серосодержащие газы, НС1, HF и др.

К числу других источников стратосферного аэрозоля относятся потоки метеорного вещества (до 10⁴ т/год) и антропогенные выбросы, обнаруживаемые пока на пределе чувствительности. Тропосфера при этом является постоянно действующим источником и стоком стратосферного аэрозоля.

Антропогенный аэрозоль, попадая в атмосферу во все возрастающем количестве (до 3 10⁶ т/год), является заметным фактором, существенно влияющим на экологическую ситуацию, что особенно сказывается при выбросе токсичных соединений. К числу последних относятся соединения ряда тяжелых металлов, выступающих в роли эффективных катализаторов атмосферных реакций окисления, а также некоторые органические соединения.

Концентрация частиц антропогенного аэрозоля зависит от интенсивности его генерации и времени его существования, составляющего несколько часов для частиц с радиусом более 10 мкм и несколько суток для субмикронной фракции. При этом интенсивность генерации определяется не только процессами с прямыми выбросами аэрозолей, среди которых наибольшее значение имеют процессы сгорания, но и процессами аэрозолеобразования из газовых примесей.

В имеющихся обзорах по антропогенному аэрозолю к числу его основных составляющих обычно относят частицы с сернистыми и нитратными соединениями, органические, сажу и пепел со следующими характеристиками:

сернокислотные, сульфатные и нитратные частицы являются продуктами преобразований серосодержащих газов и оксидов азота в светлое и темное время суток, основная доля сульфатных частиц имеет радиусы менее 1 мкм, а нитратные частицы имеют размеры, превышающие 1 мкм (до 10 мкм);

органические аэрозоли образуются в промышленных районах при горении топлива и конденсации летучих веществ на частицах с радиусом более 1 мкм, количество антропогенного аэрозоля этого типа выбрасывается в атмосферу до 80 10 т/год и примерно равно среднегодовому поступлению органических аэрозолей природного происхождения;

сажевые частицы образуются при неполном сгорании топлива и в промышленных районах достигают концентрации до 30 мкг/м³; при медленном горении образуются хлопьеобразные частицы, а при быстром горении - преимущественно частицы с радиусом менее 1 мкм с временем жизни не более нескольких суток;

частицы пепла по своим оптическим свойствам аналогичны частицам почвенного аэрозоля и имеют размеры более 1 мкм, их важное значение связано с каталитическими и фотокаталитическими свойствами, обусловленными присутствием в них тяжелых металлов.

Туманы и облака относятся к особому классу крупнодисперсного атмосферного аэрозоля и рассматриваются в метеорологии как самостоятельные атмосферные явления. Конденсационная природа частиц в туманах и облаках объединяет эти аэрозольные образования, хотя имеются и различия, связанные с физическими условиями их образования. Туманом называют совокупность взвешенных а воздухе капель воды или кристаллов льда вблизи поверхности Земли с концентрацией частиц, ухудшающей дальность видимости до значений менее 1 км (при дальности видимости более 1 км аэрозольные образования называют атмосферной дымкой).

Водность туманов изменяется в широких пределах от 0,001 до 2 г/м³ и почти пропорциональна их интенсивности, определяемой дальностью видимости. Микроструктурные характеристики туманов не выходят за рамки тех, которые встречаются в облаках. В частности, распределение жидкокапельных частиц по размерам удовлетворительно описывается функцией гамма-распределения с модальным радиусом 4,5 мкм для большинства типов облаков и туманов.

Общими микроструктурными характеристиками для туманов и облаков является также фазовый состав. В облаках капли присутствуют и при очень низких температурах (вплоть до -40 ⁰С). При этом активность микрофизических процессов и процесс формирования осадков в сильной степени зависят от фазового строения облаков.

Осадки являются основным стоком атмосферных аэрозолей, прошедших через процессы трансформации от ядер конденсации до облаков, с одной стороны, и основным источником увлажнения суши - с другой. Поэтому непосредственный интерес для многих сторон хозяйственной деятельности человека представляют пространственное распределение годового количества осадков, их пространственно-временная структура и химический состав. Важной интегральной характеристикой в умеренных и высоких широтах является снежный покров, наибольший для России на среднем Енисее (до 110 см) и в предгорьях Урала (до 90 см).

Атмосферные движения в земной атмосфере. Они относятся к тем сложным явлениям, при описании которых применение законов механики (законов Ньютона) осложняется необходимостью учета существенной неоднородности атмосферы и движения самой Земли. Поэтому до настоящего времени влияние атмосферных движений на климатоэкологические изменения оказывается трудно учитываемым и прогнозируемым. Тем не менее разработаны определенные подходы для учета существенного влияния атмосферных движений на аэрозольно-газовый состав атмосферы и климатическую систему. При реализации таких подходов принято выделять такие виды атмосферных движении, как общая циркуляция атмосферы, фронты и циклоны, ветер, атмосферная турбулентность.

