Študij atmosferskih procesov v Vipavski dolini na podlagi razširjanja aerosolov Maruška Mole 1 , Longlong Wang 1 , Asta Gregorič 1 , Klemen Bergant 1,2 , Luka Drinovec 3,4 , Griša Moč nik 3,4 , Samo Stanič 1 , Janja Vaupotič 4 , Marko Vuč ković 1 Povzetek Vipavska dolina je geomorfološko dokaj zaprta, kar po eni strani omogoč a pojav moč ne burje, po drugi strani pa ob stabilnih meteoroloških razmererah ugodne pogoje za kopič enje aerosolov znotraj prizemne mejne plasti. Poznavanje dinamike višinske porazdelitve aerosolov s soč asno uporabo prizemnih meritev omogoč a raziskave lokalnih emisij aerosolov, transporta aerosolov na daljše razdalje ter znač ilnih atmosferskih struktur, ki se pojavijo v različ nih vremenskih pogojih. Pri meritvah smo uporabili metode daljinskega zaznavanja z lidarjem, ki omogoč ajo opazovanje č asovnega in prostorskega spreminjanja koncentracij aerosolov, ter toč kovne meritve, ki omogoč ajo njihovo prepoznavanje in določ anje njihovih lastnosti. Ugotovili smo, da je mogoč e lidarske meritve uporabiti za študij vrste atmosferskih procesov in struktur v zelo različ nih vremenskih pogojih. Opazili smo manjše konvekcijske strukture znotraj prizemne mejne plasti in gravitacijske valove nad njo. Meritve vsebnosti in lastnosti aerosolov pri tleh kažejo, da se lahko ob stabilnih atmosferskih pogojih v primerih poveč anja lokalnih emisij njihove koncentracije hitro poveč ajo. Dinamiko in strukturo razširjanja aerosolov znotraj Vipavske doline bomo v prihodnje podrobneje raziskali s soč asnim prostorskim pregledovanjem z metodami daljinskega zaznavanja. Ključ ne besede: aerosoli, atmosferski procesi, daljinsko zaznavanje, Vipavska dolina Keywords: aerosols, atmospheric processes, remote sensing, Vipava valley Uvod Na področ ju raziskav atmosfere postaja v zadnjih letih vedno pomembnejše poznavanje vzrokov razširjanja in znač ilnih prostorskih porazdelitev aerosolov, ki igrajo pomembno vlogo v atmosferski fiziki, kemiji in pri klimatskih spremembah, vplivajo pa tudi na zdravje ljudi (Pósfai & Buseck, 2010). Aerosoli so suspenzija trdnih delcev in kapljic v zraku z velikostmi od nekaj 10 nm do nekaj 10 µ m. S sipanjem in absorbcijo sonč nega sevanja vplivajo na Zemljino radiacijsko ravnovesje. Ker delujejo kot nukleacijska jedra, vplivajo na razvoj oblakov in padavin ter s tem posledič no na hidrološki cikel, hkrati pa aerosoli preko kemijskih reakcij s plini v atmosferi vplivajo tudi na koncentracije plinskih komponent (Lohmann & Feichter, 2005; Pöschl, 2005). Opazovanja dinamike prostorskih porazdelitev aerosolov lahko izkoristimo tudi za sledenje gibanja zrač nih mas, saj so dovolj lahki, da se gibljejo z zrač nimi masami. Na osnovi izmerjene č asovne dinamike porazdelitev aerosolov je mogoč e slediti tako regionalnemu gibanju zrač nih mas kot tudi lokalnim procesom in strukturam znotraj prizemne mejne plasti (PBL, ang. Planetary Boundary Layer). 1 Univerza v Novi Gorici, Center za raziskave atmosfere, Vipavska 11c, 5270 Ajdovšč ina 2 MOP, ARSO, Urad za meteorologijo, Vojkova 1b, 1000 Ljubljana 3 Aerosol d.o.o., Kamniška 41, 1000 Ljubljana 4 Institut "Jožef Stefan", Jamova 39, 1000 Ljubljana 36 Aerosoli lahko izvirajo iz različ nih naravnih in antropogenih virov. Velike količ ine primarnih aerosolov izhajajo v ozrač je ob vulkanski izbruhih (Gao et al., 2011; Shibata & Kinoshita, 2016) in z vetrno erozijo (mineralni prah, na primer saharski pesek) (Abdelkader et al., 2015; Knippertz & Todd, 2012), glavni antropogeni vir primarnih aerosolov pa predstavljajo ogljič ni delci, ki absorbirajo svetlobo in so produkt nepopolnega izgorevanja ogljič nih goriv. Najpomembnejši delež predstavlja č rni ogljik, za katerega je znač ilna moč na absorbcija svetlobe v vidnem delu svetlobnega spektra (Petzold et al., 2013). Poleg aerosolov, ki so produkt primarnih emisij, nastajajo v ozrač ju s pretvorbo iz plinastega v trdno agregatno stanje tudi sekundarni aerosoli (Wonaschütz et al., 2015). Aerosoli so v ozrač ju podvrženi