Кларки тяжелых металлов в почвах мира, мг/кг

Атмохимические исследования позволили выявить на территории города зоны распространения аномальной концентрации элементов в атмоседиментах в результате сравнения концентраций элементов в пробах с их ПДК в почве. Так, в аномальных концентрациях в состав пыли входят свинец, цинк и мышьяк.

Основным источником поступления в атмосферу аэрозольных частиц свинца и цинка в г. Белгород является автотранспорт. При этом отмечается, что чем меньше интенсивность движения автомобилей и чем дальше находится точка отбора пробы от трассы, тем меньше концентрации этих металлов, явным примером является точка, расположенная по ул. 60-летия Октября. Машиностроительные предприятия также вносят вклад в поступление свинца и цинка на территорию города.

Поступление стронция и цинка обусловлено, вероятно, функционированием ЗАО «Белгородский цемент». Ветер западного, северо-западного и юго-западного направлений разносит эти вещества по территории города.

Загрязняющие воздух взвешенные частицы традиционно считаются явлениями свойственными в основном городам. Однако в настоящее время становится очевидным, что во многих европейских регионах различия в концентрациях между сельскими и городскими зонами малы или вовсе отсутствуют; следовательно, воздействие на население взвешенных частиц распространено повсеместно.

Было выявлено, что на территории Белгородской области в сельском населенном пункте и поселке - х. Мосьпанов Новооскольского района и пгт. Майский Белгородского района наблюдаются аномальные концентрации тех же элементов, что и на территории г. Белгород - свинца, цинка и мышьяка. Но для того, чтобы подтвердить предположение о сходстве химического состава атмосферных аэрозолей сельской местности и городской среды в Белгородской области, необходимо провести в будущем исследования с большим числом отбора проб.

Таким образом, можно сделать вывод, что антропогенные источники загрязнения являются факторами изменения химического состава среды г. Белгород, формируя аномальные зоны загрязнения цинком, свинцом и мышьяком, представляющие опасность для жизнедеятельности биоты.

Структура атмосферных аэрозолей Для решения большого числа теоретических и прикладных задач физики атмосферы, а также других областей науки и техники требуются определенные сведения о структуре атмосферных аэрозолей. В большинстве случаев необходимо знание только отдельных характеристик аэрозолей: счетной концентрации, весовой концентрации, индикатриссы рассеяния, коэффициентов ослабления или поглощения света и т.д. Так как непосредственные измерения этих характеристик не всегда возможны и сами характеристики сильно изменяются по величине, то в расчетах используются модельные представления об атмосферных аэролзолях или их характеристиках. Подход к построению этих моделей может быть различным. Построение статистических моделей основано на наборе экспериментальных данных по какой-либо характеристике аэрозолей. Это будут модели определенных аэрозольных характеристик - частные аэрозольные модели. Полные аэрозольные модели могут быть построены только на основе физической картины поступления аэрозольных частиц в атмосферу, трансформации их в период пребывания в атмосфере и выведения их из атмосферы. Причем такого рода модели должны согласоваться с экспериментальными результатами. Они могут быть различными по степени учета физических и физико-химических процессов в атмосфере[30-33]. Существующие аэрозольные модели для слоев атмосферы и для всей атмосферы в целом созданы в предположении стационарности процессов поступления и выведения аэрозолей из атмосферы, а также равномерного распределения частиц в горизонтальных направлениях. Кроме того, обычно предполагается, что все аэрозольные частицы представляют собой сферы с равномерно перемешанным веществом. Коагуляция частиц приводит к образованию сферы с объемом, равным объему коагулировавшихся частиц. Даже такая упрощенная одномерная задача вертикального распределения аэрозолей в атмосфере чрезвычайно сложна, особенно из-за недостаточно хорошего знания констант разных процессов. При указанной постановке задачу можно разбить на три: 1) создание моделей химического состава вещества аэрозолей (особенно показателя преломления вещества частиц) на разных высотах; 2) создание моделей распределения частиц по размерам на разных высотах; 3) создание моделей вертикального профиля счетной и весовой концентрации аэрозолей. Очевидно, что такой подход предполагает еще дополнительные упрощения: слабую зависимость спектра размеров частиц от химического состава и счетной концентрации и слабую зависимость процессов выведения аэрозолей из атмосферы от их химического состава. Модели распределения аэрозольных частиц по размерам могут быть получены при учете скоростей процессов поступления и выведения для всего диапазона размеров частиц.

