книги из ГПНТБ / Бызова, Н. Л. Рассеяние примеси в пограничном слое атмосферы
.pdf3.2.2. Профили скорости ветра в 300-метровом слое атмосферы
Характер профилей скорости ветра в нижних 500—-1000 м приразличной устойчивости атмосферы вытекает из современных тео ретических моделей стационарного и однородного по. горизонтали пограничного слоя (Зилитинкевич, 1970; Лайхтмаи, 1970). Из вестно, что при неустойчивой стратификации скорость ветра очень быстро растет с высотой в самых нижних слоях, после чего этот рост прекращается. Напротив, при температурной инверсии он может продолжаться до сравнительно больших высот, в то время как у поверхности земли наблюдается штиль. Горизонталь ная температурная неоднородность и связанные с ней изменения градиента давления с высотой, а также нестационарность приво дят к. существенным искажениям профилей ветра, в основном в верхней части пограничного слоя атмосферы.
В современных теоретических моделях за |
высоту |
погранично |
го слоя атмосферы принимается величина |
(3.5), |
на которую |
обычно и производится нормировка .высоты измерений. Осредненные нормированные профили скорости ветра при различной ус тойчивости по измерениям в 300-метровом слое при различной устойчивости были получены Волковицкой и Машковой (1963) и Бызовой и Машковой (1966). Они приведены в табл. 3.27. При неустойчивой стратификации для всех значений параметра [х значения U(z)/v.b получились в пределах некоторого разброса одинаковыми. Осредненные нормированные профили при разных значениях д по измерениям в Обнинске сравнивались с аналогич
ными результатами, полученными А. Б. Казанским |
и А. |
С. Мо |
||||||
ниным (1960) |
путем обработки результатов |
измерений в |
О'Ней- |
|||||
ле, США (Леттау, Дэвидсон, |
1957). |
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
Таблица 3.27 |
|
|
Значения |
U/v.t. в зависимости от £ = |
ч ц. |
|||||
|
|
|
|
|
|
|
Л |
|
|
|
|
|
I1 |
|
|
|
|
|
<о*» |
4,2 |
12,0 |
29,0 |
40,4 |
64,0 |
133 |
|
0,005 |
12,5 |
13,4 |
12,7 |
12,3 |
12,2 |
11,8 |
11,3 |
|
0,01 |
14,0 |
14,7 |
14,4 |
14,1 |
13,9 |
14,4 |
13,9 |
|
0,02 |
15,0 |
15,9 |
16,0 |
16,4 |
16,8 |
17,7 |
17,6 |
|
0,05 |
16,7 |
18,0 |
18,7 |
20,7 |
22,2 |
24,2 |
25,6 |
|
0,10 |
18,5 |
20,2 |
22,0 |
26,6 |
29,6 |
33,5 |
34,9 |
|
0,15 |
20,0 |
21,8 |
24,6 |
31,6 |
35,2 |
40,8 |
42,1 |
|
0,20 |
21,4 |
22,3* |
27,3 |
35,7 |
43,1 |
46,1 |
4S.0 |
|
0,30 |
22,9* |
— |
31,4 |
42,0 |
47,4 |
54,5 |
57,5 |
|
0,40 |
— |
— |
38,1* |
48,6* |
49,8 |
58,2 |
65,4 |
|
0,50 |
|
|
|
|
55,8** |
60,4 |
72,8 |
|
*Получено по неполным данным
**От —68,0 до —5,0.
on
|
В |
работах Бызовой |
.и Машковой |
(1965) |
и В. Г. |
Цвера- |
|
вы |
(1972) показано, что значения скорости |
ветра |
на |
уровне |
|||
300 |
м |
при неустойчивой |
и устойчивой |
стратификации |
в |
среднем |
|
без большой ошибки можно принимать за скорость геострофического ветра. Это позволило оценить зависимость геострофического коэффициента трения от параметра устойчивости. На
рис. 3.12 приведена зависимость с от параметра Россби Ro =
и параметра устойчивости ц.