številnim fizikalnim in kemijskim interakcijam in pretvorbam. Tako imenovano staranje aerosola predstavlja spremembe velikosti delcev, njihove strukture in sestave (Kojima et al., 2006) ter posledič no vpliva na njihove optič ne lastnosti (Adachi et al., 2014; Drinovec et al., 2015). Č asovno in prostorsko spreminjanje koncentracije in sestave aerosolov v več ji meri zavisi tudi od atmosferskih pogojev. Izpusti antropogenih aerosolov so več inoma v spodnjem delu troposfere, v prizemni mejni plasti. Aerosoli se s č asom zaradi turbulentnega mešanja razpršijo (McGrath-Spangler et al., 2015; Quan et al., 2013). Vertikalni, horizontalni transport in redč enje emitiranih delcev so odvisni od stabilnosti atmosfere, zato je poznavanje dinamike PBL izredno pomembno pri študiju izvorov emisij. V prispevku predstavljamo različ ne vidike raziskav procesov v troposferi na območ ju Vipavske doline (Slika 1), ki se odražajo v znač ilnih porazdelitvah in lastnostih aerosolov. Vipavska dolina je geomorfološko dokaj zaprta, kar po eni strani omogoč a obč asno pojavljanje moč ne burje, po drugi strani pa ob stabilnih meteoroloških razmer ugodne pogoje za kopič enje aerosolov znotraj PBL. Izbrana lokacija tako nudi široke možnosti za raziskave procesov znotraj PBL, od določ anja lokalnih izvorov in raziskav procesov staranja aerosolov do nukleacije sekundarnih aerosolov. Pri tem je pomembno tudi zaznavanje prispevka aerosolov, ki niso lokalnega izvora, saj lahko ob ugodnih razmerah pomembno vplivajo na koncentracije, prostorske in č asovne porazdelitve aerosolov znotraj PBL. Poznavanje dinamike prostorske porazdelitve aerosolov lahko koristno uporabimo tudi pri raziskavah znač ilnosti burje. Prispevek nudi pregled raziskav treh procesov: lokalnih emisij aerosolov, kjer z uporabo prizemnih meritev in daljinskega zaznavanja opazujemo razširjanje aerosolov v PBL, transporta aerosolov na daljše razdalje, pri č emer opazujemo vnos mineralnih delcev ter atmosferskih struktur, ki se pojavijo ob burji ali v obdobjih mirnega vremena. Slika 1 – Prerez Vipavske doline od Otlice do Planine (S – J). Iz planote Trnovskega gozda (1300 m n.v.) na severu pade teren v Vipavsko dolino (100 m n.v.) ter se nato proti jugu dvigne v Kraško planoto (500 m n.v.). 37 Merilne metode Pri raziskavah atmosferskih procesov v Vipavski dolini smo uporabili različ ne merilne metode, ki omogoč ajo tako opazovanje č asovnega in prostorskega spreminjanja koncentracij aerosolov kot njihovo prepoznavanje (identifikacijo) in določ anje njihovih lastnosti (karakterizacijo). Meritve višinskih profilov atmosferskih struktur smo izvedli z lidarjem, ki deluje na osnovi detekcije povratno sipane svetlobe na aerosolih. Da bi dobili celostno sliko o dogajanju v atmosferi, smo lidarskim meritvam dodali lokalne toč kovne meritve koncentracij in velikostnih porazdelitev delcev, koncentracij aerosoliziranega č rnega ogljika in toč kovne meritve vetra. Vse č asovno odvisne meritve uporabljajo lokalni č as (CET oziroma LT). Lidar Lidar je naprava za meritve povratnega sipanja kratkih pulzov svetlobe na molekulah in aerosolih v ozrač ju (Kovalev & Eichinger, 2004 ). Mobilni lidarski sistem, ki smo ga uporabili pri meritvah, sestavljajo Nd:YAG laser 5 kot svetlobni izvor ter Newtonski teleskop in sistem fotopomnoževalk kot sprejemnik (Slika 2). Laser oddaja sunke svetlobe dolžine 9 ns s frekvenco 10 Hz v infrardeč em (IR, 1064 nm) in ultravijolič nem (UV, 266 nm) delu spektra. Povratno sipano svetlobo, ki jo zbere Newtonski teleskop premera 300 mm, s spektroskopskim filtrom razdelimo na tri komponente (1064 nm, 295 nm in 266 nm) in jih v elektronske signale spremenimo s fotopomnoževalkami. Signale ojač amo in digitaliziramo s komercialnim digitalizatorjem 6 , ki omogoč a zajem podatkov s prostorsko loč ljivostjo 3,75 m. Slika 2 – Mobilni lidarski sistem Centra za raziskave atmosfere Univerze v Novi Gorici. Leva slika prikazuje shemo sprejemnika sipane svetlobe, ki zbrano svetlobo s pomoč jo filtrov