Добавил:

ivanov666 Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.

Вуз:

Башкирский Государственный Аграрный Университет

Предмет:

[НЕСОРТИРОВАННОЕ]

Файл:

книги из ГПНТБ / Бызова, Н. Л. Рассеяние примеси в пограничном слое атмосферы

.pdf

Скачиваний:

Добавлен:

19.10.2023

Размер:

7.53 Mб

Скачать

☆

<<< < Предыдущая 1 2 3 4 5 67 / 207 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 > Следующая >>>

												Таблица 2.5
		Значения хй\Н			и sH2	в зависимости от			м при		Л/г 0 =10 1
						H=h
v	. . .		0,25	0,50	0,75	1,0	1,25	1,50		1,75	2,0	2,25	'2,50
XQIH	• .	.	16,5	16,0	14,0	13,0	12,0	11,0		10,0	9,5	9,0	8,5
sH-	. . .		140	158	176	193	209	225	240		255	270	283
						tf=	1,5ft
v	. . .		0,375	0,75	1,12	1,50	1,87	2,25		2,62	3,0	3,38	3,75
vo/tf	. .	.	19,6	17,6	15,0	14,6	13,6	12,4		11,4	10,7	10,0	9,4
s№	. . .		160	190	200	230	240	283	304		328	346	365
						H=2h
v	. . .		0,5	1,0	1,5	2,0	2,5	3,0		3,5	4,0	4,5	5,0
x0\H	. .	.	27,5	22,5	19,5	18,0	17,0	14,7		12,4	11,7	11,0	10,0
sH*	. .	.	16S	192	216	235	255	325	352		380	404	428
					tf=2,5/z
v	. . .		0,63	1,25	1,88	2,5	3,13	—		—	—	_	_
x0H	. .	.	28,0	24,4	20,8	19,2	1S,0	-	_	—	—	—	—
s №	. . .		175	206	238	262	288		_	_	_	_	_
При	oy — byx имеет место соотношение
			?(.>(,, z, „)_=			b- 9<2> ( _ L X t z ,			-	ф -	„ ) .		(2.93) .

Сравнение численных результатов описанных работ с результа тами рассмотренных выше аналитических решений (линейный рост k(z) — модель 1, k{z)—K — модель 2а при граничном усло-


вии vg	= 0	и 2 о —	при vg	=	—	I	проводилось Бызовой		(1970		6);
при этом зависимость ау				от	х	принималась		одинаковой,	соблю
далось условие совладения средней скорости								ветра в слое	от	0 до
Я и величины kx (численная					модель и модель 1); для модели 2
принималось k\h = K. Как				и следовало			ожидать, при малых		v чис
ленные	результаты		оказались		близкими к результатам схемы						1;
с ростом		v происходит постепенный					переход	к результатам		схе

мы 26, а потом — 2а. Это связано с тем, что граничное условие

(2.33) при	w-*-0 приближается к условию полного отражения, а
при	несмотря на отсутствие турбулентного потока на гра

нице, .к условию полного поглощения, поскольку гравитационный поток wq оказывается -достаточно большим. При v-» оо все ре зультаты сливаются. В итоге можно считать, что для высот источ ника менее 50 м модель с линейно растущим k[z) пригодна во всех случаях, а при достаточно больших w она может быть ис

пользована	также и для	# > 5 0 м, так как при	этом форма про
филя k(z)	не играет никакой роли.
В работах Берлянда		и соавторов (1964а) с	помощью числен

ного метода исследовалось также влияние более сложных профи лей k(z) и U(z) на приземные концентрации невесомой примеси.

2.2.6. Учет	неоднородности оседающей примеси
Все приведенные	выражения выведены в предположении, что

распространяющиеся в атмосфере частицы примеси однородны по размерам. Если это условие не соблюдается, но концентрации •примеси настолько невелики, что частицы ее при диффузии не •взаимодействуют, то при расчете можно пользоваться принципом суперпозиции, разбив исходный состав на некоторое число доста точно однородных фракций и считая, что каждая фракция рас пространяется независимо. Скорость осаждения на поверхность земли и приземная концентрация в этом случае будут суммами этих величин для каждой исходной фракции.

