Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2022, T. 58, № 3, стр. 292-299

Моделирование регионального влияния ионов на формирование аэрозоля в атмосфере

А. Е. Алоян^a, *, А. Н. Ермаков^b, **, В. О. Арутюнян^a

^a Институт вычислительной математики им. Г.И. Марчука РАН
119333 Москва, ул. Губкина, 8, Россия

^b Институт энергетических проблем химической физики РАН им. В.Л.Тальрозе ФИЦ ХФ им. Н.Н. Семенова РАН
119334 Москва, Ленинский пр. 38, корп. 2, Россия

^* E-mail: ezmakr2010@yandex.ru
^** E-mail: polclouds@yandex.ru

Поступила в редакцию 10.01.2022
После доработки 23.01.2022
Принята к публикации 09.02.2022

EDN: EOXQOR
DOI: 10.31857/S0002351522030014

Полный текст (PDF)

Аннотация

Приведены результаты численных расчетов изменчивости в атмосфере Северного полушария счетных концентраций, аэрозольных частиц разных размеров, а также скоростей процессов ионной и бинарной нуклеации паров серной кислоты и воды. Расчеты выполнялись с использованием новой трехмерной модели регионального переноса и трансформации в атмосфере газовых и аэрозольных примесей с учетом процессов фотохимии, нуклеации с участием нейтральных молекул и ионов, а также конденсации/испарения и коагуляции. Полученные численные результаты указали на значимую роль в зимнее время процесса ионной нуклеации в формировании аэрозоля, особенно в нижней тропосфере и нижней стратосфере Северного полушария. При этом наряду с уровнем ионизации воздуха ключевыми факторами, определяющими динамику ионных процессов в атмосфере и их влияние на пространственно-временное распределение аэрозольных частиц, являются температура и относительная влажность.

Ключевые слова: численная модель, атмосфера, бинарная нуклеация, ионная нуклеация, аэрозольные частицы

ВВЕДЕНИЕ

Исследования формирования частиц аэрозоля остаются актуальными в физике и химии атмосферы. Участие аэрозольных частиц в рассеянии и поглощении солнечного излучения, а также в гетерогенных химических реакциях сказывается на климате и содержании в воздухе малых примесей и привлекает, поэтому пристальное внимание [1–3]. Ранее в [4–6] нами сообщалось о построении трехмерной модели переноса многокомпонентных газовых и аэрозольных микропримесей в регионе северного полушария с учетом химических и кинетических процессов их трансформации, а также бинарной нуклеации паров воды и серной кислоты и последующих процессов конденсационного роста частиц и их коагуляции. Недавние натурные эксперименты показали, однако, что такой механизм генерации зародышей вторичных частиц аэрозоля не дает объяснение наблюдаемым нуклеационным всплескам их образования в атмосфере [7]. В последние годы все большее внимание, поэтому привлекают процессы формирования вторичных аэрозольных частиц с участием атмосферных ионов [1]. Цель данной работы – использовать разработанную нами модель, включающую блок процессов ионной нуклеации [8], для оценки регионального влияния ионов на пространственно–временную картину распределения концентраций вторичного сульфатного аэрозоля в атмосфере.

МОДЕЛЬ ФОРМИРОВАНИЯ АЭРОЗОЛЯ

Уравнения изменчивости многокомпонентных газовых примесей и аэрозолей представим в следующем виде:

(1)

$\begin{gathered} \frac{{\partial {{C}_{i}}}}{{\partial t}} + {{u}_{j}}\frac{{\partial {{C}_{i}}}}{{\partial {{x}_{j}}}} = F_{i}^{{gas}} - P_{i}^{{nucl}} - P_{i}^{{ion - nucl}} - \\ - \,\,P_{i}^{{cond}} + P_{i}^{{chem}} + \frac{\partial }{{\partial {{x}_{j}}}}{{K}_{{jj}}}\frac{{\partial {{C}_{i}}}}{{\partial {{x}_{j}}}}, \\ \end{gathered} $

(2)