loč i na UV, ki jo vodimo dalje na fotopomnoževalko (PMT), oz. IR, ki pot nadaljuje 5 Nd:YAG pulsed laser ULTRA CFR400 (Quantel) 6 TR40-160 transient recorder (Licel) 38 na plazovno fotodiodo (APD). Desna slika prikazuje lidar med terenskim delom v Portorožu. Pri analizi lidarskih meritev moramo upoštevati upadanje moč i svetlobnega toka s kvadratom razdalje, ki se odraža v č asovnem profilu velikosti izmerjenih signalov, šum ozadja, ki je posledica sipanja sonč ne svetlobe v ozrač ju, ter elektronski šum fotopomnoževalke. Konč na meritev č asovne oblike izmerjenega sunka nam opiše prostorsko porazdelitev koncentracije sipalcev vzdolž poti pulza laserske svetlobe. Podatke o relativni koncentraciji aerosolov dobimo iz meritev Mievega sipanja, ponavljanje meritve pa nam omogoč a opazovanje atmosferskih struktur in preverjanje modelov regionalnega transporta aerosolov v višjih plasteh ozrač ja. Pomanjkljivost meritve je odsotnost informacije o lastnostih delcev (oblika, velikost, sestava), na katerih se svetloba siplje, ter vrednosti absolutnih koncentracij delcev v ozrač ju. Relativna koncentracija opiše razmerje med absolutnimi koncentracijami na različ nih višinah, kar pomeni, da potrebujemo za določ itev absolutnih koncentracij umeritveno toč ko, kjer lokalno določ imo koncentracijo delcev, ter jo nato uporabimo za izrač un absolutnih koncentracij v kombinaciji z izmerjenimi relativnimi koncentracijami. Iz lidarskih meritev lahko določ imo tudi koeficient atmosferske ekstinkcije, ki lahko služi kot dodaten kriterij pri razloč evanju plasti v atmosferi. Koeficient ekstinkcije opisuje, koliko svetlobe na enoto dolžine se zaradi sipanja in absorpcije izgubi ob prehodu skozi posamezno plast v atmosferi. Za oblač ne plasti več inoma velja, da se njihove lastnosti v primeru raztrganih oblakov spreminjajo na č asovni skali nekaj 10 minut, v primeru homogene oblač ne plasti pa lahko koeficient ekstinkcije ostane visok ves č as njenega trajanja. V obeh primerih je koeficient ekstinkcije višji od tistega, ki ga lahko izmerimo ob prisotnosti saharskega prahu, vulkanskega pepela ali drugih aerosolov v ozrač ju. Oblač ne plasti so tako največ ja težava lidarskih meritev, saj v več ini primerov omejijo doseg meritev na višino baze najnižjih oblakov. V primeru Mievega sipanja moramo za določ itev koeficienta ekstinkcije predpostaviti matematič no zvezo med koeficientom povratnega sipanja in koeficientom atmosferske atenuacije (Klett, 1981). Aethalometer Meritve koncentracije č rnega ogljika v zraku so potekale z aethalometrom 7 (Drinovec et al., 2015b), ki vzorč i zrak skozi filtrski trak iz steklenih vlaken. Nad filtrom je vir svetlobe, pod njim pa so detektorji, ki merijo prepustnost traku za svetlobo. Koncentracijo č rnega ogljika izrač unamo iz sprememb atenuacije svetlobe z valovno dolžino 880 nm. Na delu filtra, skozi katerega teč e zrak, se nabirajo aerosoli. Absorpcijo (oziroma atenuacijo) merimo relativno glede na vzporedno meritev optič ne prepustnosti referenč nega dela istega filtra, skozi katerega zrak ne teč e. To naredimo enkrat na merilno periodo, ki je tipič no nekaj minut. Atenuacija je definirana kot logaritem razmerja izmerjene intenzitete svetlobe pod referenč nim delom filtra in delom, na katerem se nabirajo aerosolizirani delci. Aethalometer AE33 omogoč a meritve absorbcije svetlobe v širokem svetlobnem spektru (pri valovnih dolžinah 370 nm, 470 nm, 520 nm, 590 nm, 660 nm, 880 nm in 950 nm), kar omogoč a karakterizacijo absorpcije aerosolov v področ ju od ultravijolič ne do infrardeč e. ¯ngströmov eksponent opisuje, kako se absorpcijski koeficient aerosolov spreminja z valovno dolžino svetlobe in predstavlja parameter, na osnovi katerega je mogoč e loč iti delež č rnega ogljika, ki nastaja pri izgorevanju dizelskih goriv, in delež, ki nastaja pri 7 Aethalometer AE33 (Magee Scientific / Aerosol d.o.o.) 39 izgorevanju lesa in biomase (Sandradewi et al., 2008). Pri tem je ¯ngströmov koeficient za popolnoma č rne aerosole