Содержание к диссертации
Введение
ГЛАВА 1 Источники и механизмы формирования пылевого аэрозоля в атмосфере центральной Азии . 14
1.1 Краткая характеристика физико-географических и климатических условий Монголии 14
1.2 Тропосферно-стратосферный обмен 21
1.3 Климатология пыльных бурь в Центральной Азии 26
1.4 Источники и химический состав атмосферных аэрозолей в Центральной Азии .31
ГЛАВА 2 Особенности атмосферной циркуляции и приземного температурного режима в центральной азии .37
2.1 Исследование метеорологических и турбулентных характеристик в атмосфере пустыни Гоби .37
2.2 Поведение метеорологических параметров во время пыльных бурь в Восточной Гоби .43
2.3 Особенности циркуляции и перенос воздушных масс в атмосфере Центральной Азии 49
2.4 Исследование вертикальной неоднородности структуры атмосферы пустыни Гоби .56
Глава 3 Пространственно-временная изменчивость газовых и аэрозольных примесей в атмосфере пустыни гоби 63
3.1 Исследование повторяемости и продолжительности пыльных бурь в атмосфере Восточной Гоби 63
3.2 Массовая концентрация мелкодисперсных фракций аэрозоля РМ10 и РМ2,5 в атмосфере пустыни Гоби .66
3.3 Экспериментальные исследования малых газовых примесей в атмосфере пустыни Гоби 81
Заключение 97
Список литературы .
- Тропосферно-стратосферный обмен
- Поведение метеорологических параметров во время пыльных бурь в Восточной Гоби
- Особенности циркуляции и перенос воздушных масс в атмосфере Центральной Азии
- Массовая концентрация мелкодисперсных фракций аэрозоля РМ10 и РМ2,5 в атмосфере пустыни Гоби
Тропосферно-стратосферный обмен
Монголия расположена в центральной части Азиатского континента. Средняя абсолютная высота Монголии составляет 1580 м. Отдельные вершины гор достигают 4000-4600 м, а самые низко расположенные участки не опускаются ниже 500 м над уровнем моря. Высокое расположение Монголии, значительная удаленность от океанов и морей, сложность орографических условий являются основными физико-географическими факторами, определяющими особенности циркуляции атмосферы и, следовательно, климат Монголии.
В Монголии резко континентальный и сухой климат. Зима суровая (средняя температура от - 25С до -35С), самый холодный месяц - январь. Улан-Батор – одна из самых холодных зимних столиц мира. Лето сухое и жаркое (от 25С до 40С), самый теплый месяц – июль. На северо-западе страны осадков выпадает 250-510 мм, в Улан-Баторе – 230-250 мм, в пустыне Гоби еще меньше 70-150 мм. Пустыня Гоби занимает почти треть страны, всю южную половину Монголии и часть Китая. Восточная Гоби – равнина, лежащая на высоте в среднем 1000 метров, является самым резко континентальным местом на планете [5].
Практически со всех сторон Монголия опоясана высокими горными хребтами, что мешает проникновению на её территорию влажного воздуха Атлантики и Тихого океана. Это и обеспечивает сухость воздуха и высокую прозрачность.
Атмосферная циркуляция над Монголией имеет ряд особенностей, которые возникают под влиянием весьма разнообразных физико-географических условий. Север страны по своим природным условиям является продолжением восточносибирских ландшафтов, запад и центральная часть страны гористые, восток территории представляет собой всхолмленную равнину, а крайняя южная часть занята пустыней Гоби.
Разнообразие рельефа Монголии приводит к неравномерному распределению температуры воздуха над разными участками земной поверхности, что способствует развитию местной циркуляции. К формам местной циркуляции на территории Монголии можно отнести горно-долинные ветры, фены и озерные бризы [21].
В Монголии, как и в любой горной стране, горно-долинная циркуляция довольно хорошо развита, особенно в западной и центральной частях страны. Режим горно-долинных ветров четко проявляется в периоды, когда над Монголией устанавливается азиатский антициклон или располагаются размытые барические области повышенного давления. Чаще всего это происходит зимой или осенью, из-за прохождения фронтальных разделов и частой смены погоды местные ветры ослабевают, и режим горно-долинной циркуляции нарушается. Горные ветры обычно у земной поверхности на территории Монголии не превышают 3-5 м/с.