$\begin{gathered} \frac{{\partial {{\varphi }_{k}}}}{{\partial t}} + \left( {{{u}_{j}} - {{\delta }_{{j3}}}{{w}_{g}}} \right)\frac{{\partial {{\varphi }_{k}}}}{{\partial {{x}_{j}}}} = F_{i}^{{aer}} + P_{k}^{{nucl}} + \\ + \,\,P_{k}^{{ion - nucl}} + P_{k}^{{cond}} + P_{k}^{{coag}} + P_{i}^{{chem}} + \frac{\partial }{{\partial {{x}_{j}}}}{{K}_{{jj}}}\frac{{\partial {{\varphi }_{k}}}}{{\partial {{x}_{j}}}}. \\ \end{gathered} $

Здесь u_j – ($j = \overline {1,3} $ $({{u}_{1}} = u,{\text{ }}{{u}_{2}} = v,{\text{ }}{{u}_{3}} = w),$ ${\text{ }}({{x}_{1}} = x,$ ${{x}_{2}} = y,{\text{ }}{{x}_{3}} = z)$; ${{C}_{i}}{\text{ }}(i = 1,...,{{N}_{g}})$ – концентрация газовых веществ, ${{\varphi }_{k}}{\text{ }}(k = 1,...,{{N}_{a}})$ – концентрация аэрозольных частиц соответствующей фракции, N_g и N_a – число газовых веществ и аэрозольных фракций соответственно, компоненты вектора скорости ветра в направлениях x, y, z соответственно; w_g – скорость гравитационного оседания; F ^gas и F ^aer – источники газовых веществ и аэрозолей; P ^nucl, P ^ion-nucl, P ^cond, P^coag, P ^chem – операторы гомогенной нуклеации, ионной нуклеации, конденсации, коагуляции и фотохимической трансформации соответственно.

В работе наряду с бинарной нуклеацией паров воды и серной кислоты (J_byn, см^–3 с^–1) рассматривался процесс их нуклеации и за счет атмосферных ионов (J_ion, см^–3 с^–1). Уравнения (1)–(2) рассматриваются в области D_t = D × [0, T], где D = {[–X ≤ x ≤ X] × [–Y ≤ y ≤ Y] × [0 ≤ z ≤ H]}, H – верхняя граница расчетной области.

Начальные условия (при t = 0) задаются в следующем виде:

(3)

$C(x,y,z) = C_{i}^{b}(x,y,z),$

(4)

$\varphi (x,y,z) = {{\varphi }^{b}}(x,y,z).$

На боковых границах области для функций задаются следующие краевые условия:

(5)

${{\left. C \right|}_{\Omega }} = {{C}^{b}},\,\,\,\,{{\left. \varphi \right|}_{\Omega }} = {{\varphi }^{b}},\,\,\,\,{\text{при}}\,\,\,{{u}_{n}} < 0,$

(6)

${{\left. {\frac{{\partial C}}{{\partial n}}} \right|}_{\Omega }} = 0,\,\,\,\,{{\left. {\frac{{\partial \varphi }}{{\partial n}}} \right|}_{\Omega }} = 0,\,\,\,\,{\text{при}}\,\,\,\,{{u}_{n}} \geqslant 0.$

Здесь Ω – боковая поверхность, n – внешняя нормаль к Ω, u_n – нормальная компонента вектора скорости, C^b, φ^b – фоновые концентрации газовых веществ и аэрозолей соответственно.

Уравнения переноса и трансформации многокомпонентных газовых примесей и аэрозолей в атмосфере решались в границах заданной расчетной области. На поверхности земли (z = h) поглощение газовых примесей рассчитывалось с учетом суммы аэродинамического сопротивления, квазиламинарного сопротивления приземного слоя молекулярной диффузии и сопротивления поверхностному осаждению.

Для задания краевого условия на первом расчетном уровне (на верхней границе приземного слоя атмосферы) z = h, сопротивление вхождению примеси на поверхности земли задавалось суммой трех слагаемых: аэродинамического сопротивления r_a, квазиламинарного сопротивления приземного слоя r_b, возникающего вследствие молекулярной диффузии вблизи Земли, и поверхностного сопротивления r_c, обусловленного поверхностным осаждением. Потоки примесей в приземном слое атмосферы рассматривались в виде:

(7)

$\nu \frac{{\partial {{C}_{i}}}}{{\partial z}} = \frac{1}{{{{r}_{a}} + {{r}_{b}} + {{r}_{c}}}}({{C}_{i}} - {{C}_{{i,surf}}}) - {\text{для}}\,\,{\text{газа}},$

