CC BY
32
ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК РЕСПУБЛИКИ ТАДЖИКИСТАН _2017, том 60, №10_
ФИЗИКА
УДК 551.510.4, 551.511.331; 551.57; 551.593; 551.521.3; 53.01
В.А.Маслов, С.Ф.Абдуллаев, Б.И.Назаров
О ПРИРОДЕ БЫСТРОГО ОСАЖДЕНИЯ АЭРОЗОЛЯ В АТМОСФЕРЕ
Физико-технический институт им. С.У.Умарова АН Республики Таджикистан,
(Представлено членом-корреспондентом АН Республики Таджикистан Х.Х.Муминовым 03.07.2017 г.)
Исследована динамика осаждения аэрозоля в слое температурной инверсии, определяемая явлением двойной диффузии, связанным с различием коэффициентов диффузии температуры и концентрации примеси. Теоретическая модель бидиффузионной конвекции, являющаяся причиной эффекта быстрого осаждения аэрозоля, применена для объяснения ряда атмосферных явлений. Оценены параметры бидиффузионной конвекции для запыленного воздуха. Суточный ход массовой концентрации пылевого аэрозоля и сажи подтверждает предложенную модель быстрого осаждения аэрозоля.
Ключевые слова: аэрозоль, двойная диффузия, приземная инверсия, быстрое осаждение, атмосферные осадки.
Эффект быстрого осаждения аэрозоля был обнаружен при оптических измерениях в запыленной атмосфере [1]. Теоретическая модель бидиффузионной конвекции, являющаяся причиной этого эффекта, применяется в данной статье для объяснения ряда атмосферных явлений и массовой концентрации субмикронного аэрозоля и сажи [1-12].
Двойная диффузия описывается линейным анализом устойчивости газа [1,6]. Плотность линейно стратифицированной по температуре и концентрации примеси системы в приближении Бусси-неска имеет вид:
р(г) = р0 [1-Д, • 7> + &• . (1)
Здесь РТ и Р5 - коэффициенты теплового расширения и концентрационного сжатия, Т2 и - градиенты температуры и концентрации примеси, создающие диффузионный эффект, г - расстояние вниз от уровня базисной плотности.
Конвективный режим переноса тепла и примеси включается при условии для эффективного числа Рэлея:
27
Ra = (Le ■ Яа, - Яат = 657. (2)
gPтh\дT / дг) ,, „ (дБ / &)
Здесь Яат =--число Рэлея для термодиффузии, Яа_,, =---- - концентра-
vDT иЭТ
ционное число Рэлея, V - коэффициент кинематической вязкости воздуха, Le = Dт / DS - обратное
Адрес для корреспонденции: Маслов Владимир Анатольевич. 734063, Республика Таджикистан, г. Душанбе, ул. Айни, 299/1, Физико-технический институт АНРТ. E-mail: [email protected]
число Льюиса, h - характерный размер задачи, определяющий перепад высоты, на котором действуют одновременно два диффузионных процесса.
Условие включения конвективного режима «соляных пальцев» (роста узких длинных конвективных ячеек):
Т > 0; ^ > 0; 1 < Яр< Dт / Ds , (3)
где = РТТ2 / - отношение вкладов в плотность среды, имеющих устойчивую и неустойчивую стратификацию (плотностное отношение), Т, - градиенты температуры и концентрации примеси, Dт, DS - коэффициенты диффузии компонентов с большим и меньшим коэффициентом диффузии. Скорость роста «соляных пальцев» наибольшая, когда Л ~ 1.