enak 1, kar pomeni, da ti povsem absorbirajo svetlobo ne glede na njeno valovno dolžino. Vrednost ¯ngströmovega koeficienta je visoka za tiste aerosole, ki dobro absorbirajo pri nizkih valovnih dolžinah. Razvršč evalnik delcev po velikosti (SMPS) Za meritve velikostne porazdelitve in številč ne koncentracije aerosolov v velikostnem razredu od 10 do 1000 nm smo uporabili SMPS 8 . Instrument je sestavljen iz dveh delov, DMA (Differential Mobility Analyzer) in CPC (Condensation Particle Counter) enote. Vzorec zraka gre najprej skozi DMA, ki delce loč i po velikosti glede na njihovo mobilnost v električ nem polju. Električ na mobilnost zavisi od velikosti delca in naboja. S spreminjanjem napetosti v DMA poteka zaporedna meritev delcev v različ nih velikostnih razredih, tako da en ciklus meritev odvisno od nastavitev traja nekaj minut. Po velikosti loč ena frakcija delcev nato vstopi v CPC enoto, kjer se delci najprej oplašč ijo v zraku, nasič enem z alkoholom, da so dovolj veliki, da jih lahko zazna laserski detektor. Tako dobimo porazdelitev števila delcev v različ nih velikostnih razredih. Ultrazvoč ni merilec hitrosti vetra Ultrazvoč ni 2D anemometer 9 omogoč a visokofrekvenč no zajemanje podatkov o hitrosti in smeri vetra. Hitrost vetra določ a na osnovi č asa preleta zvoč nih sunkov med sprejemnikom in oddajnikom zvoka, informacijo o smeri vetra pa prejmemo na podlagi meritev hitrosti vetra med tremi sprejemniki/oddajniki. Rezultati meritev Lokalne emisije aerosolov Pri meritvah lokalnih emisij aerosolov nas zanimajo predvsem antropogeni izvori, ki jih na tem območ ju praviloma predstavljajo kmetijska dejavnost (kmetijski stroji na dizelsko gorivo) in lokalna kurišč a v hišah. Merilno kampanjo v obdobju 15. 4. 2015 do 8. 5. 2015 smo izvedli z namenom ugotavljanja velikostne porazdelitve in koncentracije aerosolov, povezanih s kurjenjem ob kresovanju v noč i s 30. 4. na 1. 5. (Slika 3). 8 Scanning Mobility Particle Sizer (Grimm Aerosol Technik) 9 Ultrasonic Wind Sensor WMT702 (Vaisala) 40 Slika 3 – Pogled z Otlice na kresove v Vipavski dolini v noč i na 1. 5. 2015 (avtor: Jurij Lavrenč ič ). Meritve velikostnih porazdelitev in koncentracij delcev v velikostnem območ ju do 1 μ m ter koncentracij č rnega ogljika (BC) smo izvedli v vasi Planina (Slika 1). Zanimalo nas je predvsem prostorsko razširjanje lesnega dima (dim, ki nastaja pri izgorevanju lesa) in redč enje koncentracij delcev v zraku po konč anem kresovanju. V obdobju izvedbe meritev je prevladovalo stabilno vreme s šibkimi vetrovi brez prevladujoč e smeri. Meritve č rnega ogljika kažejo na veliko število kratkotrajnih povišanj njegove koncentracije. Povišane vrednosti BC so posledica lokalnih izvorov iz prometa oziroma kurjenja lesa. Povišanja so obič ajno kratkotrajna, saj se vnešeni delci v ozrač ju hitro razredč ijo. V meritvah je še posebej opazno poveč anje koncentracije BC ob kresovanju v noč i s 30. 4. na 1. 5. Prvemu vrhu, ko so koncentracije BC narastle na 5000 ng/m 3 , je sledilo obdobje s konstantno povišanimi vrednostmi, kar je posledica prisotnosti lesnega dima iz več jega števila lokalnih izvorov na širšem območ ju Vipavske doline. Koncentracije so se znižale šele dne 1. 5. zjutraj. Meritve BC se skladajo z meritvami številč ne koncentracije in velikostne porazdelitve delcev, iz katerih lahko razberemo, da so v omenjenem obdobju prevladovali delci velikosti od 60 do 180 nm (Slika 4a). 41 Slika 4 – Izsek meritev koncentracije in velikostne porazdelitve delcev in koncentracije č rnega ogljika: a) obdobje kresovanja: opazne so visoke koncentracije delcev v velikostnem območ ju 60 – 200 nm in povišane koncentracije č rnega ogljika od 30. 4. zveč er do 1. 5. zjutraj, b) dva dogodka nukleacije sekundarnih delcev: 5. 5. od 13:00 do 18:00 in 6. 5. od 11:00 do 15:00 (BC – koncentracija č rnega ogljika, BC wb – prispevek izgorevanja biomase). Iz meritev dne 5. 5. in 6. 