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
8,0 |
Iff Ro |
|
|||
|
Рис. |
3.12. |
|
Зависимость |
географического |
|
|
коэффициента |
|
||||||||
|
трения от |
числа |
Россби |
Ro по данным |
Леттау (1959), по |
|
|||||||||||
|
лученным |
для ц = 0 по |
измерениям в |
различных |
пунктах |
|
|||||||||||
|
(/); |
по данным,, |
полученным |
для |
различных |
|
и, по |
измере |
|
||||||||
|
ниям |
в Обнинске |
(А) и в О'Нейле |
(Б) |
(2); |
а — теоретиче |
|
||||||||||
|
ская |
кривая |
Блэкэдара |
(1962)' для и.=0; |
|
теоретические |
|
|
|||||||||
|
|
кривые |
Зилитинкевича |
и |
данные |
измерений: |
|
|
|
||||||||
|
й—(i-=0, «-|i=IO0, г—ц-50, |
б—11=10, |
е—|i = —10, |
ж - ц = - 5 0 , |
з - ц = - •100 |
|
|||||||||||
Для |
расчетов |
|
рассеяния |
примеси часто |
достаточно |
знать |
|||||||||||
среднюю в слое от подстилающей |
поверхности до высоты |
источника |
|||||||||||||||
скорость ветра и какую-то |
характеристику |
|
формы |
ее |
профиля. |
||||||||||||
Если профиль ветра в этом |
слое |
не имеет |
сложных |
особенностей |
|||||||||||||
(например, |
резко |
выраженного |
максимума), |
то |
его достаточно |
||||||||||||
хорошо |
можно интерполировать |
выражением |
|
(2.35), 'которое |
час |
||||||||||||
то используется |
в теоретических |
моделях. Показатель |
степени т |
||||||||||||||
можно определить по результатам измерений скорости ветра на
ДВу.Х УРОВНЯХ 2 И Z\.
1
т = — - Ц ? — |
= |
. |
|
(3.25) |
||
|
l n z / Z i |
|
|
a I n 2 |
|
' |
В качестве 2 i |
целесообразно |
брать стандартные |
уровни — 1, |
|||
2 м или высоту флюгера. Характер |
зависимости |
т от 2 и Z\ .мо |
||||
жет служить критерием того, насколько степенная |
интерполяция |
|||||
удовлетворительна. |
|
|
|
|
параметра т |
|
•На рис. 3.13 |
приведены |
результаты расчетов |
||||
для интерполяции |
профилей |
ветра |
в приземном |
слое атмосферы |
||
при различной устойчивости. Эти результаты получены по уни версальным функциям и заимствованы из работы Пановского и Праседа (1965). Здесь можно отметить весьма заметную зави симость т от устойчивости и z. Типичные значения ,т в призем ном слое приведены также в работе Лайхтмана и др. (1963). Значения т для высот до 300 и 500 м, рассчитанные по результа там измерений на мачте ИЭМа и по аэрологическим данным, по лученным в Воейкове под Ленинградом (Воронцов, 1960), при ведены в табл. 3.28—3.30 и на рис. 3.14.
Рис. 3.13. Зависимость показателя |
степени профиля ветра |
т от параметра устойчивости z/L |
в приземном слое по |
Паиовскому и Праседу (1965)
Давенпорт (1961) и Сома (1964) в слое до 250 м при силь ном ветре отмечают значения /п от 0,25 до 0,33. Джонс и соав торы (1971) приводят значения т над городом с застройкой вы-
92
ZM
Зима |
Вест |
Лето |
Осень |
300
ZOO
100
_i |
L. |
a |
0,2 |
_i |
! |
i_ |
0,2 0 |
0,2 |
0,4 0 |
0,2 |
0,4 m |
||
о 01 |
° 07 |
• |
13 |
°13ч |
|
|
Рис. 3.14. Зависимость m от высоты z в разное время суток по среднесезоиным профилям скорости ветра, полученным в Об нинске (Машкова, 1967)
Таблица 3.28
Значения т при различной устойчивости в 300-метровом слое
< _ Б |
8 |
20-150 |
0,10--0,12 |
||
150-300 |
0,12 |
- -0,13 |
|||
|
|
||||
до ± 5 |
8 |
20-50 |
0, 15 |
||
50-300 |
0,12 |
- -0,13 |
|||
|
|
||||
10-15 |
8 |
20-150 |
0,17- -0,19 |
||
150-300 |
0,19- -0,22 |
||||
|
|
||||
30-40 |
8 |
20-150 |
0,25- -0,32 |
||
150-300 |
0,32- -0,36 |
||||
|
|
||||
60—100 |
4 |
8—150 |
0,27- -0,35 |
||
150—300 |
0,35- -0,37 |
||||
|
|
||||
160 |
2 |
