книги из ГПНТБ / Воронцов, П. А. Аэрологические исследования пограничного слоя атмосферы
.pdfПростая степенная зависимость вида |
|
|
|
|||||
|
|
V = |
J |
|
|
|
(50). |
|
оправдывается в |
указанном |
слое несколько |
лучше. |
|
||||
Величина коэффициента |
т и |
толщина слоя z |
|
Таблица 36 |
||||
простой степенной |
||||||||
закономерности в распределении |
|
|
|
|
М |
|||
скорости ветра по группам —-t |
||||||||
|
|
|
|
Группа |
|
|
|
|
Сезон |
I |
|
II |
|
III |
|
IV |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
т |
|
Z |
т |
Z |
т |
Z |
Зима . . . |
|
0,77 |
150 |
0,85 |
100 |
0,87 |
150 |
|
Весна . . . |
|
1,05 |
150 |
|||||
Лето . . . |
150 |
0,85 |
100 |
1,52 |
100 |
0,20 |
150 |
|
Осень . . . 0,38 |
0,82 |
150 |
||||||
Из табл. 36 следует, что осенью лучшая оправдываемость |
||||||||
простой степенной зависимости |
для |
всех |
групп |
наблюдается |
в слое до 150 м, зимой и летом распределение ветра по высоте почти не следует по степенному закону. Наибольшие значения
коэффициента т приходятся на группу III, соответствующую максимальному росту скорости ветра по высоте.
По данным Д. Л. Лайхтмана, находим значения е, при ко
торых скорости ветра на высотах 25, 50, 100 и |
150 м и величина |
|||||
z£ -1 |
тех же |
|
. |
|
|
на одну прямую |
—-— для |
высот z будут укладываться |
|||||
(рис. 17). |
|
|
|
|
|
|
Значения е приведены в табл. 36а. |
Таблица 36а |
|||||
|
|
|
|
|
||
|
Величина е |
в слое 25—150 |
м для скорости |
|||
|
|
|
|
|
М |
|
|
|
ветра v по группам ~2 |
|
|||
|
|
|
|
Группа |
|
|
|
Сезон |
|
|
|
|
|
|
|
|
I |
II |
III |
IV |
|
Зима . |
. . |
-0,20 |
-0,10 |
0,05 |
0,30 |
|
Весна . |
. . |
-0,30 |
-0,20 |
0,10 |
0,25 |
|
Лето . |
. . |
-0,30 |
-0,10 |
0,20 |
0,30 |
|
Осень . |
. . |
-0,20 |
-0,10 |
0,20 |
0,20 |
Как видно из табл. 36а, значения е имеют хорошо выражен-
ную тенденцию увеличиваться с ростом устойчивости атмосферы
89
и относительно немного меняться в каждой группе термодина мического состояния атмосферы. При неустойчивом состоянии величины е отрицательны и находятся в пределах —0,20, —0,30, в инверсии положительны и имеют значения 0,20—0,30.
Рис. 17. Профиль ветра в слое 25—150 м по группам I—IV.
1 — зима, 2— весна, 3 — лето, 4 — осень.
На рис. 18, несмотря на некоторый разброс точек, все же наблюдается зависимость величины s от у. Переход к отрица тельным е будет при у~0°,20. Таким образом, обобщенный сте
пенной закон хорошо оправдывается в слое до 150 м, если на чальный уровень брать 25 м.
90
Намечается также зависимость т по формуле (50) от верти
кального температурного градиента, вычисленного для слоя z (табл. 36). Несмотря на некоторый разброс точек, все же кор реляционную зависимость между т и у в диапазоне у от —1,0
до 1,2°/100 м можно выразить через уравнение вида |
|
|
т=0,190—0,085у—0,025у2. |
(51) |
|
Величина т = 0 только при у=1°,4 |
во всем слое 500 |
м, что |
почти не наблюдается в атмосфере, а |
т<0 не может в природе |
наблюдаться, так как это соответствовало бы уменьшению скорости ветра с высотой во всем слое, что в действительности
никогда не имеет места.
ГЛАВА III
СТРОЕНИЕ ИНВЕРСИЙ
Одной из важнейших особенностей термического поля по граничного слоя является наличие инверсий температуры. В по граничном слое могут наблюдаться инверсии, начинающиеся от земной поверхности, которые будем в дальнейшем называть приземными инверсиями, и инверсии, образующиеся на некото рой высоте, ■— приподнятые инверсии.
Будем пользоваться терминами:
а) нижняя и' верхняя границы слоя инверсии,
б) мощность инверсии АЯ— разность высот верхней и ниж ней границ инверсии,
в) величина инверсии А/ — разность температур на верхней
и нижней границах слоя инверсии.
