В онлайне: 1 (гостей - 1, участников - 0)  Вход | Регистрация

 

УДК 502.1: 502.3

Влияние турбулентности приземной атмосферы на уровень запылённости воздуха

 

Волков А.В., доцент, Кашинцева Л.В., доцент,

Трубина М.В., магистрант 2 курса, Ивлиева М.С., магистрант 1 курса, Шабалина М.А., магистрант 1 курса

Тульский государственный университет, Россия

 

Рассмотрены общие принципы, методы и некоторые результаты экспериментального изучения параметров турбулентности приземной атмосферы на основе теории академика А.М. Обухова. Обосновано влияние динамической турбулентности на интенсивность осаждения пыли на подстилающую поверхности. На этом основании предложен гипотетический механизм формирования тульского участка радиоактивного загрязнения природных сред, обусловленного аварией на Чернобыльской АЭС в 1986 году.

 

Механизмы взаимодействия общества и природы выступили специальным предметом исследований уже в XIX столетии. В 1990 году съезд Географического общества СССР закрепил за интегральным научным направлением, лежащим на стыке естественных, общественных и технических наук, понятие «геоэкология». Её базовыми дисциплинами признают и геологию, и географию, поскольку первая рассматривает системы литосферы, а вторая – системы земной поверхности. В рамках данного направления, исследования, ориентированные на выявление картины пылевого загрязнения приземной атмосферы промышленных и селитебных территорий, установление пространственно-временных закономерностей подобного загрязнения и обоснование мероприятий, снижающих техногенную нагрузку на природные и антропогенно модифицированные системы, а также на здоровье персонала предприятий и населения, актуальны и практически значимы.

Целью исследований является выявление механизма и характеристик пылевого загрязнения атмосферы – ведущего фактора, определяющего условия жизнедеятельности населения.

Полученные в ходе полевого эксперимента профили запылённости приземной атмосферы представлены на рис. 1. Следует сказать, что данный рисунок выполняет, скорее, описательную функцию и потому элементы застройки на нём показаны в искажённом виде. 

 

 

Рис. 1 - Профили интенсивности осаждения пыли фракции TSP на горизонтальные планшеты, экспонированные

в промышленной и селитебных зонах посёлка Новогуровский  (Тульская область) летом 2018 года

 

И одномерные профили, и двух- и трёхмерные визуализации результатов исследований чётко позволяют выделить две области осаждения частиц пыли на подстилающую поверхность. Первая область ограничена границей промышленной зоны предприятия, которая в выбранном направлении соответствует пикету 150 м. Вторая область охватывает интервал пикетов от 150 до 650 м. Мы допускаем, что в этих зонах осаждаются частицы различных фракций.

Согласно РД 52.04.830-2015 «Массовая концентрация взвешенных частиц РМ10 и РМ2,5 в атмосферном воздухе. Методика измерений гравиметрическим методом», разработанному ФГБУ «Главная геофизическая обсерватория имени А.И. Воейкова», особенно вредны для здоровья человека частицы фракции РМ10. Они не только вызывают острые респираторные заболевания, в том числе астму, но и провоцируют развитие онкологических заболеваний, особенно если население подвергается их воздействию долгое время. Поэтому проблемы мониторинга и сокращения выбросов РМ10 исключительно актуальны. Обычно относительная доля частиц РМ10 составляют около 0,6 (60 %) от накопленной массы всех твёрдых частиц (TSP). Однако, в связи с неодинаковыми аэродинамическими характеристиками частиц, в частности, с различной скоростью их гравитационного осаждения, необходимо учитывать, что  отношение PM/TSP может меняться с удалением от источника пылевыделения. Иначе говоря, пространственное распределение TSP даёт лишь приблизительную предварительную оценку вероятного распределения фракций РМ [1].

Согласно пункта 7 «Оценка измеряемых концентраций РМ» МУ 2.1.6-09 «Организация мониторинга загрязнения атмосферного воздуха мелкодисперсными частицами» [2],  среднее соотношение массовых содержаний PM2,5/РМ10 принимается равным 0,5, то есть PM2,5 ≈ 0,5∙РМ10 ≈ 0,3∙TSP.

