Aerozole atmosferyczne

Aerozole atmosferyczne to rozproszone w powietrzu (faza rozpraszaj ˛aca) cz ˛astki stałe lub cie-kłe (faza rozproszona) stanowi ˛ace zanieczyszczenia atmosfery ziemskiej [47]. Cechuje je ró˙z-norodno´s´c kształtów - od kulistych, przez sze´scienne (kryształy NaCl) po nieregularne (po-pioły). W celu porównywania ich wielko´sci wprowadza si˛e ´srednic˛e aerodynamiczn ˛a (´srednica kuli o jednostkowej g˛esto´sci, której aerodynamiczne własno´sci s ˛a identyczne jak rozwa˙zanej cz ˛asteczki o nieregularnym kształcie), jednak w bardzo wielu opracowaniach funkcjonuj ˛a jedy-nie okre´slenia takiej jak: ´srednica lub wielko´s´c cz ˛astki (bez bardziej szczegółowej definicji tej wielko´sci fizycznej). W dalszej cz˛e´sci pracy w celu ujednolicenia nazewnictwa rozmiar aero-zolu b˛edzie si˛e okre´sla´c poprzez podanie jego ´srednicy - d.

Aerozole atmosferyczne cz˛esto s ˛a identyfikowane z: j ˛adrami Aitkena, dymem, oparami (cz ˛astki małe), pyłem, mgłami oraz popiołem (cz ˛astki du˙ze).

Klasyfikacja aerozoli atmosferycznych

Ze wzgl˛edu na ´srednice cz ˛astek (d) dzielimy je na 2 grupy: • aerozole drobnoziarniste (klasa drobnoziarnista)

– klasa j ˛ader Aitkena - dla d <0,1 µm

– klasa akumulacyjna - dla d  (0,1 µm, 2 µm) • aerozole gruboziarniste (klasa gruboziarnista) - d >2 µm

Aerozole nale˙z ˛ace do klasy j ˛ader Aitkena powstaj ˛a głównie w wyniku kondensacji lub koagulacji w ´srodowisku pary przesyconej. Koncentracja tego typu aerozoli w powietrzu wynosi ok. 25 µg/m3 [64]. Za powstanie cz ˛astek przynale˙znych do klasy akumulacyjnej (naj-powszechniejszy typ aerozoli w atmosferze) odpowiedzialne s ˛a 2 procesy: koagulacja i konden-sacja heterogeniczna - prowadz ˛ace do powi˛ekszenia rozmiarów cz ˛astek z klasy j ˛ader Aitkena. Cz ˛astki gruboziarniste - to cz ˛astki powstałe głównie w wyniku kondensacji lub procesów me-chanicznych (naturalnych i antropogenicznych) przy wilgotno´sci powietrza poni˙zej 100 %.

Badania nad aerozolami atmosferycznymi pozwoliły znale´z´c zale˙zno´sci: liczby, po-wierzchni i obj˛eto´sci (równoznacznej z mas ˛a) cz ˛astek od ich wielko´sci. Zaobserwowano, ˙ze relacje te s ˛a uwarunkowane rodzajem badanego o´srodka rozpraszaj ˛acego. Przykład takich za-le˙zno´sci został przedstawiony na rys.1.11.

Rysunek 1.11:Rozkład liczby, powierzchni i obj˛eto´sci aerozoli atmosferycznych w funkcji ich wielko-´sci wykonany na podstawie danych zebranych w 1969 r. w Pasadenie (USA) [64].

Badania te pozwoliły m.in. ustali´c ˙ze rozkład obj˛eto´sci posiada 2 maksima - pierw-sze (tutaj wi˛ekpierw-sze) dla cz ˛astek o rozmiarach poni˙zej 1 µm (w tym konkretnym przypadku ok. 0,3µm) oraz drugie dla cz ˛astek o wielko´sci rz˛edu kilku µm (w tym przypadku 10 µm).