Впервые некоторые сведения о строении инверсий в нижнем
слое атмосферы были получены из материалов змейковых подъе мов. По этим данным М. М. Рыкачев (1914) опубликовал иссле дование термического режима в нижнем слое 2 км над Павлов ском, он получил повторяемость числа дней с инверсиями и вы
соты ее слоев и провел сравнение этих величин с материалами Вента (Wendt, 1911) для Гамбурга и др. П. А. Молчанов (1922) выявил новый вид инверсий, названных им весенними или снеж ными.
Исследование аэрологического строения инверсий было в
дальнейшем проведено Пепплером (Peppier, |
1929), |
Гератом |
|
(Herath, 1949), |
И. М. Бушевым (1939), И. И. |
Честной |
(1953), |
Е. Г. Зак (1938) |
и др. |
|
|
В результате уже к 1935—1940 гг. для пограничного слоя по
ряду пунктов было установлено: величина и мощность инверсий,
их суточный и годовой ход, распределение по высотам, — при этом было выявлено, что наиболее глубокие и мощные инверсии наблюдаются у земной поверхности, с высотой их величина и мощность уменьшаются.
За последнее время в связи с развитием аэростатного зон дирования вновь появилась возможность детального исследова
ния нижних слоев атмосферы.
92
Весьма полное исследование инверсий в нижнем слое 1 км сделано В. А. Девятовой (1957) для ст. Долгопрудной. Ею уста новлено, что в летние месяцы радиационные инверсии начина ются от поверхности земли сразу после захода солнца или даже несколько ранее и наибольшей мощности примерно 200 м до стигают ко времени восхода солнца. В течение ночи верхняя
граница |
инверсий |
повышается со |
средней скоростью 10— |
20 м/час, |
а величина |
инверсии растет |
со скоростью 0,4°/час и |
к 4 час. достигает наибольшей величины, в среднем 5°. Разви тие инверсии происходит в течение 10 час., разрушение за 3 часа. К 7 час. сохраняется лишь приподнятая инверсия мощ
ностью около 100 м.
Зимой при наличии снежного покрова наблюдается круглосу точная, часто приподнятая инверсия. При значительной вели чине инверсии зимой в дневные часы она разрушается только в тонком слое. Верхняя граница зимних инверсий часто лежит на уровне 600—800 м. В летние ночи скорость ветра у земли близка к штилю, а в слое инверсии в 'большинстве случаев она растет с высотой до верхней границы инверсии, где часто дости гает максимума. Пульсации скорости ветра за 5-минутный про межуток времени редко превышают 1 —1,5 м/сек.
По данным В. Н. Колесниковой (19476), в Той-Тюбе для ясных дней самые мощные и интенсивные инверсии отмечаются над снежной поверхностью. К 18 час. инверсии уже достигают нескольких сот метров. Наиболее низкие и малоинтенсивные ин версии имеют место над увлажненной подстилающей поверх
ностью. К 18 час. их высота в среднем составляет только 100 м,
в более поздние — 300 м.
Акита (Akita, 1955) по данным аэростатного зондирования отметил особенности распределения у в нижнем слое 300 м при
инверсиях. Максимальная инверсия наблюдается в полночь, за
тем ее изменение определяется скоростью ветра. При изменении направления ветра средняя часть слоя инверсии охлаждается,
при этом слой инверсии делится на три подслоя: нижний с резко выраженной инверсией, средний изотермический и верхний со слабой инверсией. После того как температура верхнего слоя
начала повышаться, охлаждение среднего слоя еще продолжается
в течение часа. Иногда на уровне 30—100 м появляется холод ный слой уже после того, как температура среднего слоя начала повышаться.
Шоу (1955) указал, что осенью и весной в Кордингтоне ин версии по наблюдениям в 7 час. с помощью аэростата достигают высот 700 м и разрушаются только при ветрах >15 м/сек. При пасмурном небе высота инверсий несколько меньше (400—500 м)
и разрушаться они могут при ветрах 10 и даже 5 м/сек. Весен
ние инверсии непостоянны и обычно в дневные часы наблю даются редко, размывание их происходит около 7 час. утра.