В конце 1990-х годов нами рассматривалась проблема естественного формирования и выноса пыли с обнажённой поверхности горных пород и техногенных грунтов [3]. Понятно, что моделирование этих механизмов может базироваться на различных теоретических принципах и методических подходах. Например, согласно методике, предложенной Уральской государственной горно-геологической академией и основанной на экспоненциальном законе выноса пыли как функции разности наблюдаемой и критической скоростей воздушного потока, интенсивность выноса пыли с элемента поверхности определяется по формуле (мг/м2×с):

I = a×exp[b×(VVкр)],

где a и b – эмпирические коэффициенты, зависящие от диаметра частиц выносимой пыли da, мм; Vкр  = (0,0082×d×da + 0,055×(da)–2)0,5 – критическая скорость воздушного потока, м/с; V – текущая скорость ветра, м/с; d – плотность частиц, г/см3.

Для приближённой оценки дальности распространения пыли от её источника удельной мощностью I (мг/м2×с) используется зависимость:

q = (I×h) / (V×L),

где q – запыленность воздуха в зоне влияния источника, мг/м3; I – мощность источника, мг/(м2×с); h – характерная высота источника, м; V – скорость ветра, м/с; L – расстояние, м.

Результаты оценки дальности переноса пыли по данной методике (июль, средняя скорость ветра V = 5,0 м/с, общая облачность 5 баллов, размер частиц пыли – менее 30 мкм) представлены на рис. 2.

 

 

Рис. 2 - Расчёт дальности переноса пыли РМ30 и характерных

величин запыленности воздуха (q, мг/м3) по методике Уральской

государственной горно-геологической академией [3]

 

В соответствии с метеорологической ситуацией 1990-х годов, значение регионального фона, вынесенного на рис. 2, составляет 0,0053 мг/м2∙с (0,053 мг/м3).

Таким образом, для частиц бурого и каменного угля фракции РМ30 летом при средней скорости ветра около 5 м/с максимальная дальность переноса от источника пылевыделения составляет около 150 м (символ «»), а при скорости ветра 9 м/с – 600 м. Согласно литературным данным, в трансграничный перенос – по отношению к масштабам ландшафта – обычно вовлекается пыль размером менее 10 мкм [4]. Другими словами, дальность переноса определяется не только текущими метеорологическими параметрами приземной атмосферы, но и характеристиками самих частиц – плотностью минерального вещества и размером. Поэтому мы допускаем, что, подобно поведению частиц в водных  бассейнах, в приземной атмосфере работает механизм гравитационной дифференциации частиц пыли.

Согласно теории науки об осадочном породообразовании – литологии, закономерности пространственного распределения в седементационных бассейнах частиц различных плотностей и фракций в значительной мере связаны с особенностями реализации механизма гравитационной дифференциации. В частности, в водоёмах со спокойной водой ближе к берегу отлагаются наиболее крупные частица, а в пределах более глубоководных участков – всё более тонкие частицы. Или же у берега накапливаются частицы большей плотности, на глубоководье – меньшей плотности. Мы считаем, что подобная закономерность проявляет себя и в процессах осаждения на подстилающую поверхность аэрозолей, генерируемых ближайшим источником пылевыделения.

То есть, мы полагаем, что оценка фракционного состава АПФД в ходе реализации гравитационного метода исследований может выполняться не только на базе изучения единичной навески пыли, накопившейся на фильтре, но и на основе анализа пространственного распределения осаждения пыли на наборе горизонтальных планшетов. Использование данного методического приёма определяет новизну результатов наших исследований.  

Итак, возвращаясь к рис. 1, допустим, что в интервале до 150 м осаждаются преимущественно грубые частицы размером от 10 до 50 мкм, а в интервале от 150 до 650 м – частицы размером менее 10 мкм. Выполним оценку соотношения данных фракций. Для этого выполним сплайн-интерполяцию профилей интенсивности осаждения пыли с шагом 5 м и далее суммируем все значения в указанных интервалах расстояний.