Результаты расчетов показывают, что в спокойной атмосфере всегда должны существовать аэрозольные частицы в диапазоне от нескольких сотен ангстрем до нескольких микрон. В глобальном масштабе выделяют три общих типа распределения частиц по размерам в тропосфере: «фоновый», океанический и континентальный. Идеализированные кривые, демонстрирующие существенные черты этих типов распределений, изображены на рис. 1.1. Фоновый тип распределения аэрозоля по размерам предполагается репрезентативным для средней и верхней тропосферы. Кривые рисунка соответствуют ситуации существования и отсутствия непрерывной генерации мелкодисперсной фракции.Фоновая концентрация типична для очень чистого воздуха и предполагается равной 700 см- 3. Самый нижний слой воздуха над океанами, высотой около 2 км, содержит морские частицы. Океанический тип распределения частиц по размерам отличается от фонового в интервале радиусов от 0,5 до 20 мкм, в котором концентрация частиц океанического типа увеличивается по сравнению с фоновой за счет частиц, возникающих из морских брызг. Общая концентрация этих частиц морского происхождения невелика, меньше 10 см-3[19]. В нижней тропосфере над сушей предполагается репрезентативным третий тип распределения частиц по размерам - континентальный. Счетная концентрация частиц в этом случае возрастает до 104 см-3 в сельских местностях, до 3 ⋅ 104 см-3 - в небольших городах и превышает 105 см-3 - в крупных. Распределение частиц с r < 0,1 мкм считается неопределенным[17,37]. Рисунок 1.1 Реальная картина распределения частиц по размерам значительно сложней, так как всегда существует несколько источников аэрозольных частиц. Можно предполагать, что первоначально аэрользольные частицы определенной природы имеют собственные характерные распределения с конкретными модальными размерами. Затем коагуляционные эффекты между всеми частицами, конденсационный рост частиц и удаление их из атмосферы (седиментация, вымывание и инерционное осаждение) приводят к трансформации спектра. Распределение имеет тенденцию со временем сужаться как со стороны частиц малых размеров, так и со стороны больших частиц, а модальный размер с течением времени передвигается в сторону больших частиц.

Распределение по размерам существенно изменяется с высотой. Характерные особенности изменения функции распределения частиц по размерам можно представить по оценкам скоростей их выведения из атмосферы на разных высотах. Например, нетривиальными оказываются данные, что в тропосфере мала относительная доля мелкодисперсной фракции и диапазон размеров тропосферных частиц уже, чем для приземного слоя. В стратосфере снова наблюдается высокое относительное содержание мелкодисперсной фракции в связи с фотохимическими реакциями, но почти нет частиц с r ≥ 5 мкм. Если существует несколько источников аэрозольных частиц с различными модами и концентрация частиц невелика, то возможно длительное существование распределений с несколькими модальными радиусами. Экспериментально распределения с несколькими максимумами наблюдались в приземном слое для районов с высокой чистотой воздуха и низкой влажностью, в тропосфере и нижней стратосфере. Особенно отчетливо многомодальный характер распределений в реальной атмосфере выявляется при построении кривых распределения частиц по объему. В большинстве случаев объем (масса) фракции гигантских частиц значительно превосходит объем (массу) субмикронной фракции и фракции больших частиц. Часто наблюдается минимум распределения в области размеров частиц с r = 1 ÷ 2 мкм. Очевидно, что фракция гигантских частиц образуется главным образом в результате эрозии почвы, разбрызгивания и последующего испарения морской воды и биологических процессов, а две другие фракции образуются в основном в результате химических реакций и последующих конденсационных процессов[35,38]. В настоящее время большинство аэрозольных моделей создаются по экспериментальным данным с учетом физической картины формирования структуры аэрозолей в атмосфере. В отличие от чисто статистического подхода такое построение моделей позволяет более точно передать характерные особенности аэрозольной структуры и использовать все имеющиеся экспериментальные данные, полученные разными методами. Оптических измерений проводится значительно больше, но переход от результатов этих измерений к значениям концентрации весьма сложен и неоднозначен. Поэтому для модели вертикального профиля концентрации аэрозолей оптическими данными следует пользоваться как данными качественными. С помощью микрофизических методов находят счетную и массовую концентрации аэрозолей, а оптическими методами - коэффициенты ослабления, рассеяния и обратного рассеяния.

В частности определенно наблюдается широтная зависимость вертикальной структуры счетной концентрации аэрозолей. Характерные кривые, демонстрирующие существенные черты этих структур, изображены на рис. 1.2. Здесь широтный ход вертикальных профилей 1, 3, 4 счетной концентрации больших аэрозольных частиц построен по измерениям фотоэлектрического счетчика (Розен, 1969 г.), а профиль 2 - на основе импакторных данных (ЛГУ 1971 г.)[34-36].

Экспериментально концентрация и вертикальная структура аэрозолей в атмосфере определялись неоднократно рядом исследователей в разные сезоны, время суток и в разных точках земного шара разными методами (как микрофизическими, так и оптическими). На основе анализа экспериментальных данных разных авторов были предложены некоторые характерные профили счетной концентрации атмосферных аэрозолей (рис. 1.2). На рисунке вертикальные профили счетной концентрации 1, 2 построены (модели ЛГУ 1968 г.) для больших частиц с r ≥ 0,2 (1) и 0,1 мкм (2); профиль 3 - измерения Юнге (1960 -1961 гг.); профили 4 -6 - для частиц Айткена, r < 0,1 мкм (4 - измерения Юнге, 1960 -1961 гг., 5 - модель ЛГУ 1968 г., 6 - измерения Е.С.Селезневой, 1965 г.).

