Fizyczne podstawy badań Fizyczne podstawy badań środowiska środowiska Wykład III Wykład III

(1)

Fizyczne podstawy badań Fizyczne podstawy badań

środowiska środowiska

Wykład III Wykład III

Krzysztof M. Markowicz

(2)

11/29/21 Krzysztof Markowicz kmark@igf.f uw.edu.pl

Zanieczyszczenia atmosfery zwane inaczej aerozolami to małe cząstki stałe lub ciekłe powstające w sposób naturalny oraz w wyniku działalności gospodarczej człowieka.

Rodzaje aerozoli:

• sól morska

• drobiny piasku

• pyły (wulkaniczny)

• fragmenty roślin

• sadza (elemental carbon), organic carbon

• siarczany, azotany

• związki organiczne i nieorganiczne

Aerozole naturalne.

Aerozole antropogeniczne

(3)

niehigroskopijny higroskopijny

Inny podział aerozoli bardzo ważny z punktu widzenia fizyki atmosfery

Sól morska

Siarczany, azotany Aerozole organiczne Pył pustynny

Sadze

(4)

Wielkość i kształt cząstek aerozolu

(5)

Zmętnienie atmosfery powstałe w wyniku

obecności aerozoli

(6)

(7)

(8)

Zakres wielkości cząstek aerozolu:

R=0.001- 5 μm

W rozkładzie wielości aerozoli wyróżniany 3 charakterystyczne grupy cząstek:

• cząstki Aitkena (nucleation mod), r<0.05 m

• cząstki w modzie akumulacyjnym (accumulation mod), 0.05<r<0.5 m

• cząstki duże (coarse mod), r>0.5 m

Szczególnie istotne znaczenie w atmosferze z klimatycznego punktu widzenia mają ostatnie dwa typy cząstek.

(9)

Cząstki Aitkena

powstają w czasie nukleacji homo- lub

heterogenicznej pary nasyconej gazów zawartych w atmosferze.

Znacznie tych cząstek w procesach klimatycznych jest marginalne

(10)

Cząstki w modzie akumulacyjnym powstają

w wyniku kondensacji pary wodnej na małych cząstkach Aitken’owskich.

w wyniku konwersji chemicznej gazu do cząstek w wyniku produkcji mechanicznej

Cząstki w tym modzie są reprezentowane przez niemal wszystkie typy aerozoli występujących w przyrodzie.

(11)

Aerozole duże powstają w wyniku :

koagulacji (łączenia się mniejszych cząstek w wyniku zderzeń).

Zaliczają się do nich głownie aerozole w fazie ciekłej (np. krople kwasu siarkowego) ale również aerozole w fazie stałej (np.

dołączanie się cząstek sadzy do drobin piasku)

produkcji mechanicznej (powstawanie soli morskiej podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu piaskowego w czasie silnego wiatru)

(12)

Objętościowy rozkład wielkości cząstek

(13)

Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj)

(14)

Grubość optyczna aerozoli o promieniu r<1 m

(aerozol antropogeniczny i powstały w czasie pożarów)

Grubość optyczna aerozoli o promieniu r>1 m

(piasek i sól morska)

(15)

Usuwanie aerozoli z atmosfery

Sucha depozycja

Sedymentacja – osiadanie grawitacyjne (efektywnie usuwane tylko duże cząstki)

Wilgotna depozycja (wymywanie przez krople chmurowe lub krople deszczu).

Efektywne usuwanie cząstek z modu akumulacyjnego

(16)

Wpływ aerozoli na klimat Ziemi

Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcje promieniowania)

• Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie na własności mikrofizyczne chmur)

(17)

Cząstki w modzie akumulacyjnym powstają

w wyniku kondensacji pary wodnej na małych cząstkach Aitken’owskich.

w wyniku konwersji chemicznej gazu do cząstek w wyniku produkcji mechanicznej

Cząstki w tym modzie są reprezentowane przez niemal wszystkie typy aerozoli występujących w przyrodzie.

(18)

Aerozole duże powstają w wyniku :

koagulacji (łączenia się mniejszych cząstek w wyniku zderzeń).