Innym kryterium klasyfikacji aerozoli jest ich pochodzenie. Na podstawie tego kryte-rium cz ˛astki atmosferyczne dzielimy na:

• naturalne

W´sród cz ˛astek pochodzenia naturalnego mo˙zemy wyró˙zni´c m.in:

• aerozole marygeniczne - które powstaj ˛a w wyniku współoddziaływania ze sob ˛a atmosfery i morza. Stanowi ˛a one główn ˛a składow ˛a tła aerozolowego (tab.1.8) ok. 35,8 % . W ich skład wchodz ˛a głównie cz ˛astki soli morskiej (NaCl) o rozmiarach z zakresu od 1 µm do 500 µm [18]. Schemat powstawania jednego z typów aerozoli morskich (bryzgów) został przedstawiony na rys.1.12,

• aerozole pustynne - ´zródłem których jest eoliczna działalno´s´c wiatrów nad pustyniami, s ˛a to głównie cz ˛astki mineralne,

• aerozole wulkaniczne - powstaj ˛ace w procesie erupcji wulkanów,

• bioaerozole - których ´zródłem s ˛a przede wszystkim organizmy ˙zywe. To cz ˛astki o rozmia-rach z przedziału od 0,02 µm, 200 µm takie jak: bakterie, grzyby, wirusy, pyłki kwiatowe, etc.,

• mikrometeoryty - cz ˛astki materii kosmicznej, które przechodz ˛ac przez atmosfer˛e docie-raj ˛a do powierzchni Ziemi.

Rysunek 1.12:Schemat powstawania jednego z typów aerozoli marygenicznych - bryzgów [18]. Aerozole antropogeniczne - to wszelkiego rodzaju pyły, dymy, włókna, sadza, zwi ˛azki organiczne i nieorganiczne etc. powstałe w wyniku działalno´sci człowieka.

Wydajno´s´c ´zródeł aerozoli atmosferycznych

Procentowa wydajno´s´c naturalnych i antropogenicznych ´zródeł aerozoli została przedstawiona w tab.1.8. Na podstawie zebranych danych mo˙zna wnioskowa´c, ˙ze cz ˛astki o ´srednicy 5 µm (nale˙z ˛ace do klasy aerozoli gruboziarnistych) stanowi ˛a dominuj ˛ac ˛a frakcj˛e tła aerozolowego (ponad 50 %) a ich głównym ´zródłem jest proces transformacji cz ˛astka - gaz oraz działalno´s´c wiatru nad oceanami.

Dzi˛eki rozwojowi bada´n nad aerozolami obecnie wiadomo, ˙ze to oceany stanowi ˛a jedno z ich głównych naturalnych ´zródeł. Dane pochodz ˛ace z lat 80 i 90-tych XX w. poka-zuj ˛a, ˙ze wydajno´s´c globalna naturalnych ´zródeł aerozoli to ok. 1250 Mt/rok z czego 500 Mt/rok pochodzi z oceanów za´s pozostałe ´zródła to: pył eoliczny (250 Mt/rok), pył wulkaniczny (25 Mt/rok), dymy z po˙zarów le´snych (5 Mt/rok), cz ˛astki formuj ˛ace si˛e z gazów przemiany SO_xw atmosferze (335 Mt/rok) i inne (135 Mt/rok). Zaledwie 22,4 % wydajno´sci ´zródeł naturalnych stanowi produkcja aerozoli antropogenicznych (280 Mt/rok) [67]. Nale˙zy jednak nadmieni´c, ˙ze przytoczone dane dotycz ˛a sytuacji globalnej i mog ˛a si˛e ró˙zni´c dla konkretnych rejonów kuli ziemskiej.

Tablica 1.8:Procentowa wydajno´s´c naturalnych i sztucznych ´zródeł aerozoli [18].

´

Zródło Wszystkie rozmiary cz ˛astek Cz ˛astki o ´srednicy 5 µm naturalne antropogeniczne razem naturalne antropogeniczne razem działalno´s´c wiatru: nad oceanami 35,8 - 35,8 17,5 - 17,5 nad l ˛adami 7 10,4 17,4 3,5 5,2 8,7 działalno´s´c wulkaniczna 8,7 - 8,7 0,9 - 0,9 pyły kosmiczne 0,3 - 0,3 <0,1 - <0,1 po˙zary lasów i rolnictwo 1,1 3,5 4,6 0,2 2,1 2,3 przemysł i transport - 3,8 3,8 - 1,1 1,1 formowanie si˛e cz ˛astek z gazów 19,8 9,6 29,4 15,5 8,8 24,3 Razem 72,7 27,3 100 <37,7 17,2 <54,9

Czas zawieszenia aerozoli w atmosferze

Aerozole atmosferyczne to cz ˛astki, które wywieraj ˛a wpływ na klimat, pogod˛e i jako´s´c powie-trza. Z wielu powodów (m.in. ekologicznych), wa˙zne jest okre´slenie ich czasu przebywania w atmosferze, który zale˙zy od ´srednic cz ˛astek i od wysoko´sci ich rozpraszania - własno´sci war-stwy atmosfery, w której doszło do tego procesu.