Для максимального по фактическим показателям профиля наблюдений и средней скорости ветра около 3 м/с получим следующие значения:

• интервал  –75...150 м (видимо, грубая фракция пыли) – 4,295 мг/м2∙с;

• интервал 155...650 м (видимо, фракция РМ10) – 1,704 мг/м2∙с;

• интервал  –75...650 м (фракция TSP) – 5,999 мг/м2∙с.

В этом случае PM10/TSP = 1,704/5,999 = 0,284 (28,4 % при V = 3 м/с). 

Для усреднённого по всем датам профиля наблюдений и средней скорости ветра 4,52 м/с получим следующие значения:

• интервал –75...150 м (видимо, грубая фракция пыли) – 2,404 мг/м2∙с;

• интервал 155...650 м (видимо, фракция РМ10) – 2,174 мг/м2∙с;

• интервал –75...650 м (фракция TSP) – 4,578 мг/м2∙с.

В этом случае PM10/TSP = 2,174/4,578 = 0,475 (47,5 % при V = 4,52 м/с).

Среднее значение двух отношений PM10/TSP составляет 0,38 (38 %). 

Полученное отношение PM10 ≈ 0,38∙TSP – иное, чем указано в РД 52.04.830-2015 (в документе – 0,6). Причиной может являться влияние скорости ветра, особенностей подстилающей поверхности, соотношения фракций непосредственно в источнике пылевыделения, а также принятая в расчёте граница разделения двух фракций (150 м). При установлении этой границе ближе к 100 м (среднее значение для дальности распространения угольной и гранитной пыли при скорости ветра 5 м/с, см. рис. 2) мы получили бы результат, весьма близкий к нормативному.

Анализ степени влияния характеристик подстилающей поверхности как на величину отношения PM10/TSP, так и на механизмы формирования геохимического поля в целом требует привлечения элементов теории турбулентности и динамики атмосферы, разработанной академиком А.М. Обуховым [5]. Ныне его имя носит Институт физики атмосферы Российской Академии наук.

 

 

Академик Александр Михайлович Обухов

 

Комплекс измерительных процедур, включающий получение числен­ных значений горизонтальной скорости ветра (V), температуры (T) и влажности воздуха (E) на различных высотнах в слое воздуха, непосредственно примыкающем к подстилающей поверхности, именуют градиентными наблюдениями. Их особенности заключаются в выборе уров­ней, на которых производятся измерения, а также в повышенных требо­ваниях к точности измерений.

Долгое время, несмотря на многочисленность выпол­няемых градиентных измерений, стандартной, общепринятой установки для их выполнения предложено не было.

В последней четверти ХХ века наибольшее распространение в практике микрометеорологических наблюдений получила методика полевых наблюдений и алгоритм обработки полученных результатов, приведенные в монографии академика А.М. Обухова [5]. В частности, измерения параметров проводят на следующих уровнях 0,2; 0,5; 1,0; 2,0 и 4,0 м. Согласно    результатам экспериментов, выполненных НПО «Тайфун» [6], методика градиентных наблюдений, предложенная А.М. Обуховым, может применяться в случае горизонтально-неоднородной подстилающей поверхности при условии, что измерение вертикальных профилей выполняется в слое, отношение высоты которого к расстоянию до линии скачкообразного изменения граничных условий на подстилающей поверхности в направлении против воздушного потока равно около 0,01 для перехода от гладкой поверхности к шероховатой и около 0,005 для перехода от шероховатой поверхности к гладкой. В этом случае применение схемы А.М. Обухова теоретически обосновано работами У.Х. Братсерта, О.И. Возженникова, А.И. Буркова и других учёных. В случае, если данные условия не выполняются, то есть турбулентные потоки зависят от горизонтальной координаты x,  связи турбулентных потоков с вертикальными профилями метеорологических параметров могут быть описаны формулами А.М. Обухова, но в терминах локальных потоков: V* = V*(x), P = P(x), E = E(x), где V – горизонтальная скорость движения воздуха, Р – величина теплового потока, Е – упругость водяного пара.