Следует заметить, что зимой и осенью в долинах котловинного типа антициклонический режим характеризуется часто полным отсутствием ветра от поверхности Земли до высоты 1,5-2 км, а выше этого слоя наблюдается ветер, обусловленный макросиноптическим процессом. Штили у поверхности Земли способствуют застою холодного воздуха в котловинах. В другое время года режим горно-долинной циркуляции в котловинах усложняется неравномерностью нагревания склонов котловины, и в них наблюдается сложный характер распределения ветров. Однако, как правило, в течение суток в таких котловинах происходит вращение ветра по часовой стрелке. Такой режим ветра хорошо прослеживается в Улан-Баторской котловине [22].
Развитие фенов находится в тесной зависимости от микросиноптических процессов. На территории Монголии фены развиваются на многих станциях и наблюдаются при различных направлениях ветра, но чаще всего при ветрах юго-15 западной и западной четвертей. Хорошо выражены фены на станциях Ковдо, Юсун-Булак, Цэцэрлик, где они особенно отчетливо проявляются в холодное полугодие при западных вторжениях. Фены сопровождаются ясным небом, резким повышением температуры воздуха, уменьшением относительной влажности и усилением ветра. При переваливании вторгающейся воздушной массы фены вызывают кратковременное улучшение погоды и маскируют предстоящее наступление плохой погоды. Продолжительность действия фенов на территории Монголии невелика, от нескольких часов до одних, максимум двух суток.
Большое значение для климата Монголии имеют фронтальные процессы, связанные с вторжением арктических воздушных масс. Холодные фронты, подходя к горным хребтам, охватывающим территорию Монголии с северо-запада, задерживаются на некоторое время, а после переваливания активность их изменяется. В зимнее время, когда фронты смещаются в сторону высокого давления, они нередко становятся малоподвижными и располагаются вдоль северных хребтов Монголии. Если холодные фронты проникают на территорию Монголии и проходят над холодной подстилающей поверхностью в сухом и устойчиво стратифицированном воздухе, то они плохо выражены облачностью и осадками. Снегопады если и наблюдаются, то только в горных районах на наветренных склонах горных хребтов. В теплое время года, при прогретой подстилающей поверхности, холодные фронты проявляются достаточно ярко.
Рассматривая физико-географические условия Монголии, нельзя не остановиться на котловине Больших озер, расположенной на западе и окруженной со всех сторон горными хребтами. Эта котловина имеет единственный узкий выход восток-юго-восток в сторону Гобийской пустыни. В холодное время года котловина становится резервуаром очень холодного воздуха. Наземные станции, расположенные на севере и северо-западе котловины, нередко в зимний период отмечают температуру ниже -55 и даже -600. Холодные фронты, проходя над котловиной, не разрушают пленку выхоложенного воздуха; поэтому данные
16 метеорологических станций, расположенных в котловине, часто оказываются непоказательными, а фронт замаскирован. При выходе юго-западных циклонов создаются большие барические градиенты и вдоль этой котловины в сторону выхода дуют очень сильные, шквалистые северо-западные ветры.
Существенное значение для циркуляции атмосферы над Монголией имеют горные хребты Алтай, Танну-Ола, Саяны, окружающие территорию Монголии с запада и северо-запада, а также хребты Монгольского и Гобийского Алтая, проходящие вдоль юго-западной границы Монголии. Горные хребты оказывают большое влияние на эволюцию барических образований и на перемещение атмосферных фронтов.
Хребет Монгольский Алтай является конечной преградой для проникновения теплых воздушных масс тропического происхождения на территорию Монголии с юго-запада. Под влиянием этого хребта циклоны, образующиеся над Западным Китаем на тихоокеанской ветви фронта умеренных широт, отклоняются к юго-востоку в сторону общего понижения хребта и выходят на Монголию в районе Даланзадгада. В редких случаях наблюдается переваливание циклонов через Монгольский Алтай и проникновение их в центральные районы страны. В процессе переваливания циклон перед хребтом заполняется и восстанавливается на подветренной стороне перед Хангайским хребтом. В таких случаях на наветренной стороне Хангайского хребта наблюдаются обильные осадки (район Юсун-Булака и Баян-Хонгора). Перевалившие циклоны в дальнейшем огибают Хангайский хребет и выходят на центральную часть Монголии. Однако по мере смещения к северо-востоку циклоны могут вызвать осадки в районе Хэнтэйского хребта. Выход юго-западных циклонов на Монголию происходит, как правило, в теплое время года.