4—150 |
0,32- -0,40 |
||
150-300 |
0,40- -0,46 |
||||
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
Таблица 3.29 |
|
Значения показателя т для среднесезонных и среднегодового |
||||||||
профилей |
ветра |
по материалам |
Воронцова |
(1960), |
Z| = 10 м |
|||
|
|
|
|
Высота, м |
|
|
|
|
|
25 |
50 |
100 |
150 |
200 |
300 |
400 |
500 |
Весна . . . |
0,13 |
0,13 |
0,13 |
0,13 |
0,13 |
0,13 |
0,13 |
0,14 |
Лето . . . |
0,09 |
0,09 |
0,09 |
0,09 |
0,09 |
0,10 |
0,11 |
0,11 |
Осень . . . |
0,11 |
0,10 |
0,11 |
0,12 |
0,12 |
0,13 |
0,14 |
0,15 |
Зима . . . |
0,16 |
0,19 |
0,18 |
0,18 |
0,18 |
0,18 |
0,19 |
0,19 |
Год . . . . |
0,12 |
0,12 |
0,12 |
0,13 |
0,13 |
0,13 |
0,14 |
0,14 |
|
|
|
|
|
|
|
Таблица |
3.30 |
Суточный |
ход in для Воейкова, рассчитанный по материалам |
|||||||
|
|
Воронцова |
(1960) |
|
|
|
|
|
|
|
|
Время суток, ч |
|
|
|
|
|
Z м |
03 |
05 |
07 |
09 |
п |
13 |
15 |
17 |
25 |
0,18 |
0,17 |
0,14 |
0,13 |
0,12 |
0,10 |
0,07 |
0,16 |
50 |
0,17 |
0,15 |
0,13 |
0,12 |
0,12 |
0,10 |
0,08 |
0,14 |
100 |
0,17 |
0,16 |
0,11 |
0,11 |
0,11 |
0,09 |
0,05 |
0,13 |
150 |
0,17 |
0,16 |
0,11 |
0,09 |
0,09 |
0,08 |
0,06 |
0,13 |
200 |
0,18 |
0,15 |
0,10 |
0,09 |
0,09 |
0,07 |
0,06 |
0,09 |
сотой в среднем около 10 м в зависимости от градиента |
темпера |
||||
туры для слоя высотой 300 м |
|
|
|
||
т = 0,20 при Дй<0, |
|
|
|
|
|
/га = 0,33_Ф+О,21 при 0 < ДгЗ-<0,75, |
|
|
|
||
где Дт> — разность |
потенциальной температуры между |
уровнями |
|||
180 и 10 м. Отметим |
еще результаты |
Фроста |
(1948) для слоя от |
||
2 до 130 м в Кардингтоне, Англия (табл. 3.31). |
|
|
|||
Значения т по данным |
Таблица |
3.31 |
|
||
Фроста (1948) |
|
||||
|
в |
слое 2—130 м |
|
|
|
Температурная |
стратифика |
|
|
|
|
|
ция |
|
|
|
|
Неустойчивая . . . . |
0,1—0,145 |
|
|||
Безразличная |
|
0,149 |
|
|
|
0 < — — <1°/100м |
0,17-0,25 |
|
|||
|
dz |
|
|
|
|
Изотермия |
|
0,19 |
|
|
|
Инверсия |
|
0,32-0,77 |
|
|
|
Резюмируя приведенные данные, можно отметить, что для слоя от 10—20 м до 300—500 м при z, на высоте флюгера изме нение т с высотой невелико, закономерность его изменения с из менением температурной стратификации в разных условиях и на разных широтах имеет один и тот же характер: наименьшие зна чения (от 0,1 до 0,13) наблюдаются при неустойчивой стратифи кации, при безразличной они составляют от 0,13 до 0,15, а при разных градациях устойчивости — от 0,17 до 0,50. Над городом значения т при неустойчивой и безразличной стратификации не сколько больше, чем над сельской местностью. Все эти данные получены по осреднениым профилям скорости ветра. Для отдель
ных профилей при сильной инверсии пг может достигать |
значе |
ний 0,7—0,8; в тех случаях, когда .внутри 300-метрового |
слоя |
имеется максимум или же, напротив, большой градиент скорости
ветра |
на |
больших высотах |
при малом |
внизу (Машкова, 1967; |
|
Клипов, |
1963), степенная |
функция непригодна |
для аппрокси |
||
мации. |
|
|
|
|
|
3.2.3. |
Характеристики турбулентности в |
нижнем |
300-метровом |
||
|
|
слое атмосферы |
|
|
|
Полные и подробные обзоры и обобщения результатов изме рений характеристик турбулентности в приземном и пограничном слоях атмосферы имеются в книгах Монина и Яглома (1965; 1967), Зилитинкевича (.1070), Ламли и Лановского (1964), Винниченко и др. (1968). Поэтому здесь приведены только резуль таты, полученные на высотной мачте ИЭМа, и притом те из них, которые представляют прямой или косвенный интерес для расче тов диффузии.