5., ko je prevladovalo sonč no vreme, je opazen pojav nukleacije sekundarnih delcev (Slika 4b). Sekundarni delci nastajajo neposredno v atmosferi s pretvorbo iz plinastega v trdno stanje pod vplivom fotokemič nih reakcij, zato je njihova velikost v zač etku rasti na nivoju okrog 1 nm (v našem primeru pod mejo detekcije), s č asom pa se delci več ajo. Dne 5. in 6. 5. je bila koncentracija delcev (premer delcev 10–1100 nm) pred nukleacijskim dogodkom okrog 5000 delcev/cm 3 , prevladovali pa so delci velikosti 100 do 200 nm. V obeh dnevih je v popoldanskem č asu prišlo do nastanka sekundarnih delcev, kar lahko vidimo iz povišanih koncentracij: okrog 35000 delcev/cm 3 v prvem primeru in okrog 50000 delcev/cm 3 v drugem primeru. Ob zač etku nukleacijskega dogodka so delci veliki 10 nm ali manj, v prvih dveh urah, ko je rast najhitrejša, pa dosežejo velikost 40 nm. Med nukleacijskimi dogodki je koncentracija BC ostajala nespremenjena, saj se sekundarno nastali delci po sestavi razlikujejo od č rnega ogljika. Transport aerosolov na velike razdalje Meritve transporta aerosolov na velike razdalje so potekale v obdobjih prisotnosti mineralnega prahu v aprilu in maju 2015. Z lidarskim sistemom smo merili višinske profile relativnih koncentracij aerosolov in koeficentov atmosferske ekstinkcije med višinami 0,2 42 in 15 km. Prvo povišanje ekstinkcijskega koeficienta v zgornjih plasteh troposfere smo opazili 16. 4. 2015 (Slika 5), kar se sklada s petdnevno napovedjo povratnih trajektorij za Ajdovšč ino modela HYSPLIT (Draxler & Rolph), ki nakazuje prihod zrač nih mas iznad severne Afrike (Slika 6). Na Sliki 5 je prikazan č asovni razvoj lidarskega signala med 15:00 in 24:00 uro, iz katerega lahko razberemo, da je na višini med 6 in 12 km kot posledica povišanih koncentracij aerosolov prihajalo do moč nega sipanja svetlobe. Moč nejše sipanje je po prič akovanju opazno tudi v spodnji plasti atmosfere, kjer je signal povišan zaradi vnosa snovi s površja v PBL. Dogajanje v spodnjih 2 km atmosfere je prikazano na Sliki 7. Od 20:00 ure dalje so se pojavili oblaki nad planetarno mejno plastjo in po 22:30 popolnoma onemogoč ili nadaljnja opazovanja na več jih višinah. Slika 3 – Lidarske meritve povratnega sipanja na aerosolih v ozrač ju dne 16. 4. 2015. Barvna skala predstavlja logaritem velikosti izmerjenega signala. Med 18:30 in 21:00 je na višini okoli 6 km še posebej lepo opazna plast aerosolov, ki s prostim oč esom ni bila vidna. V več ernih urah je na višini okrog 2 km opazen nastanek oblač ne plasti, kar onemogoč a opazovanje struktur v višjih plasteh atmosfere. Razvoj oblakov smo potrdili tudi vizualno. Obnašanje različ nih plasti v ozrač ju je razvidno tudi iz višinskih profilov koeficienta atmosferske ekstinkcije (Slika 8 in Slika 9). V popoldanskih urah 16. 4. je bilo ozrač je še pretežno jasno. Zgornja meja planetarne mejne plasti se je nahajala na višinah med 2 in 2,5 km, kar sovpada s strmim padcem ekstinkcijskega koeficienta nad to višino (Slika 8). Nad PBL pade vrednost koeficienta ekstinkcije praktič no na nič , na višinah med 5 in 10 km, kjer je prisoten mineralni prah, pa ponovno naraste in doseže svoj maksimum. Ob prehodu vremenske fronte se je pooblač ilo, kar je razvidno tudi iz koeficienta ekstinkcije (Slika 9), modra in zelena krivulja). Pojavi se moč an vrh na višini med 2 in 4 km, kjer se je nahajala oblač na plast. Koeficient ekstinkcije je za oblake bistveno več ji kot za plast mineralnega prahu. 43 a) b) Slika 4 – Meteorološke razmere v č asu meritev mineralnega prahu, 16. 4. 2015: a) 5- dnevne povratne trajektorije modela HYSPLIT (Draxler & Rolph) prikazujejo prihod zrač nih mas iz severne Afrike; b) Vetrovne razmere v dolini v č asu lidarskih meritev. Prevladoval je šibek zahodni veter, ki je ponoč i z vremensko fronto prinesel oblake in padavine. Slika 5 – Podrobna lidarska slika prizemne mejne plasti ob prisotnosti mineralnega prahu 16. 4. 2015 kaže 10-minutno glajeno povpreč je lidarskega signala. V več ernih urah je na višini med 1,5 in 2 km opazen nastanek oblač ne plasti. Barvna skala predstavlja logaritem velikosti izmerjenega signala. 