Гусев Н.Г., Беляев В.А. Радиоактивные выбросы в биосфере

Подождите немного. Документ загружается.

характеристики разработаны не так детально. Их численные значения рас-

считаны по работам [30, 31] и приведены в табл. 3.15. Анализ показывает,

что различие между возрастными коэффициентами, выраженными в терминах

эквивалентных и эффективных эквивалентных доз, невелико. Для подавляющего

большинства радионуклидов оно не превышает +30%. Разброс объясняется

различием метаболических характеристик радионуклидов. С целью сокращения

текста в табл. 3.14 и 3.15 приводятся возрастные коэффициенты R(t) = H

/Н"

только в терминах эффективной эквивалентной дозы.

Таблица 3.14. Кратность превышения эффективных эквивалентных доз молодых

) И взрослых (H

) людей R(t) = Н'

IHlf при поступлении в организм

одинаковой активности ингаляционным и нерроральным путями. Особенности

метаболизма радионуклидов в организме молодых людей учтены

Нуклид

Путь поступления (класс

транспортабельности)

Возраст, годы

Нуклид

Путь поступления (класс

транспортабельности)

1—8

8—12

12—20

Вдыхание (Д) 3,51 2,42 1,63

Вдыхание (Г) 3,32 1,99 1.30

Заглатывание

2,38

1,36

1,15

Mn Вдыхание (Г) 2,74

1,75 1,23

Заглатывание 2,09 1,36 1,14

Вдыхание (Г) 3,11

2,11

1,33

Заглатывание

1,96 1,43 1,13

Вдыхание (Г) 1,89

1,18

1,08

Заглатывание 2,12 1,22 1,09

Co Вдыхание (Г)

3,56 2,31 1,36

Заглатывание

1,85

1,39

1,16

103

Вдыхание (Д) 3,80 2,35

1,48

Вдыхание (Г)

4,32 2,57 1,49

106

Заглатывание

2,66

1,34

1,13

106

Вдыхание (Д)

4,61 3,03 1,66

Вдыхание (Г)

5,03 2,98 1,56

Заглатывание

3,76

1,64 1,24

129 J

Вдыхание (Д) 4.85 2,47

2,09

1 31 J

Заглатывание 4,10 2,26 2,04

1 31 J

Вдыхание (Д) 8,59

3,01 2,20

Заглатывание

7,35 3,35 . 2,17

134

Вдыхание (Д) 1,92

1,76 1,33

Заглатывание

1,63

1,62

1,29

137

Вдыхание (Д)

2,68

2,22

1,49

Заглатывание 2,28 2,03

1,45

Таблица 3.15. Кратность превышения эффективных эквивалентных доз молодых

) И взрослых (Hf) людей R(t) = H

IH"

при поступлении в организм

одинаковой активности. Особенности метаболизма радионуклидов в организме

молодых людей не учтены (принят как у взрослых)

Нуклид

Возраст, годы

Нуклид

Возраст, годы

Нуклид

1 8 8- 12 12—17

Нуклид

1—8

8—12

12—17

14^

4,10

4,67

3.16

2,47

2,34

1,96

1,62

1,36

1,27

90 Y

4,52

2,18

3,71

2,74

1,32

2,44

1,36

1,05

1,70

Продолжение табл. 3.15

Нуклид

Возраст, годы

Нуклид

Возраст, годы

Нуклид

1—8

8—12

12—17

Нуклид

1—8 8—12 12—17

3,34

2,03

1,29

Zr 3,72 2,38 1,29

32р

4,65

2,59 1,38

3,41

2,24

1,29

S 4,54 2,30

1,35

105

Ru 3,73

2,10 1,35

Ca 4,49

2,52 1,25

110m

Ag 3,70

2,26 1,56

Fe 3,12

1,92 1,30

144

Ce 2,62

1,77 1,24

Cu 3,87

2,15 1,37

144

2,51

1,80 1,38

Zn 2,81 1,77

1,19

154

Eu 2,15 1,40

1,08

Таблица 3.16. Количество воздуха, вдыхаемого условным человеком и детьми,

/сут [25 ]

Условия Взрослый

мужчина

Взрослая

женщина

Ребенок

10 лет

Ребенок

до

года

11оворож-

денный

Покой

Легкая деятельность

Профессиональная деятель-

ность

3,6(8)

9,6(8)

2,9(8)

9,1(8)

2,3(8)

6,24(8)

6,24(8)*

1,3(14)

2,5(10)

0,69(23)

0,09(1)

Всего за сутки 23

21 15

3,8 0,8

Примечание. В скобках -время в часах.