(8)

$\nu \frac{{\partial {{\varphi }_{k}}}}{{\partial z}} = \frac{{{{\varphi }_{k}} - {{\varphi }_{{k,surf}}}}}{{{{r}_{a}} + {{r}_{b}} + {{r}_{c}}}} + {{w}_{g}}{{\varphi }_{k}} - {\text{для}}\,\,{\text{аэрозоля}},$

где ${{{r}_{b}} = \frac{{\text{2}}}{{\kappa {{u}_{*}}}}{{{\left( {\frac{{{{S}_{c}}}}{{{\text{Pr}}}}} \right)}}^{{{\text{2}}/{\text{3}}}}}}$, S_c = 1.5 × 10^–5 м² с^–1, Pr = 0.71 – число Прандтля, ${{u}_{*}}$ – динамическая скорость.

Аэродинамическое сопротивление вычисляли по формуле ${{{r}_{a}} = \frac{{\text{1}}}{{{{c}_{u}}{{c}_{\vartheta }}\left| u \right|}}}$. Коэффициент поверхностного сопротивления r_c над сушей определяется из модели, описывающей перенос примесей в почве и деятельном слое океана с одновременным использованием потоков на разделе атмосфера–почва и атмосфера–океан. Для определения коэффициентов горизонтального и вертикального турбулентного обмена используется метод, предложенный в [9].

Ионная нуклеация

Эксперимент показывает, что в процессе ионной нуклеации участвуют по преимуществу отрицательные ионы [10, 11]. В присутствии в воздухе паров H₂SO₄ ионы ${\text{NO}}_{3}^{ - }$(НNO₃)_х(Н₂О)_y преобразуются в кластерные ионы ${\text{HSO}}_{4}^{ - }$, рост размеров которых в процессах кластеризации и рекомбинации с противоионами приводит, в конечном итоге, к зародышам аэрозольных частиц. Скорость нуклеации (J_ion) рассчитывалась как поток частиц, проходящих через критический размер зародыша (r_cr). Одновременно возникающие в воздухе нейтральные кластеры, включающие молекулы серной кислоты и воды, коагулируют как с нейтральными, так и с отрицательно заряженными кластерами. При этом их захват нейтральными аэрозольными частицами ведет к снижению J_ion [12].

Применение в трехмерных численных моделях этого алгоритма нахождения J_ion встречает, однако, большие сложности в виду необходимости использования огромных вычислительных ресурсов. Поэтому в данной модели для определения скорости нуклеации, зависящей от концентрации серной кислоты, температуры, относительной влажности, скорости ионизации и площади поверхности предшествующих частиц была использована параметризация J_ion от этих параметров [12]. Подробнее о модели ионной нуклеации и алгоритме нахождения ее скорости по ходу расчетов [8].

Модель фотохимической трансформации

В качестве предшественников частиц т.н. вторичного аэрозоля [1], рассматривались процессы фотоокисления эмитируемых с поверхности серосодержащих компонентов антропогенного и биогенного происхождения, в том числе эмитируемого океанами диметилсульфида (CH₃SCH₃). Всего учитывалось 72 индивидуальных газовых компонента [5].

Ядра конденсации

Для описания пространственно-временной изменчивости в атмосфере их концентраций и спектра размеров в расчетах использовались 20 дискретных интервалов от ≈4 нм до 0.58 мкм. Отметим, что по данным натурных экспериментов счетная концентрация ядер конденсации изменяется по высоте в пределах от ∼ 10 до нескольких сотен частиц в 1 см³ [13]. При этом считалось, что ядра конденсации представляют собой инертные частицы, превращающиеся в сульфатный аэрозоль лишь при оседании молекул серной кислоты и воды или захвата мелких частиц сульфатного аэрозоля, возникающих в процессах нуклеации. Распределение концентрации ядер конденсации по размерам задавалось в диапазоне от 0.18 до 9.98 × 10⁸ м^–3 [14]. Суммарная удельная поверхность ядер конденсации в начальный момент составила ≈0.26 мкм²/м³. По данным [12] это сводит к минимуму их влияние на динамику ионной нуклеации.