Определим параметры двойной диффузии для пылевой дымки с массовой концентрацией Ст= 0.5 мг/м3 и плотностью частиц рраП ~ 2.5 г/см3. Объемная концентрация аэрозоля выражается
как S = Ст / рр « 0.5-10~б/2.5-103 = 0.2-109. Это значение, отнесенное к высоте слоя, определяет наибольший возможный градиент концентрации Sz = AS / & . Максимальный температурный градиент в слое приземной инверсии находим из метеорологических данных дТ / & ~ 7.5 -10 4 К/см [1]. Характерные значения ц=1.81 г/смс, v=0.15 см2/с - коэффициенты вязкости и кинематической вязкости воздуха при 20°С, 3.67 -10 3К 1 - коэффициент теплового расширения воздуха, pS=pp/pa~2.5•103 - коэффициент концентрационного расширения, DT=0.21 см2/с - коэффициент термодиффузии воздуха. Коэффициент диффузии для концентрации примеси определяется по формуле Стокса-Эйнштейна
* 3ж/Л(1, ( )
где Сс - поправка Каннингема, существенная для субмикронных частиц. Ширина конвективной ячейки (масштаб Стерна) составляет в атмосфере 5.9 см. «Диффузионный» масштаб h = ^ ))т /N ,
где N.. ' ' - частота Брента-Вяйсяля (частота плавучести), для принятых значений параметров равен 3.3 см. Параметр размерности длины входит единообразно в концентрационное и термическое числа Рэлея, поэтому для изучения возможности бидиффузионной конвекции достаточно рассмотреть слой толщиной 1 см. В таблице приведены коэффициенты диффузии, концентрационное и термическое числа Рэлея, скорости гравитационного осаждения и броуновского движения при максимальном градиенте температуры в приземной инверсии для различных размеров частиц.
Описанная модель конвективного осаждения аэрозоля показывает, что разрушение приземной температурной инверсии происходит не только снизу, за счет прогрева поверхности почвы, но и сверху, за счет «пылевых пальцев». Поток тепла из слоя над инверсией, видимо, обеспечивает значительную часть повышения приземной температуры воздуха в ночное время [11,12]. Формирование
однородного градиента температуры, скорее всего, »также происходит по механизму двойной диффузии, поскольку объем запыленного облака, для которого выполняются условия двойной диффузии, будет оседать быстрее, чем его окружение. По такому же механизму происходит, очевидно, и перемешивание аэрозольных масс.
Таблица
Параметры двойной диффузии в атмосфере при наибольшей приземной инверсии для сферических
частиц разного диаметра
d,мкм Ds, см2/с Vg, см/с RaT Яа3 ■ Le
10 2.4 10-8 0.79 76083.5 120932.
1 2.76 10-7 9.1 10-3 76083.5 11107.3
0.1 7.01 10-6 2.26 10-4 76083.5 437.3
0.01 5.5 10-4 3.75 10-4 76083.5 5.6
Инверсия в свободной атмосфере, располагающаяся на некоторой высоте над поверхностью и часто служащая границей для распространения аэрозольных частиц вверх, не только нарушает конвекцию нагретого воздуха вверх, но и создает поток бидиффузионной конвекции вниз при неустойчивом распределении концентрации аэрозоля по высоте. Градиенты температуры в инверсиях в свободной атмосфере значительно ниже, чем в приземной инверсии, что создает в них условия для образования хорошо перемешанных «пальцевых» диффузионных слоев [6], которые, видимо, и «замораживают» инверсионный слой, не позволяя ему опускаться или разрушаться, а также делают его естественным препятствием для распространения аэрозоля вверх.
С высотой давление воздуха уменьшается, поэтому следует использовать градиент потенциальной температуры Т ^ Т + у0 . Для сухого воздуха или содержащего ненасыщенный водяной пар
Уо~9.810"5 К/см (сухоадиабатический градиент). Для насыщенного водяного пара у0«0.65 К/100м -средний для атмосферы влажноадиабатический градиент, зависящий от температуры и давления и учитывающий конденсацию водяного пара. Вертикальный градиент температуры в устойчиво стратифицированной по температуре атмосфере, когда градиент потенциальной температуры положителен, выше, поэтому выше толщина приземного слоя воздуха, неустойчивого относительно образования «пылевых пальцев». Термическое число Рэлея возрастает более чем на 10%, поэтому при образовании температурной инверсии ускоренное осаждение будет начинаться раньше и заканчиваться позже, чем можно видеть из таблицы. Путем образования бидиффузионных конвективных ячеек будут осаждаться и частицы более малого размера. То есть эффекты двойной диффузии в реальной атмосфере оказываются еще более явно выраженными.
