К динамике Азиатского Коричневого Облака

Размещено на http://www.allbest.ru/

К динамике Азиатского Коричневого Облака

В.М. Лелевкин - докт. физ.-мат. Наук

Б.Б. Чен - докт. физ.-мат. наук

The results of study of Central Asian Cloud optics and microstructure at use of multiwavelength lidar complex in Teplokluchenka of Central Tien-Shan are presented.

В настоящее время исследования Азиатского Коричневого Облака (АВС - Asian Brown Cloud) являются фундаментальной проблемой для предотвращения деградации окружающей среды. Мощное коричневое облако, называемое также Азиатским туманом (смогом), представляет собой плотную пелену сажи, пепла, угарного газа, угрожающей здоровью миллионов жителей планеты. Облако, толщина которого сейчас составляет порядка трех километров, занимает площадь более 15 млн. квадратных километров от Китая на востоке до Аравийского моря на западе. Предполагается, что облако, 80% которого сотворено человеком, существенно задерживает солнечную радиацию, достигающей земной поверхности (до 15%) и от 50 до 100% увеличивает нагревание нижней атмосферы. Кроме того, смог способствует образованию кислотных дождей.

Последствия воздействия облака могут сказаться на региональном и глобальном климате. Прямой климатический эффект от таких облаков - засухи, побочный - аномальные и непредсказуемые изменения погоды. Руководитель Международной группы климатологов Пауль Крутцен считает, что именно из-за Коричневых Облаков в 2002 г. возникли многие климатические аномалии в Азии, такие как наводнения и засухи, от которых в последнее десятилетие страдали Бангладеш, Индия, Вьетнам, Камбоджа, Китай.

В сложившейся ситуации весьма актуальной является необходимость изучения АBС в широких региональных масштабах для накопления данных с целью устранения ограниченности наших знаний об объекте и выработки решений, смягчающих действие АBС на общество в целом.

Постановка задачи. Одной из основных задач при выполнении работ коллективом лидарной станции Теплоключенка в настоящее время является фундаментальное экспериментальное исследование лидарным методом оптической и микрофизической структуры Азиатского Коричневого Облака и его динамики в регионе Центральной Азии.

Методика исследований. Для решения этих задач используется лидарный комплекс, который работает в следующих режимах [6]:

· одновременная регистрация интенсивности излучения обратного рассеяния на трех длинах волн (355, 532, 1064 нм) и рамановского обратного рассеяния атмосферным азотом (387 нм) в аналоговом и режиме счета фотонов; азиатский коричневый облако

· регистрация двух перпендикулярных компонент поляризации сигнала обратного рассеяния на длине волны 532 нм с применением в качестве поляризатора призмы Волластона.

Отношения обратного рассеяния и оптические коэффициенты обратного рассеяния получены на основе решения лидарного уравнения, т.е. связи между лидарным сигналом на длине волны лазерного зондирования и оптическими характеристиками, для чего программы обработки были усовершенствованы на основе точного решения лидарного уравнения методом Fernald-Klett.

Задача многоволнового и рамановского зондирования - сделать вывод о вкладе функции распределения аэрозольных частиц по размерам из лидарных сигналов - решается с использованием основных взаимосвязей лидарных уравнений. Это требует параллельного решения системы лидарных уравнений и системы линейных интегральных уравнений, связывающих коэффициенты обратного аэрозольного рассеяния и ослабления с функцией распределения аэрозольных частиц по размерам. При восстановлении функции распределения частиц по размерам применена итерационная процедура с последующим расчетом по теории Ми. Для расчетов составлена программа обработки на персональном компьютере.

Дополнительно проведен обратный траекторный анализ движения воздушных масс по высотным картам барической топографии.

Результаты измерений. До недавнего времени Коричневое Облако не уходило севернее Китая и западнее Саудовской Аравии.

Появление части ABC над станцией лидарного зондирования Теплоключенка было отмечено 26 февраля 2002 г. и на протяжении всего года оно практически ежемесячно появлялось над регионом. На рис. 1 в качестве примера приведены вертикальные профили оптических характеристик облака на трех длинах волн зондирования 4 апреля 2002 г, а на рис. 2 - спектры распределения концентраций аэрозольных частиц по размерам.

Рис. 1а. Вертикальные профили отношения рассеяния на трех длинах волн зондирования. 4 апреля 2002 г.

Рис. 1б. Вертикальные профили коэффициента обратного рассеяния на трех длинах волн зондирования. 4 апреля 2002 г.

Рис. 2. Распределения концентраций частиц по размерам в различных слоях пыли и облака

Рис. 3. Обратные траектории частиц за 96 ч. на АТ-700 (справа) и АТ-500 гПа (слева) 04 апреля 2002 г.