В конце 1990-х годов нами выполнены градиентные наблюдения по методу А.М. Обухова для различных типов подстилающей поверхности, в том числе незадернованной поверхности техногенных грунтов, представленных замусоренными песчано-глинистыми отложениями, а также задернованной поверхности ненарушенных грунтов с различной высотой травяного покрова (0,2...0,4 м) [3]. 

Вертикальные профили метеорологических параметров приближались математическими зависимостями следующего, общего для всех параметров, вида:

V(z) = (V* /À)×ln[(z/ho) + b×(z/L)],

где À ≈ 0,43 – постоянная фон-Кармана; V* ≈ 0,05×V(2) – так называемая «скорость трения»; V(2) – горизонтальная скорость ветра на высоте 2 м от поверхности земли; z – высота точки измерения над поверхностью земли; hо ≈ 0,2×d – динамическая шероховатость поверхности; d – характерный линейный размер неоднородности поверхности (например, размер горно-породной фракции, образующей верхнюю часть разреза); b – численный коэффициент; L – мощность подслоя термической стратификации атмосферы.

Наши результаты подтверждают тот факт, что оценка численного значения параметра ho по специально отобранным профилям скорости ветра и температуры даёт близкие результаты. При этом для подстилающей поверхности, сложенной в верхних горизонтах преимущественно песком, и скорости  ветра до 5 м/с порядок величины ho (10–5…10–4) совпадает со значением, полученным как 0,2×d, где d ≈ 0,2 мм = 2×10–4 м – диаметр песчаной фракции грунта. Аналогичная ситуация наблюдается для луга: 0,2×0,15 = 0,03 м. В целом, согласно литературным данным, порядок величины ho для песчаной пустыни составляет 3×10–4 м, для почвы 10–3…10–2 м, для травы –  0,04…0,10 м, для злаков – 0,04…0,2 м.

Для случая безразличной стратификации атмосферы (L ® ¥) аппроксимационные модели А.М. Обухова имеют вид V(z) = (V* /À)×ln(z/ho).

На первом этапе обработки результатов полевых экспериментов определяется параметр термической устойчивости приземной атмосферы, выступающей мерой турбулентного, или вихревого, движения воздуха [7]:

Б = (g×H×DT)/(To×V2),

где g = 9,81 м/с2; H – средняя высота наблюдения, м; DT = Т(2Н) – Т(Н/2) – разность температур воздуха на двух уровнях, оК; To – средняя температура слоя, оК; V = V(Н) – скорость ветра, м/с.

В диапазоне изменения величин Б от –0,0007 до 0,0007 констатируется состояние атмосферы, близкое к безразличному (практическая изотермия, то есть термическая турбулентность развита слабо), а в диапазоне от –0,007 до 0,007 допускается умеренная неустойчивость атмосферы. За пределами этого интервала неустойчивость атмосферы возрастает.

Коэффициент b в моделях А.М. Обухова определяет текущее соотношение динамической турбулентности, определяемой механизмами взаимодействия воздушного потока с неоднородностями подстилающей поверхности (hо), и термической турбулентности, зависящий от мощности слоя выраженной термической стратификации атмосферы (L).

По данным А.М.Обухова, значение коэффициента b для невысокого луга составляет около 0,62. Такой тип подстилающей поверхности был характерен для одной из точек наблюдения в нашем эксперименте. В результате обработки экспериментальных данных получены значения b от 0,62 до 0,67 (для различных сезонов года), что, видимо, свидетельствует о достаточной для решения прикладных задач адекватности результатов наших экспериментов.