44 Slika 6 – Ekstinkcijski koeficient ob različ nih č asih tekom 16. 4. 2015. Na višinah med 0 in 2,0 do 2,5 km je razvidna prizemna mejna plast s poveč anim koeficientom ekstinkcije. Nad to višino ekstinkcije praktič no ni, pojavi pa se zopet na višinah med 5 in 10 km, kjer je bila prisotna plast mineralnega prahu. Slika 7 – Koeficient ekstinkcije v primeru jasnega vremena (rdeč a in oranžna krivulja), kjer prevladuje plast aerosolov na višini približno 8 km, ter oblač nega vremena (modra in zelena krivulja), kjer prevladuje oblač na plast. Koeficient ekstinkcije za oblake je bistveno več ji od koeficienta za mineralni prah. Profila za oblač no vreme sta zaradi boljše preglednosti zamaknjena za 0,1 glede na profila ob jasnem vremenu. Vpliv vetra na porazdelitev aerosolov v ozrač ju Podatke o hitrosti in smeri vetra z visoko č asovno loč ljivostjo neprekinjeno shranjujemo od februarja 2015 dalje. Za meritve uporabljamo ultrazvoč ni anemometer na strehi stavbe Univerze v Novi Gorici v Ajdovšč ini. Analiza smeri vetra za celotno obdobje meritev je pokazala tri prevladujoč e smeri – jugozahodnik (JZ), jugovzhodnik (JV) in severovzhodnik (SV oziroma burja), ki dobro sovpadajo s potekom orografije v okolici Ajdovšč ine. Jugozahodnik je obič ajno šibek veter, pri katerem hitrosti vetra več inoma ne presegajo 5 m/s. Jugovzhodnik se pojavlja po prehodu vremenske fronte ali ob oslabitvi burje in v nekaterih primerih lahko dosega primerljive hitrosti kot zmerna burja (20 – 30 m/s). Najbolj znač ilen veter za Ajdovšč ino je zagotovo burja, ki ob svojem višku lahko preseže 50 m/s. 45 Slika 8 – Frekvenč na porazdelitev smeri in hitrosti vetra z vetrnimi rožami za izbrana obdobja z različ no jakostjo vetra. a) 13. 4. 2015 – šibek JZ veter; b) 10. 3. 2015 – šibka burja; c) 27. 2. 2015 – zmerna burja. Slika 9 – Lidarske meritve in hitrost vetra ob šibkem JZ vetru dne 13. 4. 2015. Meritve so potekale v popoldanskem č asu. Slabenje vertikalnega mešanja je posledica zmanjševanja sonč nega obsevanja, ki je bilo do 15:00 še dovolj veliko, da so aerosoli dosegli vrh PBL. Kasneje se pojavljajo zgolj manjša vertikalna gibanja, ki ne premešajo celotne plasti. Barvna skala na grafu lidarskih meritev predstavlja logaritem velikosti izmerjenega 46 signala. Hitrost vetra je prikazana na intervalu med 0 in 6 m/s, kjer modra č rta prikazuje trenutne meritve, rdeč a pa je 1-minutno glajeno povpreč je meritev. Vetrovne razmere v dolini moč no vplivajo na koncentracije aerosolov in njihovo prostorsko porazdelitev. Pri interpretaciji toč kovnih in lidarskih meritev aerosolov je zato informacija o hitrosti in smeri vetra ključ na za ustrezno razlago stanja v atmosferi. V nadaljevanju so predstavljeni trije primeri soč asnih lidarskih in vetrovnih meritev ob različ nih prevladujoč ih hitrostih in smereh vetra (Slika 10), ki kažejo na velike razlike v opaženi atmosferski strukturi. V prvem primeru z dne 13.4.2015 je pihal šibek JZ veter z najvišjo hitrostjo pod 6 m/s in povpreč no vrednostjo okoli 2 m/s, vreme pa je bilo sonč no in brez oblakov (Slika 10a, Slika 11). Zaradi nizke hitrosti vetra in sonč nega obsevanja je bil opazen vertikalni razvoj PBL, kjer je mešanje potekalo po njeni celotni višini. Po 15:00 uri je zač ela višina PBL in vertikalno mešanje poč asi upadati, kar sovpada z upadanjem moč i sonč nega obsevanja. V drugem primeru smo dne 10. 3. 2015 opazovali pojav šibke burje z najvišjimi hitrostmi okoli 16 m/s in povpreč no vrednostjo med 2 in 8 m/s (Slika 10b, Slika 12), ki so po 13:00 uri padle pod 6 m/s. Ob moč nejšem vetru je bila višina PBL zelo nizka, vertikalni razvoj je poleg vetra zavirala tudi oblač na plast na višini nad 2 km. Po 13:00 uri, ko je veter oslabel, se je kljub spušč anju plasti oblakov zač ela višina PBL poveč evati, mešanje aerosolov pa je podobno kot v primeru šibkega JZ vetra z dne 13. 4. 2015 zajelo celotno PBL. Slika 10 – Lidarske meritve in hitrost vetra ob šibki burji dne 10. 3. 