* Имеется в виду учеба в школе и активный отдых.

Как уже отмечалось выше, возрастные коэффициенты R

(t)

характеризуют раз-

личие в эквивалентных дозах взрослых и более молодых людей при одинаковом

поступлении радионуклида в их организмы. В действительности абсолютные

значения доз зависят также от количества вдыхаемого воздуха (см. табл. 3.16),

метаболических особенностей дыхательной системы детей и диеты в целом.

В заключение отметим, что решение проблемы возрастной зависимости

к настоящему времени не завершено и продолжает оставаться лишь в по-

исковой стадии. Например, в [33] для

137

Cs (peros) R(t) предполагается равной

0,85; 0,69; 0,75 и 1,08 для возраста 1, 5, 10 и 15 лет соответственно.

Глава 4

Рассеяние примеси в атмосфере

4.1. Метеорологические термины и определения

Примесью в метеорологии обычно называют вещества, удаляемые в ат-

мосферу в виде газов и аэрозолей в процессе выброса. Дальнейшее рас-

пространение их в атмосфере происходит путем рассеяния в результате

турбулентной диффузии и ветрового переноса.

Ветровой перенос приводит к тому, что при непрерывном истечении

примеси в атмосферу образуется струя выброса. При слабом ветре или при

его полном отсутствии (штиле) диффузионный перенос в воздухе может

превалировать над ветровым переносом, и тогда вокруг источника непрерывных

выбросов образуется штилевое облако примеси.

Турбулентность обусловлена наличием в атмосфере беспорядочных завих-

рений, в которые вовлечены определенные массы воздуха. Они обладают

собственными размерами, скоростью движения и сложным образом взаимодей-

ствуют между собой и с поверхностью земли, распадаясь и образуя более

мелкие вихри или сливаясь в крупные. Обычно в атмосфере присутствуют

вихри различных размеров и форм. Источниками их возникновения являются

силы трения при взаимодействии ветрового потока с землей и вертикальные

потоки воздуха над нагретой поверхностью. При увеличении высоты влияние

поверхности земли на степень турбулентности атмосферы уменьшается.

Поэтому с ростом размеров анизотропия атмосферных вихрей возрастает.

По горизонтали они могут достигать нескольких сотен километров (типичный

пример: антициклоны). Вертикальные размеры вихрей в атмосфере обычно

ограничены и составляют порядка нескольких сотен метров.

В атмосфере принято выделять так называемый пограничный слой. Он

примыкает непосредственно к поверхности земли и характеризуется развитой

вертикальной турбулентностью. Вышележащие слои воздуха называют сво-

бодной атмосферой. В ней вертикальная составляющая турбулентных колеба-

ний скорости ветра уменьшается до пренебрежимо малой величины и тур-

булентность становится двумерной.

Диффузия примеси в воздухе происходит в результате воздействия

турбулентных вихрей на облако выброса. Картина их взаимодействия сущест-

венным образом зависит от относительных размеров вихрей и облака. На

рис. 4.1 изображены идеализированные схемы рассеяния, качественно иллюст-

рирующие этот процесс. Пунктиром показана траектория центра облака. На

рис. 4.1, а изображено круглое облако, находящееся в поле турбулентных

вихрей, размер которых меньше его

диаметра. Облако в этом случае рас-

тет, а концентрация примеси в нем

уменьшается. На рис. 4.1, б показано

взаимодействие маленького облака

с крупномасштабными вихрями.