Поскольку b = Бкр–1 (или b∙Бкр = 1), где Бкр – граница турбулентного режима, то установленный нами факт увеличения значения b от 0,57 для луга до 0,86 для открытой поверхности техногенных грунтов (соответственно, уменьшения пороговой величины Бкр) можно интерпретиро­вать как более вероятный переход в практически ламинарный режим для случая «сгла­женных» поверхностей по сравнению с поверхностями с развитой луго­вой и иной растительностью. За счет поддержания режима турбулентности для задернованных поверхностей должен поддерживаться более интенсивный обмен веществом и энергией грунтов и приземной атмосферы по сравнению с обнаженными поверхностями, что действительно находит своё выражение в численном различии интегральных коэффициентов об­мена (D). Если же рассматривать b в качестве параметра, характеризующего тесноту связи между типом подстилающей поверхности и вкладом термической турбулентности в общий режим турбулентности, то относительно снижение величин b для развитых поверхностей свидетельствуют о приоритете в данном случае динамических факторов над термическими.

Значимым параметром термической стратификации приземной атмосферы является интегральный коэффициент турбулентного обмена D (м/с). Расчёт его численных значений производится по схеме А.М. Обухова (D = (À×V*)/[ln(z/ho) + (b/L)×(z – ho)]) либо по схеме М.И. Будыко:

D = k1×À×V*,

где k1 = [(T1 – T2)/(Tо – T2)] / ln(z2/z1), То = T(zо) – температура подстилающей поверхности, оС; k – мгновенный коэффициент обмена в расчетной схеме Монина-Обухова, м2/с; V = 0,05×V*, м/с.

Результаты наших экспериментов свидетельствуют, что абсолютные значения интегральных коэффици­ентов обмена для различных типов подстилающей, в достаточной степени близки и практически совпадают в случаях безразличной стратификации атмос­феры, наблюдаемых в осенний период.

Значения интегральных коэффициентов D для техногенных грунтов близки к 1 cм/с, что согласуется с данными М.И. Будыко; в 1...1,5 раз больше для сбитой почвы и в 3,5...5 раз больше для задернованных поверхностей с развитой луговой растительностью. Контрастность этого распределения сглаживается в случаях термически безразличной стратификации атмосферы, но продолжает сохраняться. Таким образом, величины D характеризуют влияние типа подстилающей поверхности и аэро­динамического режима участка на процессы обмена приземного слоя атмосферы с деятель­ной поверхностью грунтов.

В принципе, расчетные схемы, использующие мгновенный (k) и интегральный (D) коэффициенты обмена, позволяют получать результаты (оценки величин вертикальных потоков), отличающиеся на 11 %, а при безразличной стратификации приземного слоя эти результаты практически совпадают.

Итак, базовой в теории турбулентности и динамики атмосферы академика А.М. Обухова является следующая модель (Р – вертикальный поток субстанции):

Р(z) = (Р* /À)×ln[(z/ho) + b×(z/L)] ~

~ ln(динамическая турбулентность + b×термическая турбулентность),

причём величина второго слагаемого определяется мощностью подслоя наиболее существенной температурной стратификации атмосферы (L), а, по сути, – величиной приземного температурного градиента (grad(T)).

Известно, что приземная атмосфера в основном прогревается снизу – тепловым потоком, излучаемым грунтами и другими нагретыми поверхностями (рис. 3).

Поэтому в тёплый период года, когда подобные процессы протекают наиболее интенсивно, приземная атмосфера быстро нагревается, формируются мощные температурные градиенты, мощность подслоя L уменьшается, а величина второго компонента в модели А.М. Обухова возрастает. Следовательно, существенно возрастает и роль термической турбулентности в механизмах атмосферной конвекции и переноса субстанций.

 

 

Рис. 3 - Деятельный слой подстилающей поверхности

как источник вторичного теплового излучения

 

В холодный период года (начиная со второй половины октября и по март) роль термической турбулентности снижается и часто (при L ® ¥) не учитывается в расчётах.

В случае, когда на поверхности земли имеется развитый растительный слой, он сглаживает температурные градиенты, несколько снижает вклад термической турбулентности в общие процесс движения атмосферы, выполняя для земли роль своеобразного «одеяла» (рис. 4).