Uchwał ˛a Komisji Aerologicznej ´Swiatowej Organizacji Meteorologicznej z 1961 r. przyj˛eto obowi ˛azuj ˛acy do dzi´s podział atmosfery. Głównym kryterium klasyfikacji były zmiany temperatury wraz wysoko´sci ˛a [37]. W zaproponowanym podziale uwzgl˛edniono 6 warstw głów-nych i 3 przej´sciowe (pauzy) tj.:

• troposfera - 0 - 11 km (na naszej szeroko´sci geograficznej); 6 km nad biegunami i 17 km nad równikiem, • tropopauza • stratosfera - 11 - 55 km • stratopauza • mezosfera - 55 - 85 km • mezopauza • termosfera - > 85 km

– jonosfera - 85 - 800 km (nad biegunami) lub 1000 km (nad równikiem), – egzosfera - > 800 km (nad biegunami) lub 1000 km (nad równikiem).

Rysunek 1.13:Schemat budowy atmosfery [37].

Tablica 1.9:Zestawienie ´sredniego czasu zawieszenia aerozoli w atmosferze w zale˙zno´sci od rozmiarów cz ˛astek i od wysoko´sci ich rozpraszania [18].

Warstwa ´Srednica cz ˛astek µm

atmosferyczna 2-5 10-24 2-24

warstwa przywodna

nad morzem (<50m) 1 - 3,5 d 0,2 - 0,6 d 0,3 - 0,4 d graniczna warstwa

atmosfery (<1,5 km) 0,5 - 2 d

dolna troposfera 2 d - 1 tydz

górna troposfera 3 tyg - 1 mc dolna stratosfera 1 - 2 mc górna stratosfera 1 - 2 lata dolna mezosfera 4 - 20 lat

W przedstawionym na rys.1.13 schemacie pionowego przekroju atmosfery wyst˛epuj ˛a 3 wyra´zne maksima temperatury: 1. przy powierzchni Ziemi, 2. na wysoko´sci ok. 50 km, 3. przy górnej „granicy” atmosfery. Warto równie˙z zauwa˙zy´c, ˙ze do wysoko´sci ok. 85 km (do mezopauzy), składniki atmosfery s ˛a bardzo dobrze wymieszane i tworz ˛a specyficzn ˛a warstw˛e zwan ˛a ho-mosfer ˛a. Powy˙zej 85 km rozci ˛aga si˛e heterosfera, w której obserwujemy: zmieniaj ˛acy si˛e skład chemiczny, malej ˛ac ˛a wraz z wysoko´sci ˛a mas˛e cz ˛asteczkow ˛a gazów atmosferycznych oraz poja-wienie si˛e m.in. jonów, co determinuje (z fizycznego punktu widzenia) oddziaływanie aerozoli z cz ˛astkami atmosfery a tym samym czas ich zawieszenia w atmosferze.

Dane zebrane w tab.1.9 pozwalaj ˛a potwierdzi´c przypuszczenie, ˙ze cz ˛astki o niewiel-kich rozmiarach rozproszone w górnych warstwach atmosfery (w tym przypadku dane dla dol-nej warstwie mezosfery) przebywaj ˛a w atmosferze najdłu˙zej. Cz ˛astki du˙ze (rozmiary 10-24µm) ze wzgl˛edu na swoj ˛a mas˛e s ˛a eliminowane najszybciej.

Transport aerozoli w atmosferze

Wynikiem pojawienia si˛e aerozoli w atmosferze (która nie tworzy systemu statycznego) w na-st˛epstwie takich aktywno´sci jak: działalno´s´c wiatru, działalno´s´c wulkaniczna, iniekcja pyłów kosmicznych, działalno´s´c człowieka (przemysł, transport, rolnictwo), etc. jest ich ruch a˙z do momentu depozycji na powierzchni Ziemi. Transport aerozoli w atmosferze warunkuj ˛a 2 pro-cesy:

• dyspersja • depozycja

Dyspersja to proces, który uto˙zsamia si˛e z transportem aerozoli odbywaj ˛acym si˛e w atmos-ferze pod wpływem ruchów powietrza. Ruchy te ze wzgl˛edu na skal˛e przestrzenn ˛a (rozmiary) dzielimy na:

• drobne wiry turbulencyjne - mikroskala (<0,5 km) • wiatry lokalne - mezoskala (1-200 km)

• kr ˛a˙zenie powietrza wokół rozbudowanych układów wy˙zowych i ni˙zowych - skala synop-tyczna (ok. 1000 km)

• pr ˛ady strumieniowe - skala planetarna (ok. 10000 km)

Rozmiary przestrzenne wy˙zej wymienionych zjawisk zale˙z ˛a od procesów dzi˛eki, któ-rym powstaj ˛a oraz od grubo´sci warstwy atmosfery, w której zachodz ˛a. Mniejsze zjawiska prze-strzenne takiej jak: wiry turbulencyjne maj ˛a porównywalne składowe poziome i pionowe (roz-miary przestrzenne), natomiast ruchy powietrza o wi˛ekszej skali przestrzennej maj ˛a składow ˛a poziom ˛a wi˛eksz ˛a od pionowej, co wywołane jest ograniczeniem wynikaj ˛acym z niewielkiej grubo´sci troposfery, w której ruchy te maj ˛a miejsce (rys.1.13). Czasowa skala zjawisk atmosfe-rycznych jest wprost proporcjonalna do skali przestrzennej [47] i ł ˛aczy je zale˙zno´s´c:

t = al (1.7)

gdzie:

t - czas trwania zjawiska,

l - rozmiar przestrzenny zjawiska,

Na podstawie tej relacji mo˙zna oszacowa´c, ˙ze ruchy turbulencyjne o rozmiarach rz˛edu 1 m trwaj ˛a ok. 1 s, ni˙ze umiarkowanych szeroko´sci geograficznych o rozmiarach rz˛edu 1000km ok. 1 tygodnia.

Ruchy powietrza a precyzyjniej mechanizmy przenoszenia aerozoli maj ˛a swoj ˛a ge-nez˛e w procesach fizyko-chemicznych i tak: drobne wiry turbulencyjne - zwi ˛azane s ˛a z dyfuzj ˛a (samorzutny proces wyrównywania si˛e koncentracji w mieszaninie kilku ró˙znych substancji wywołany ruchami cieplnymi cz ˛astek [71]), wiatry lokalne - powstaj ˛a w wyniku nierówno-miernego nagrzewania si˛e podło˙za, czego konsekwencj ˛a jest pojawienie si˛e poziomego gra-dientu ci´snienia powoduj ˛acego ruch powietrza (bryza morska, wiatr górski - halny, wiatr lo-dowcowy, etc.) i w ko´ncu przenoszenia aerozoli w skali synoptycznej i planetarnej (najbardziej interesuj ˛ace z perspektywy niniejszej pracy), które zwi ˛azane s ˛a z ogóln ˛a cyrkulacj ˛a atmos-fery uwarunkowan ˛a gradientami: temperatury i ci´snienia atmosferycznego w poziomie i pionie. Jednym z najwa˙zniejszych czynników - bo uniwersalnym (niezale˙znym od rodzaju ruchu po-wietrza) - maj ˛acym wpływ na odchylenie kierunków ruchu powietrza jest siła Coriolisa (siła bezwładno´sci)(rów.1.8) zwi ˛azana z obrotem kuli ziemskiej wokół własnej osi.

~

F_c= −2m(~ω × ~v) (1.8)

gdzie: ~

ω - pr˛edko´s´c k ˛atowa Ziemi ~v - pr˛edko´s´c ruchu mas powietrza m - masa poruszaj ˛acego si˛e powietrza

Konsekwencj ˛a jej działania jest odchylenie toru ruchu powietrza:

• na wschód - je´sli powietrze przemieszcza si˛e na północ na półkuli północnej lub na połu-dnie na półkuli południowej,

• na zachód - je´sli powietrze przemieszcza si˛e na południe na półkuli północnej lub na północ na półkuli południowej,

• ku Ziemi - je´sli mamy do czynienia ze wschodnim (tzn. z zachodu) kierunkiem ruchu powietrza,

• ku górze - je´sli ruch powietrza jest zachodni (tzn. ze wschodu).