В этом случае результат действия

турбулентности сводится к искривле-

нию траектории облака, без измене-

ния концентрации примесей в нем.

На рис. 4.1, в показано облако в поле

вихрей, размеры которых соизмеримы

с диаметром облака. В этом случае

диффузия интенсивна, концентрация

Рис. 4.1. Качественные картины рассе-

ивания примеси в атмосфере:

а—большое облако в однородном поле

мелких вихрей;

6 —

маленькое облако в по-

ле больших вихрей;

в —

облако в иоле

вихрей, соизмеримых с его размерами

Относительная

а.) концентрация 6)

Рис. 4.2. Очертания струи в зависимости от времени осреднения (а) и соответст-

вующее распределение концентрации примеси в поперечном к струе направле-

нии (б):

/ мгновенная струя; 2—очертания струи, осредненной за 10 мин;

3 —

очертания струи,

осредненной за 2 ч

примеси в облаке быстро уменьшается, а его форма заметно и случайным

образом искажается, часто распадаясь на отдельные клубы.

В случае непрерывного выброса облако примеси имеет форму струи.

Результатом действия мелкомасштабных вихрей на струю является увеличение

ее поперечных размеров. Крупномасштабные вихри приводят к меандрирова-

нию струи (струя под их действием непрерывно и случайным образом

изгибается наподобие русла реки). При осреднении концентрации примеси

во времени, например, при продолжительном отборе проб воздуха на

аспирационных установках, меандрирование приводит к уширению осредненной

струи. Изменяется также и ее конфигурация. На рис. 4.2, а схематично

показаны, границы струи в определенный момент времени (как на мгновенном

фотографическом снимке), в результате 10-минутного и 2-часового осреднений

(например, как если бы снимок был произведен с такой экспозицией). На

рис. 4.2, б представлено распределение концентрации примеси для каждого

из этих случаев. Уширение струи выброса зависит от времени осреднения.

Интенсивность атмосферной диффузии зависит от действующего спектра

турбулентных вихрей и размеров облака выброса. Спектр вихрей в атмосфере

определяется главным образом двумя факторами: вертикальным распределе-

нием температуры в атмосфере и скоростью ветра. При этом большое

значение имеет вертикальная составляющая градиента температуры воздуха

(рис. 4.3).

Сухоадиабатическим называют градиент температуры, соответствующий

уравнению состояния сухого воздуха при наблюдаемом вертикальном рас-

пределении атмосферного давления. Численно он соответствует понижению

температуры на 1°С с уменьшением высоты примерно на 100 м. При

наличии влажности распределение температуры искажается вследствие выделе-

ния и поглощения тепла при конденсации и испарении влаги. Атмосфера

с вертикальным распределением температуры, соответствующим сухоади-

абатическому градиенту, характерна тем, что на любой перемещающийся

в вертикальном направлении объем воздуха не действуют силы плавучести.

Это происходит потому, что по законам термодинамики его температура

Температура.

Температура

: I I i I I I I I

га

4¾.

' —Л ^

: \% :

\ ^

^^^

IillIlIVI^ В)

S шшИ L

Температура.

Рис. 4.3. Влияние градиента температуры на вертикальное перемещение объема

воздуха. Стрелками показано движение объема воздуха:

—

неустойчивая атмосфера; б—устойчивая атмосфера: в

—

нейтральная атмосфера

меняется с изменением высоты по закону, близкому к адиабатическому.

В результате он и окружающий воздух имеют равные температуру и плотность.

Иная ситуация наблюдается при неадиабатическом распределении тем-

пературы. При отрицательном ее градиенте, по абсолютной величине большем

сухоадиабатического (его называют также сверхадиабатическим), температура

поднимающегося объема воздуха возрастает по сравнению с температурой

окружающей среды, его плотность уменьшается и, следовательно, на него

будет действовать сила плавучести, направленная вверх. В результате его

подъем ускорится. На опускающийся же объем будет действовать сила,

направленная вниз, так как плотность воздуха в нем будет больше плотности

окружающего воздуха. Такие атмосферные условия называются неустойчивыми.