Поведение метеорологических параметров во время пыльных бурь в Восточной Гоби
Повышенный интерес к тропопаузе – переходному слою между тропосферой и стратосферой и большое число исследований, выполненных в последние десятилетия с целью изучения ее свойств, объясняются как той ролью, которую играет тропопауза в общей циркуляции атмосферы, так и важным ее значением для современной авиации.
Тропопауза, разделяющая стратосферу и тропосферу, является одним из важных объектов атмосферной динамики и химии. Динамическая, химическая и радиационная связи между стратосферой и тропосферой имеют огромное значение, так как даже слабые изменения в обмениваемом количестве влаги и химических составляющих могут привести к существенным изменениям в глобальном климате [33]. В последнее время в связи с проблемой глобального потепления климата поднимается вопрос об изменении положения тропопаузы. Предполагается что, повышение высоты тропопаузы обусловлено не только нагреванием тропосферы, но и охлаждением стратосферы.
Точные критерии для определения нижней и тем более верхней границы тропопаузы еще полностью не установлены. В действительности очень часто тропопауза проявляется в инверсии температуры, и нижняя граница этой инверсии, где температура имеет минимальное значение для всего прозондированного слоя, является, в то же время и нижней границей тропопаузы. В настоящее время при обработке и кодировании данных радиозондирования для определения нижней границы тропопаузы приняты следующие критерии: 1. Понижение температуры с высотой сменяется изотермией. 2. Понижение температуры с высотой сменяется изотермией, переходящей в инверсию. 3. Понижение температуры с высотой сменяется инверсией. В общем, высота тропопаузы, определяется как высота не менее 5км, начиная с которой температурный градиент становится равным или близким к нулю, либо меняет знак.
За верхнюю границу тропопаузы, или начало стратосферы, принимают уровень устойчивого перехода к изотермии или небольшим по абсолютному значению вертикальным градиентам температуры. Толщина тропопаузы бывает самой различной. Иногда наблюдается непосредственный переход от тропосферы к стратосфере и тогда тропопауза представляет собой как бы поверхность разрыва между воздушными массами тропосферы и стратосферы. Но чаще всего тропопауза является переходным слоем толщиною от нескольких сот метров до нескольких километров со сложной термической структурой.
Типы тропопаузы: I тип (рисунок 1.1а) - при переходе из тропосферы в стратосферу не наблюдается промежуточного слоя: падение температуры характерное для тропосферы, сменяется на изотермию; II тип (рисунок 1.1б) - значительное падение температуры в тропосфере сменяется уменьшением температурного градиента и переходом в хорошо выраженную инверсию. Слой атмосферы от 11 до 12,5 км, в котором кривая, показывающая распределение температуры с высотой, характеризуется резким изменением температурного градиента, можно принять за слой тропопаузы. В данном случае слой тропопаузы как бы делится поверхностью минимальных температур на два слоя: нижний слой, называемый часто, по определению И. А. Клемина, верхней возмущенной тропосферой, и верхний слой, называемый субстратосферой. III тип (рисунок 1.1в) — тропопауза имеет большую вертикальную мощность (иногда несколько километров) с весьма неравномерным изменением 22 температуры с высотой. Нередко наблюдаются еще более сложные типы тропопаузы, когда можно говорить не об одной, а о двух или трех тропопаузах [28, 31].