Численные эксперименты выполнялись применительно к Северному полушарию и высотным профилям в разных географических точках в зимнее время при следующих входных параметрах. Число уровней по вертикали – 20 (от 100 до 46 000 м). В экспериментах вычислялись скорость бинарной нуклеации паров Н₂О и Н₂SO₄, необходимая для нуклеации пороговая концентрация Н₂SO₄, скорость нуклеации, критический размер кластера, а также временная изменчивость функции распределения частиц по размерам. Метеорологическая информация заимствовалась из базы данных Европейского центра по среднесрочным прогнозам (ECMWF) для января 2002 г.

РЕЗУЛЬТАТЫ ЧИСЛЕННЫХ РАСЧЕТОВ И ОБСУЖДЕНИЕ

На рис. 1 и 2 в качестве примера приведены результаты рассчитанных по отдельности по региональной модели изменчивости скоростей ионной и бинарной нуклеации паров воды и серной кислоты. Представленные для высоты 7.2 км данные о скоростях этих процессов отвечают картине спустя 48 часов после инициализации модели. Похожие картины пространственной изменчивости скоростей ионной и бинарной нуклеации паров серной кислоты и воды были получены для других высот и других времен спустя инициализации модели. Из данных этих расчетов следует, что образование зародышей частиц в обоих процессах характеризуется значительной неоднородностью распределения в атмосфере. С наибольшей интенсивностью оба эти процесса протекают в умеренных и в высоких широтах. Это подтверждают расчеты вертикальных профилей скоростей формирования зародышей частиц в ряде географических точек в Северном полушарии в умеренных широтах и вблизи тропиков. Их результаты показывают, что процесс ионной нуклеации доминирует в нижней тропосфере и нижней стратосфере. При этом в нижней тропосфере, т.е. в условиях достаточно высоких по меркам бинарной нуклеации температур решающим оказывается влияние ионов на термическую стабильность ионных кластеров. В нижней стратосфере, т.е. в условиях низких температур решающим оказывается влияние ионов на термическую стабильность кластеров при дефиците влажности воздуха.

Рис. 1.

Региональное распределение скоростей ионной нуклеации см^–3 с^–1 спустя 48 ч. после инициализации модели. Высота над подстилающей поверхностью 7.2 км, зимнее время (январь 2002 г.).

Рис. 2.

Региональное распределение скоростей бинарной нуклеации, см^–3 с^–1 спустя 48 ч. после инициализации модели. Высота над подстилающей поверхностью 7.2 км, зимнее время (январь 2002 г.).

Преимущественному формированию зародышей вторичных аэрозольных частиц в процессе ионной нуклеации в высоких широтах способствует нарастающий в этом направлении уровень ионизации [12], а также достаточно низкие температуры и высокий уровней относительной влажности в воздухе. Подобное их сочетание, но для еще более низких температур в умеренных и высоких широтах необходимо и для формирования зародышей вторичных частиц в процессе бинарной нуклеации. С различиями распределения в атмосфере температур и относительной влажности, а также уровня содержания паров серной кислоты и связаны прослеживаемые на рис. 1 и 2 различия локализации областей осуществления ионной или бинарной нуклеации при формировании зародышей частиц аэрозоля. С ними связано и наблюдаемое влияние ионов на распределение частиц аэрозоля в атмосфере, предшественником которых выступает ионная нуклеация.

На рис. 3 показана картина распределения в сферической атмосфере скорости наработки зародышей вторичных частиц при одновременном учете участия в атмосфере процессов ионной и бинарной нуклеации паров серной кислоты и воды спустя 48 часов после инициализации модели на высоте 7.2 км. Из данных рис. 3 следует, что область формирования зародышей вторичных аэрозольных частиц при их одновременном осуществлении оказывается более однородной. Это связано с заполнением “пустых” областей в картине распределения источников зародышей частиц с участием ионов источниками зародышей возникающих в процессе бинарной нуклеации. Неясным при этом остается просматривающееся расширение зоны источников зародышей частиц к тропикам, несмотря на аддитивность скоростей процессов ионной и бинарной нуклеации. Так, по данным рис. 1 и 2 нижняя граница рассчитанных по отдельности распределений скоростей процессов ионной и бинарной нуклеации не опускается ниже 40° N, тогда как при одновременном их участии возникновение зародышей частиц смещается к заметно более низким широтам. И это притом, что уровень ионизации, необходимый для ионной нуклеации по мере сдвига к тропикам снижается, а пороговые концентрации серной кислоты для осуществления бинарной нуклеации, напротив заметно нарастают (до ≈ 5 × 10⁶ см^–3).