 

 

Рис. 4 - Роль фитоценоза в формировании режима

турбулентности приземной атмосферы

 

Итак, при наличии растительного слоя, величина grad(T) снижается, величина L возрастает и основную нагрузку в поддержании приземной турбулентности несёт динамический фактор, то есть взаимодействие потока воздуха с неоднородностями подстилающей поверхности.

Если на всём протяжении горизонтального профиля наблюдений тип подстилающей поверхности радикально не меняется, а величины вертикальных градиентов температуры от участка к участку меняются существенно, то на участках с меньшей величиной этих градиентов общая турбулентность воздуха снижается. Другими словами, в границах «холодных» участков горизонтальная составляющая скорости ветра оказывается больше, чем в границах нагретых участков, и потому вероятность формирования нисходящего потока вещества –  осаждения пыли – в первом случае ниже, чем во втором.

В целом, участок территории, в границах которого по каким-либо причинам существенно меняются условия миграции веществ и, как следствие, происходит снижение интенсивности миграции и накопление веществ (формирование положительной аномалии геохимического поля), называют геохимическим барьером. Среди различных их типов известны и барьеры механического типа. Возможно, «термоконвективный» барьер следует добавить к этому списку.

 Если же растительный слой удалить, то температурные градиенты возрастают, мощность подслоя L уменьшается, а роль в процессах массопереноса термической турбулентности возрастает (рис. 5).

 

  

Рис. 5 -  Деградация фитоценоза как причина усиления термической

составляющей турбулентности приземной атмосферы

 

По-видимому, сказанное имеет отношение к ландшафтам, не только характеризуемым высокими суммами солнечной радиации, но и обеспеченными влагой – для развития фитоценозов.

В условиях же средних сумм радиации (средних широт) ситуация будет иной. Как уже отмечалось, нами установлен факт уменьшения численных величин коэффициента β с 0,57...0,67 для задернованных поверхностей до 0,7...0,87 для техногенных грунтов, лишённых растительного покрова. Поскольку b∙Бкр = 1, где Бкр – граница турбулентного режима, это свидетельствует о более вероятном переходе в практически ламинарный режим для случая «сгла­женных» поверхностей по сравнению с поверхностями с развитой луго­вой и иной растительностью. В этих условиях, за счет поддержания режима турбулентности, для задернованных поверхностей должен сохраняться более интенсивный обмен веществом с приземной атмосферы по сравнению с обнаженными поверхностями (что, к слову, увеличивает сумму осадков над лесными массивами на 10 % за счет поступления в дождевое облако ядер конденсации). Действительно, над «сглаженными» поверхностями, такими как пустыни и заснеженные равнины, характер движения воздушных струй может приближаться к ламинарному. При этом горизонтальная составляющая скорости ветра существенно возрастает, что обеспечивает перенос аэрозолей на большое расстояние. Любой фактор, способный нарушить ламинарный характер движения воздушного потока, превратив его в турбулентный, снижает величину горизонтальной составляющей скорости ветра и ухудшает условия дальнего переноса аэрозолей, в том числе обеспечивает их торможение и осаждение на подстилающую поверхность.   

Как уже говорилось, в холодный период года роль термической турбулентности незначительна. Основной вклад в формирование турбулентности вносит динамический фактор, численно определяемый в модели А.М. Обухова величиной так называемой динамической шероховатости поверхности ho ≈ 0,2×d, где d – линейный размер неоднородности поверхности. Если ho мало, величины ln(z/ho), а также V(z) = (V* /À)×ln(z/ho) велики, то есть измеряемая в ходе градиентных наблюдений горизонтальная скорость ветра значительна, а турбулентность снижена. При увеличении величины ho скорость ветра над такой поверхностью снижается и, как следствие, переносимые воздушным потоком аэрозоли начинают осаждаться на подстилающую поверхность.

