CC BY
119
ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК РЕСПУБЛИКИ ТАДЖИКИСТАН ___________________2007, том 50, №3____________
ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ
УДК 551.576, 551.521.3
В.А.Маслов, Б.И.Назаров, С.Ф.Абдуллаев ВЛИЯНИЕ ИЗМЕНЕНИЯ КОНЦЕНТРАЦИИ АЭРОЗОЛЯ НА ПРОЗРАЧНОСТЬ АТМОСФЕРЫ
(Представлено членом-корреспондентом АН Республики Таджикистан Х. Х. Муминовым 11.05.2007г.)
При изучении запыленной атмосферы важно знать динамические параметры среды, их изменение со временем и при различных метеорологических влияниях. Такую возможность предоставляет наблюдение за прозрачностью воздуха. Изменение освещенности поверхности Земли прямо связано с изменением концентрации аэрозоля в вертикальном столбе воздуха. Для измерения рассеивающих свойств пылевого аэрозоля в приземном слое воздуха использован фотоэлектрический аэрозольный нефелометр (ФАН). Принцип действия ФАН основан на линейном преобразовании светового потока, рассеянного аэрозольными частицами, в электрический ток, поэтому коэффициент рассеяния пропорционален концентрации частиц.
Экспериментальные данные, полученные с помощью нефелометра (рис.1), показывают, что поглощение атмосферным аэрозолем в условиях пылевой мглы увеличивается в ночное время с максимумом на 20 ч [1]. Это означает, что происходит усиление гравитационного осаждения частиц. В результате возрастает концентрация аэрозоля в приземном слое, в рабочем объеме нефелометра.
15 20 24 5 10 15 1,час
Рис. 1. Изменение коэффициента аэрозольного ослабления в обычных условиях (1-Душанбе, 2-Санглох, 3-Искандеркуль).
Второй максимум поглощения аэрозоля в приземном слое воздуха, более мощный, приходится на первые часы дня с максимумом на 10 ч утра. Это также означает, что из атмосферы ускоренно выпадают пылевые частицы. Если в ночное время усиление осаждения частиц можно было наблюдать визуально в свете прожектора, то максимум осаждения пыли в утренние часы заметить без прибора невозможно.
Эффект просветления наблюдался только на полигоне в г. Душанбе. В районе озера Искандеркуль (высота 2204 м) и обсерватории Санглох (высота 2239 м) эффект просветления атмосферы не был обнаружен, да и уровень запылённости атмосферы был гораздо ниже, чем в условиях г. Душанбе (высота над ур. м. 800 м).
Чтобы понять природу этого явления необходимо учесть конвективный характер переноса пыли. Основные источники частиц почвы в атмосфере - «пыльные дьяволы», пыльные бури, пылевая позёмка - восходящие струи нагретого воздуха (англ. buoyant plumes -плавучие струи) - являются восходящими конвективными потоками воздуха над нагретой почвой. Для правильного описания выветривания почвы при движении приземного слоя воздуха необходимо учитывать, что перемещения воздушных масс имеют конвективный, направленный характер, а не подвержены только случайным «турбулентным пульсациям». Именно образующиеся над нагретой почвой мелкомасштабные восходящие конвективные струи переносят частицы почвы через более холодный инверсионный слой воздуха.
Восходящие потоки воздуха, выносящие частицы почвы в атмосферу, образуются, когда холодный слой воздуха проходит над перегретой почвой. Так действуют «пыльные дьяволы», так реализуется механизм выветривания почвы [2]. Следует ожидать, что тот же механизм включается и в противоположном направлении: в утренние часы образуются нисходящие конвективные потоки, переносящие частицы пыли из прогретых верхних слоёв запылённой атмосферы к более холодным приземным слоям воздуха, к охладившейся за счет теплового излучения почве. Частицы пыли к моменту начала процесса просветления атмосферы успевают сильно прогреться солнечной радиацией и согреть слой воздуха, в котором они находятся. При вечернем ускоренном осаждении нагретые частицы пыли из более высоких сло-ёв воздуха опускаются в уже охладившиеся нижние слои воздуха.