Общая циркуляция атмосферы характеризует совокупность воздушных течений большого масштаба (в масштабах материков и океанов) и является результатом существующих макронеоднородностей температуры и давления на планете. Эти постоянные неоднородности, вызванные, прежде всего, разницей солнечной радиации на высоких и низких широтах, обусловливают глобальную составляющую скорости ветра в земной атмосфере. В связи с постоянной разностью температур в атмосфере на низких (экваториальных) и высоких (полярных) широтах возникает барический градиент, направленный вдоль меридиана от экватора к полюсам.

За счет суточного вращения Земли и возникающей силы Кориолиса движение воздуха вдоль барического градиента изменяет направление вправо в северном полушарии и влево в южном. Таким образом, в северном полушарии возникает западный ветер. Атмосфера не только участвует в суточном вращении Земли, но и перемещается с запада на восток по отношению к земной поверхности, т.е. опережает суточное вращение. Скорость западного ветра, как показывает анализ, увеличивается с высотой во всех слоях атмосферы - в тропосфере, стратосфере и мезосфере.

Фронты и циклоны относятся к тем видам мезомасштабных атмосферных движений, которые существенно изменяют картину общей циркуляции атмосферы.

Атмосферными фронтами называются поверхности раздела воздушных масс с различными свойствами. Эти поверхности в реальной атмосфере являются условными и представляют собой некоторую переходную зону (до 100 км) с большими горизонтальными градиентами температуры, влажности и других метеопараметров. Взаимодействие теплых и холодных воздушных масс сопровождается вертикальными потоками, и поэтому вертикальная линия фронта (линия равных градиентов) наклонена по отношению к земной поверхности.

Циклоны и антициклоны представляют собой барические образования с замкнутыми концентрическими изобарами с минимальным (циклоны) или с максимальным (антициклоны) давлением в центре. Горизонтальные размеры циклонов и антициклонов составляют сотни и тысячи километров. Перемещение циклонов в направлении общего переноса воздушных масс в средней и верхней атмосфере (обычно с запада на восток) со средней скоростью 30-40 км/ч сопровождается усилением ветра, увеличением облачности и выпадением осадков. Менее подвижные антициклоны с преимущественным направлением перемещения в сторону низких широт сопровождаются, в отличие от циклонов, сухой и малооблачной погодой, сохраняющейся несколько суток без существенных изменений.

Ветер определяется в метеорологии как горизонтальная составляющая движения воздуха и является локальной характеристикой атмосферных движений всех масштабов. По физической природе принято выделять геострофизический, термический, градиентный и местные ветры. Все эти виды ветров сопутствуют общей и циклональной циркуляции в атмосфере, внося дополнительные и порой трудно предсказуемые региональные особенности в их общую картину.

Геострофизическим ветром называется установившееся горизонтальное движение воздуха в прямолинейных и равноотстоящих изобарах при отсутствии сил трения. Неизбежность такого ветра в свободной атмосфере (над пограничным слоем) следует из уравнения движения атмосферы, если рассмотреть горизонтальное движение ограниченного объема воздуха под влиянием силы градиентного давления, когда изобары наклонены к горизонту. Под влиянием силы Кориолиса это движение будет изменять свое направление до тех пор, пока не наступит равновесие сил, и объем воздуха не начнет двигаться вдоль изобар. Уже из этих соображений следует, что скорость геострофизического ветра по направлению совпадает с изобарами и так, что низкое давление оказывается слева в северном полушарии и справа в южном (барический закон ветра).

Термический ветер является частным случаем геострофизического, когда сила градиентного давления связана только с температурной стратификацией в свободной атмосфере. В зависимости от угла между градиентом давления и градиентом температуры и от соотношения их абсолютных величин наблюдается большое разнообразие вертикальных профилей геострофизического ветра. Крайними случаями являются отклонения направления градиента температуры от направления градиента давления в одну сторону, когда происходит перенос воздуха из области тепла (адвекция тепла), и в противоположную сторону, когда происходит перенос воздуха из области холода (адвекция холода).

Градиентный ветер определяется как установившееся горизонтальное движение воздуха при отсутствии сил трения и, следовательно, по определению является более общим понятием, чем геострофизический ветер. В отличие от последнего, который определяется для прямолинейных изобар, градиентный ветер в циклонах и антициклонах устанавливается для круговых изобар. В этом случае наступает равновесие трех сил барического градиента, кориолисовой и центробежной сил. Очевидно, что такое равновесие наступит при движении вдоль круговых изобар против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке в Южном.