При неустойчивых условиях положительная работа сил плавучести приводит

к увеличению турбулентности, диффузия примеси протекает интенсивно, сильно

развита конвекция атмосферы, поэтому такие условия называют также

конвективными, а турбулентность, вызванную конвективным перемешивани-

ем,- конвективной турбулентностью.

При градиенте температуры, меньшем сухоадиабатического, воздух переме-

щается вверх и будет иметь температуру ниже окружающей среды. Сила

плавучести будет стремиться удержать его на первоначальном уровне.

Турбулентность подавляется, интенсивность диффузионных процессов снижается.

Атмосферные условия в этом случае называются устойчивыми. Нейтральными

называют условия, когда градиент температуры близок к сухоадиабатическому.

Градиент температуры в воздухе в первую очередь зависит от соотношения

температуры атмосферного воздуха и температуры поверхности земли. Как

правило, в течение суток он сильно меняется. Соответственно меняются

и условия рассеяния примеси в атмосфере. На рис. 4.4 показано, например.

Температура.

Рис. 4.4. Данные температурного зондирования при небольшой облачности

и слабом ветре (цифры — летнее время, ч)

Рис. 4.5. Типичные примеры верти-

кального профиля температуры вбли-

зи земли:

1—стандартный градиент температуры

0,65° С на 100 м; 2—изотермический гради-

ент (средний участок ломаной линии);

—

температурная инверсия (отмечены

участки ломаной линии); 4—сухоадиабати-

ческий градиент; J—сверхадиабатический

градиент

Температура

изменение профиля температуры при слабом ветре и небольшой облачности.

Однородный градиент температуры в атмосфере реализуется редко. Речь

может идти лишь об однородности градиента температуры и постоянстве

условий диффузии в слое воздуха той или иной толщины. На рис. 4.5

схематически показаны типичные случаи реализации вертикальных профилей

температуры в приземном слое атмосферы. Наиболее устойчивые условия

возникают при инверсии температуры (повышении ее с изменением высоты).

Наблюдаются условия, когда температурная инверсия возникает в приподнятом

над землей сравнительно тонком слое воздуха. Этот случай называют

приподнятой инверсией, или инверсионной крышкой. Такой слой подавляет

турбулентность, поэтому диффузия через него ослаблена и он служит как

бы крышкой, прижимающей примесь к поверхности земли. Информацию

о термическом состоянии низких слоев атмосферы можно получить из

визуального наблюдения за реальными дымовыми струями. Их форма зависит

от вертикального градиента температуры атмосферного воздуха. На рис. 4.6

приведены типичные схемы рассеяния дыма в зависимости от профиля

температуры.

Принципиально другой тип турбулентности возникает при наличии ветра.

В этом случае существенную роль играют силы трения, возникающие при

взаимодействии движущегося воздушного потока с поверхностью Земли. Такую

турбулентность называют механической. При устойчивых условиях механичес-

кая турбулентность быстро уменьшается с изменением высоты. Неустойчивые

условия способствуют ее развитию. Механическое перемешивание приводит

к искажению вертикального профиля температуры, который реализуется при

отсутствии ветра. В результате при сильном ветре вблизи поверхности земли

устанавливается близкий к адиабатическому градиент температуры. При

устойчивых условиях механическая турбулентность может быть причиной

развития приподнятой инверсии, как это показано на рис. 4.7. Такие случаи

называются турбулентными инверсиями. При ветре температурный профиль

в той или иной степени приближается к нейтральному. В виде примера на рис.

4.8 показано изменение ночной инверсии при возникновении слабого ветра.

Интенсивность механической турбулентности зависит от скорости ветра

и в еще большей степени от микрорельефа поверхности земли. Его влияние

на рассеяние примеси учитывается высотой шероховатости подстилающей

поверхности Z

. Для конкретной местности этот параметр можно рассчитать

по вертикальному профилю ветра в приземном слое воздуха при нейтральных

условиях [35—37]. Однако чаще используются табулированные значения,

приведенные в табл. 4.1.