Образование нисходящих вихрей в атмосфере хорошо известно. Смерч является вихрем, нисходящим из грозовой тучи. Отличие только в том, что мелкомасштабные вихри не могут быть так легко замечены визуально из-за меньшего перепада давлений, скорости движения воздуха и соответственно оптических свойств. Однако когда мы говорим о мареве, о колыхании воздуха в жаркий день, о размытости очертаний предметов, о конвективных потоках - мы на самом деле говорим о мелкомасштабных вихрях, которые осуществляют термодинамическое выравнивание в небольших масштабах. Крупномасштабные процессы, зависящие от вращения Земли, важны, когда число Россби становится достаточно ма-
яоЯо = 17 / ОЬ « 1 [2]. Здесь £2=7.3 10'5 рад/сек - угловая скорость вращения Земли, и - скорость воздуха, Ь - характерный масштаб. При меньших значениях этого параметра реализуются мелкомасштабные вихревые движения среды, которые не менее важны для описания атмосферных явлений.
Чтобы понять причину образования мелкомасштабных вихрей, обратимся к аналогичным физическим процессам в жидкой среде. Очень важную роль во многих явлениях, изучаемых в океанографии, геофизике, астрофизике и других разделах науки, описывающих конденсированные состояния, играют процессы, в которых одновременно действуют два диффузионных механизма. Когда имеются одновременно противоположно направленные градиенты температуры и солёности в растворе, то образуются узкие и длинные конвективные ячейки. Обычно их называют «соляными пальцами», поскольку легко наблюдается их образование в неоднородном растворе соли с противоположным по направлению температурным градиентом [4-6]. Для реализации режима «соляных пальцев» необходимо, чтобы градиент температуры имел положительную стратификацию, а градиент солёности - отрицательную, то есть нагретая солёная вода находится сверху.
В условиях запылённой атмосферы также происходят одновременно два диффузионных процесса - движение частиц в сторону пониженной концентрация и диффузия нагретого воздуха с содержащимися частицами в сторону более холодного воздуха. При этом коэффициент диффузии тепла много больше, чем коэффициент диффузии концентрации частиц, что необходимо для реализации явления двойной диффузии. Поэтому в процессах в запылённой атмосфере проявляются эффекты двойной диффузией, как мелкомасштабные конвективные явления.
Эффекты эрозионного выветривания почвы и ускоренного вихревого просветления атмосферы имеют аналоги в примерах проявления явления двойной диффузии - «соляные пальцы» во много раз ускоряют перенос «медленного» диффузионного компонента через границу раздела [4]. При этом меньшая плотность воздуха по сравнению с жидкими растворами обеспечивает более легкое переключение процесса по направлению вверх - вниз. Если для соляных пальцев в океане характерна длина 10 см и толщина 1 см, то длина «пылевых пальцев» достигает десятков и сотен метров.
Направления потоков тепла и концентрации пыли в атмосфере могут изменяться за короткое время, даже в течение дня. Это и определяет динамику запылённости воздуха. При выветривании почвы поток нагретого воздуха с частицами почвы направлен вверх (положительная стратификация температуры), независимо от направления более слабого градиента концентрации. В процессе «просветления» атмосферы градиент температуры и вихревые потоки с осаждающимся аэрозолем направлены вниз, даже если концентрация пыли в нижних слоях более высока. Можно предположить, что в обоих случаях именно совместное действие
двух градиентов приводит к образованию конвективных потоков, ускоряющих выветривание или «просветление» атмосферы. Это позволяет заключить, что выветривание почвы - преимущественно конвективный процесс, когда частицы переносятся в сторону более высоких концентраций по механизму двойной диффузии, а не сальтационный. Эффект двойной диффузии в запылённой атмосфере даёт объяснение уже известным вихревым явлениям и является потенциальной теоретической базой для описания всех атмосферных турбулентных явлений. В качестве примера рассмотрим ещё одно проявление этого физического явления в атмосфере.
Двойная диффузия имеет два наиболее характерных проявления: указанный ранее эффект «соляных пальцев» и «диффузионный» эффект - образование ряда слоев на границе раздела, причем каждый слой хорошо перемешан и отделяется от соседних слоев четкими диффузионными границами. В зависимости от параметров задачи реализуется тот или иной механизм. В случае жидкости влияние эффектов двойной диффузии очень велико и имеет множество практических важных приложений и следствий. В частности, высокий градиент растворённой соли может препятствовать перемешиванию и испарению воды. Для этого необходимо, чтобы стратификация по температуре была отрицательной, а по солёности - положительной, то есть более нагретый и солёный слой находится снизу. Точно такой же эффект действует и для аэрозольного слоя - запылённость препятствует равномерному перемешиванию воздушных масс, приводя к образованию равномерно перемешанных слоёв, отличающихся концентрацией аэрозоля.
Во время пыльной бури в приземном слое атмосферы общее содержание аэрозоля возрастает более чем на порядок. На рис.2 представлены типичные профили коэффициента рассеяния, полученные в Душанбе [7]. Семейство профилей 1 - соответствует чистой атмосфере, кривая 2 - пылевой дымке, кривые 3 - сильной пылевой буре. Во время пы-
Рис. 2. Вертикальные профили коэффициента аэрозольного дев()й б выше сд()я ин_ рассеяния при Л=0.52 мкм в чистой атмосфере (1), во время
дымки (2) и во время сильной пылевой бури (3) над версии коэффициент рассея-Душанбе [7].
ния примерно в 10 раз меньше, чем под инверсионным слоем. В этом слое абсолютные значения возрастают по сравнению с чистой атмосферой в среднем на порядок (в зависимости от мощности пылевого выноса).
Температурная инверсия на высоте 3400 м (температура над инверсионным слоем выше на 1 -1.5 градусов) при пылевой буре становится более ярко выраженной и оказывает запирающее действие на распространение аэрозоля вверх. Над слоем инверсии коэффициенты рассеяния лишь в 3 раза превышают значения для чистой атмосферы.
В картине слоистого распределения концентрации аэрозоля по высоте, которое образуется во время пылевой бури, также проявляются признаки, характерные для диффузионного механизма двойной диффузии. Быструю диффузию обеспечивает градиент температуры, медленную - градиент концентрации аэрозоля.
По изменению коэффициента рассеяния с высотой можно предполагать о наличии нескольких диффузионных слоев с различным перепадом концентрации аэрозоля. Резкие изменения концентрации аэрозоля должны сопровождаться соответствующим перепадом температуры этих слоев. Это соответствует образованию «диффузионной лестницы» в океане или при таянии айсбергов [4]. Ступенчатые профили изменения температуры с высотой, соответствующие изменениям профилей коэффициента рассеяния во время пылевой бури над г.Курган-Тюбе (рис.3), как раз и соответствуют режиму «диффузионной лестницы» в запылённой атмосфере. Перепад температур в атмосфере может быть менее выражен из-за малой плотности среды и более легкой проницаемости диффузионных границ. Но известно, что во время пыльных бурь развитый турбулентный режим обеспечивает ниже уровня температурной инверсии хорошее перемешивание аэрозоля в горизонтальном направлении. На высоте Н=1400 м, ниже инверсионного слоя коэффициенты рассеяния практически постоянны, тогда как выше инверсионного
245
Т°С
Рис. 3. Профили изменения температуры и коэффициента рассеяния с высотой, в чистой атмосфере (а) и во время пылевой бури (Ь) над Курган-Тюбе[7].
слоя коэффициент рассеяния может меняться на порядок [7].
Эффект двойной диффузии, видимо, является основной причиной фиксации резкой диффузионной границы на уровне инверсионного слоя. В отличие от чистой атмосферы, когда граница между холодным нижним и более тёплым верхним слоем достаточно размыта, инверсионный слой для запылённой атмосферы может стать причиной таких застойных явлений, как пылевая дымка. В этом случае конвективные термические потоки уравновешиваются градиентом концентрации аэрозоля. Сохранение границы инверсионного слоя в случае чистой атмосферы также может быть следствием эффектов двойной диффузии. Такие слоистые структуры наблюдаются, например, в пресноводных озёрах, где нет заметных перепадов солёности. В случае морской воды толщина диффузионных слоев и амплитуда перепадов солёности и температуры понижаются к поверхности океана [6].
