книги из ГПНТБ / Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник

стигает максимума при ~ 2 - 105 слг3, а потом снова убывает.

Результирующая относительная скорость сi монотонно убывает с возрастанием N t .

По данным Маргетройда (рис. 8.11), в летний период в пре­ делах нижней термосферы восточные ветры более низких слоев переходят в западные. Новая смена направления ветров на во­ сточные прослеживается на высоте около 120 км. Зимой запад­ ный ветер господствует до высот 100—ПО км, и только выше этих уровней он сменяется на восточный. Восточные ветры наиболее интенсивны в высоких широтах и отмечаются до высоты 140 км, где возможно новое обращение ветра. Ветровой режим в нижней термосфере (80—130 км) осложняется наличием здесь прилив­ ных движений. Прилив­ ные движения стано­ вятся заметными еще в мезосфере, быстро воз­ растают с высотой, а в слое 80—110 км ампли­ туды приливных коле­ баний сравнимы с ве­ личиной среднего вет­ ра; в слое 110—130 км

они значительно пре­ восходят ее.

Известно, что при­ ливы в океанах вызы­

вов действие Луны при­ мерно в 2,2 раза больше действия Солнца. Поэтому период на­

ступления морских приливов почти совпадает с лунными полусутками.

Влияние атмосферных приливов сказывается наиболее отчет­ ливо в полусуточных колебаниях приземного давления атмосфе­ ры, которые более четко обнаруживаются в низких широтах. В умеренных и высоких широтах подобные колебания значитель­ но меньше и их удается обнаружить лишь после специальной об­ работки наблюдений. Объяснение таких колебаний встретило затруднение, так как если бы здесь действовали гравитационные силы, то лунное влияние было бы более значительным, чем сол­ нечное. Однако анализ наблюдений показал, что колебания, со­ ответствующие лунным суткам, практически очень малы. Поэто­ му для объяснения атмосферных приливных явлений привлекают термические причины, связанные с нагреванием от Солнца неко­

торых атмосферных областей, но тогда становится неясным полу­ суточный период колебаний, поскольку нагрев от Солнца имеет суточную периодичность. Объяснение здесь заключается в том, что атмосфера имеет свой период свободных колебаний, близкий к 12 ч, поэтому полусуточное колебание атмосферы усиливается вследствие резонансного эффекта.

Приливные колебания давления атмосферы вызывают соот­ ветствующие приливные компоненты ветра.

Данные радиолокационных наблюдений за метеорными сле­ дами показали, что вектор приливной компоненты в течение пе-

Рис. 8.13. Временные вариации меридиональной (о) и зо­ нальной (б) составляющих ветра {м/сек) на различных высотах

риода вращается по часовой стрелке в северном полушарии и против часовой стрелки — в южном. Временные вариации зо­ нальной и меридиональной компонент приливных течений пока­ заны на рис. 8.13. Амплитуда полусуточных колебаний на высоте 90 км может достигать величины 20 м/сек, а на уровне ПО км —

50 м/сек.

Кроме приливных движений, в слое 80—ПО км наблюдались флюктуации, имеющие значительно меньшие пространственные масштабы, но сравнимые с приливами по амплитуде.

Еще из наблюдений метеорных следов и серебристых облаков было известно, что на этих высотах (80—НО км) ветры очень из­ менчивы. Выше этого слоя эффекты молекулярной вязкости и тепловой диффузии приводят к диссипации энергии и затуханию турбулентности. Наблюдения за метеорными следами показы­ вают наличие здесь больших вертикальных градиентов ветра. Большие турбулентные вихри, по оценкам Гринхау и Ньюфилда,

162

имеют вертикальные размеры около 6 км, а время их жизни — 1—3 ч. Ниже 100 км для спектра турбулентности характерны ли­ нейные масштабы от десятков до сотен метров, скорости порядка 1 м/сек и временные масштабы от десятков до сотен секунд. Од­ нако сразу выше уровня 100 км турбулентность резко ослабляет­ ся и поток становится ламинарным; здесь все более резко прояв­ ляется действие молекулярной вязкости.

С.Ш.

Для высот более 110 км Кинг и Коул произвели расчет вет­ ров, используя модель атмосферы по Яккиа (рис. 8.14). Расчет проводился на основе численного решения системы уравнений движения, которая записывается в векторном виде:

где обозначения приняты, как в уравнении (4.3). Вертикальный профиль N t аппроксимируется выражением

где N т — максимальная концентрация на уровне zm, Я — вер­ тикальный масштаб атмосферы. Профиль величины р показан

Величина силы барического градиента рассчитывалась по формулам

Рис. 8.15. Вертикальный профиль коэффициента ц

На рис. 8.17 по результатам расчета показана система ветров северного полушария на уровне 300 км при Nm = 106-слг3, что соответствует дневному времени, а на рис. 8.18 N m — 3* 105 см~3, что характерно для ночного времени. Как видно из рис. 8.17, днем средняя скорость ветра составляет около 45 м/сек, а на­ правление ветра близко к направлению барического градиента. В данном случае вследствие высоких значений Nm сила ионного торможения превышает намного кориолисову и инерционную си­ лы. Например, направление ветра вдоль линии 15-3 совпадает с направлеием градиента от точки максимального давления на экваторе в 15 ч через полюс к точке минимального давления на экваторе в 03 ч.

164

Рис. 8.17. Распределение вектора ветРис. 8.18. Распределение ветра в се­ ра в северном полушарии, рассчитанверном полушарии, рассчитанное для

106 см~г

2 КМ

Рис. 8.19. Вертикальный профиль мери­ Рис. 8.20. Вертикальный профиль диональной и , широтной составляющих величины отношения сил вязкости ветра (в м/сек) на широте 45° в 15 ч к силе барического градиента

местного времени

165

На рис. 8.17 скорость ветра порядка 140 м/сек; здесь влияние ионного торможения значительно меньше. Так, для 15 ч в высо­ ких широтах, где велика сила Кориолиса, ветер имеет компонен­ ту, направленную на восток, а в низких широтах ветер направлен на запад, так как здесь велико влияние инерциальной силы.

Профиль меридиональной и широтной составляющих ветра приведен на рис. 8.19. Из рисунка видно, что на высотах более 500 км скорость почти не меняется с высотой, что объясняется влиянием вязкости. На рис. 8.20 изображен вертикальный про­ филь величины отношения силы вязкости к силе градиента давле­ ния. Рисунок показывает, что роль вязкости сильно возрастает выше 350 км. В слое 220—350 км сила вязкости не превышает 25% силы градиента давления, и здесь вязкостью в первом при­ ближении можно пренебречь. Наблюдения за спутниками, проведенные Кинг-Хили в диапазоне высот 200—300 км путем точных определений вариаций углов наклонения орбиты, пока­ зали наличие на этих высотах сильного западного ветра со ско­ ростью около 100 м/сек. Дальнейшее усовершенствование этих наблюдений позволит уточнить нам знания о ветровом режиме термосферы.

§ 5. ТУРБУЛЕНТНЫЙ РЕЖИМ НИЖНЕЙ СТРАТОСФЕРЫ

Широко известно, что турбулентный обмен играет определяю­ щую роль в переносе тепла, влаги и количества движения в по­ граничном слое атмосферы. Развита турбулентность и в пределах всей тропосферы. В ряде исследований показано, что турбулент­ ный обмен играет важную роль в формировании и эволюции тро­ посферных облаков. С турбулентностью непосредственно связана болтанка самолетов.

Долгое время среди метеорологов было распространено мне­ ние, согласно которому турбулентность в стратосфере или пол­ ностью отсутствует, или она очень слабая. Основанием для та­ кого предположения служил известный факт: в нижней стратосфере преобладает сильно устойчивая (чаще всего — изо­ термическая или инверсионная) термическая стратификация, которая, как известно, препятствует развитию турбулентного об­ мена. Однако в последние десятилетия все чаще стали обращать внимание на то, что в стратосфере наблюдаются сильная неодно­ родность поля температуры по горизонтали и, как следствие, большие вертикальные градиенты (сдвиги) скорости ветра (р). Согласно критерию Ричардсона, увеличение р2 способствует ро­ сту энергии турбулентных движений и более высокому уровню турбулентности.

Наблюдения показывают, что в стратосфере возможны столь же значительные скорости ветра, как и в тропосфере. Так, 24/1 1963 г. над Симферополем отмечена скорость 140 м/сек на высоте

166

26,2 км, 29/11 1964 г. над Москвой — 126 м/сек на высоте 28,6 км\

в тот же день над Новосибирском зарегистрирована на высоте 24,6 км скорость 197 м/сек.

В табл. 8.1 приведены сведения (по Н. В. Петренко [35]) о по­ вторяемости максимальных скоростей ветра (когда она превыша­

Конечно, наиболее часто ось струйного течения располагается в верхней тропосфере (а слое 500—200 мб). Однако число слу­ чаев, когда она находится в стратосфере, также достаточно ве­ лико. Так, ось струи располагается выше уровня 200 мб (около 12 км) в Москве в 190 случаях из общего числа 821, в Новоси­ бирске — в- 159 случаях из 910, в Хабаровске — в 508 случаях из 1386. Вблизи оси струи (максимума скорости ветра), как вы­ ше, так и ниже ее, наблюдаются большие вертикальные гради­ енты скорости ветра, увеличивающиеся от 3 до 20—25 м/сек на

соких широтах стратосферы наблюдается область тепла, здесь над большей частью полушария господствуют а-нтициклоническая циркуляция и восточный ветер. Уровень, на котором происходит изменение (обращение) направления ветра с западного (ниже этого уровня) на восточный (выше этого уровня), называют вегропаузой или велопаузой. Теоретически скорость ветра на ветропаузе должна обращаться в нуль. Фактически вблизи этого уров­ ня наблюдаются слабые неустойчивые по направлению ветры (как правило, меньше 5—6 м/сек). Толщина переходного слоя (ветропаузы) изменяется от 1 до 5—7 км при среднем значении •2—-3 км. Высота уровня обращения ветра в умеренных широтах колеблется между 18 и 26 км (70 и 20 мб), составляя в среднем 22 км. В области ветропаузы вертикальный градиент скорости ветра (вектора) может достигать больших значений за счет рез­ кого изменения направления ветра.

Эти краткие сведения о режиме ветра в нижней стратосфере позволяют сделать заключение, что и в этом слое существуют

167

условия для возникновения турбулентности. Представляет инте­ рес оценить перегрузки, испытываемые самолетом в зоне струй­ ного течения при разных значениях скорости ветра на оси струи. Предварительно заметим, что, согласно опытным данным, вер­ тикальное распределение скорости ветра вблизи оси струи может быть описано экспоненциальной функцией ')

X exp [— e(z — z0)]. С учетом этих соотношений формулы для числа Ричардсона Ri и перегрузок Ап, испытываемых самоле­

где Ь — параметр, зависящий от летно-технических данных само­

лета (для самолета типа ТУ-104 Ь — 1120 м 2/ с е к 2) , 8 = —----от-

Ро

носительная плотность.

В табл. 8.2 приведены значения Ri и Ап, рассчитанные для вы­ соты около 16 к м (где 8 = 0,1) и скорости полета v c = 300 м / с е к при т = 0 и разных скоростях ветра вблизи (но несколько выше) оси струи.

Т а б л и ц а 8.2

Число Ричардсона и перегрузки, испытываемые самолетом типа ТУ-104

Однако, как отмечали неоднократно многие исследователи, большие скорости ветра, вертикальные и горизонтальные гради­ енты (сдвиги) ее или, в более общем случае, малые значения чис-

') П риводим ы е ниж е в этом п ар агр аф е опытные данны е заим ствованы из монограф ии [2].

168

ла Ri создают лишь благоприятные условия для возникновения турбулентности, определяют области, в которых возможна бол­ танка самолетов. Что касается самих турбулентных зон, то они имеют, как правило, значительно более сложную структуру: зоны эти имеют ограниченные размеры по горизонтали и вертикали, наблюдается несколько зон повышенной турбулентности в обла­ сти одного и того же струйного течения и др. К настоящему вре­ мени накоплен значительный материал по структурным парамет­ рам турбулентных зон.

На рис. 8.21 приведены накопленные (интегральные) повто­ ряемости толщин турбулентных зон для разных широтных поя­ сов Советского Союза и Канады (в целом). Из рисунка видно,

Рис. 8.21. Накопленная (интегральная) повторяемость толщин турбулентных зон:

1 — северные; 2 — умеренные; 3—южные широты СССР, 4 — Канада

что® 80% случаев толщина зон не превосходит 700, 900 и 1200 м

всеверных, умеренных и южных широтах СССР соответственно.

Суменьшением широты толщина турбулентных зон в среднем увеличивается: зоны толщиной меньше 1000 м встречаются при­ мерно в 70% случаев в южных и в 85—90% — в средних и вы­

соких широтах.

Согласно рис. 8.22, горизонтальная протяженность турбулент­ ных зон также изменяется в широких пределах. В 80% случаев она не превосходит примерно 40 км в стратосфере (над США), 80 км — в верхней тропосфере (над США) и в умеренных широ­ тах СССР, 150—160 км — в южных широтах СССР и над Кана­ дой. В умеренных широтах СССР в 72% случаев протяженность

В стратосфере, по данным полетов самолета У-2, протяженность турбулентных зон в 70% случаев меньше 30 км и только в 0,5% случаев она больше 100 км.

169

Нередко на высотах 8—12 км встречаются турбулентные зо­ ны двух типов: сплошные и прерывистые. Последние состоят из

%

100

во

60

40

20

Рис. 8.22. Накопленная (интегральная) повторяемость горизонтальной протяженности турбулентных зон: 1 — верхняя тропосфера (США); 2 — стратосфера (США); 3 — умеренные широты (СССР); 4 — Ка­ нада; 5 — южные широты (СССР)

нескольких турбулентных участков (число их колебалось от 2 до

170