Описанная схема осаждения аэрозольных частиц в бидиффузионных конвективных ячейках, образующихся в области температурной инверсии, является, по-видимому, наиболее распространенным способом быстрого осаждения аэрозоля. Одновременно с уменьшением АОТ за счет быстрого осаждения аэрозоля происходит увеличение приземной концентрации аэрозоля. Влияние вечерней
приземной инверсии [7] на осаждение аэрозоля удобно наблюдать по суточному ходу массовой концентрации, поскольку измерения AERONET в вечернее время уже невозможны.
Измерения счетной концентрации аэрозольных частиц в г.Душанбе [1, 4] показывают, что суточный ход концентрации частиц изменяется от сезона к сезону и зависит от размеров частиц. На рис.1 приведен характерный для различных сезонов года ход распределения размеров субмикронных частиц, измеренный с помощью аэрозольного счетчика частиц А3-6 (ПК.ГТА-0.3-002). В зимнее время (отопительный сезон) концентрация мелких сажевых частиц в воздухе наиболее высока (рис.1в, 1г). Отношение максимальных и минимальных значений при обычной пылевой дымке достигает 4. На графике приземной концентрации частиц (рис.1а) в летнее время видны два максимума в сутки, тогда как зимой появляются дополнительные максимумы: утренний (рис 1в) или в середине дня (рис.1г). Увеличение доли водных оболочек частиц, скорее всего, явилось причиной увеличения амплитудных значений концентрации частиц на рис.1в и 1г.
"V •••••• "/
Л Оши
>!« л г* "м я )* 2* м 1 а 4 оо 'до » ч <1 «• 15оо
•гмо.П ■»»! Лга-—<
I- ,» ^
,'1
1.1 л
и<
< •
• м «а и ш кот п оо »от ' м ом ч«
1»0|-Я0<>»1» В
М-
*гщ "*х и« а» па х яот в» м» «о V«
Рис. 1. Суточный ход счетной концентрации частиц в различные сезоны.
Следует ожидать, что в достаточно чистой атмосфере можно будет наблюдать и расщепление максимума концентрации аэрозоля, связанное с прекращением быстрого осаждения при сильной приземной инверсии. Наши измерения приземной концентрации пыли были недостаточно регулярны, находились под сильным воздействием антропогенных факторов, и последовательно проследить это явление не удалось. Однако в более подходящих условиях этот эффект может проявляться.
Проанализируем данные по суточному ходу приземной концентрации частиц аэрозоля и сажи, полученные на аэрозольной станции в г.Томске [10] (рис.2). Эти результаты приведены в почасовом усреднении, чтобы сгладить экстремальные значения, а также исключить влияние межсуточной
(синоптической) изменчивости и случайных факторов. Такая обработка существенно искажает и упрощает полученные закономерности, однако в этом случае можно всё-таки более детально наблюдать все основные особенности хода осаждения аэрозоля.
а б
Рис.2. Суточный ход аэрозоля (а) и сажи (б) в безоблачной атмосфере в летний и зимний период в г. Томске [1].
В летнее время оба двойных максимума (утром и вечером) проявляются как для аэрозоля, так и для сажи. Летом более мощными являются первый утренний максимум (медленнее происходит остывание почвы и воздуха) и второй вечерний (медленнее происходит распад инверсии). В зимнее время, напротив, мощнее второй утренний максимум (инверсия медленно прогревается) и вечерний (инверсия, видимо, слабая и длительная). Сдвиг на более позднее время последствий мощной утренней инверсии и образование широкого дневного минимума АОТ и концентрации приземного аэрозоля обусловлены именно инертностью достаточно крупных частиц. Эти частицы, опускаясь в более холодные слои воздуха, коагулируют и покрываются слоем сконденсировавшегося водяного пара в сформировавшихся на верхней границе инверсионного слоя конвективных ячейках.