Рисунок 1.1. Типы тропопаузы. В слое тропопаузы можно также заметить разрыв тропопаузы и так называемую «складку» тропопаузы. В 1948 г. Пальмен впервые изобразил тропопаузу с зонами разрывов в областях прохождения высотных фронтальных зон и струйных течений. В том же году Хесс по осредненным за 4 зимних сезона данным построил вертикальный разрез атмосферы вдоль 800 западной долготы. На этом разрезе тропопауза изображена в виде двух поверхностей. Высокая южная тропопауза получила название тропической, а низкая северная – полярной. Разрыв тропопаузы изображен на широтах около 400 с.ш., где наблюдается субтропическая высотная фронтальная зона и связанное с ней субтропическое струйное течение [53]. По мнению В.Р. Дубенцова и Л.С. Мининой, в достаточно интенсивных струйных течениях умеренных широт, также как и в субтропическом струйном течении в большинстве случаев существует разрыв тропопаузы. Вследствие этого при анализе карт и разрезов при существующей редкой сети станций разрыв тропопаузы не всегда удается обнаружить. С другой стороны высотные фронтальные зоны умеренных широт и связанные с ними струйные течения обладают существенно большей подвижностью вдоль меридиана.
«Складка» тропопаузы – особая деформация тропопаузы в бароклинных зонах атмосферы, при которых поверхность тропопаузы изгибается и принимает положение, близкое к вертикальному. Это представление развил Даниельсен еще в 1968 г., когда он счел образование таких складок даже «интегральной слагающей циклогенеза», о чем говорилось в работах [42]. Подробно гипотезу складок тропопаузы Даниельсен и Монен обсудили и, как они полагают, нашли ей решающие подтверждения в 1976 г. Они привели три вертикальных аэрологических разреза атмосферы поперек складок (построенные по данным радиозондирований над США 19, 27 и 28 апреля 1975 г.), а также данные наблюдений озона, температуры и (в одном случае) точки росы с самолета «Электра» на уровне полета около 6,4 км. При этом авторы назвали (вполне произвольно) «складками тропопаузы» обычные простирающиеся до земли фронтальные зоны с характерной для них бароклинностью (кстати говоря, вовсе не типичной для воздуха стратосферы, который, как предполагается, опускается в «складках»), возникновением струйного течения над фронтом и резким уменьшением озона с теплой стороны струйных течений по сравнению с холодной.
Представление о складках, опускающихся до Земли, авторам понадобилось объяснить наблюдаемые иногда резкие повышения плотности озона вблизи поверхности Земли. Однако такие повышения очень редки и кратковременны, в то время как фронты — повседневное явление. Они регулярно сопровождаются небольшими изменениями озона, свойства которых хорошо изучены. Современные взгляды на обмен воздухом между тропосферой и стратосферой изложил в своем докладе на Дрезденском симпозиуме 1976 г. Э. Рейтер [81]. Он отметил, что приблизительно только половина слоя озона принимает участие в таком обмене, вторая, верхняя, половина «зафиксирована» фотохимическим равновесием. Рейтер сделал вывод (который он считает основным и вместе с тем «удивительным»), что средняя меридиональная циркуляция сквозь тропопаузу и в нижней стратосфере играет господствующую роль в обмене между тропосферой и 24 стратосферой, и что эта средняя меридиональная циркуляция не может быть отделена от крупномасштабного вихревого механизма, т.е. от движений синоптического масштаба. Она, кроме того, внутренне связана с развитием длинных планетарных волн (с волновыми числами 1, 2, 3).
Особенности циркуляции и перенос воздушных масс в атмосфере Центральной Азии
Для изучения особенностей вертикальной неоднородности структуры атмосферы Восточной Гоби проанализированы 162717 ежедневных фондовых аэрологических данных: высотные профили температуры и скорости ветра атмосферы аридной территории Монголии за 3 года. Радиозонд «МАРЗ-21» запускался два раза в день 7:30 утра и 19:30 вечера [14].
Рассматривая вертикальные профили температуры, следует более подробно остановиться на вопросе об инверсиях температуры. Измерения показали, что термическая стратификация на ст. Сайншанд носит сложный характер. Термическая стратификация характеризуется приземной и приподнятой инверсией температуры, как зимой, так и летом, затрудняющие вертикальный воздухообмен в самом нижнем слое тропосферы.
Исследованы повторяемости приземных и приподнятых инверсий по слоям. Отмечена высокая повторяемость приземных инверсий температуры во все сезоны года, особенно зимой и составляют 89,9 % от общего числа измерений, приподнятых инверсий осенью - 32,7 % в приземном слое 2-300 м (рисунок 2.15).