Местные ветры объединяют большое число ветров тех видов, которые вызываются орографическими особенностями местности и, в отличие от рассмотренных, устанавливаются в нижних слоях атмосферы. К числу наиболее типичных относится горно-долинные ветры, бризы и некоторые другие.

Атмосферная турбулентность почти всегда сопровождает движение воздушных потоков в земной атмосфере и порождает пространственно-временные пульсации не только скорости ветра, но и температуры, влажности и других метеопараметров. Развитие турбулентности связано с потерей ламинарным потоком гидротермодинамической устойчивости и с появлением крупномасштабных вихрей с так называемым внешним масштабом L₀. Если число Рейнольдса в потоке воздуха велико, то такие крупные вихри становятся неустойчивыми и под влиянием сил инерции распадаются на более мелкие. Этот распад продолжается до тех пор, пока размеры вихрей не приблизятся к размеру l₀, называемому внутренним масштабом (при числе Рейнольдса близком к единице). Для таких мелких вихрей силы трения становятся определяющими по сравнению с силами инерции, и их кинетическая энергия движения диссипирует в теплоту. Интервал масштабов между l₀ и l₀ называется инерционным.

В приземном слое величина l₀ близка к высоте над земной поверхностью, а внутренний масштаб составляет несколько миллиметров. На больших высотах внешний масштаб увеличивается до нескольких сот метров и даже километров. Иногда к микротурбулентным относят и такие громадные вихри, как циклоны и антициклоны.

Описание структуры стохастической турбулентности основано на гипотезе Колмогорова о локальной однородности и изотропности поля скоростей. С учетом несжимаемости воздуха при турбулентных движениях такое поле скоростей эффективно описывается математическим аппаратом так называемых структурных функций. Структурная функция случайной скорости ветра D_V(l) в точке l при одномерной записи для инерционного интервала выражается "законом 2/3" Колмогорова - Обухова

D_V(l)={[V(l₁ +l)-V(l1)]2}= , (3-1)

где С_V - структурная постоянная, близкая к первой по результатам экспериментальных измерений; z - высота над подстилающей поверхностью, k - постоянная Кармана, k 0.4.

Величина v представляет собой некоторую характерную скорость, часто называемую скоростью трения и равную при грубых оценках 0,1 средней скорости ветра на высоте k 2 м.

Стохастическая турбулентность в земной атмосфере имеет существенное значение не только для средних физических характеристик атмосферы. Не меньшее значение имеют и флуктуационные явления, определяемые структурой атмосферной турбулентности. Все размеры турбулентных неоднородностей температуры (а соответственно плотности и коэффициента преломления) оказывают существенное влияние на оптические и акустические явления в атмосфере. Крупные размеры турбулентных неоднородностей плотности воздуха оказывают существенное влияние на аэродинамику природных и техногенных объектов, расположенных на земной поверхности или в атмосфере.

Атмосфера - это газовая оболочка, не имеющая четко выраженной верхней границы и существующая благодаря гравитационному притяжению Земли. Ее масса составляет 5 10¹⁵ т. 97 % всей массы сосредоточено в нижнем слое толщиной около 29 км (рис. 3.1).

По резкой смене температур в ней выделяют несколько слоев, границы между которыми носят название пауз (тропо-, страто-, мезопаузы) (рис. 3.2). В самом нижнем слое - тропосфере температура по мере удаления от поверхности падает от нормальной до минус 55 °С (полюса) - минус 75° С (экватор). В стратосфере происходит резкое повышение температуры с высотой, достигающее 0°С в стратопаузе на высоте 55 км. Мезосфера охватывает слой, располагающийся в интервале 55-80 км над поверхностью Земли с температурой в мезопаузе минус 85° С. В термосфере температура повышается, достигая на высоте 400 км 1200°С. Выше термосферы располагается экзосфера, представляющая собой переходную область между атмосферой и межпланетным пространством.

Рис. 3.1. Вертикальное распределение массы атмосферы

Рис. 3.2. Слои атмосферы, выделяемые по физическим свойствам

В состав атмосферы входят различные газы, атмосферная влага (водяной пар) и пыль. Основные составные части могут быть подразделены на три группы: постоянную, переменную и случайную. К постоянной группе относятся азот (около 78 %), кислород (21 %) и инертные газы (около 1 %). Содержание их практически не меняется в зависимости от широты и долготы местности. С высотой происходит уменьшение концентрации газов и перераспределение их относительной роли. В термо сфере происходит ионизация молекул азота и кислорода, вызванная поглощением солнечной радиации, из-за чего этот слой часто называют ионосферой.