Вне крупных промышленных районов достаточно обоснованно можно предполагать горизонтальную однородность распределения аэрозолей. Для высоких слоев атмосферы (H > 5 км) масштабы однородности не менее 200 ÷ 300 км. В приземном слое существенную роль играют рельеф и тип подстилающей поверхности. Счетная концентрация всех аэрозольных частиц - величина весьма неустойчивая, изменяющаяся на два-три порядка: от 105 до103 см-3. Гораздо более постоянна концентрация больших аэрозольных частиц: она изменяется от 3 ⋅ 102 до 1 см-3 в зависимости от района измерений, но в точке измерений меняется обычно не больше, чем на порядок величины. Концентрация частиц с r ≥ 0,2 мкм изменяется от 100 до 1 см-3. Средние значения концентрации при метеорологической дальности видимости около 20 км - 150 см-3 для частиц с r ≥ 0,1 мкм и 30 см-3 для частиц с r ≥ 0,2 мкм. Концентрация больших частиц резко падает лишь в самом нижнем слое толщиной в несколько десятков-сотен метров, а дальше почти во всей тропосфере изменяется незначительно: с высоты 1 - 2км до тропопаузы всего в несколько раз. Причем часто наличие аэрозольных слоев характерно для средней тропосферы. Рисунок 1.3 Анализ уровней наиболее вероятного появления аэрозольных слоев показывает, что они практически всегда располагаются выше или ниже высот инверсии и изотермий, где резко ослаблена турбулентность и отсутствует конвективный перенос воздушных масс, т.е. подынверсионные аэрозольные слои образуются в результате подъема аэрозольного вещества из приземного слоя атмосферы, а надинверсионные слои - в результате опускания аэрозолей вулканического и космического происхождения, а также аэрозолей, образующихся при работе авиационных двигателей и в результате фотохимических реакций. В тропосфере уровни наиболее вероятного появления аэрозольных слоев обычно соответствуют высотам наболее вероятного появления облачности. В средних широтах такими высотами являются уровни: 2 ÷ 2,5 км, 6 ÷ 7 км и 10 ÷ 12 км. В нижней стратосфере почти всегда наблюдается отчетливо выраженный слой Юнге (см. рис. 1.5). Вероятно, этот слой вызван тем, что переход воздушных масс из стратосферы в тропосферу затруднен, так как в тропопаузе ослаблен турбулентный обмен и отсутствуют вымывающие процессы. Концентрация больших частиц в этом слое достигает 1 см-3. Более высокие слои Рисунок 1.2 аэрозолей (около 30 и 45 км) связаны с температурной стратификацией. Они лежат вблизи слоев изотермии. Существует и широтное распределение вертикальных профилей аэрозолей. О сезонных вариациях этих профилей известно гораздо меньше. Расчеты и скорости размывания аэрозольных слоев турбулентной диффузией показывают, что слои должны очень быстро исчезать: за 2 ÷ 4 ч. Так как экспериментально неоднократно доказывалось стабильное существование слоев, то приходится признать неудовлетворительность имеющихся теоретических схем расчетов вертикального профиля аэрозолей. Описание моделей атмосферных аэрозолей.

Список литературы.

1. Аэрозоль и климат. Под ред. К.Я.Кондратьева. Л., Гидрометеоиздат, 1991, 541 с.

2. Энергия и климат. Сборник статей. Пер. с англ. под ред. Г.В.Груза, С.С.Хмелевцева. Л., Гидрометеоиздат, 1981, 303 с.

3. Ивлев Л.С., Андреев С.Д. Оптические свойства атмосферных аэрозолей. Л., Изд. ЛГУ, 1986, 358 с.

4. Meszaros E. Fundamental of Atmospheric Aerosol Chemistry. Budapest, Ak. Kiado, 1999, 308 p

5. Марчук Г.И., Кондратьев К.Я., Козодеров В.В., Хворостьянов В.И. Л.,Гидрометеоиздат, 1989, 648 с.

6. Френкель Я.И. Теория явлений атмосферного электричества. М., Гостехизд., 1949, 155 с.

7. Юнге Х. Химический состав и радиоактивность атмосферы. М., Мир, 1965, 423 с.

8. Стыро Б.И. Самоочищение атмосферы от радиоактивных загрязнений. Л., Гидрометеоиздат, 1968, 293 с.

9. Ивлев Л.С. Гетерогенная химия нижней атмосферы. Проблемы физики атмосферы, вып.

10. Физика и химия атмосферных аэрозолей. СПб, Изд. СПбГУ, 1997, с. 54-80.