Повторяемость приземных и приподнятых инверсий. Толщину инверсии определяли по разнице между верхней и нижней границами инверсии. Интенсивность инверсии - разница температур на ее границах (С). Установлено, что максимальная средняя интенсивность и толщина инверсий наблюдаются зимой: 6-10 0С и 0,4-0,6 км, минимальная – летом: 1-2 0С и 0,3 км, соответственно.
Как известно, тропопауза претерпевает разрыв не только в субтропическом струйном течении, но и в интенсивном струйном течении умеренных широт [10, 28]. Анализ данных аэрологического зондирования на ст. Сайншанд за 3 года позволил получить информацию об особенностях распределения метеорологических параметров на уровне тропопаузы.
Для выявления струйных течений и их повторяемости создана база данных метеорологических параметров атмосферы. Алгоритм выявления струйных течений заключался в следующем: 1. импортирование данных в базу Microsoft Access; 2. выполнение запроса по высоте и скорости 30 м/с и более для струйных течений; 3. подсчет данных и нахождение повторяемости струйных течений по сезонам года.
В результате анализа была обнаружена высокая повторяемость струйных течений в Восточной Гоби. Если считать за нижний предел скорости струйных течений 30 м/с и более, то наибольшая повторяемость струйных течений наблюдается в зимнее и летнее время и составляет 63 % и 40 %, соответственно (таблица 2.2).
В результате обработки данных аэрологического зондирования проведено распределение по градациям значений высоты и температуры тропопаузы. Выявлено, что нижняя граница высоты тропопаузы на этих широтах (440 N) располагается на высоте 10-12 км (таблица 2.3).
На рисунке 2.17 в качестве примера приведен высотный профиль температуры, построенный по аэрологическим данным ст. Сайншанд (09 июня 1988 г) и характеризующий наличие двух тропопауз.
К сожалению, в настоящее время не проводятся регулярные радиозондовые измерения на метеорологических станциях в исследуемом регионе, тем не менее, обработанные фондовые данные последних радиозондовых измерений на ст. Сайншанд (1988-1990 гг.) подтверждают образование мощных струйных течений в этом регионе.
В результате исследований были установлены некоторые причины высоких концентраций примесей в атмосфере аридных территорий: условия формирования местных атмосферных циркуляций и струйные течения, которые способствуют дальнему переносу малых газовых примесей и пылевого аэрозоля из территорий, подверженных антропогенному загрязнению и вертикальные конвективные потоки, способствующие усилению дневного обмена приземного слоя с вышележащими слоями.
Процессы формирования пространственно-временной изменчивости аэрозольных примесей в приземном слое атмосферы определяются сложным взаимодействием природных и антропогенных источников поступления примесей и зависят от природно-климатических факторов, определяющих особый режим циркуляционных процессов, характерных для данного региона [20, 30].
Исследование повторяемости и продолжительности пыльных бурь в атмосфере Восточной Гоби Основным очагом азиатских пыльных бурь являются пустыни Центральной Азии, в том числе пустыня Гоби Монголии. Эпизоды пыльных бурь находятся под влиянием синоптической циркуляции регионального и глобального масштабов через их воздействия на приземные ветры и приземные условия, включая растительность, покрытия снега и влажность почвы [41, 62].
Для исследования повторяемости и продолжительности пыльных бурь в Восточной Гоби проведен анализ ежедневных фондовых данных погодных явлений на ст. Сайншанд (440 54 N; 1100 07 E) за 22 года (1991-2012 гг.) и на ст. Замын-Ууд (430 44 N; 1110 54 E) за 21 год (1991-2011 гг.). Установлено увеличение количества дней с пыльными бурями с 1991 по 2006 гг. в 3 раза (рисунок 3.1) и их продолжительности с 2003 по 2007 гг. в 40 раз на ст. Сайншанд. Наибольшая продолжительность пыльных бурь 573 часа наблюдалась в 2007 году [16].
Отмечено, что в последние годы с 2004 г. прослеживается увеличение количества дней с пыльными бурями в осенние и зимние месяцы, чего ранее не наблюдалось. Так, например, пыльные бури в декабре 1997 г. наблюдались в течение 1 дня, в сентябре 2004 г. - 6 дней, а в ноябре и декабре 2009 г. - по 7 дней. В таблице 3.1 представлено количество дней с пыльными бурями в осенние и зимние месяцы с 1991-2009 гг. на ст. Сайншанд.
Согласно данным, продолжительность пыльных бурь в 2003 г. на ст. Сайншанд составила 14 ч 34 мин с максимальным значением в ноябре (5 ч), в 2004 г. – 84 ч 33 мин с максимумом в мае 23 ч. 25 мин, то в 2005 г. продолжительность пыльных бурь увеличилась на порядок по сравнению с 2003 г. - 176 ч 16 мин с максимальным количеством часов в апреле - 78 ч. 15 мин, 2006 г. – 260 ч, 2007 г. – 573 ч.
На рисунке 3.2 показан суточный ход повторяемости пыльных бурь. Наибольшая повторяемость наблюдается в дневные и вечерние часы. Максимум соответствует интервалу 15-18 часов местного времени, что составляет 23,3%, максимальная продолжительность пыльных бурь наблюдается в дневное время с 12-15 часов. В дневное время нагрев земной поверхности вызывает ветер и нестабильные условия воздуха, а в ночное время напротив. Максимальное количество дней с пыльными бурями наблюдается весной, и второй максимум повторяемости возникает осенью в пустыне Гоби, Монголия.
Массовая концентрация мелкодисперсных фракций аэрозоля РМ10 и РМ2,5 в атмосфере пустыни Гоби
Однако в экспериментах участие окислов азота в реакциях фотолиза и окисления с образованием или разрушением озона обнаружить не удалось. Окись азота, как промежуточный продукт реакций фотолиза, при измерениях на ст. Сайншанд не проявляется или его уровни ниже порога регистрации газоанализатора Р-310, которая с учетом погрешности определения не превышают 4 мкг/м3. При этом возможно, что при достаточно высокой скорости образования и окисления оксида азота не происходит его накопление в атмосфере.
В ночные часы значительно возрастает интенсивность (а также толщина) ночных инверсий, препятствующих притоку озона из свободной тропосферы в приземный слой, что приводит к уменьшению ночной концентрации озона, увеличивается сток на поверхность, уменьшается время жизни озона в приземном слое атмосферы. При этом скорость разрушения озона за счет стока на земную поверхность не так высока, как в континентальных районах тропических и умеренных широт с активной вегетацией, о чем свидетельствуют относительно высокие уровни ночных концентраций озона (55 мкг/м3).
Судя по имеющимся публикациям, к сожалению, практически отсутствуют данные о концентрациях других фотохимически активных примесей в атмосфере аридных территорий, необходимые для сопоставления и анализа поведения приземного озона и других малых газовых примесей, предшественников озона. Возможно, существует и другой источник образования озона – озон генерируется на песчаной земной поверхности гипотетическим механизмом, связанным со статическим электричеством в условиях интенсивного солнечного излучения и слабого ветра.
Измерения и анализ суточной изменчивости озона, диоксида азота на ст. Сайншанд, проведенные в июне-июле 2006 г., показали, что среднесуточные концентрации приземного озона были несколько выше по сравнению с 2005 г. на 87 15 мкг/м3, диоксида азота на 19 мкг/м3. Амплитуда суточных вариаций концентраций приземного озона составила 52 мкг/м3, диоксида азота 82 мкг/м3, что в среднем в 1,5-2 раза больше амплитуд суточных колебаний концентраций атмосферных примесей, наблюдаемых в 2005 г. Различия в средних значениях концентраций атмосферных примесей в 2005 г. и 2006 г. связаны, прежде всего, с метеорологическими условиями, сложившимися во время экспериментов и их влияниями на процессы переноса, образования и разрушения озона [23, 25].
Метеорологические условия в период проведения экспериментов в июле 2005 г. характеризовались малооблачной, сухой и жаркой погодой с высокими средними дневными температурами до +38С, в отдельные дни выше 40С. В июне-июле 2006 г. наблюдалась неустойчивая погода, дневные температуры воздуха были достаточно высокими, но не превышали 30-32С. Такие условия за счет увеличения турбулентности способствуют более интенсивному перемешиванию воздушных масс и притоку озона из верхних слоев атмосферы [49].