Самой ранней была попытка использования записей пульсаций направления ветра для суждения о характере диффузии, анало гично тому, как это было сделано в Брукхейвне (МАЭ, 1955). Было выделено несколько типов записей и проведено сопоставле ние их с характером устойчивости. Результаты, полученные та ким способом, очень наглядны и просты, однако их недостатком является существенная зависимость от характеристики используе мого датчика и системы записи, так что данные, полученные раз ными авторами и с помощью разной аппаратуры, можно сравни вать только качественно.
•На рис. ЗЛ5 и 3.16 приведены типы записей пульсаций на правления ветра, полученные с помощью двух применявшихся на
высотной |
мачте датчиков |
'(виндрозы Машкова, 1963 .и бифлюгар- |
|||
ки Клипов и др., 1965), |
при различных |
условиях, |
перечисленных |
||
в табл. 3.32. На рис. ЗЛ7 изображено |
типичное |
распределение |
|||
типов пульсаций по вертикали в течение |
суток при разной пого |
||||
де летом |
(Машкова, 1965). По характеру |
эти данные не отлича |
|||
ются от |
полученных в США. В табл. 3.32 |
дано соответствие ти |
|||
пов пульсаций с характером устойчивости, скоростью ветра и об лачностью.
1 |
2 |
3 |
f |
5 |
6 |
Рис. 3.15. Типы пульсации направления ветра (виндроза). Обозначения со ответствуют табл. 3.32
Рис 3.16. Типы пульсации направления ветра (бифлюгарка) на высо
|
|
те 8 м |
(/) |
и 301 |
м (2): |
а - днем, умеренный |
ветер, |
пасмурно; |
б — ночью при инверсии; о — днем в |
||
летнее время; г — то |
же при |
слабом |
ветре |
(2—3 |
м/с); д — то же при очень |
слабом ветре (1—2 м/с)
| |
Г |
\ солнца. |
солнца]^ , |
Рис. 3.17. Примеры распределения типов пульсаций направления ветра по высоте в течение cytoK.летом:
а — антнциклональная погода, б — облачная погода с умеренным ветром; прерывис тая линия — граница инверсии
|
|
|
|
|
|
|
|
Таблица 3.32 |
||
Соответствие между типами |
пульсаций направления ветра и |
погодой, |
||||||||
|
|
|
U — на уровне 25 м • |
|
|
|
|
|||
Тип |
U м/с |
Устойчивость |
Размах |
Облачность |
Когда |
бывает |
||||
пульса |
колебании, |
|||||||||
ции |
|
|
|
град |
|
|
|
|
|
|
1 |
0 - 3 |
Инверсия |
0-10 |
Небольшая, |
Зимой |
в любое |
||||
|
|
|
|
|
нижней |
пет |
время |
суток. |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
Летом—ночью |
||
1а |
0 - 2 |
Неустойчивость |
>90 |
Кучевого |
типа |
Летом |
в дневное |
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
время |
|
|
2 |
2 - 3 Слабая |
устойчи |
5 - £ 5 |
Общая |
значитель Чаще |
утром и |
||||
|
|
вость |
|
|
ная, нижней пет |
вечером, но |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
может |
быть н |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
любое |
время. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Переходный от |
||
|
|
|
|
|
|
|
|
1 к 4 и 3 |
||
2а |
2 - 3 |
Умеренная не |
70-90 |
Полная |
|
|
Летом |
днем |
||
|
|
устойчивость |
|
|
|
|
|
|
|
|
3 |
2—5 |
Сильная |
неустой |
>90 |
Разная. В марте |
Летом |
в дневное |
|||
|
|
чивость |
|
ясно. |
Летом— |
время |
|
|||
|
|
|
|
|
кучевая |
|
|
|
|
|
4 |
3 - 5 |
Небольшая не |
15-45 |
Пасмурно |
|
Переходный от |
||||
|
|
устойчивость |
|
|
|
|
2 к 5 или 3 |
|||
5 |
>4 |
Слабая |
неустой |
45-90 |
|
|
|
Днем |
|
|
|
|
чивость или |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
безразличная |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