Рис. 3.

Региональное распределение суммарной скорости ионной и бинарной нуклеации, см^–3 с^–1 спустя 48 ч. после инициализации модели. Высота над подстилающей поверхностью 7.2 км, зимнее время (январь 2002 г.).

Вид рассчитанных распределений счетных концентраций аэрозольных частиц различных размеров (от 3.5 до 246 нм) на высоте 4.2 км спустя 48 ч инициализации модели показан на рис. 4–6 . Отчетливо виден результат действия процессов нуклеации, ведущих к генерации новых частиц, что проявляется в изменении вида спектра ядер конденсации. Формирование новых частиц над обширным районом, прилегающем к о. Байкал, начинается уже на высотах ≈2 км, т.е. в условиях доминирования ионной нуклеации. Этому способствует высокая антропогенная нагрузка в данном регионе и, как результат, высокие концентрации паров серной кислоты (≥5 × 10⁷ см^–3), но не только. Благоприятствуют нуклеации и низкие температуры в зимнее время (≈230 К), и достаточно высокий уровень относительной влажности воздуха (0.6–0.7), что в совокупности приводит к уровню пороговых концентраций паров серной кислоты на порядок величины более низких, чем их содержание над данным регионом. По данным расчетов концентрация частиц самой мелкой (первой) моды (3.5 нм) составляет (4–5) × 10⁷ м^–3, притом, что начальный уровень содержания ядер конденсации более, чем на два порядка величины выше: ≈10⁹ м^–3. Наблюдаемый спад концентрации присутствующей в наибольшей концентрации частиц первой моды вызван генерацией в процессах нуклеации паров воды и серной кислоты мельчайших новых частиц и их захватом ядрами конденсации. Этот захват новых частиц сопровождается ростом размеров ядер конденсации. Одновременно с этим ядрами конденсации захватываются из воздуха молекулы серной кислоты и воды, что также ведет к росту размеров частиц первой моды. Результативно оба эти процесса, а также участие частиц первой моды в коагуляционных процессах, ведет к межмодовому переходу частиц из первой моды во вторую (25.8 нм) и последующие моды частиц, т.е. к снижению счетной концентрации частиц первой моды [8].

Рис. 4.

Региональное распределение счетных концентраций частиц вторичного аэрозоля размером 3.5 нм спустя 48 ч. после инициализации модели. Высота над подстилающей поверхностью 4.2 км, зимнее время (январь 2002 г.).

Рис. 5.

Региональное распределение счетных концентраций частиц вторичного аэрозоля размером 60.5 нм спустя 48 ч. после инициализации модели. Высота над подстилающей поверхностью 4.2 км, зимнее время (январь 2002 г.).

Рис. 6.

Региональное распределение счетных концентраций частиц вторичного аэрозоля размером 249.5 нм спустя 48 ч. после инициализации модели. Высота над подстилающей поверхностью 4.2 км, зимнее время (январь 2002 г.).

В качестве иллюстрации на рис. 7 показано изменение во времени спектра частиц ядер конденсации на высоте 3 км в Якутии (70° N, 120° E) в продолжении 25 суток. Отчетливо видно снижение счетной концентрации частиц аэрозоля первой моды и рост концентраций частиц во второй, третьей и последующих модах. Одновременно прослеживается и спад концентраций крупных частиц (≥130 нм), что вызвано их осаждением и поглощением подстилающей поверхностью. Возвращаясь к обсуждению данных рис. 4–6 отметим, что наряду с частицами вторичного аэрозоля в Байкальском регионе просматриваются также обширные области формирования таких аэрозольных частиц над Севером РФ (Баренцево и Карское моря), над Норвежским морем и над Скандинавией. Их возникновение, несмотря на низкий уровень инсоляции в зимнее время и невысокое содержание диоксида серы в атмосфере, прослеживается также и над континентальными районами в Якутии, Камчатке и Сахалине, а также над акваторией Чукотского, Берингово и Охотского морей. Формирование частиц в этих областях обязано в основном транспорту оксидов серы и сопровождающих его процессов окисления и бинарной нуклеации, что вызывается в зимнее время низкими температурами (220–245 К) и высокой относительной влажностью воздуха (≥0.65), доминирующей в нижней атмосфере от 5 до 12 км.