На рис. 1, 2 видно, что отношения обратного аэрозольного рассеяния в облаке достигают больших величин, особенно на длине волны 1064 нм. Особенностью полученных результатов зондирования облака за весь рассматриваемый период является то, что в нижней тропосфере, как правило, всегда наблюдалась пыль. Вертикальный разрез показывает, что внизу, где в основном пыль, сосредоточены более крупные частицы, а в верхних слоях - мелкие. Как показывает обратный траекторный анализ на карте барической топографии 700 гПа, пылевые частицы пришли в регион с прикаспийских степей и северо-западного Казахстана (рис. 3, справа), а облако - с района Ирана и Саудовской Аравии (см. обратную траекторию на АТ-500 гПа, рис. 3, слева).

Коэффициент ослабления достигает в облаке 0,2 км-1, а в пыли - меньше (рис. 4).

Рис. 4. Коэффициент ослабления в различных слоях на длине волны 532 нм.

Интересным является случай за 12 августа 2002 г., когда наблюдалось интенсивное ослабление и в пыли, и в самом облаке. При этом если, как правило, отношение обратного рассеяния на длине волны 1064 нм в пыли редко превышает R=10, то в облаке оно может достигать 1000 и более единиц (рис. 5, 6).

Рис. 5. Вертикальные профили отношения обратного рассеяния на трех длинах волн.12 августа 2002 г.

Рассмотрим типичный случай, когда наблюдалась только пыль. На рис. 7 представлены результаты зондирования 19 сентября 2002 г. Отношения обратного рассеяния в этом случае достигали R=10 на длине волны 1064 нм. При этом максимум ослабления в пыли достигался в среднем на высоте около 3 км и был равен 0,08 км-1 (рис. 8).

Проведенный обратный траекторный анализ показывает, что пыль пришла в регион со стороны Монголии и, возможно, Китая (рис. 8, внизу). При этом следует подчеркнуть, что в распределениях концентраций частиц пыли по размерам максимум приходится на радиус частиц 0,05 мкм, а распределения в основном подчиняются нормальному распределению случайных величин.

Рис. 6. Коэффициенты ослабления в пыли (вверху) и в облаке (внизу). 12 августа 2002 г.

Особый интерес представляет случай выноса пыли в регион со стороны бассейна Аральского моря 24 сентября 2002 г. Отношение рассеяния на длине волны 1064 нм в этом случае также не превышает R=10, но ослабление в такой пыли очень большое и достигает на длине волны 532 нм 0,2 км-1 (рис. 9)

В спектре частиц там, где ослабление наибольшее, наблюдаются частицы с большими радиусами, а распределение значительно отличается от нормального (рис. 10).

Рис. 7. Вертикальные профили отношения рассеяния в пыли. 19 сентября 2002 г.

Рис. 8. Коэффициенты ослабления в пыли (вверху) и обратная траектория частиц пыли на АТ-700 гПа (внизу). 19 сентября 2002 г.

Рис. 9. Коэффициенты ослабления в пыли (вверху) и обратная траектория частиц (внизу). 24 сентября 2002 г.

Рис. 10. Спектры распределения концентрации частиц по размерам в пыли. 24 сентября 2002 г.

При этом замечено, что в пыли, когда распределение аппроксимируется нормальным законом и максимум в спектре сдвигается на более мелкие частицы, отмечается, как правило, меньшее ослабление.

Теория. До сих пор наблюдались движения облака на запад или восток, а также к югу к месту своего зарождения. Каким образом происходят эти движения и как появилось облако над регионом?

Известно [2], что в атмосфере существуют так называемые длинные волны или волны Россби, которые медленно перемещаются к востоку или к западу. По окружности Земного шара обычно укладывается 3-6 волн. Волны наиболее часто возникают под влиянием возмущений и вращения Земли в средней и верхней тропосфере. На картах барической топографии 700, 500 и 300 гПа всегда можно обнаружить несколько длинных волн, образованных планетарной высотной фронтальной зоной (ПВФЗ). Появление таких длинных волн можно объяснить с помощью уравнения тенденции вихря скорости. В баротропной и бездивергентной атмосфере абсолютный вихрь скорости при движении индивидуальной воздушной массы является инвариантом, т.е. сохраняет во времени постоянное значение:

где - вертикальная проекция вихря скорости относительного движения (вихря скорости ветра), характеризует тенденцию вращательного движения в горизонтальной плоскости вокруг оси z; 2; - угловая скорость вращения земли; ц - широта. Оси х и у направлены на восток и север соответственно.

Очевидно, что уравнение (1) описывает движение волны, траектория движения которой есть синусоида.

Рис. 11. Схема образования циклонов и антициклонов в зональном потоке.

Рассмотрим случай движения воздушной массы с востока на запад (рис. 11). Под влиянием термического или орографического фактора на движущийся поток накладывается возмущение. У скорости частицы появляется составляющая, направленная к северу. При этом поток приобретает антициклоническую кривизну (вихрь скорости в соответствии с (1) уменьшается, так как с увеличением широты растет параметр Кориолиса). По мере движения отрицательный вихрь скорости будет усиливаться, пока масса не начнет перемещаться к югу. Воздушная масса возвращается на исходную широту, имея антициклоническую искривленную траекторию. Образуется, таким образом, антициклонический вихрь. Если воздушная масса отклоняется к югу, то образуется замкнутый циклонический вихрь (рис. 11).

