Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 494, № 2, стр. 53-57

Турбулентные потоки пылевого аэрозоля на опустыненной территории

Г. И. Горчаков 1*, А. В. Карпов 1, Р. А. Гущин 12

1 Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова Российской академии наук
Москва, Россия

2 Российский технологический университет
Москва, Россия

* E-mail: gengor@ifaran.ru

Поступила в редакцию 24.07.2020
После доработки 03.08.2020
Принята к публикации 05.08.2020

Полный текст (PDF)

Аннотация

По данным измерений флуктуаций концентрации частиц аэрозоля и вертикальной компоненты скорости ветра на опустыненной территории в Астраханской области определены вертикальные турбулентные потоки пылевого аэрозоля. Нормированный поток или скорость выноса пылевого аэрозоля достигала 5 см/с. Установлено, что на вертикальный турбулентный поток аэрозоля заметно влияют конвективно обусловленные вариации горизонтальной и вертикальной компонент скорости ветра. Показано, что дневной ход скорости выноса аэрозоля согласуется с дневным ходом турбулентного потока тепла. Получена зависимость массового потока пылевого аэрозоля от размера частиц с максимумом вблизи 1.5 мкм.

Ключевые слова: опустынивание, ветропесчаный поток, эмиссия пылевого аэрозоля, турбулентный поток аэрозоля, конвекция, скорость выноса аэрозоля, турбулентный поток тепла, массовый поток аэрозоля

На опустыненных территориях благодаря воздействию ветропесчаного потока на подстилающую поверхность в атмосферу выносится большое количество пылевого аэрозоля, который заметно влияет на радиационный режим атмосферы в глобальном масштабе. Для количественной оценки эмиссии пылевого аэрозоля с опустыненных территорий необходимы прямые измерения вертикальных потоков аэрозоля. Вынос аэрозоля в атмосферу обеспечивается турбулентными пульсациями вертикальной компоненты скорости ветра. Количественной характеристикой интенсивности переноса является вертикальный турбулентный поток аэрозоля

$F(t,\tau ) = {{\tau }^{{ - 1}}}\int\limits_0^\tau {f(t)dt} = {{\tau }^{{ - 1}}}\int\limits_0^\tau {N{\kern 1pt} '(t)w{\kern 1pt} '(t)dt,} $
где t – время, τ – период осреднения, f – плотность турбулентного потока аэрозоля, N'(t) = N(t) – – $\bar {N}$ и w'(t) = w(t) $\bar {w}$, N(t) и w(t) – измеренные с шагом δt $ \ll $ τ концентрация частиц аэрозоля и вертикальная компонента скорости ветра, $\bar {N}$ и $\bar {w}$ – средние значения указанных величин (следует отметить, что в рассматриваемых случаях $\bar {w}$ = 0).

Впервые прямые измерения вертикального турбулентного потока пылевого аэрозоля F на опустыненной территории были выполнены в Приаралье [1] c использованием [2] данных измерений распределения частиц пылевого аэрозоля по размерам в условиях всплесковой или перемежающейся (intermittent) сальтации [24], а также квазинепрерывной (almost non-intermittent) [2, 5] сальтации [68]. В ХХI веке измерения функции распределения частиц по размерам или микроструктуры пылевого аэрозоля проводились нами на опустыненных территориях в Астраханской области [9].

Целью настоящей работы является исследование вертикальных турбулентных потоков пылевого аэрозоля в приземном слое атмосферы на опустыненной территории по данным синхронных измерений концентрации частиц пылевого аэрозоля и вертикальной компоненты скорости ветра в условиях квазинепрерывной сальтации. Режим сальтации контролировался с помощью фотоэлектрического счетчика [10], находящегося на удалении около 10 м от аппаратурного комплекса для измерения турбулентных потоков аэрозоля. Следует отметить, что вертикальные потоки пылевого аэрозоля обычно определяются по данным градиентных измерений метеопараметров и концентрации аэрозоля [1114].

При определении вертикальных турбулентных потоков пылевого аэрозоля использовались результаты измерений с временным разрешением 1 с концентрации частиц пылевого аэрозоля в диапазоне размеров от 0.5 до 5.0 мкм в приземном слое атмосферы на высоте 2 м с помощью фотоэлектрического счетчика ОЭАС – 05 [9] и вертикальной компоненты скорости ветра с временным разрешением 0.1 с с помощью акустической метеостанции Метео-2 (Институт оптики атмосферы СО РАН, г. Томск) 23.08.2011 и 01.09.2011 в период с 10 до 18 часов в условиях квазинепрерывной сальтации [15].

В качестве примера на рис. 1 показаны вариации (период осреднения 30 c) концентрации частиц пылевого аэрозоля N(1), модуля горизонтальной компоненты скорости ветра V (2 на рис. 1) и вертикальной компоненты скорости ветра w(3) 23.08.2011 в период с 11:30 до 12:30, когда наблюдались сильно выраженные “низкочастотные” вариации компонент скорости ветра, обусловленные конвективными движениями в пограничном слое атмосферы. Коэффициент корреляции R30(N, V) между концентрацией частиц аэрозоля и горизонтальной компонентой скорости ветра равен 0.48 (погрешность определения коэффициента корреляции ∆R с доверительной вероятностью 0.95 равна 0.13). В рассматриваемом случае отчетливо видны согласованные квазипериодические вариации N и V, что свидетельствует о сильном влиянии конвективных структур на обусловленную процессом сальтации генерацию частиц пылевого аэрозоля на подстилающей поверхности. В частности, с 11:51 до 12:16 наблюдались квазипериодические вариации N и V с периодом примерно 6.3 мин. Отметим, что по данным наших измерений на опустыненной территории 23.08.2011 наблюдалась тесная корреляция (R > 0.9) между горизонтальной компонентой скорости ветра и концентрацией сальтирующих частиц [15] с размерами от 30 до 300 мкм. Подробная количественная информация о конвективной изменчивости концентрации аэрозоля и компонент скорости ветра может быть получена с помощью временного спектрального анализа.

Рис. 1.

Зависимость от времени (интервал осреднения 30 с) концентрации частиц пылевого аэрозоля (1), горизонтальной (2) и вертикальной (3) компонент скорости ветра по данным измерений на опустыненной территории 23.08.2011.

Из рис. 1 следует, что спектр флуктуаций вертикальной компоненты скорости ветра w (3 на рис. 1) сдвинут в область более высоких частот по отношению к спектру флуктуаций горизонтальной компоненты скорости ветра, что приводит к заметному различию корреляционных связей концентрации частиц пылевого аэрозоля с горизонтальной и вертикальной компонентами скорости ветра. Коэффициент корреляции R30 (N, w) между концентрацией частиц аэрозоля и вертикальной компонентой скорости ветра в рассматриваемом случае оказался равным 0.36 (статистическая погрешность ∆R = 0.15). Следует отметить, что “низкочастотные” вариации горизонтальной и вертикальной компонент скорости ветра, как правило, обусловлены суперпозицией различных конвективных движений. Поэтому неудивительно, что вариации вертикальной скорости ветра могут сравнительно часто происходить в противофазе с вариациями концентрации частиц аэрозоля.

На рис. 2 и 3 представлены результаты определения плотности вертикального турбулентного потока аэрозоля (время осреднения 180 с) по данным измерений концентрации пылевого аэрозоля N в диапазоне размеров от 0.5 до 5.0 мкм и вертикальной компоненты скорости ветра на высоте 2 м с временным разрешением 1 с в условиях квазинепрерывной сальтации на опустыненной территории в Астраханской области вблизи р. Волги 23.08.2011 и 01.09.2011 (кривые 1). Видно, что наряду с “высокочастотными” вариациями вертикальной компоненты скорости ветра w на изменчивость плотности турбулентного потока пылевого аэрозоля f сильно влияют вариации концентрации частиц пылевого аэрозоля N с периодами примерно от 3 до 30 мин, характерными для изменчивости горизонтальной компоненты скорости ветра V, которая определяет интенсивность сальтации и, следовательно, интенсивность генерации пылевого аэрозоля на подстилающей поверхности [15]. Из рис. 2 и 3 следует, что 23.08.2011 и 01.09.2011 плотность потока аэрозоля f достигала примерно 15 см–2 с–1, а 01.09.2011 – 20 см–2 с–1, а средние турбулентные потоки аэрозоля были равны 2.7 и 2.8 см–2 с–1, соответственно.

Рис. 2.

Временная изменчивость плотности вертикального турбулентного потока пылевого аэрозоля  f (1) и произведения ψ (2) вертикальной компоненты скорости ветра w и разности между горизонтальной компонентой скорости ветра V и пороговой скоростью сальтации V0 по данным измерений на опустыненной территории в Астраханской области 23.08.2011 (время осреднения 180 с).

Рис. 3.

Временная изменчивость плотности вертикального турбулентного потока пылевого аэрозоля  f (1) и произведения ψ (2) вертикальной компоненты скорости ветра w и разности между горизонтальной компонентой скорости ветра V и пороговой скоростью сальтации V0 по данным измерений на опустыненной территории в Астраханской области 01.09.2011 (время осреднения 180 с).

В [15] показано, что концентрация сальтирующих частиц пропорциональна VV0, где ${{V}_{0}} \cong 5.0$ м/с – пороговая скорость сальтации. Поэтому для оценки воздействия конвективных структур на плотность турбулентного потока аэрозоля рассмотрим функцию ψ(t) = [V(t) – V0]w(t). На рис. 2 и 3 показаны осредненные за период 180 с вариации ψ 23.08.2011 и 01.09.2011 (кривые 2). Нетрудно видеть, что вариации  f и ψ сравнительно тесно коррелируют друг с другом. Коэффициент корреляции Rf, ψ) 23.08.2011 оказался равным 0.81, а 01.09.2011 – примерно равным 0.88. Таким образом, временная изменчивость плотности вертикального турбулентного потока пылевого аэрозоля в значительной степени обусловлена конвективными структурами, определяющими вариации горизонтальной и вертикальной компонент скорости ветра и, следовательно, процессами вертикального переноса в приземном слое атмосферы и генерации пылевого аэрозоля под воздействием сальтации.

Проанализирована корреляционная связь между плотностью вертикального турбулентного потока аэрозоля f и параметром ψ. Указанная связь аппроксимируется линейной регрессией

$f = k\psi + b,$
где, согласно данным измерений 23.08.2011 и 01.09.2011, коэффициент регрессии (размерность определяется параметрами f и ψ) k = 30 и 50 см–4 с, соответственно, а b = 4.6 и 6.3 см–2 с–1.

Отсюда следует, что по данным измерений компонент скорости ветра и пороговой скорости сальтации можно прогнозировать “низкочастотные” (с периодами больше 3 мин) вариации плотности вертикального турбулентного потока пылевого аэрозоля. Следует иметь в виду, что значения вышеуказанных коэффициентов регрессии зависят от условий измерений и могут меняться в сравнительно широких пределах.

При оценке эффективности вертикального переноса аэрозоля целесообразно определить нормированный турбулентный поток аэрозоля или скорость выноса аэрозоля

${{w}_{a}} = \frac{F}{{\bar {N}}},$
где $\bar {N}$ – среднее значение концентрации частиц аэрозоля.

На рис. 4 представлены результаты измерений нормированного вертикального турбулентного потока пылевого аэрозоля (1 на рис. 4) на опустыненной территории в Астраханской области (время осреднения 10 мин). Видно, что скорость выноса аэрозоля в полдень достигает 4–5 см/с. Отметим, что по данным предварительных измерений в Приаралье [1] скорость выноса пылевого аэрозоля иногда превышала 10 см/с.

Рис. 4.

Дневной ход скорости выноса пылевого аэрозоля (1) и турбулентного потока тепла (2) по данным измерений на опустыненной территории 23.08.2011 (3 и 4 – сглаженные зависимости).

По данным измерений флуктуаций вертикальной компоненты скорости ветра w и температуры воздуха T были определены вертикальные турбулентные потоки температуры

$q(t,\tau ) = {{\tau }^{{ - 1}}}\int\limits_0^\tau {T{\kern 1pt} '(t)w{\kern 1pt} '(t)dt} $
и рассчитаны соответствующие значения потока тепла Q = ρсpq (2 на рис. 4), где ρ – плотность воздуха и сp его теплоемкость при постоянном давлении. Для оценки тенденции дневного хода wa и Q были получены сглаженные временные зависимости указанных величин (3 и 4 на рис. 4). Полученные результаты свидетельствуют о том, что конвективные процессы в пограничном слое атмосферы сильнее влияют на вариации турбулентного потока аэрозоля по сравнению с потоками тепла. Следует также отметить более быстрое убывание потока тепла в вечернее время, что обусловлено, главным образом, изменением режима пограничного слоя атмосферы.

По данным измерений функции распределения частиц пылевого аэрозоля по размерам и вертикальной компоненты скорости ветра были определены дифференциальные массовые потоки Pm пылевого аэрозоля для шести интервалов размеров частиц (в мкм): 0.5–0.7; 0.7–1.0; 1.0–1.5; 1.5–2.0; 2.0–3.0 и 3.0–5.0. Согласно данным измерений 23.08.2011 в период с 11 до 12 ч максимальное значение Pm наблюдалось при d = 1.5 мкм, где d – размер частиц аэрозоля. Для рассматриваемого периода времени зависимость Pm(d) с удовлетворительной точностью аппроксимируется логонормальным распределением

${{P}_{m}}(d) = A\exp \{ - {{\ln }^{2}}(d{\text{/}}{{d}_{0}}){\text{/}}2{{\nu }^{2}}\} ,$
где A = 18.5 мг/м3с, d0= 1.5 мкм и ν = 0.94.

Были также определены дифференциальные счетные потоки пылевого аэрозоля. Согласно данным наших измерений максимальные значения дифференциального счетного потока пылевого аэрозоля достигаются в интервале размеров 0.5–0.7 мкм.

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ

По данным измерений на опустыненной территории в Астраханской области в условиях квазинепрерывной сальтации определены вертикальные турбулентные потоки аэрозоля. Показано, что вынос пылевого аэрозоля с опустыненной территории обусловлен генерацией аэрозоля на подстилающей поверхности под воздействием сальтации и процессом вертикального переноса аэрозоля. Вариации вертикального турбулентного потока пылевого аэрозоля определяются конвективно обусловленной изменчивостью произведения вертикальной компоненты скорости ветра и разности между горизонтальной компонентой скорости ветра в приземном слое атмосферы и пороговой скоростью сальтации, что позволяет прогнозировать “низкочастотную” изменчивость плотности потока аэрозоля по данным измерений компонент скорости ветра и пороговой скорости сальтации. Установлено, что скорость выноса пылевого аэрозоля достигает примерно 5 см/с. Показано, что дневной ход скорости выноса аэрозоля согласуется с дневным ходом турбулентного потока тепла. Максимум дифференциального массового потока пылевого аэрозоля достигается для размера частиц 1.5 мкм.

Список литературы

  1. Gorchakov G.I., Koprov B.M., Shukurov K.A. // Izvestia. Atmos. Ocean. Phys. 2002. V. 38. Suppl. 1. P. 138–147.

  2. Горчаков Г.И., Шукуров К.А. // Известия Российской академии наук. Физика атмосферы и океана. Т. 39. № 1. 85–97.

  3. Stout Y.E., Zobeck T.M. // Sedimentology. 1997. V. 44. № 5. P. 959–970.

  4. Davidson-Arnott R.G.D., Bauer B.O. // Geomorphology. 2009. V. 105. P. 117–126.

  5. Liu D., Ishizuka M., Mikami M., Shao Y. // Atmos. Chem. Phys. 2008. V. 18. P. 7595–7606.

  6. Bagnold R.A. The Physics of Blown Sand and Desert Dunes. London: Methuen. 1941. 265 p.

  7. Shao Y. Physics and Modeling of Wind Erosion. New York: Springer, 2000.

  8. Горчаков Г.И., Карпов А.В., Копейкин В.М. и др. // ДАН. 2013. Т. 452. № 1. С. 669–676.

  9. Карпов А.В. // Оптика атмосферы и океана. 2008. Т. 21. № 10. С. 844–849.

  10. Бунтов Д.В., Гущин Р.А., Даценко О.И. // Оптика атмосферы и океана. 2018. Т. 31. № 6. С. 485–488.

  11. Гледзер E.Б., Гранберг И.Г., Чхетиани О.Г. // ДАН. 2009. Т. 426. № 3. С. 380–385.

  12. Гледзер E.Б., Гранберг И.Г., Чхетиани О.Г. // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. 2010. Т. 46. № 1. С. 35–47.

  13. Fratini et al. // Atmos. Chem. Phys. 2007. V. 7. P. 2839–2854.

  14. Klose M., Shao Y. // Atmos. Chem. Phys. 2012. V. 12. P. 7309–7320.

  15. Горчаков Г.И. и др. // Оптика атмосферы и океана. 2019. Т. 32. № 10. С. 848–855.

Дополнительные материалы отсутствуют.