Одной из причин высоких концентраций малых газовых примесей в атмосфере аридных территорий является почти полное отсутствие осадков в летнее время, способствующих вымыванию примесей в атмосфере, повышенный нагрев земной поверхности, не позволяющих легким примесям оседать на подстилающую поверхность, что в целом приводит накоплению примесей в атмосфере.
Как видно из рисунка 3.21, в течение всего периода измерений наблюдаются достаточно высокие уровни озона и диоксида азота. Суточные вариации озона и окислов азота определяются в основном динамическими характеристиками атмосферы (внутрисуточной динамикой слоя перемешивания). Изменение концентрации озона, окислов азота в более длительных интервалах времени наблюдений связаны со сменой воздушных масс, изменением синоптической обстановки.
Анализ синоптических карт погоды показывает, что под действием циклона, поступившего с южных районов Центральной Азии, на обширной территории Монголии сформировался устойчивый циклональный тип погоды (рисунок 3.22). В условиях формирования устойчивой теплой воздушной массы (12.07-15.07.2007 г.) наблюдался рост среднесуточных концентраций озона при относительно невысоких среднесуточных значений концентрации диоксида азота.
В период с 15.07.2007 г. под действием антициклона с северо-запада происходит постепенное смещение циклона на юго-восток (рисунок 3.23). При этом по мере прохождения атмосферного фронта и смены теплых воздушных масс на относительно более холодные наблюдается постепенное уменьшение содержания О3 в период с 15.07-18.07.2007 г. и одновременно рост концентрации NO2. Увеличение концентрации диоксида азота и снижение приземной концентрации озона во время смены воздушных масс свидетельствует о перемещении загрязненного воздуха из промышленных районов Восточной Сибири и Монголии.
Как видно из рисунка 3.21, при прохождении атмосферного фронта и смены теплых воздушных масс на относительно более холодные наблюдается постепенное уменьшение содержания О3 в период с 15.07-18.07.2007 г. и одновременно рост концентрации NO2.
Анализ суточного распределения озона и диоксида азота показывает, что здесь также отмечается влияние синоптических условий на их временной ход, однако в целом суточный ход приземного озона определяется максимумом в дневные часы и минимумом в утренние часы.
В июле 2008 года проведены по исследования поведения малых газовых составляющих в зависимости от синоптических условий в пустыне Гоби. Исследование синоптических процессов, происходящих во время измерений, проведены путем тщательного анализа синоптических карт ст. Сайншанд.
Следует отметить, что метеорологическая обстановка в Сайншанде в 2008 году очень сильно отличалась от метеорологических условий, которые наблюдались ранее в пустыне Гоби в летнее время (2005-2007 гг.). Лето 2008 г. характеризовалось повышенной влажностью воздуха, небольшими кратковременными осадками, грозой, что не характерно для области пустынь. Относительная влажность в среднем составляла 44%, в то время как в 2005 г. составляла до 20%. Температура воздуха во время наблюдений была относительно однородной, максимум днем составлял 36 оС, а вечером и ночью 26-28 оС. Наблюдались резкие перепады атмосферного давления. Поверхность земли была покрыта травой. Средняя скорость ветра составляла 4 м/с, преобладающее направление ветра было южным.
Анализ синоптических карт показал, что во время измерений периодические изменения погоды были связаны с прохождением фронтов и сменой воздушных масс, что в свою очередь, тесно связано с образованием, развитием и перемещением циклонов и антициклонов.
На рисунке 3.24 приведены временные изменения концентрации приземного озона и диоксида азота на ст. Сайншанд, полученные в результате непрерывных круглосуточных измерений в июле 2008 г. Отмечены высокие уровни приземного озона и диоксида азота. При сравнении уровней концентраций атмосферных примесей отмечено превышение концентрации приземного озона по сравнению с предыдущими наблюдениями (2005-2007 гг.) в среднем на 24 мкг/м3. Среднее значение концентрации приземного озона за весь период наблюдения составило 113,3 мкг/м3. В отдельные дни в условиях высоких температур приземного воздуха (около 36о С) и при безветрии или слабом ветре (до 2 м/с) концентрации О3 достигали аномально высоких значений 190 мкг/м3.
Похожие диссертации на Пространственно-временная изменчивость массовой концентрации аэрозолей фракции РМ10 и РМ2,5 в атмосфере аридных территорий (на примере пустыни Гоби)