Итак, в условиях средних сумм солнечной радиации и перехода от выровненных участков техногенных грунтов, лишённых растительного покрова (ho мало, β ≈ 0,7...0,87), к задернованным, в том числе застроенным, участкам (ho велико, β ≈ 0,57...0,67) вероятность развития атмосферной турбулентности в целом возрастает, причём, видимо, больше за счёт динамического фактора, чем термического. Как следствие, над задернованными и застроенными участками происходит снижение горизонтальной составляющей скорости ветра, что обеспечивает лучшие условия для осаждения мелких фракций аэрозолей на различные поверхности (см. рис. 1)

Возвращаясь к нашей практической задаче, можно констатировать, что некоторое увеличение интенсивности осаждения пыли (видимо, фракции РМ10) на горизонтальный планшет в интервале пикетов от 280 до 350 м (см. рис. 1) связано именно с развитием приземной динамической турбулентности, вызванным увеличением размеров неоднородностей подстилающей поверхности. Далее по профилю турбулентность уменьшается, что снижает и осаждение пыли. В районе последнего пикета (650 м) начинает сказываться влияние дороги.

Мы допускаем, что рассмотренные механизмы формирования приземной турбулентности сыграли свою роль и в формировании радиоактивной аномалии стронция и цезия, сформировавшейся в Тульской области в результате сложной миграции аварийных выбросов  Чернобыльской АЭС более тридцати лет назад.

Применительно к этой проблеме, следует учесть, что регион с северо-востока на юго-запад пересекает отрицательная гравитационная аномалия, представленная зоной дробления пород геологического фундамента, возможно, наследующей известную литологическую границу (рис. 6).

 

 

Рис. 6 - Положение отрицательной гравитационной аномалии в границах Тульской области

 

Как свидетельствует рис. 6, региональный максимум отрицательной гравитационной аномалии составляет около –45 мГл. В теории, под гравитационной аномалией, или аномалией силы тяжести (Δgа), понимают разность между наблюдаемым значением поля в данной точке пространства (gн) и нормальным значением поля, рассчитанным по известным формулам (go): Δgа = gнgo [5].

Учёт специфических условий пункта наблюдения осуществляется введением в значения go ряда поправок.

В пределах равнинных территорий значения аномалии силы тяжести не превышают нескольких десятков миллигал (мГл). Главными причинами, обуславливающими изменения величины Δgа, выступают закономерности распределения плотностей и особенности внутреннего строения земной коры и Земли в целом. Исследования гравитационных аномалий позволяют решать широкий круг геологических, геофизических и экологических задач, имеющих отношение к составу, строению и свойствам геологического фундамента природных систем.

Определение компонентов гравитационного поля для тел заданной геометрической формы, размеров и плотности в точках пространства, расположенных вне геологического тела, называют решением прямой задачи гравиразведки. Прямая задача имеет однозначное решение. Для многих тел правильной геометрической формы, однородных по плотности, прямая задача решается аналитически. Распределение по профилю наблюдений аномалий силы тяжести или аномальных значений производных гравитационного потенциала изображают в виде кривых, обладающих специфическими чертами для каждой группы тел. При решении многих практических задач наиболее употребительной является прямоугольная система координат [8, с. 253].

В случае, если реальное геологическое тело может быть приближено горизонтальной бесконечной призмой с прямоугольным сечением (рис. 7), величина Δgа в точках оси х над призмой определяется по формуле, мГл [8, с. 273]:

 

 

Рис. 7 - Аномалия силы тяжести над бесконечной горизонтальной призмой

 

 

где G = 6,67·10–11 м3/(кг·с2) –  постоянная тяготения; σ – эффективная, или избыточная, плотность геологического тела, кг/м3; х – координата точки наблюдения; ζ1 и ζ2 – глубина кровли и подошвы тела.

При σ > 0 плотность формирующего поле объекта больше плотности вмещающих пород, при σ < 0 – меньше (зона разуплотнения или дробления пород). Таким образом, Δgа ~ σ.

Кроме того, области отрицательной гравитационной аномалии в целом соответствует область положительной магнитной аномалии (около +200…400 нТл).

Аномалия радиоцезия представлена на рис. 8.