Zaliczają się do nich głownie aerozole w fazie ciekłej (np. krople kwasu siarkowego) ale również aerozole w fazie stałej (np.

dołączanie się cząstek sadzy do drobin piasku)

produkcji mechanicznej (powstawanie soli morskiej podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu piaskowego w czasie silnego wiatru)

(19)

Objętościowy rozkład wielkości cząstek

(20)

Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj)

(21)

Grubość optyczna aerozoli o promieniu r<1 m

(aerozol antropogeniczny i powstały w czasie pożarów)

Grubość optyczna aerozoli o promieniu r>1 m

(piasek i sól morska)

(22)

Usuwanie aerozoli z atmosfery

Sucha depozycja

Sedymentacja – osiadanie grawitacyjne (efektywnie usuwane tylko duże cząstki)

Wilgotna depozycja (wymywanie przez krople chmurowe lub krople deszczu).

Efektywne usuwanie cząstek z modu akumulacyjnego

(23)

Wpływ aerozoli na klimat Ziemi

Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcje promieniowania)

• Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie na własności mikrofizyczne chmur)

(24)

Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat

warstwa aerozolu

redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi

wzrost absorpcji w atmosferze

wzrost albeda planetarnego

(25)

Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków

. .. . . .. .. .

. .. . . .. .. .. .

. .. . . .. .. .. .. . . ::. .

. .. . . ._._.. .. .. .. .

. ... . ........ . .. . .. . ........

::::::

::::

::::

:: ::

Stratocumulus

większe albedo

Większa koncentracja kropel,

Mniejszy promień r_e

(26)

Pierwszy pośredni wpływ aerozoli Chmury ‘czyste’ i ‘zanieczyszczone’

Czyste powietrze, mała ilość jąder kondensacji.

Mała koncentracja.

Duże rozmiary kropelek.

Zanieczyszczone powietrze, duża ilość jąder kondensacji.

Duża koncentracja.

Małe rozmiary kropelek.

(27)

Rola chmur z warstwy granicznej w systemie klimatycznym

Albedo

CCN

Zanieczyszczenia Strumień

ciepła utajonego i odczuwalnego

Ocean

Długość życia i rozciągłość

przestrzenna Koncentracja

kropelek Intensywność opadu

T DMS

+

(28)

Widzialności

Widzialność pozioma to odległości przy której obserwowany ciemny obiekt jest jeszcze widoczny i rozpoznawalny na tle nieba w pobliżu horyzontu. Wymiary obiektu powinny mieć co najmniej 0.3^o szerokości kątowej

Ograniczenie widzialności po niżej 1 km nosi nazwę mgły zaś jeśli widzialność mieści się w przedziale od 1 do 10 km mówimy o zamgleniu.

Aerozole poza kroplami skondensowanej pary wodnej są

głównymi składnikami powietrza które ograniczają widzialność w atmosferze.

(29)

Pomiary widzialności

Metoda reperów (charakterystycznych obiektów

oddalonych od stacji w przedziale do 50 m do 50 km.

Metoda pośrednia poprzez pomiar własności optycznych atmosfery.

Równanie Koschmiedera Vis=ln(50)/

Gdzie  jest ekstynkcja dla długości fali 550 nm

odpowiadającej największej czułości oka ludzkiego.

 jest suma w skład której wchodzą efekty molekularne

powietrza (rozpraszanie Rayleigh’a), aerozol (absorpcja oraz rozpraszanie) oraz krople wody (rozpraszanie)

= _M +_A+_W

gdzie _M dla warunków standartowych (p=1013, T=273) wynosi 0.012 1/km.