Образование диффузионных слоёв характерно для пылевой дымки, часто наблюдаемой в условиях аридной зоны Средней Азии. Частицы аэрозоля выносятся в атмосферу восходящими вихревыми потоками, причём крупнодисперсная фракция аэрозоля выпадает из запыленного слоя. В результате образуется медленно распространяющийся пылевой слой, содержащий мелкодисперсные частицы, удерживаемые в воздушном потоке силами вязкого трения. Температура частиц определяется радиационным нагревом и теплообменом с окружающим воздухом. Пылевая дымка влияет на тепловой баланс атмосферы и климат местности, так же как и подобное образование из аэрозоля и газов антропогенного происхождения, называемое смогом.
Если рассматривать антропогенный аэрозоль, то картина диффузионного расслоения усложняется за счет наличия газовых примесей и более разнообразного состава аэрозоля. Мелкодисперсный аэрозоль, витающий на высоте до 3-4 км, становится причиной локального изменения климата на достаточно большой территории [8]. В запылённой атмосфере нарушается нормальный режим конвекции и частицы, находящиеся в воздухе, не могут опуститься длительное время.
Можно предположить, что любое перемещение частиц пыли в атмосфере, происходящее на фоне медленных процессов седиментации, происходит за счет мелкомасштабных конвективных процессов. Более крупные вихри (смерчи, тайфуны, циклоны) при этом создают фон, не препятствуя процессам конвективного перемещения аэрозоля. Атмосферная пыль сильно поглощает солнечную радиацию, поэтому температура воздуха во время пылевых бурь понижается на 2-3 градуса и более [8]. Подавление нисходящих мелкомасштабных конвективных струй приводит к застойным явлениям в запылённых слоях воздуха, когда аэрозоль длительное время не выходит из атмосферы и зависает в виде пылевой дымки или смо-
га, или же переносится на большие расстояния. При этом нарушается нормальный световой и ветровой режим местности, происходят существенные экологические изменения.
Физико-технический институт им. С.У. Умарова Поступило 11.05.2007 г.
АН Республики Таджикистан
ЛИТЕРАТУРА
1. Абдуллаев С.Ф. Экспериментальное исследование оптических и микрофизических характеристик пылевого аэрозоля в условиях аридной зоны Таджикистана.- Дисс. к.ф.м.н., М.,1994, 183 с.
2. Renno N.O. et al.- Geophys. Res.Lett., 2004, v.109, p.1235-1238.
3. Бэтчелор Дж. Введение в динамику жидкости. - М.: Мир,1973,267 с.
4. Хапперт ПА., Тернер Дж - Современная гидродинамика. Успехи и проблемы: Пер. с англ./Под ред. Дж. Бэтчелора, Г. Моффата.1984, 501 с.
5. Тэрнер Дж. Эффекты плавучести в жидкостях. - М.: Мир.1977, 431 с.
6. Федоров К.Н. Тонкая термохалинная структура вод океана. - Л.: Гидрометеоиздат, 1976,186 с.
7. Panchenko M.V., Terpugova S.A., Bodhaine B.A., Nazarov B.I. et al.- J.Atmosph.Environ., 1993, v.27A, No.16, p.2503-2508.
8. Будыко М. И., Голицын Г.С., Израэль Ю.А. Глобальные климатические катастрофы. М.: Гидроме-теоиздат,1986г., 160 с.
В.А.Маслов, Б.И.Назаров, С.Ф.Абдуллаев ТАЪСИРИ ТАЪГИРЁБИИ ГАЛИЗИИ АЭРОЗОЛ БА ШАФФОФИИ АТМОСФЕРА
Сабабх,ои таъгирёбии шаффофии атмосфера дар давоми шабонарузй омухта шу-дааст. Механизми пайдошавии сели конвективй ва холати оромй дар атмосфераи чан-голуд мукдррар карда шудааст, ки ба мавчудияти якчоягии ду процесси диффузй- диф-фузияи гармй ва диффузияи чангй алокдманд мебошад.
V.A.Maslov, B.I.Nazarov, S.F.Abdullaev INFLUENCE OF THE CHANGE OF CONCENTRATION OF THE AEROSOL ON THE TRANSPARENCY OF THE ATMOSPHERE
The reasons of change of a transparency of air within day in conditions of dust storms are studied. The physical mechanism of formation of convective streams and developments of stagnation in a dusty atmosphere which is connected with presence simultaneously two diffusion processes - thermal diffusion and diffusion of a dust is established.