 

 

Рис. 8 - Локализация аномалии радиоцезия в границах Тульской области

 

Согласно карте, область максимального радиоактивного загрязнения начинается юго-западнее Новомосковска, проходит южнее Щёкино через Плавск и далее – чуть севернее гравитационной аномалии. Почему именно так? Наша гипотеза такова. Согласно фундаментальному положению физики, модуль силы притяжения прямо пропорционален произведению масс взаимодействующих объектов и обратно пропорционален квадрату расстояния между ними. Однако отрицательная гравитационная аномалия связана с «недостатком» массы и, следовательно, снижает вероятность гравитационного осаждения пыли непосредственно по оси аномалии (безусловно, при наличии иных условий осаждения пыли). Пыль будет осаждаться либо южнее, либо севернее оси отрицательной гравитационной аномалии. Но южнее развитие получают степные ландшафты, для которых параметр динамической шероховатости ho ≈ 0,2×d относительно невысок. Как следствие, в этих условиях вероятность развития мощной приземной турбулентности меньше, поэтому и вероятность осаждения пыли на подстилающую поверхность невелика.

Севернее же оси гравитационной аномалии проходит граница лесной зоны, представленной восточноевропейским сектором широколиственных лесов. Южнее Щекино формально заканчивается лесная зона и начинается северная лесостепь. В условиях лесных фитоценозов значения параметра ho больше, вероятность развития турбулентных процессов на основе механизма динамической турбулентности выше, горизонтальная скорость движения воздушных масс, в целом, меньше и возникает возможность осаждения пыли на подстилающую поверхность.

Итак, согласно нашим представлениям, наложение в пространстве, как минимум, двух факторов – отрицательной гравитационной аномалии, а также прохождение границы лесной и лесостепной зон – и обеспечило в 1986 году формирование аномалии радиоцезия, оказавшей долговременное влияние на экологическую и социально-экономическую ситуацию в Тульской области.

 

Библиографический список

1. РД 52.04.830-2015. Массовая концентрация взвешенных частиц РМ10 и РМ2,5 в атмосферном воздухе. Методика измерений гравиметрическим методом. - СПб: ФГБУ «Главная геофизическая обсерватория имени А.И. Воейкова», 2015.

2. МУ 2.1.6-09. Организация мониторинга загрязнения атмосферного воздуха мелкодисперсными частицами. - Москва, 2009.

3. Волков А.В. Методика оценки интенсивности пыления скальных грунтов на основе моделирования естественного процесса образования аэрогеля: дис. ... канд. техн. наук. - Тула, 1999. - 178 с.

4. Лапшин А.Е. Сокрашение распространения пыли в атмосфере при складировании горной массы на открытых складах // Изв. вузов. Горный журнал, 1994. - № 8. - С. 62-66.

5. Обухов А.М. Турбулентность и динамика атмосферы. - Л.: Гидрометеоиздат, 1988. - 414 с.

6. Найденов А.В., Лукоянов Н.Ф. Оценка влияния пруда-охладителя Курской АЭС на состояние приземного слоя атмосферы// Метеорология и гидрология, 1994. - № 5. - С. 39-43. 

7. Исследование нижнего 300-метрового слоя атмосферы. - М.: Изд-во АН СССР, 1963. - 102 с.

8. Гравиразведка: справочник геофизика/ под редакцией Е.А. Мудрецовой, К.Е. Веселова. - 2-е изд., перераб. и доп. - М.: Недра, 1990. - 607 с.


 

Разделы конференции »

  1. Государственный кадастр недвижимости и земельно-имущественные отношения
  2. Мониторинг природных ресурсов и охрана окружающей среды
  3. Комплексное использование природных ресурсов
  4. Современные вопросы геологии
  5. Физика горных пород
  6. Новые технологии в природопользовании
  7. Применение современных информационных технологий
  8. Экономические аспекты недвижимости
  9. Мониторинг использования объектов недвижимости
  10. Топографо-геодезическое обеспечение кадастровых работ

 

Проекту Kadastr.ORG требуются средства на хостинг и развитие

Сумма: руб.