Шеппард (1950) нашел, что наибольшая интенсивность
93
инверсии достигается 'вскоре после наступления сумерек и позже она колеблется около среднего значения, которое тем меньше,
чем больше скорость ветра. Приземные инверсии распростра няются от земли вверх с большой скоростью в течение первой половины ночи и гораздо медленнее после полуночи. Макси
мальная мощность инверсий составляет 250—320 м. Рассмотрим некоторые особенности строения инверсий над
различными географическими пунктами. Используя материалы автора (1955а, 1956г) и ряд новых исследований, в основном по 'инверсиям над водоемами, рассмотрим инверсии по трем разделам: 1) инверсии над сушей, 2) инверсии над водоемами,
3) инверсии в зоне раздела пограничного слоя и слоя свободной атмосферы.
Поскольку использованы материалы экспедиционных наблю дений с короткими периодами наблюдений, разберем отдельные случаи или некоторые типичные группы случаев.
Радиационные инверсии над сушей
Ночные радиационные инверсии. Наибольший интерес пред
ставляет термическая структура ночных радиационных инверсий (табл. 50).
Средние основные характеристики инверсионного слоя At и
АН меняются в отдельные месяцы теплого периода года в срав нительно небольших пределах. Например, в Колтушах перед восходом солнца средние величины At менялись от 4°,0 в июне
до 4°,8 в мае.
Средние величины At при ночной инверсии колебались от
3°,5 в районе Воейково до 9° в Ташкенте и Пахта-Арале. Боль шие значения At в Цуриковке были связаны со стоком холодного
воздуха в низину. Величины At растут с севера на юг и увеличи
ваются над континентальными районами.
В дополнение к средним, приведенным в табл. 37, первые
три пункта имеют наибольшее число инверсий с Af=3—7° и пов торяемость от 50 до 82%, в Средней Азии увеличивается пов
торяемость величин инверсий в пределах 5—9°. Можно ориен тировочно считать, что летом в районе Ленинграда ночная ин версия будет иметь величину около 3—5°, в районе Свердловска
и Москвы около 3—7°, в Голодной Степи и Ташкенте 5-—9°. В горах (район Терскола) и в низинах (Цуриковка) могут наб людаться большие колебания величины инверсии.
Мощности инверсий также достигают максимальных значе ний на юге, доходя до 0,3—0, 4км, и минимума на севере, доходя до 0,15—0,20 км. С ростом суточной амплитуды растет величина и отчасти мощность инверсии. Зависимость величины инверсии От суточного хода температуры воздуха была установлена давно. По материалам наблюдений в Колтушах Е. С. Селезне вой (1951) было показано, что величина инверсии At состав
94
ляет около половины суточной амплитуды температуры воздуха А на высоте 2 м.
На рис. 19 дана зависимость At и АН от суточной ампли туды А по отдельным наблюдениям для целого ряда пунктов,
Рис. 19. Зависимость величины (а) и мощности (б) инверсии от суточной амплитуды температуры воздуха.
1—Долгопрудная, |
2 —Голодная Степь, |
3 — Пахта-Арал, |
4 — Терскол, |
|
||||||
|
|
5 — Той-Тюбе, |
6 — Воейково. |
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
Таблица 37 |
||
Термические условия ночных радиационных инверсий в летний |
||||||||||
|
|
|
период |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Дол- |
Терс |
|
|
Го |
Пах |
Пури- |
|
Элементы |
Воейково |
Реж |
го- |
Той-Тюбе |
лод |
|||||
пруд- |
кол |
|
ная |
та- |
ковка |
|||||
|
|
|
|
|
|
Арал |
||||
|
|
|
ная |
|
|
|
|
Степь |
|
|
Д<° |
3,5 |
5,4 |
5,1 |
5,9 |
|
9,0 |
8,2 |
6,6 |
9,3 |
12,7 |
Д7/ км |
0,18 |
0,26 |
0,17 |
0,18 |
|
0,33 |
0,29 |
0,40 |
0,35 |
0,16 |
А° |
9,0 |
— |
9,0 |
17,9 |
|
12,4 |
13,3 |
17,9 |
15,0 |
15,7 |
t°мин. |
12,2 |
7,7 |
Н,1 |
2,6 |
|
3,2 |
15,6 |
18,8 |
19,0 |
7,9 |
9г м |
7,5 |
6,1 |
7,7 |
4,9 |
|
3,7 |
8,5 |
9,3 |
10,8 |
5,5 |
9100 м |
7,3 |
7,6 |
7,1 |
4,5 |
|
2,9 |
7,6 |
8,9 |
8,4 |
4,7 |
Период |
VI—VII |
V-IX V—IX |
VIII |
|
II |
VI |
VII |
VII |
VI |
|
наблюдений |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Примечание. |
В таблице приняты следующие обозначения: А° — су |
|||||||||
точная амплитуда, 1°мин. — минимальная температура на высоте |
2 м по |
срочным отсчетам, q — удельная влажность на высоте 2 и 100 м.