В экзосфере гравитационное поле Земли не способно удерживать ионизированные газы, которые рассеиваются в космическом пространстве (зона диссипации).

Ко второй группе относятся диоксид углерода (0,02-0,04 %) и водяной пар (до 3%), к третьей - случайные компоненты, определенные местными условиями.

Так, вблизи металлургических заводов воздух часто содержит диоксид серы, в местах разложения органических остатков - аммиак.

Стратосфера в интервале 15-50 км содержит озон (О₃), максимум концентрации которого отмечается на высотах 25-30 км. В "озоновом слое" содержится до 90 % общего количества атмосферного озона. Часть озона содержится и в тропосфере, где он образуется при грозовых разрядах и при воздействии на кислород разрядов, вызванных геоэлектричеством.

Если собрать весь озон атмосферы в один слой, то при нормальных условиях (давлении 1 атм и температуре 273°С) он будет иметь толщину всего лишь 0,3 см.

В обычных условиях озон представляет собой газ с резким специфическим запахом, является сильным ядом, превосходящим по токсичности синильную кислоту. Он обладает мутагенными и канцерогенными свойствами; действует на кровь, подобно ионизирующей радиации; в смеси с кислородом взрывоопасен. Таким образом, присутствие озона в тропосфере представляет определенную экологическую проблему, тем более что в последнее время отмечается рост его концентрации в приземных воздушных слоях. Озон может возникать в результате фотохимических реакции в воздухе, загрязненном антропогенными примесями, в первую очередь в больших городах.

Стратосферный озон из-за способности поглощать губительное для биосферы коротковолновое излучение (менее 0,4 мкм) позволяет ему быть защитным экраном планеты. На стратосферных высотах озон образуется при фотолизе (распаде веществ под действием поглощенного света) кислорода ультрафиолетовым излучением с длиной волны менее 240 нм и дальнейшем взаимодействии атмосферного кислорода, образовавшегося в результате фотолиза с молекулярным кислородом.

Процесс взаимодействия всех трех типов кислорода (одно-, двух- и трехатомных) с учетом фотолиза был рассмотрен впервые английским физиком Сидни Чейменом (1929) и получил название кислородного цикла или цикла Чепмена. В упрощенном виде он может быть записан следующим образом:

О₂ О + О, l< 240 мкм,

О + О₂ + М О₃ + М,

где М — N₂, О; и любые частицы, принимающие избыточную энергию соударения.

С другой стороны, под воздействием ультрафиолетовых лучей с большей длиной волны происходит разрушение молекул озона:

О₃ О + О₂, < 900 нм .

В атмосфере существуют определенные закономерности в распределении озона по времени, широте и высоте. В соответствии с суточными колебаниями послеобеденное содержание озона больше утреннего.

Максимальных значений содержание озона достигает весной, а осенью падает до минимума. Максимум концентрации озона приходится на высоту 25 км. С повышением широты максимум концентрации озонового слоя падает с 25 до 13 км (рис. 3.3, 3.4).

Рис. 3.3. Сезонные изменения концентрации озона с высотой

Рис. 3.4. Высотный профиль концентрации озона (а) и вертикальное распределение температуры в атмосфере (б)

Помимо газов, в составе атмосферы определенную роль играет водяной пар. Хотя он главным образом содержится в тропосфере и его проникновению в стратосферу препятствует тропопауза, являющаяся холодной ловушкой для водяного пара, тем не менее неконденсированные остатки воды проникают из тропосферы в стратосферу. На высоте около 30 км существуют области "перламутровых" облаков, состоящих из водного льда с вмороженными в него частицами разнообразных соединений азота, хлора и углерода.

Эти облака образуются как в результате разложения озона водородом (О₃ + Н₂ Н₂О + О₂), так и путем множества других реакций. У верхней границы мезосферы (80 км) происходит образование "серебристых" облаков, представляющих собой скопления ледяных кристалликов.

Важная особенность воздушной оболочки - ее запыленность, влияющая на прозрачность атмосферы. Естественным природным источником уменьшения прозрачности являются выбросы вулканического пепла. Кроме того, в результате вулканической деятельности в верхние слои атмосферы попадает огромное количество сернистого газа, который, окисляясь под воздействием солнечных лучей и реагируя с водяным паром, образует аэрозоль серной кислоты. Запыленности атмосферы способствует и антропогенная деятельность, значительно уменьшающая ее прозрачность.