2015. Med 10:00 in 13:00 je bil veter še toliko moč an, da je zaviral vertikalno mešanje, kar se odraža v tanjši plasti PBL. Z upadanjem hitrosti vetra je kljub prisotnosti plasti oblakov višina PBL zač ela narašč ati. Po 16:00 uri se je oblač na plast spustila na višino okoli 1,5 km. Barvna skala na grafu lidarskih meritev predstavlja logaritem velikosti izmerjenega signala. Hitrost vetra je prikazana na intervalu med 0 in 16 m/s, kjer modra č rta prikazuje trenutne meritve, rdeč a pa je 1-minutno glajeno povpreč je meritev. 47 V tretjem primeru smo dne 27. 2. 2015 opazovali atmosferske strukture ob zmerni burji (Slika 10c, Slika 13). Smer vetra kot tudi povpreč na hitrost vetra sta bili na ta dan bolj stabilni kot v opazovanjih z dne 10. 3. 2015. Najvišje hitrosti vetra niso presegle 12 m/s, povpreč na hitrost pa je bila 5 m/s. Ves č as meritev je bila zgornja meja PBL nekje med 1 in 1,2 km. Zaradi stalnega horizontalnega mešanja ozrač ja se vertikalne strukture ne morejo razviti skozi celotno PBL, zato je znotraj PBL možno razloč iti tri plasti, kjer prihaja do vertikalnega mešanja. Nad PBL so skozi celoten č as meritev prisotni gravitacijski valovi, ki nastanejo ob prehodu zrač nih mas č ez orografsko oviro. Prisotnost gravitacijskih valov ob pojavu burje smo opazili tudi 24. 2. 2015, v preostalih primerih pa so jih zakrili nizki oblaki tik nad PBL. Slika 11 – Lidarske meritve in hitrost ob zmerni burji, 27. 2. 2015. Ves č as meritev je bila PBL polna aerosolov, vendar zaradi prevetrenosti ni opaznega dviganja zrač nih mas skozi celotno plast. Nad PBL so bili v č istejšem ozrač ju prisotni gravitacijski valovi, ki nastanejo kot posledica prehoda zrač nih mas č ez gorsko pregrado. Barvna skala na grafu lidarskih meritev predstavlja logaritem velikosti izmerjenega signala. Hitrost vetra je prikazana na intervalu med 0 in 12 m/s, kjer modra č rta prikazuje trenutne meritve, rdeč a pa je 1- minutno glajeno povpreč je meritev. 48 Zaključ ek Na podlagi izvedenih meritev lahko zaključ imo, da je mogoč e lidarske meritve porazdelitev koncetracij aerosolov v ozrač ju uporabiti za študij vrste atmosferskih procesov in struktur v zelo različ nih vremenskih pogojih. Omogoč ajo nam vpogled v strukturo in dinamiko PBL ter njihovo odvisnost od meteoroloških spremenljivk, kot so smer in hitrost vetra v dolini ter sonč no obsevanje, ki povzroč ajo horizontalno in vertikalno razširjanje aerosolov. Opazili smo manjše omejene strukture znotraj PBL, kot so na primer konvekcijski stolpi, in gravitacijske valove, ki ob ustreznih vetrovnih pogojih (burja z določ enimi lastnostmi) nastajajo nad PBL. Poleg lokalnih procesov lahko z daljinskim zaznavanjem spremljamo tudi aerosole v višjih slojih atmosfere, ki so posledica transporta aerosolov z zrač nimi masami na več je razdalje. Predstavljen primer takega transporta je pojav mineralnega prahu iz S Afrike dne 16. 4. 2015, ki lahko v primeru depozicije prispeva k povišani koncentraciji delcev PM 10 (prašni delci velikosti do 10 μ m) v dolini, spremenjeni velikostni porazdelitvi ter delč ni sestavi aerosolov v PBL. Atmosferski procesi, predvsem dnevna dinamika, odloč ilno vpliva na koncentracije aerosolov in ostalih onesnaževal iz antropogenih virov v PBL. Toč kovne meritve vsebnosti in delč nih lastnosti aerosolov pri tleh kažejo, da se ob stabilnih atmosferskih pogojih v primerih poveč anja lokalnih emisij (npr. kresovanje) lahko koncentracije v kratkem č asu zelo poveč ajo. Študijo emisij iz lokalnih izvorov bomo nadgradili s soč asnim prostorskim pregledovanjem z lidarjem (He et al., 2012), kar bo omogoč ilo vpogled v dinamiko razširjanja aerosolov znotraj Vipavske doline. Zahvala Raziskave je omogoč ila Javna agencija za raziskovalno dejavnost Republike Slovenije v okviru financiranja raziskovalnega programa Daljinsko zaznavanje atmosferskih lastnosti (P1-0385 (E)) in usposabljanja mladih raziskovalcev na Univerzi v Novi Gorici. Literatura Abdelkader, M., Metzger, S., Mamouri, R.E., Astitha, M., Barrie, L., Levin, Z., Lelieveld, J. (2015). Dust–air