95
расположенных как на севере, так и на юге, за теплое полуго дие.
Как видно из рис. 19, несмотря на некоторый разброс точек, величина Д£ в период наибольшего развития ночной инверсии составляет примерно половину суточной амплитуды темпера туры воздуха на высоте 2 м.
Как для северных, так и для южных районов можно считать,
что
Д^ = 0,5 А. |
(52) |
Эта зависимость была проверена для инверсий, образующихся под действием радиационного излучения, только для диапазона
Рис. 20. Распределение dt и dq в инверсиях за ночь.
1 — Голодная Степь, 2 — Пахта-Арал, 3 — Долгопрудная, 4 — Полесье, 5 — Терскол, 6 — Кокчетавская обл.
24°>Л>5°. Это соотношение не будет выполняться, если значе ния А малы и процесс радиационного излучения усиливается или ослабляется действием других факторов. Мощность инвер сии АН также может быть связана с величиной А0. Ориентиро вочно можно принять эмпирическую зависимость в виде
ДЯ = 0,25А°, |
(53) |
где АН в сотнях метров.
На рис. 20 приведены средние величины понижения темпе ратуры воздуха dt и уменьшения удельной влажности dq в те чение ночи по высотам для разных пунктов.
Почти всюду dt имеет максимум на высоте 2 м и уменьша ется с высотой. Особенно значительные уменьшения dt наблю дались над осушенным болотом в Полесье и в горной долине р. Терскола.
Над Голодной Степью и Долгопрудной наблюдается умень шение dt с высотой, но более замедленное, а над Пахта-Аралом
96
по средним данным получается даже рост dt с высотой. Следует отметить, что по данным наблюдениям и над Голодной Степью иногда выявляется рост dt с высотой. Более интенсивное охлаж дение воздуха за ночь не у земной поверхности, а в более высо
ких слоях может наблюдаться и на уровнях до 2 м, например,
над Пахта-Аралом Голодной Степью максимальное пониже ние температуры очень часто было на высоте не 0,15 м, а 2 м.
Очевидно, в этих случаях, кроме радиационного излучения, дей ствуют еще дополнительные факторы, в первую очередь адвек ция. Удельная влажность за ночь обычно уменьшается как у
Рис. 21. Распределение относительной влажности |
по высоте в инверсиях. |
||||||||
а — Терскол 2/VIII, 4 часа; |
б — Долгопрудная, |
3/VIII, |
4 |
часа; |
в — Воейково, |
20/VII, |
|||
8 часов; |
г — Кокчетавская обл., |
20/VI, 4 часа; |
д — Голодная |
Степь, 28/VII, |
4 |
часа; |
|||
е — Пахта-Арал,' 17/VII, 4 |
часа; |
ж— Полесье, |
27/VII, |
5 часов; з — Той-Тюбе, |
9/VI, |
||||
|
|
|
4 часа. |
|
|
|
|
|
|
земной |
поверхности, |
так и по высотам |
с |
максимумом |
вблизи |
почвы. Над Долгопрудной уменьшение dq за ночь примерно
постоянно во всем слое с небольшим ростом к уровню ОД-
ОД км.
Значительное понижение температуры воздуха у земной по верхности с одновременным уменьшением удельной влажности,
казалось бы, должно создавать благоприятные условия для об разования росы. Действительно, сильные росы перед восходом
солнца часто наблюдались в Пахта-Арале, а над осушенными болотами Полесья вместе с росой наблюдалось развитие сла
бого поземного тумана небольшой мощности.
На рис. 21 приведено распределение с высотой относитель ной влажности воздуха в слое инверсии. Характерной особен
7 Заказ № 345 |
97 |
ностью строения многих ночных радиационных инверсий является быстрое уменьшение с высотой относительной влажности, часто при наличии у земной поверхности насыщения 100%. Поэтому
при ночных инверсиях чаще всего образуется роса на поверх
ности почвы и реже невысокий поземиый туман.
Рис. 22. Зависимость Д/ и Д/7 от R и Е.
а — R по формуле Брента, б — Еэф по графику Ковалевой.
..Для выявления связи между величиной и мощностью инвер сий и интенсивностью радиационного или эффективного излу чения были сделаны соответствующие подсчеты. Величина ра
диационного излучения Д вычислялась по формуле |
Брента |
|
(1938) |
|
|
= |
+ |
(54) |
где е — упругость водяного |
пара в миллибарах, а=0,52, Ь= |
|
= 0,065 — коэффициенты. |
|
|
98