Некоторые частные случаи расчета скорости осаждения неод нородной примеси для стационарной диффузии при линейно ра стущем и постоянном k (z) приведены в (Вызова, 1965). Неодно родность состава при фиксированном среднем диаметре частиц влияет в сторону приближения максимума скорости осаждения к

источнику и увеличения			максимальной		концентрации. Чем шире
распределение частиц, тем этот эффект					сильнее.
да	Рассеяние неоднородной примеси			с распределением частиц ви

							(2.94)
от	мгновенного точечного источника в случае					постоянных	Кх, Ку
и	Kz	рассматривалось	Королем	('1962 б),		А. Я. Прессманом
(1959 а и б), Каролем и Прессманом					(>1959). В этих работах по
казано,		что при диффузии и осаждении неоднородного					аэрозоля

рассеяние облака от мгновенного точечного источника, обуслов ленное различием в скорости гравитационного оседания частиц, может превосходить рассеяние, вызванное вертикальной турбу лентностью. Приведен метод определения границ периода време ни (или расстояний от проекции источника), в течение которого распределение концентрации примеси у земли (а следовательно, поток примеси на уровне земли или плотность осадка) практиче ски не зависит от коэффициента вертикальной диффузии Кг~ Гра ницы этого периода зависят от Kz , высоты источника Я и пара

метров	распределения			(2.94)	w0 и г.	Здесь да0 соответствует				мак
симуму	распределения,			а г	характеризует		его	ширину — чем
больше г,		тем состав		ближе	к однородному.		Период		сужается
с ростом		Кг	и уменьшением		Я. Если	г достаточно велико, то та
кой период исчезает совсем.
В работе А. Я- Прессмана и Ю.						3. Соминского			(1971)	по
казано, что при
					г » ^ - ,				(2.95)
	ШП1		I							о
где v 0 = — - — , можно				пользоваться		выражением		для	однородной
примеси со скоростью оседания wQ.										61

Если при Этом 6 г > 1 , то погрешность не . будет	заметна до
очень больших расстояний. Если же 6 г < 1 , то при
x>xw—	"(2.96)
vo

введение поправки может оказаться необходимым. Для случаев, когда неравенство (2.95) не выполняется, приведены асимпотические выражения, в которых существенную роль играет параметр распределения г.

Легко показать, что результаты Прессмана и Сомипского (1971) обобщаются на случай стационарного источника при

	Г Л А В А 3
ХАРАКТЕРИСТИКИ	СОСТОЯНИЯ	АТМОСФЕРЫ
Рассеяние примеси, тем	или. иным способом попавшей в атмо
сферу, в очень сильной степени зависит от		характера движений

атмосферного воздуха. Направление ее распространения опреде ляется направлением ветра, первоначальное разбавление — ско ростью уноса от источника, т. е. скоростью ветра. Таким образом, скорость и направление ветра в слое распространения — это пер вые параметры, которые необходимо знать при расчетах рассея ния примеси.

Кроме этих простых характеристик, необходимо знать более

сложные — корреляционные	функции BL(T:), коэффициенты тур
булентной диффузии k(z).	Эти характеристики или заменяющие

их более простые могут быть определены с помощью непосредст венных измерений, «ли же через более легко измеряющиеся ме теорологические характеристики. На рис. 3.1 схематически пока-

K(Z))U(Z)

Ktz);V(z\

<иг>а

Рис. 3.1. Схема расчета наземных		концентраций примеси
по	метеорологическим	параметрам:
/ — по исходным	основным метеорологическим параметрам; 2 —

по упрощенным метеорологическим характеристикам. в двойной рамке — измеренные величины

заны соотношения между различными способами определения на

земных концентраций,	условно	обозначенных	как	q(x) и р(х).
Расчетный путь 1, если	считать	k(z), U(z) и	B L (т)	известными,

был рассмотрен в гл. 2, однако непосредственное оперативное из мерение k(z) и BL ( Т ) представляет собой, практически неразре шимую задачу. В главах 1 и 2 показано, что достаточно знать бо лее простые характеристики — средние в слое от 0 до высоты

источника	k(z) и	U(z) для вертикальной	диффузии,	масштабы
T i > X L '	R L — д л я	горизонтальной. В свою	очередь эти	последние

характеристики могут определяться через эйлеровы характерис тики пульсаций < ы 2 > и е.

В настоящей главе рассматриваются связи всех этих харак теристик с более просто измеряемыми метеорологическими, в пер вую очередь, с характеристиками устойчивости приземного и по граничного слоя атмосферы.


3.1. Способы	определения		устойчивости нижнего
	слоя	атмосферы
3.1.1. Параметры	устойчивости		приземного	и	пограничного
	слоя	атмосферы
В соответствии с	общепринятой		терминологией		пограничным
слоем атмосферы будем называть слой, в котором					непосредствен
но проявляются силы трения		(механического		взаимодействия с

подстилающей поверхностью), а приземным — слой постоянного касательного напряжения и потока тепла. Для суждения о дина мическом и термическом состоянии приземного и пограничного слоя атмосферы служат параметры устойчивости. Локальная ус

тойчивость, как известно, определяется числом					Ричардсона	гра
диентным
						(3.1)
(g — ускорение		силы тяжести,		Т0—абсолютная	температура,
дЪ	дТ
=	— fa — градиент			потенциальной температуры,		уа —
dz	dz
адиабатический		градиент	температуры) или динамическим (через
поток тепла Е и касательное напряжение F)
		Rf =	-			(3.2)

п л

между которыми имеется связь a'Ri = Rf, где <х' = ^—- — отноше-

ние коэффициентов турбулентного обмена для тепла и для коли

чества	движения	(Монин, Яглом,		1965).	Локальные	параметры
Ri и Rf внутри пограничного слоя				атмосферы меняются с высо
той, и поэтому неудобны			для суждения о характере устойчивости
всего	пограничного	или	приземного	слоя	в целом. Для	этой цели

в приземном слое используют масштаб приземного слоя атмосфе

ры (высоту	динамического подслоя) (Монин, Обухов, 1954; Мо
нин, Яглом,	1965)

1				V3
L = = ' <?Ri	\	= . ,	g !	* Ей ^ '
dz	Jz=Za		У. • Т0	\
а в пограничном — безразмерный			параметр
„ = A		= J g L .
Здесь

( 3 - 3 )

(3.4,

		А = ^ -		(3.5)
масштаб	пограничного	слоя атмосферы,	/=2cosi'mp —	параметр
Кориолиса, Е0 и F0 — приземные значения потока тепла и каса
тельного	напряжения	соответственно,	и # — скорость	трения.

(С. С. Зилитинкевич, 1970). Как L , так и ц широко используются в научных исследованиях. Они включают в себя все независимые параметры стационарного приземного и пограничного слоя атмо сферы и благодаря этому могут применяться при сравнении ре зультатов измерений, проведенных на различных широтах, при различной подстилающей поверхности, если соблюдаются основ

ные гипотезы, положенные в основу теории.
Вместо параметра р, для			характеристики				пограничного	слоя
пользуются также		«внешним»		параметром			(Зилитиикевич,	1970)
			S=	g	h K %	,		(3.6)
				TofUe
где Ад	Ф — разность потенциальной					температуры на верхней и
нижней	границах	пограничного		слоя,		Us — скорость геострофиче
ского ветра. Между S и ц имеется					связь
				;	T:,S			(3.7)
				Дд&С				(3.7)
				Дд&С
где
		Т* =	- — ^					(3.8)

Масштаб температуры приземного слоя, с =•&*/••t/f — геострофиче ский коэффициент трения.

Для расчетов того или иного параметра устойчивости обычно пользуются результатами градиентных измерений, т. е. измерений разностей температуры и скорости ветра, при этом так или иначе приходится выбирать и фиксировать уровни измерений. С этой точки зрения целесообразно все практически применяемые харак теристики устойчивости разделить на «приземные» и «высотные».