Подтверждением тому могут также послужить результаты измерения дневного хода содержания приземного озона (ПСО) в запыленном воздухе [12]. ПСО существенно понижается в утренние часы, когда образуется приземная инверсия. При наличии вечерней инверсии наблюдается также соответствующий вечерний минимум ПСО. Причиной этих минимумов может быть усиление стока озона на водяных оболочках частиц аэрозоля в конвективных ячейках. «Инверсионные» минимумы ПСО имеют характерные расщепления, связанные с замедлением конвекционных процессов при наибольшем уровне приземной инверсии и испарением воды с субмикронных частиц.
Увеличение приземной концентрации аэрозоля в условиях приземной температурной инверсии можно не только измерять, но и наблюдать визуально ночью при подсветке прожектором. Однако термин «быстрое осаждения аэрозоля» следует рассматривать более широко. Он относится к широкому кругу явлений, происходящих в слоях запыленного воздуха, находящихся на различной высоте при инверсном распределении в них температуры и концентрации аэрозоля и включающих в себя образование конвективных ячеек, коагуляцию частиц, конденсация водяного пара на частицах.
Модель явлений в инверсионном температурном слое атмосферы, примененная для интерпретации экспериментальных данных, полученных в Душанбе и в Томске, позволяет вести мониторинг параметров динамических процессов в атмосфере. Усреднение данных (за неделю, месяц, год) приводит к потере их ценности для изучения динамических процессов в аэродисперсных системах, поскольку теряется роль метеорологических факторов, влияющих на ход параметров аэрозоля и меняющихся каждый день.
Эффект двойной диффузии, проявляющийся при устойчивой стратификации запыленного слоя атмосферы по концентрации и неустойчивой по температуре, приводит к образованию слоистой аэрозольной структуры и наблюдается при самолетных измерениях [13] и при лидарных исследованиях [14]. Описанная модель динамических процессов в аэродисперсных системах полностью применима и к природным жидко-капельным системам, стратифицированным по температуре и концентрации водяных капель. Устойчивость и однородность облачных слоев, а также образование водяных струй ливневого дождя в конвективных ячейках типа «соляных пальцев» - это также, по-видимому, проявления эффекта двойной диффузии.
Поступило 03.07.2017 г.
ЛИТЕРАТУРА
1. Маслов В.А. Назаров Б.И., Абдуллаев С.Ф. Наблюдение и механизм быстрого осаждения аэрозоля в атмосфере. - В мат. X-межд. конф. «Естественные и антропогенные аэрозоли» СПГУАП, РГО, посв. 80-летию проф. Л.С.Ивлева, 21-25 мая 2016 г. - СПб, с.513-527.
I
2. Козлов В.С., Панченко М В., Яушева Е.П. Субмикронный аэрозоль и сажа приземного слоя в суточном ходе. - Оптика атмосферы и океана, 2010, т.23, № 7, с.561-569.
3. Пхалагов Ю.А., Ужегов В.Н., Щелканов Н.Н. Суточная изменчивость аэрозольного ослабления оптического излучения в дымках аридной зоны. - Оптика атмосферы и океана, 1996, т. 9, № 07, с.
^ 945-951.
4. Абдуллаев С.Ф., Маслов В.А., Назаров Б.И., Салихов Т.Х. Вариации параметров аэрозольной оптической толщи в Душанбе. - Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2014, т.50, №3, с.489-491.
5. Назаров Б.И., Абдуллаев С.Ф., Маслов В.А. и др. Исследования функции распределения частиц и вариация сажевого аэрозоля в атмосфере. - ДАН РТ, 2010, т.53, №5, с. 358-363.