(30)

Tak więc dla idealnie czystej atmosfery widzialności wynosi około 325 km

L

dioda

świecąca detektor

Najprostszy przyrząd do pomiaru widzialności

Natężenie światła mierzone przez detektor wynosi:

I=I_oexp(-L)

Stąd łatwo wyznaczyć całkowitą ekstynkcję =1/L ln(Io/I)

Przyrząd do pomiaru widzialności oparty na pomiarze rozpraszania pod katem 45^o. Okazuje się że rozpraszanie pod kątem 45

stopni nie zależy od rodzaju cząstek a jedynie od ich ilości

II_o_scatP(45)dV

_scatwspółczynnikiem rozpraszania zaś P(45)

praw-o rozproszenia fotonu

(31)

= scat + abs

_scat_absoznaczają współczynniki rozpraszania i

absorpcji. Przy założeniu ze współczynnik absorpcji jest abs <<scat można wyznaczyć widzialności

opierając się tylko na pomiarze współ. rozpraszania.

Pomiary _scatwykonuje się przy pomocy Nephelometrów zaś abs przy użyciu Aethalometrów

(32)

Inne pomiary aerozolowe

Pomiary najmniejszych możliwe są do wykonania przy pomocy liczników Aitkena, których zasada działania polega na konwersji cząstek aerozolu w znacznie większe kropelki, które są już łatwe do zliczenia; znając objętość powietrza w komorze licznika można wyznaczyć ich początkową

koncentrację. Taka metoda postępowania wynika z braku możliwości obserwacji, cząstek o wymiarach mniejszych od długości fal używanych w

mikroskopach optycznych (obserwacje bezpośrednie umożliwia mikroskop elektronowy).

(33)

Innymi metodami są filtrowanie i impakt czyli wykorzystanie różnicy bezwładności powietrza i aerozolu przy opływie

przeszkody.

W obu tych metodach pojawiają się błędy związane z

deformacją linii prądu (izokinetyka wychwytu) przy pobieraniu próbki.

Impaktory szeregowe, tworzą kaskadę rozseparowującą cząstki względem ich rozmiarów.

Różnice w ruchliwości (pod wpływem pola elektrycznego z ładunkiem elektrycznym) aerozolu (0.01 ÷ 1.0µm)

wykorzystujemy w analizatorach elektrycznych. Cząstki

obdarzone ładunkami jednakowego znaku separowane są w polu elektrycznym. Zmiana potencjału elektrody kolektora

powoduje usuwanie ze strumienia powietrza coraz większego aerozolu. Ładunek końcowy zebrany na elektrometrze będzie, w założeniu, proporcjonalny do ilości cząstek lub do wielkości sumarycznego ładunku powierzchniowego.

Zasadą konstrukcji analizatorów optycznych jest rozpraszanie światła na kroplach. Sygnały fotodetektora, pozwalają odtworzyć widmo wielkości aerozolu.

(34)

Gazy śladowe w

atmosferze – CO

₂

(35)

Śladowe gazy w atmosferze - ozon

Pierwsze prymitywne formy roślinne rozwinęły się głęboko w oceanie.

Atmosfera ziemska zawierała bardzo mało tlenu, a szkodliwe promieniowanie ultrafioletowe dochodziło bez przeszkód do powierzchni Ziemi.

W wyniku fotosyntezy rośliny uwalniały tlen, który natychmiast ulegał fotodysocjacji pod wpływem promieniowania UV

Tlen atomowy ulegał następnie rekombinacji z tlenem cząsteczkowym, tworząc ozon

M O

O₂    ₃  O h

O₂    2

M jest cząstką, której obecność jest potrzebna, aby zabrać nadmiar energii produkowanej w czasie reakcji.

Ozon pod wpływem promieniowania ulega rozkładowi na tlen atomowy i cząsteczkowy

O O

h

O₃    ₂ 

(36)

Śladowe gazy w atmosferze - ozon

Średni stosunek zmieszania dla ozonu ( ) jest największy na wysokości ok. 30 km. Jednakże największe koncentracje ozonu znajduje się w dolnej stratosferze. Spowodowane jest to gęstością powietrza, która spada

eksponencjalnie z wysokością. Zatem średnia gęstość ozonu ( ) jest największa na wysokości 10-20 km.

O3

r

O3



(37)

Sondy Ozonowe

Powietrze w sondzie przepompowywane jest przez roztwór jodku potasu w którym w obecności ozonu zachodzi reakcja

2KJ+O₃+H₂O  J2 + O₂ +2KOH

Pomiar ozonu polega na pomiarze prądu jodowego