Теория длинных волн, развитая Россби, для скорости движения волны С дает следующую формулу:

где U - зональная скорость западного переноса; л - длина волны; - параметр Россби; R - радиус Земли.

Из (2) следует, что при заданной скорости переноса U скорость движения волны С зависит от ее длины. С увеличением U скорость перемещения волны уменьшается. Для стационарной (неподвижной) волны С = 0 и

откуда следует, что если л>лs, то волны движутся с востока на запад (С<0). Если л<лs, то волны смещаются на восток.

Длины стационарных волн на широте 45° приведены в таблице [2].

Таблица 1. Длины стационарных волн (км) на широте 45

Такие стационарные волны охватывают огромные территории и оказывают большое влияние на условия погоды в течение длительного времени (недели, месяцы).

Таким образом, появление облака над Центральной Азией можно объяснить перемещением длинных волн на ПВФЗ с помощью уравнения тенденции вихря скорости. ПВФЗ, располагаясь чаще всего примерно вдоль широты 40°, изменяет свое положение от сезона к сезону. Так, летом она перемещается в более северные широты, зимой - в южные [3], поэтому такие горные хребты, как Тибет и Гималаи, оказывают воздействие на атмосферную циркуляцию главным образом в холодную часть года и почти не влияют в теплую [4]. При этом горные хребты для воздушных течений являются и механическим препятствием. Они их обтекают, а следуют выше в направлении, обусловленном макроциркуляционными процессами.

Изменения же погодных условий объясняются следующим. Эмпирически установлено, что волны колеблются относительно некоторого среднего положения и смещение волны на запад и восток составляет около четверти длины волны. При этом значительно изменяется и амплитуда волны. Период же колебания составляет около одного месяца [4]. Следовательно, длинные волны не только перемещаются, но и развиваются, т.е. увеличивается амплитуда и скорость ветра в системе этих волн. За счет формирования и перемещения фронтального циклона под передней частью высотной ложбины (см. рис. 11) происходит вынос теплого воздуха с юга в более высокие широты, который усиливается за счет увеличения температуры под облаком из-за задержки длинноволнового излучения облаком и его высокой поглощающей способности падающей радиации. Под тыловой же частью высотной ложбины происходит перенос холода с севера на юг за счет формирования и перемещения антициклона. Амплитуда волны увеличивается из-за усиления гребня впереди ложбины и углубления ложбины из-за меридионального обмена теплом. В дальнейшем по мере увеличения амплитуды в высотной ложбине происходит формирование замкнутой циклонической циркуляции и, следовательно, изолируется очаг холода на юге, а в высотном гребне формируется замкнутая антициклоническая циркуляция и возникает изолированный очаг тепла на севере. Вследствие этого происходит разрушение волны, а затем описанный цикл может снова повториться.

В силу огромного размера облака часть его может располагаться на циклонической, а другая - на антициклонической стороне волны ПВФЗ. Поэтому под одной его частью может выпадать большое количество осадков, а под другой - наблюдаться сухая жаркая погода, вплоть до засухи в отдельных районах региона.

Над регионом Центральной Азии впервые в течение 2002 г. наблюдались слои аэрозольного загрязнения, очень похожие по своим характеристикам на Азиатское Коричневое Облако. Отличительными признаками его от обычных перистых облаков, которые могут располагаться на тех же высотах [7], является большая толщина (2-3 км) и микрофизическая структура. В холодное время года такие облака сопровождаются, как правило, появлением пыли в нижних слоях тропосферы. Появление облака над регионом связано с перемещением длинных волн на ПВФЗ, которое можно объяснить на основе уравнения тенденции вихря скорости.

Литература

1. The Asian Brown Cloud: Climate and Other Environmental Impacts. - UNEP/DEWA/RS 02-3. - V.3. - 2002. - 53 p.

2. Матвеев Л.Т. Теория общей циркуляции атмосферы и климата. - Л.: Гидрометео-издат, 1991. - 295 с.

3. Приходько М.Г. Справочник инженера-синоптика. - Л.: Гидрометеоиздат, 1986. - С. 62.

4. Погосян Х.П. Общая циркуляция атмосферы. - Л.: Гидрометеоиздат, 1972. - 394 с.

5. Лазерное зондирование индустриальных аэрозолей. - Новосибирск: Наука, 1986. - 187 с.

6. Chen B.B., Khmelevtsov S.S., Korshunov V.A. Multiwavelength Aerosol and Raman lidar / Proc. ILRC 21. - Canada, Quebec, 7-12 July 2002. - P. 65-68.

7. Кравец Л.В. Вертикальная структура облаков верхнего яруса по данным лидарного зондирования // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. - Т.27. - №9. - М.: Наука, 1991. - С. 924-929.

Размещено на Allbest.ru