6. Emanuel K. A. Atmospheric convection. - New York, Oxford: Oxford University Press, 1994, 592 p.
7. Абдуллаев С.Ф., Маслов В.А., Назаров Б.И. и др. Результаты исследований содержания водяного пара в атмосфере аридной зоны.- Известия РАН. Физика атмосферы и океана, 2014, 50, №2, с. 205-214.
8. Ивлев Л.С., Довгалюк Ю.А. Физика атмосферных аэрозольных систем. - СПб.: НИИХ СПбГУ, 1999, 194 с.
Хргиан А.Х. Физика атмосферы. - Л.: Гидрометеоиздат, 1969, 645 с.
9. Козлов В.С., Панченко М.В., Яушева Е.П. Субмикронный аэрозоль и сажа приземного слоя в суточном ходе. - Оптика атмосферы и океана, 2010, т.23, № 7, с.561-569.
10. Абдуллаев С.Ф., Назаров Б.И., Салихов Т.Х., Маслов В.А. и др. Корреляции температуры приземной атмосферы и оптической толщины аридного аэрозоля по данным AERONET. - Оптика атмосферы и океана, 2012, т. 25, №5, с. 428-433.
11. Абдуллаев С.Ф., Маслов В.А., Назаров Б.И. Изменение содержания приземного озона с запыленностью воздуха. Проблема тропосферного озона. - М.: Наука, 2015, Труды ИОФАН, т.71, с.162-173.
12. Panchenko M.V., Terpugova S.A., Bodhaine B.A., Nazarov B.I. et al. Optical investigation of dust storms during U.S.S.R.- U.S. experiments in Tajikistan 1989. - Atmosph. Environ., 1993, v. 27A, N.16, рр.2503-2508.
13. Назаров Б.И, Альтхаузен Д.,Абдуллаев С.Ф. и др. Дистанционное зондирование атмосферы в рамках проекта CADEX. - ДАН АН РТ, 2016, т.59, №11-12,с.489-497.
В.А.Маслов, С.Ф.Абдуллаев, Б.И.Назаров
ОИДИ ТАБИАТИ БОРИШОТИ БОСУРАТИ АЭРОЗОЛХф
ДАР АТМОСФЕРА
Институти физикаю-техникаи ба номи С.У.Умарови Академияи илм^ои Цумхурии Тоцикистон
Раванди тамоили тахшиншавии аэрозол дар кабати инверсионии харорати бо падидаи густариши дукарата вобаста ба тафовут дар коэффисенти густариши харорати хаво ва тамарку-зи нопокй муайян карда шудааст. Модели назариявии густариши дукаратаи конвективй, ки са-баби таъсири тамоили тахшиншавии босуръати аэрозол, барои баён намудани як катор падидахои атмосфера истифода бурда мешавад. Омилхои густариши дукаратаи конвективи барои хавои хоколуд бахо дода шудааст. Равандаи рузонаи консентрасияи массавии аэрозоли хо-ки ва дуди сиёх модели тахшиншавии босурати аэрозолхоро тасдик менамояд. Калима^ои калиди: аэрозоли чанги, гафсии оптикии аэрозол, намноки, параметри Ангстрем, густариши дучанда, инверсияируизамини, боришоти босуръат.
А
V.A.Maslov, S.F.Abdullaev, B.I.Nazarov ABOUT THE NATURE OF FAST AEROSOL SETTLING IN THE ATMOSPHERE
S.U.Umarov Physical-Technical Institute, Academy of Sciences of the Republic of Tajikistan
The dynamics of aerosol settling in the temperature inversion layer, determined by the phenomenon of double diffusion, which associated with the difference in the diffusion coefficients of temperature and impurity concentration, was investigated. The theoretical model of double diffusion convection, which is the cause of the effect of fast aerosol deposition, was used to explain a number of atmospheric phenomena. The parameters of double diffusion convection for dusty air are estimated. The diurnal variation of the mass concentration of dust aerosol and soot confirms this model of fast aerosol settling. Key words: dust aerosol, double diffusion, surface inversion, fast settling, atmospheric precipitation.