pollution dynamics over the eastern Mediterranean. Atmospheric Chemistry and Physics 15, 9173–9189. Adachi, K., Zaizen, Y., Kajino, M., Igarashi, Y. (2014). Mixing state of regionally transported soot particles and the coating effect on their size and shape at a mountain site in Japan. Journal of Geophysical Research: Atmospheres 119, 5386–5396. Draxler, R.R., Rolph, G.D. HYSPLIT (HYbrid Single-Particle Lagrangian Integrated Trajectory) Model access via NOAA ARL READY Website (http://www.arl.noaa.gov/HYSPLIT.php). NOAA Air Resources Laboratory, College Park, MD. Drinovec, L., Gregorič , A., Remškar, M., Vaupotič , J., Moč nik, G., Karg, E., Jakobi, G., Schnelle- Kreis, J., Zimmermann, R. (2015). Influence of coating on optical properties of carbonaceous aerosols, European Aerosol Conference, Milan. Gao, F., Stanič , S., Bergant, K., Bolte, T., Coren, F., He, T.Y., Hrabar, A., Jerman, J., Mladenovič , A., Turšič , J., Veberič , D., Iršič Žibert, M. (2011). Monitoring presence and streaming patterns of Icelandic volcanic ash during its arrival to Slovenia. Biogeosciences 8, 2351–2363. He, T.Y., Stanič , S., Gao, F., Bergant, K., Veberič , D., Song, X.Q., Dolžan, A. (2012). Tracking of urban aerosols using combined LIDAR-based remote sensing and ground-based measurements. Atmospheric Measurement Techniques 5, 891–900. 49 Klett, J.D. (1981). Stable analytical inversion solution for processing lidar returns. Applied Optics 20, 211–220. Knippertz, P., Todd, M.C. (2012). Mineral dust aerosols over the Sahara: Meteorological controls on emission and transport and implications for modeling. Reviews of Geophysics 50. Kojima, T., Buseck, P.R., Iwasaka, Y., Matsuki, A., Trochkine, D. (2006). Sulfate-coated dust particles in the free troposphere over Japan. Atmospheric Research 82, 698–708. Kovalev, V.A., Eichinger, W.E. (2004 ). Elastic Lidar: Theory, Practice and Analysis Methods. John Wiley & Sons, New Jersey Lohmann, U., Feichter, J. (2005). Global indirect aerosol effects: a review. Atmospheric Chemistry and Physics 5, 715–737. McGrath-Spangler, E.L., Molod, A., Ott, L.E., Pawson, S. (2015). Impact of planetary boundary layer turbulence on model climate and tracer transport. Atmospheric Chemistry and Physics 15, 7269–7286. Petzold, A., Ogren, J.A., Fiebig, M., Laj, P., Li, S.M., Baltensperger, U., Holzer-Popp, T., Kinne, S., Pappalardo, G., Sugimoto, N., Wehrli, C., Wiedensohler, A., Zhang, X.Y. (2013). Recommendations for reporting "black carbon" measurements. Atmospheric Chemistry and Physics 13, 8365–8379. Pöschl, U. (2005). Atmospheric aerosols: composition, transformation, climate and health effects. Angew Chem Int Ed Engl 44, 7520–40. Pósfai, M., Buseck, P.R. (2010). Nature and Climate Effects of Individual Tropospheric Aerosol Particles. Annual Review of Earth and Planetary Sciences 38, 17–43. Quan, J., Gao, Y., Zhang, Q., Tie, X., Cao, J., Han, S., Meng, J., Chen, P., Zhao, D. (2013). Evolution of planetary boundary layer under different weather conditions, and its impact on aerosol concentrations. Particuology 11, 34–40. Sandradewi, J., PrØvôt, A. S. H., Szidat, S., Perron, N., Alfarra, M. R., Lanz, V. A., Weingartner, E., and Baltensperger, U. (2008). Using aerosol light absorption measurements for the quantitative determination of wood burning and traffic emission contributions to particulate matter. Environmental Science & Technology 42, 3316–3323. Shibata, T., Kinoshita, T. (2016). Volcanic aerosol layer formed in the tropical upper troposphere by the eruption of Mt. Merapi, Java, in November 2010 observed by the spaceborne lidar CALIOP. Atmospheric Research 168, 49–56. Wonaschütz, A., Demattio, A., Wagner, R., Burkart, J., ZíkovÆ, N., Vodič ka, P., Ludwig, W., Steiner, G., Schwarz, J., Hitzenberger, R. (2015). Seasonality of new particle formation in Vienna, Austria – Influence of air mass origin and aerosol chemical composition. Atmospheric Environment 118, 118–126.