Рис. 7.

Спектр вторичных аэрозольных частиц в атмосфере на высоте 3 км над Якутией при разных временах спустя инициализации модели (1 – 25, 2 – 20, 3 – 15, 4 – 10 сут). Зимнее время (январь 2002 г.). Светлыми кружками показан спектр ядер конденсации.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Приведены результаты расчетов распределения счетной концентрации вторичного сульфатного аэрозоля применительно к сферической атмосфере в зимнее время. Расчеты выполнялись с применением физически полной модели глобального переноса многокомпонентных газовых примесей и аэрозолей в региональном масштабе и сопутствующих физико-химических процессах. Наряду с бинарной нуклеацией паров воды и серной кислоты в расчетах принималась во внимание и их нуклеация с участием атмосферных ионов. Найдено, что ключевыми факторами определяющими влияние ионов на пространственное распределение аэрозольных частиц в атмосфере являются уровень ионизации, а также температура и относительная влажность Показано, что влияние ионов на распределение аэрозольных частиц в атмосфере прослеживается в нижней тропосфере и нижней стратосфере.

Список литературы

Seinfeld J.H., Pandis S.N. Atmospheric Chemistry and Physics. From Air Pollution to Climate Change. New York: Wiley-Interscience, 1997. 1326 c.
Akimoto H. Atmospheric Reaction Chemistry. Springer, 2016. 433 c.
Lowe D., MacKenzie R. Review of polar stratospheric cloud microphysics and chemistry // J. Atmos. Sol.–Terr. Phys. 2008. V. 70. № 1. P. 13–40.
Алоян А.Е., Ермаков А.Н., Арутюнян В.О. Формирование сульфатных аэрозолей в тропосфере и нижней стратосфере // Исследование возможной стабилизации климата с помощью новых технологий. Москва: Росгидромет, 2012. С. 75–98.
Алоян А.Е., Ермаков А.Н., Арутюнян В.О. Аэрозоль в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Сульфатные частицы в северных широтах // Оптика атмосферы и океана. 2018. Т. 31. № 2. С. 136–142.
Aloyan A.E. Mathematical modeling of the interaction of gas species and aerosols in atmospheric dispersive systems // Russ. J. Num. Anal. Math. Model. 2000. V. 15. № 1–4. P. 211–224.
Kirkby J., Curtius J., Almeida J. et al. Role of sulphuric acid ammonia and Galactic cosmic rays in atmospheric aerosol nucleation // Nature 2011. V. 476. P. 429–433.
Aloyan A.E., Yermakov A.N., Arutyunyan V.O. Modeling the influence of ions on the dynamics of formation of atmospheric aerosol // Izv., Atmos. Ocean. Phys. 2021. V. 57. № 1. P. 104–109.
Kurihara Y., Televa R.E. Structure of tropical cyclone developed in three-dimensional numerical simulation model // J. Atmos. Sci. 1974. V. 31. № 5. P. 893–919.
Ferguson E.E. Ion–molecule reactions in the atmosphere // Kinetics of Ion–Molecule Reactions / Ed. by Ausloos P. Boston: Springer, 1979. P. 377–403.
Froyd K.D., Lovejoy E.R. Experimental thermodynamics of cluster ions composed of H₂SO₄ and H₂O. 1. Positive ions // J. Phys. Chem. A 2003. V. 107. № 45. P. 9800–9811.
Yu F. Ion-mediated nucleation in the atmosphere: Key controlling parameters, implications, and look-up table // Geophys. Res. 2010. V. 115. D03206.
Hofmann D. J. Measurement of the concentration nuclei profile to 31 km in the Arctic in January and comparison with Antarctic measurements // Geophys. Res. Lett. 1990. V. 17. № 4. P. 357–360.
Алоян А.Е. Моделирование динамики и кинетики газовых примесей и аэрозолей в атмосфере. М.: Наука, 2008. 415 с.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Известия РАН. Физика атмосферы и океана

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал