Аэрозоли и их влияние на климат

Страница 4

Якщо вважати вірним припущення про ідеальну перемішуваність для води, то можна розрахувати показники заломлення моделі аерозоля при різному вмісті в аерозолі води і, отже, при різній вологості.

Основні риси моделі комплексного показника заломлення:

1) Для "сухого" аерозоля реальна частина показника заломлення в видимій області спектру дорівнює 1,65±0,02, а уявна- біля 0.005±0,003.

2) Існують потужні полоси поглинення аерозольною речовиною поблизу хвиль 3,6,7,9,2 і 11,5мкм.

3) При збільшенні вологості повітряного середовища величини реальної частини показника заломлення аерозоля зменшується, наближаючись до значення реальної частини показника для води [ 3 ].

Ще один варіант побудови моделі оптичних параметрів аерозоля полягає у використанні набора оптичних констант для різних хімічних компонент полідісперсного аерозоля. Цей варіант вельми незручний для проведення розрахунків оптичних характеристик, так як потребує тання функції розподілу часток по розмірам для кожної компоненти. Крім цього, він припускає, що ці компоненти аерозоля не перемішуються між собою. Для окремих сполук й при певних умовах таке припущення може бути близьким до істини. Подібним, дуже важливим по своїй ролі у формуванні радіаційного режиму атмосфери, а також по впливу на живі організми і предмети людської діяльності, компонентами є: сажа, сірчана кислота, сульфат аммонію, вода і лід, окісли заліза, органіка. Одна з можливостей визначення комплексного показника заломлення постає в тому, щоб вирішувати цю проблему, як зворотню задачу атмосферної оптики [ 3 ].

Розподіл аерозольних часток по розмірам більше залежить від походження цих часток, їх хімічної природи і різноманітних метеорологічних (особливо мікрофізичних) характеристик середовища, чим від концентрації часток, хоча в загальному випадку і справедливо твердження, що збільшення рахункової концентрації призводить за рахунок підсилення коагуляції до перебудови спектру розмірів. Можна припускати, що первісне аерозольні частки певної природи мають власні характерні нормально - логаріфмічні розподіли з певними модальними розмірами. Потім коагуляційні ефекти між всима частками і вилучення часток з атмосфери призводять до трансформації спектру. Оцінки дій цих факторів на частки різних розмірів були зроблені Х.Юнге, В.Мартеллом, Д.Хайді, Д.Жилеттом, І.Бліффордом та Ч.Фекстером. На малюнку .1 зображено зміну тривалої швидкості процесів вибування часток в залежності від розмірів часток по І. Бліффорд[3].

Використовуючи для початкової мікроструктури розподіл Х.Юнге, I.Бліффорд розрахував зміну спектру розмірів часток з часом під впливом цих факторів. Розподіл має тенденцію з часом звужуватись як і боку малих розмірів часток, так і з боку великих часток. Модальний розмір з часом переміщується в сторону більших часток до розмірів г = 0.1 - 0.2 мкм. Такі вимоги можуть реалізовуватися, наприклад, у сухій чистій тропосфері [ 3 ].

Мал. 2.1.Тривала швидкості процесів вибування часток, обумовленного різними механізмами, в залежності від розмірів часток [ 3 ].

Наприклад, швидкість очищення атмосфери від SO2 зростає з підвищенням інтенсивності опадів; при незмінній інтенсивності дощу швидкість вимивання зменшується із збільшенням крапель; із збільшенням рН швидкість збільшується [4].

Експериментальні дані, що засвідчують залежність оптичних властивостей аерозолів від величини відносної вологості, починаючи з рівня 20 - 30% вологості. При цьому необхідно помітити, що, наприклад, зріст коефіцієнтів аерозольного послаблення радіації з вологістю до значень 60 - 70%. При вологості 60 - 85% помітного .росту коефіцієнта послаблення не досліджується і часто зустрічається навіть зменшення. Конденсаційна теорія зросту часток не може пояснити такої залежності коефіцієнтів послаблення радіації від вологості. Послідовним і логічним треба вважати припущення про конденсаційне - коагуляційний механізм зросту часток, коли коагуляція виявляється залежною від величини відносної вологості середовища і фізико-хімічних властивостей поверхні аерозольних часток. З цього припущення випливають, наприклад, висновки про вибір показника заломлення речовини атмосферного аерозоля і про залежність функцій розподілу аерозольних часток від величини відносної вологості. Так, наприклад, стає зрозумілим ефект зменшення коефіцієнта послаблення радіації при вологостях > 60 - 70%, обумовлений зменшенням показника заломлення речовини і можливим покриттям часток тонкою

водною плівкою [ 3 ].

Найбільш мінлива структура дрібнодісперсної фракції аерозолей, що може визвати значні варіації спектрального ходу коефіцієнтів аерозольного послаблення і поглинання. Мінлива компонента дрібнодісперсної фракції аерозолей може складатись з сажи, гематіту і органіки. Усі ці складові обумовлюють поглинення короткохвильової радіації. Доля короткохвильової радіації, що поглинається частками, може бути дуже значною: для сажи - 50 – 60%, гематіту - 25 - 30%, органіки - 15 - 40%) від ослаблення радіації цими частками [ 3 ].

Перейти на страницу номер:
 1  2  3  4  5  6  7 
Скачать реферат Скачать реферат


Реклама

Разделы сайта

Последние рефераты