Ветер

Температура

л / ;

Поверхность

Температура

Температура В)

Температура.

г)

Температура

Поверхность

Рис. 4.6. Различные типы дымовых струй в атмосфере: пунктир сухоади-

абатический градиент температуры:

и- неустойчивые условия, волнообразная струя;

6 —

нейтральные условия, конусообразная

струя; е- устойчивые условия (инверсия), веерообразная струя; г— инверсия внизу,

нейтральные условия наверху, приподнятая струя; () нейтральные условия внизу, инверсия

наверху, задымляющая струя

Температура.

Рис. 4.7

Температура.

Рис. 4.8

Рис. 4.7. Развитие турбулентной инверсии при ветре:

1 -максимальная высота, где наблюдается механическое перемешивание; 2—турбулентная

инверсия;

3 —

температурный профиль до перемешивания; 4—приземный слой воздуха

с сухоадиабатическим градиентом температуры

Рис. 4.8. Действие слабого ветра на ночную инверсию до перемешивания (1)

и после (2)

На рис. 4.9 наглядно показан характер поведения потока выбрасываемой

через трубу примеси. Выбросы попадают в атмосферу с определенной

скоростью и температурой, которая обычно больше температуры атмосферного

воздуха. Поэтому движение струи выбросов на начальном участке имеет

вертикальную составляющую. Этот вертикальный подъем струи (А/i) приводит

к изменению эффективной высоты h точки выброса.

Характер распространения примеси в атмосфере существенно зависит

от скорости ветра и вертикального температурного профиля атмосфе-

ры, который в свою очередь зависит от температуры воздушной массы

и поверхности земли, потоков приходящей солнечной радиации и уходя-

щего от земли тепла (радиационного баланса), влажности атмосферы,

облачности и т. п.

При практических расчетах условия рассеяния примеси распределяют по

категориям устойчивости. В настоящее время предложено несколько систем

Таблица 4.1. Высота шероховатости го для различных типов микрорельефа

поверхности

Микрорельеф

Снег, газон высотой 1 см

0,1

Скошенная и низкая трава до 15 см

0,6 -2

Высокая трава до 60 см

Неоднородная поверхность с чередующимися уча-

-20

стками травы, кустарниками и т. п.

Парк, лес высотой до Юм

20 -100

Городские постройки

100

Завихрения

Ветер

Сухое

I 11 I 11 I I I I I ! I I I

I! i! 11111 i

11IlilHi^

Выпадение

дождя

Вымывание

Рис. 4.9. Картина поведения примеси, выбрасываемой в атмосферу

классификации метеорологических условий. Используются системы Пасквилла

[38], Пасквилла —Гиффорда [39, 40], Тернера [41], Улига [42], Смита [43],

Лэна и Черча [44], Клюга [45] и др. При их применении следует пом-

нить, что классификация погодных условий проводится на основе тех или

иных формул для расчета атмосферной диффузии, поэтому системы клас-

сификации погодных условий и расчетные формулы не всегда совместимы.

Например, если расчеты проводятся по формулам Смита, то следует при-

менять разработанную им систему категорий устойчивости, а не системы

других авторов.

Источники выбросов классифицируются по их пространственной кон-

фигурации и продолжительности выброса.

Для простоты расчетов чаще всего источник выброса считают точечным,

хотя различные источники, строго говоря, не являются такими. При наличии

крупных объемных источников вводят определение виртуального точечного

источника (см. разд. 4.8).

Особый интерес представляет поверхностный источник, так как

по существу к нему сводится задача расчета «фонового» загрязне-

ния атмосферы от действия многочисленных, размещенных на большой

территории источников выброса. Решение этой задачи приводится в

разд. 4.12.

В зависимости от продолжительности выбросы могут быть мгновенными,

кратковременными и непрерывными. Мгновенным называют выброс в атмос-

феру, продолжительность которого мала настолько, что практически не влияет

на форму облака выброса. Кратковременным называют выброс в атмосферу,

продолжительность которого сравнима или превосходит время движения

облака выброса до рецептора, но мала настолько, что погодные условия.