Термином приземные_будем называть те характеристики устой чивости, 'расчет которых"основан на градиентных (или потоковых) измерениях в приземном слое атмосферы, где сохраняют постоян ство касательное напряжение и поток тепла. В этом случае обыч но пользуются параметром Ричардсона, рассчитанным по конеч

ным	разностям, для слоя,		примыкающего	к	поверхности	земли,
	Б	=	g A V ,			(3.9)
			т0и*
где	U — скорость ветра	на уровне /г1 </г</7.2 , Д/ г в — разность по
тенциальной температуры на уровнях /г2				и	h\, лежащих	внутри
приземного слоя.

Институтом физики атмосферы разработан метод определения характеристик приземного слоя через параметр Б и шероховатость

местности z0 по измеренным	значениям U и ДЛ- Ф	при условии
/i2=2/i, h\=hj2. Небольшая	толщина слоя позволяет	использовать
обычную температуру вместо потенциальной. При этом значения L
однозначно определяются через Б и z0 , а параметр		пограничного

слоя р. — через Б, zQ и U. Значения универсальных функций, необ ходимых для этих расчетов, были уточнены Зилитинкевичем и Чаликовым (Зилитинкевич, 1970).

Вместо параметра Б, можно использовать параметр Будыко

(Зилитинкевич,	1970)
	Б. = *****	,	(3.10)
где Дл U — разность скоростей на уровне h2			и /гь в этом случае
для дальнейших	расчетов не требуется	знание	z0.

Чаликовым (Зилитинкевич, 1970) предложена схема расчета характеристик приземного слоя атмосферы по результатам гра диентных измерений с помощью способа наименьших квадратов.

Для определения стратификации пограничного слоя по изме

рениям в приземном слое атмосферы можно пользоваться	также
параметром
- - • Ж -	( З Л 1 )
который представляет собой рассчитанный по конечным	разно
стям градиентный аналог потокового параметра р:

Этот параметр удобен тем, что в пределах приземного слоя не зависит от уровня измерений.

В ряде случаев для определения характера устойчивости слоя, выходящего за пределы приземного, пользуются аналогичными характеристиками, рассчитанными по разностям в более высоком

слое (условно назовем их высотными).				Здесь		можно	отметить
параметр
которым пользовался	П. А. Воронцов		(1960),		и	параметр
								(3.14)
использованный в работе		(А. К. Александрова			и др., 1963). В обо
их случаях разность	температур определялась					на уровнях		100 и
2 м, скорость ветра	U — на уровне		100 м,		разность		скоростей
Aft U — на уровне 100 м и уровне флюгера.				неуниверсальные и				раз
Эти параметры, как		нестандартные,

мерные, не могут быть непосредственно рекомендованы для ши рокого использования. Целесообразно сделать их безразмерными с помощью введения необходимых множителей и заменить обыч

ную	температуру		потенциальной. Полученные		характеристики в
этом	случае	совпадают с (3.9) — (3.11);		однако	верхний уровень
измерений		может	оказаться вне слоя	постоянного касательного

напряжения и потока тепла. Это обстоятельство не позволяет ис

пользовать	высотные характеристики для расчета универсальных
параметров	устойчивости	и физических характеристик	приземно
го и пограничного слоя		атмосферы. Поскольку уровни	измерения

в разных случаях могут попадать в разные отношения к погра

ничному	и приземному слоям, их нельзя также	унифицировать.
Тем	не менее эти характеристики устойчивости	имеют некото

рые преимущества: они несколько менее требовательны к точно сти,' чувствительности и расположению аппаратуры, поскольку скорость ветра измеряется на более высоком уровне, а разности температуры — в более толстом слое, поэтому эти величины не сколько больше по величине и более устойчивы по отношению к кратковременным и случайным изменениям. Это особенно сказы вается в переходное время суток (когда начинается или разру шается приземная инверсия), после дождя или во время меняю щейся облачности (когда образуется очень невысокая и кратко временная инверсия), при слабых ветрах.

Внешние характеристики устойчивости, в частности S, рассчи тываются через скорость геострофического ветра Ug и разность

потенциальной температуры на верхней и нижней границах по граничного слоя. Для определения параметра ц через 5 может быть использована номограмма (Зилнтинкевич, 1970).


3.1.2. Способы определения устойчивости атмосферы
	по результатам		сетевых	измерений
Любой	из перечисленных		параметров	устойчивости	является
комбинацией термического и динамического факторов —						турбу
лентного	потока тепла	(или же градиента температуры)			и	каса
тельного	напряжения	(или скорости ветра). При не очень				высо

ких требованиях точности оценку устойчивости нижней части по


граничного		слоя можно		проводить по данным наземной сетевой
метеостанции. Для			этой	цели	служат	таблицы, разработанные
Паскуилом		(1961),	Тернером (1961) и Улигом 11965].
В	табл. 3.1—3.3 представлены				исходные данные		и необходи-
мы)е	операции для		определения		класса	устойчивости	по способу

Паскуила-Тернера . (ПТ). Номер инсолящ-юнного класса п опре

деляется по высоте солнца			(табл.	3.1) и исправляется на		облач
ность (табл.	3.2). Табл.	3.3	дает	возможность	определить	класс
устойчивости	по номеру	радиационного индекса			и скорости	ветра
на флюгере.
					Таблица 3.1
Определение класса устойчивости по Паскуилу-Тернеру (ПТ)
	Определение	номера инсоляционного класса п

	Высота, солн	Инсоляция
	ца, град	Инсоляция
	ца, град
	>60	Сильная
	35-60	Умеренная

со р.-

Высота солн	Инсоляция	«
ца, град
15-35	Небольшая	2
<15	Слабая	1

Таблица 3.2

Определение класса устойчивости по ПТ Определение номера радиационного индекса '

Время суток	Облачное покры		Высота облаков,	Номер	радиацион
Время суток	тие	неба (в долях)		ного	индекса
	тие	неба (в долях)		ного	индекса
Ночь и день		1,0	<2000		0
Ночь		<0,4	Любая	- 2
»		>0,4	и	- 1
День		<0,5	<2000		п
		>0,5	<2000	/2—2*)
		>0,5	2000=5000	л - 2*)
		1,0	>2000	/2-1*)
* Если номер радиационного индекса окажется менее еди
ницы, то берется		единица.		•	'

Входные данные для определения класса устойчивости по спо собу Улига (У) приведены в табл. 3.4. Индекс солнечной радиа ции в этом случае определяется по количеству солнечной энергии, поступающей на горизонтальную площадку при ясном небе и не замутненной атмосфере, в следующих градациях (указаны верх ние значения, нижние соответствуют верхним соседнего индекса слева, для индекса 0 нижнее значение равно нулю):

							Таблица 3.3
	Определение класса			устойчивости	по ПТ
			Номер радиационного		индекса
Скорость
ветра, м/с	4	3	2	1	0	-1	- 2
	4	3	2	1	0	-1	- 2
0 - 1,0	1	1	2	3	4	6	7
1,0-1,5	1	2	2	3	4	6	7
1,5-2,5	1	2	3	4	4	О	6
2,5-3,0	2	2	3	4	4	5	6
3,0—3,5	2	2	3	4	4	4	5
3,5 - 4,5	2	3	3	4	4	4	5
4,5-5,0	3	3	4	4	4	4	5
5,0-6,0	3	3	4	4	4	4	4
>6,0	3	4	4	4	4	4	4

Таблица 3.4

Определение

класса устойчивости по Улигу (У)

Скорость

ветра

Исправленный

индекс солнечной радиации

м/с

узлы

- 3

- 2

-1

0-1

0 -

VII

1,5-2

3 -

111

VII

2,5—3

5 -

111

3,5 - 4

7—

III

4,6-5,1

9—10

III

5,6-6,1

11-12

III

6,7-7,2

13-14

III

>7,2

Индекс . .

3 4

Солнечная

радиация,

10-3 кал/см2 мин

. . 50 225 400 575 750 925 >925

Для ночного времени введены отрицательные

индексы: — 1

для сроков от 0 до 2 ч после захода

солнца, — 2 от 2 до 7 ч после

захода

и,— 3 для сроков более чем 7 ч после захода

солнца. Та

ким .образом,

здесь, в отличие от способа

ПТ, учитывается

усиле

ние ночной

инверсии с течением

времени,

в то время

как солнеч-

<<< < Предыдущая 1 2 3 4 5 67 / 207 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 > Следующая >>>

Соседние файлы в папке книги из ГПНТБ