Najwa˙zniejsz ˛a przyczyn ˛a cyrkulacji w skali planetarnej jest ró˙znica dopływu energii słonecznej do podło˙za. W niskich szeroko´sciach geograficznych, ilo´s´c promieniowania absor-bowanego przez układ Ziemia-atmosfera znacznie przekracza straty zwi ˛azane z efektywnym wypromieniowaniem. Bilans radiacyjny jest zatem dodatni. W wysokich szeroko´sciach geo-graficznych sytuacja jest odwrotna co owocuje ujemnym bilansem radiacyjnym. Powoduje to nierównomierny rozkład temperatury. W strefie mi˛edzyzwrotnikowej panuje wy˙zsza tempera-tura ni˙z w strefie wysokich szeroko´sci geograficznych.

Temperatura całej strefy mi˛edzyzwrotnikowej, jak i podbiegunowej jest mniej wi˛ecej stała, natomiast du˙ze zró˙znicowanie obserwuje si˛e w szeroko´sciach umiarkowanych gdzie tem-peratura gwałtownie maleje wraz z odległo´sci ˛a od równika (najwi˛ekszy spadek temperatury notuje si˛e ok. 50 równole˙znika na obu półkulach) [47]. Ten efekt wzmocniony działaniem siły Coriolisa determinuje wydzielenie na kuli ziemskiej 3 nawzajem wzmacniaj ˛acych si˛e komórek cyrkulacyjnych (rys.1.14).

W pierwszej strefie zwanej komórk ˛a Hardleya, le˙z ˛acej mi˛edzy równikiem a zwrotni-kiem, nagrzane powietrze (w strefie równikowej) wznosi si˛e ku górze. Barier˛e dla tego powie-trza stanowi tropopauza powoduj ˛aca jego ruch w kierunku wy˙zszych szeroko´sci geograficz-nych. Siła Coriolisa sprawia, ˙ze masy powietrza doznaj ˛a odchylenia w kierunku wschodnim

Rysunek 1.14:Pionowy przekrój przez trzy komórki cyrkulacyjne z usytuowaniem polarnego (PPS) i podzwrotnikowego (ZPS) pr ˛adu strumieniowego i frontu polarnego [47].

(tzn. powstaje wiatr zachodni). W trakcie tego ruchu powietrze ochładza si˛e radiacyjnie co prowadzi do powstania pasa podwy˙zszonego ci´snienia oraz podzwrotnikowego pr ˛adu strumie-niowego ok. 30 równole˙znika. Konwergencja wymusza w tej strefie osiadanie mas powietrza, które ogrzewaj ˛a si˛e (obszar najwi˛ekszych pusty´n) i w znacznej cz˛e´sci odpływaj ˛a ku równikowi. Siła Coriolisa powoduje powstanie wiatrów wschodnich (pasatów).

Frakcja powietrza, która nie odpłyn˛eła ku równikowi zasila drug ˛a komórk˛e cyrkula-cyjn ˛a - komórk˛e Ferrela. Powietrze płyn ˛ac ku wy˙zszym szeroko´sciom geograficznym ok. 60 równole˙znika spotyka si˛e z powietrzem płyn ˛acym z biegunów. Ze wzgl˛edu na du˙zy gradient temperatury masy powietrza nie mieszaj ˛a si˛e a na ich granicy powstaje front polarny. Ciepłe powietrze z południa wznosi si˛e ku troposferze i zawraca w kierunku zwrotników. W tym re-jonie w górnych warstwach troposfery powstaje wiatr (polarny pr ˛ad strumieniowy) o szybko´sci rz˛edu 100 km/h [18]- opływaj ˛acy cał ˛a kul˛e ziemsk ˛a. Nie biegnie on równole˙znikowo lecz zakre-´sla fale (fale długie lub fale Rossby’ego). Zwykle jest ich od 3 do 6 a ka˙zda ma długo´s´c kilku tysi˛ecy kilometrów i w istotny sposób modyfikuje powstanie przyziemnych ni˙zów i wy˙zów. Zdarza si˛e, ˙ze bardzo drobne cz ˛astki bior ˛ace udział w tym ruchu na poziomie górnej troposfery niejednokrotnie okr ˛a˙zaj ˛a ziemski glob, nieznacznie trac ˛ac wysoko´s´c [47].

W wysokich szeroko´sciach geograficznych wyst˛epuje trzecia komórka - zwana po-larn ˛a. Powietrze polarne, które zostało zatrzymane przez ciepłe masy powietrza znad zwrotni-ków - unosi si˛e i osiada nad biegunami.