стратификация |
|
|
|
|
|
|
|
|
6 |
>4 |
Слабая |
устойчи |
5-25 |
|
|
|
Ночью |
|
|
|
|
вость |
или без |
|
|
|
|
|
|
|
различная стра тификация
Измерения диссипации энергии и энергий продольной компо ненты скорости ветра на высотной мачте ИЭМа проводились Ива
новым и |
Волковицкой |
(Иванову |
1962;-1964; 1968, Волковицкая, |
|||||
Иванов, |
1970а, |
19706). Профили |
интенсивности продольной ком |
|||||
поненты |
скорости У |
< и* у> / и ш |
|
при различных |
условиях |
|||
стратификации |
(здесь |
if/зоо |
— скорость |
ветра на уровне 300 м) |
||||
приведены на рис. 3. .16. Согласно |
|
этим |
результатам во воем 300- |
|||||
метровом |
слое |
величина |
< и 2 г > |
практически не |
меняется с |
|||
высотой. |
|
|
|
|
|
|
|
|
Осредненные профили диссипации турбулентной энергии для безразличной И неустойчивой стратификации показаны на рис. 3.19, а для устойчивой — на рис. 3.20. Эта данные были ис-
Т |
I огы |
О Т |
Рис. 3.1S. Интенсивность продольной компоненты пуль
саций |
скорости ветра У"<«2 > в |
зависимости |
от |
||
высоты |
по данным Волковнцкон |
и |
Иванова |
(1970): |
|
1 — |
= |
1,8 град/100 м; 2 - | L \ > 200 м; |
3—L= 17 + 8 м: |
||
|
|
4— L = —7 ±5 м |
|
|
|
Z М Г
I |
: I |
' |
I 1 |
I |
|
|
|
0 |
700_ |
200 |
300 |
|
|
|
|
|
|
О |
100 |
200 |
|
300 |
|
|
|
|
|
0i |
|
W01 — |
200 ЕсмУс3 |
Рис. 3.19. Диссипация |
энергии |
в зависимости |
от |
высоты по |
данным Волко- |
||
вицкой |
и Иванова |
(19706) при |
безразличной |
и |
неустойчивой |
стратификации: |
|
|
|
/— |
| L I >200 м, 2 - £ = —,33 ± 5 м, J — i = - 8 ± 4 м, |
||||
98 |
• ' - |
пользованы Ивановым (1971) для расчета |
продольного |
времен |
||
ного масштаба t i v , а также величин .x^-, rLx, |
Кх |
согласно выраже |
||
ниям (1.35) и |
(1.49). Профили т/д. и xLx показаны на рис. 3. 21 о. |
|||
Отметим, что |
наибольшими эти величины оказались при слабой |
|||
устойчивости; |
при неустойчивой стратификации |
IJLV и xLx, |
начи |
|
ная с 50 м практически не меняются с .высотой. Значения
ZM
|
О |
|
0,05 |
.1,0 |
|
Рис. 3.20. Диссипация энергии в |
зависимости |
|
|||
от высоты по данным Волковнцкон и Иванова |
|
||||
(19706) |
при устойчивой |
стратификации: |
|
||
= 1,1 град/100 м (/); |
1,9 град/100 м (2, 3) |
|
|||
хцс при слабой устойчивости |
хорошо согласуются с |
оценками, |
|||
полученными Гаргером |
(4970) |
при |
прямых |
измерениях |
дымовых |
струй.
Эти же материалы измерений в работе Бызовой и др. (1972) были сгруппированы по классам устойчивости с помощью спосо ба ПТ, причем из всех групп профилей были выделены все слу чаи измерений в переходное время суток. В табл. 3.33 представ лены осредненные значения скорости ветра U[г), диссипации
энергии s, среднеквадратичной пульсации |
продольной |
компонен- |
|||||
|
|
|
|
V<al> |
|
||
ты |
<.и\.^> локальной |
интенсивности пульсаций |
1Х=—сТ^)—' |
||||
На |
рис. 3.21 б даны |
рассчитанные |
характеристики диффузии |
iLx |
|||
и Xix> |
соответствующие классам |
устойчивости по ПТ. Рис. 3.21 |
|||||
показывает, что классификация по способу |
,ПТ не менее |
эффек |
|||||
тивна, чем классификация по параметрам |
приземного |
слоя |
Б и |
||||
L . Наиболее четко в табл. 3.33 и |
рис. 3.21 |
разделились |
профили |
||||
скорости ветра, безразмерной величины /Л- |
и масштаба |
сноса |
xLx, |
||||
7* |
|
|
|
|
|
|
|