Układ ci´snienia i ruch obrotowy Ziemi sprawiaj ˛a, ˙ze w w dolnej troposferze w stre-fach polarnych dominuj ˛a składowe wschodnie natomiast w strefach umiarkowanych składowe zachodnie wiatrów.

Rzeczywisty układ pr ˛adów powietrznych jest przyczyn ˛a przewagi strefowych składo-wych ruchów powietrza (równole˙znikoskłado-wych) nad południkowymi. W górnej cz˛e´sci troposfery dominuj ˛a wiatry zachodnie za´s w dolnej mamy na przemian uło˙zone strefy wiatrów wschodnich i zachodnich [47].

Czynnikiem równie˙z odpowiedzialnym za kierunki transportu mas powietrza jest nie-jednorodno´s´c powierzchni Ziemi (wyst˛epowanie l ˛adów i oceanów). W zimnej porze roku aero-zole s ˛a przenoszone znad l ˛adu nad oceany w ciepłej odwrotnie. Przenoszeniem cz ˛astek na da-lekie dystanse w skali synoptycznej steruj ˛a układy baryczne - wy˙ze, ni˙ze i ich kliny lub zatoki - rzadko wiatry lokalne. Przewaga strefowo´sci w ruchach powietrza determinowana istnieniem siły Coriolisa hamuje wymian˛e powietrza mi˛edzy półkul ˛a północn ˛a i południow ˛a z wyj ˛atkiem okresów wyst˛epowania oscylacji południowej (El Niño) [18].

Depozycja to proces odpowiedzialny za usuwanie aerozoli z atmosfery (proces „samooczysz-czania” atmosfery). Ze wzgl˛edu na stan skupienia opadu atmosferycznego, wraz z którym na-st˛epuje transport aerozoli wyró˙zniamy:

• depozycj˛e such ˛a • depozycj˛e mokr ˛a

Depozycja sucha to zjawisko, które jest efektem 3 procesów: sedymentacji (ruchu aerozoli pod wpływem siły grawitacji), inercyjnego zderzania si˛e cz ˛astek z powierzchni ˛a Ziemi lub oceanów oraz dyfuzji turbulentnej cz ˛astek (uwarunkowanej ruchami Browna) w kierunku po-wierzchni Ziemi lub oceanów. Efektywnej sedymentacji podlegaj ˛a przede wszystkim cz ˛astki o du˙zych rozmiarach (aerozol gruboziarnisty) w o´srodku sprzyjaj ˛acym wzrostowi ich obj˛eto´sci (o´srodki o relatywnie du˙zej wilgotno´sci wzgl˛ednej). Szybko´s´c tego procesu zale˙zy od własno-´sci fizycznych aerozolu tj.: kształtu, g˛estowłasno-´sci i wielkowłasno-´sci oraz o´srodka, w którym nast˛epuje sedymentacja. Najwa˙zniejszym czynnikiem wpływaj ˛acym na ten ruch jest siła oporu. Stokes wykazał, ˙ze przy zało˙zeniach: kulistego kształtu oraz małej szybko´sci cz ˛astki, siła ta jest pro-porcjonalna do pr˛edko´sci:

~

F = −6πηr~v (1.9)

gdzie:

η - współczynnik lepko´sci dynamicznej w powietrzu, ~v - pr˛edko´s´c cz ˛astki w powietrzu.

Pozostałe 2 procesy depozycji suchej (inercyjne zderzanie cz ˛astek z powierzchni ˛a de-pozycji oraz dyfuzja turbulentna) s ˛a typowe dla aerozoli drobnoziarnistych.

Depozycja mokra zjawisko ogrywaj ˛ace główn ˛a rol˛e w transporcie cz ˛astek klasy akumula-cyjnej. Jest to proces, który rozpoczyna si˛e dyfuzyjnym wychwytem aerozoli przez zawiesiny kropel wchodz ˛acych w skład np. mgły lub chmury a tak˙ze hydrometeorów (kropel deszczu, płatków ´sniegu, etc.), z którymi nast˛epnie przenoszone s ˛a na powierzchni˛e Ziemi lub oceanów [18]. Proces ten mo˙zna opisa´c prawem eksponencjalnym [64]:

C(t) = C₀e^−Λt (1.10)

gdzie:

C(t) - koncentracja aerozoli po czasie t, C₀- koncentracja aerozoli w chwili t=0,

Λ - współczynnik wymywania aerozoli - frakcja masy cz ˛astek, które uległy transportowi w ci ˛agu 1s.