книги из ГПНТБ / Воронцов, П. А. Аэрологические исследования пограничного слоя атмосферы

Величина эффективного излучения Еэф подсчитана по гра­

фику, предложенному Ковалевой (1951). Для каждого случая инверсии вычислены по наземным наблюдениям за 4 часа зна­ чения R и .Еэф-

Ha рис. 22 нет четко выраженной зависимости R и £Эф от AZ

и АЯ, очевидно, потому, что не учитывался ветер и количество облаков верхнего и среднего ярусов. Можно отметить, что с ро­ стом R и £Эф возрастают А/ и АЯ.

Для целей прогноза инверсий желательно было бы отметить такую же зависимость R и Еэф от At и АЯ, по наземным наблю­ дениям за 19 или 20 час., но разброс точек оказался настолько значительным, что пришлось отказаться от отыскания какой-

либо связи.

Для подсчета величины возможного охлаждения воздуха у почвы только за счет ночного радиационного излучения при яс­ ном небе была использована экспериментальная формула Брента

туропроводность и объемная теплоемкость почвы.

Хотя формула предложена Брентом для охлаждения воздуха на поверхности почвы, была сделана попытка применить ее для уровня 2 м, введя поправку в 2° на разность температуры воз­ духа на уровнях 0,0 и 2 м, по данным А. С. Зверева (1954). Ве­ личины, характеризующие состояние почвы, взяты для сухой

ивычисленными dtp значениями ночного понижения темпера­ туры воздуха. Вычисленная dt почти всюду больше фактической

итолько изредка dtv=dt$. Превышение 'вычисленного пониже­ ния температуры над фактической показывает, что имеется при­

ток тепла к земной поверхности за счет турбулентного переме­ шивания. Величина притока тепла к поверхности почвы за ночь путем турбулентного обмена может повысить температуры воз­ духа на высоте 2 м в среднем на 2—4°. Эти данные являются сугубо ориентировочными и только характерными ввиду целого ряда допущений, в частности того, что величины коэффициентов

р, сх и ki приняты одинаковыми для разных районов, что в дей­

ствительности не имеет места.

Скорость ветра и его структура имеют большое значение в процессах развития и размывания инверсий путем в первую оче­ редь изменения величины коэффициента турбулентного обмена и адвекции тепла со стороны.

Величины kz в первую очередь будут определены профилем ветра в слое инверсии. Установлено, что у земной поверхности скорости ветра до 2—3 м/сек. способствуют образованию инвер­

сии, большие значения скорости ветра ведут к ее размыванию.

Подъемы аэростатного метеорографа с пятиминутными площад­ ками на разных уровнях позволили получить детальную кар­ тину распределения скорости ветра в слое инверсии (табл. 38).

100

У земной поверхности при инверсиях наблюдаются весьма слабые скорости ветра в пределах 0,5—1,5 м/сек., не было отме­

чено ни одного случая с v>5 м/сек. Примерно в 74% на вы­ соте 2 м был ветер скоростью 0—1 м/сек., в 22% — в пределах 2—3 м/сек. и только в 4% ветер в пределах 3—5 м/сек.

На высотах же обычно отмечается быстрый рост скорости, причем, как правило, максимальная величина v была на уровне конца инверсионного слоя и уменьшалась выше слоя инверсии.

Только в редких случаях во всем слое инверсии наблюдался штиль или слабые скорости ветра. В Долгопрудной в период

май—сентябрь мощность радиационной инверсии была около 180 м, на этой же высоте отмечен и максимум скорости ветра; над Голодной Степью мощность инверсии больше и слой с мак­ симумом v—на уровне 300 м. В Пахта-Арале скорости ветра небольшие, но скачок v от земли и до высоты 50 м также хоро­ шо выражен. В Воейково рост скорости ветра по средним дан­ ным отмечен до уровня 300 м, причем по отдельным наблюде­ ниям максимум скорости ветра примерно совпадает с верхней

границей инверсии.

Значительный рост скорости ветра с высотой в инверсиях может повести к образованию больших избытков кинетической энергии. Согласно критерию Ричардсона, в этом случае будет

В этих случаях, как показал П. А. Молчанов (1938), по­ скольку вертикальные перемешивания должны быть весьма за­ медленны и малы, избыток кинетической энергии пойдет на раз­ витие беспорядочного движения воздушных частичек в гори­ зонтальной плоскости, т. е. на развитие порывистости ветра.

Автор (1953в) установил три типа распределения порыви­ стости ветра в приземной инверсии.

Первый тип соответствует полному отсутствию порывов

или слабому их развитию во всем слое инверсии и несколько выше ее. Эти случаи относятся в основном к периоду наиболь­ шего развития инверсии.

Второй тип характеризуется слабой порывистостью в слое инверсии и наличием значительной порывистости выше слоя инверсии. Эти случаи в основном наблюдаются примерно до 20—22 час.

Третий тип характеризуется наличием порывистости ветра как в слое инверсии, так и выше его. Этот тип наблюда­ ется утром спустя 2,5—3 часа после восхода солнца, когда начи­ нается интенсивное разрушение приземной инверсии развиваю­ щимся турбулентным теплообменом.

Попытаемся установить зависимость между временем вос-

101

хода и захода солнца и началом и концом радиационной инвер­

сии в слое до 50 м для ясных дней.

солнца, размывается инверсия в среднем спустя 3—3,5 часа после восхода солнца. В гетрах, на дне долины ip. Терскола, ин­ версия начинается спустя 1 —1,5 часа после захода солнца.

Очевидно, такое запаздывание в сроках начала инверсии можно объяснить только значительной тепловой инерцией окружаю­ щих долину гор. Размывается инверсия в долине спустя 1 — 2 часа после появления солнца, т. е. примерно в те же сроки, что и в равнинных условиях.

Зимой, в марте в Воейково инверсия в том же слое уничто­ жается через 4—4,5 часа после восхода солнца, в Той-Тюбе в феврале инверсия размывается спустя 3—3,5 часа после вос­ хода солнца, начало образования приходится за 2—2,5 часа до

захода солнца.

По данным Флоуера (Flower, 1937), начало инверсии в слое

1—16 м в августе в Египте было спустя 2,5 часа (после захода солнца, зимой инверсия устанавливалась за 30—40 мин. до за­

хода солнца.

Ринк (1953) по наблюдениям в Потсдаме для слоя 1—76 м дает начало инверсии летом в ясные ночи примерно за 1 час до захода солнца, конец—спустя 3,0—3,5 часа после восхода солнца.

Следует отметить также значительные колебания сроков на­ чала и конца инверсии под влиянием местных условий. Напри­ мер, при исследовании температурного режима в Каменной Степи в двух пунктах — в массиве лесных полос и в открытой степи (1952г), расположенных примерно на расстоянии 10 км

и 3,5 часа после восхода солнца. Сроки начала и конца инвер­ сий в открытой степи довольно близко совпадали со сроками в полупустыне (Голодная Степь).

Уменьшение турбулентного перемешивания в нижнем слое среди лесных полос и отчасти дополнительное охлаждение воз­

духа внизу за счет затраты тепла на процессы испарения и транспирации вызывают в летнее время более продолжи­ тельное, почти на 4 часа, существование инверсии среди лесных

полос.

102

и в слое 2—50 м, по наблюдениям автора. Оказывается, что сроки начала инверсий в этих слоях примерно совпадают, т. е.

охлаждение воздуха почти одновременно начинается в относи­ тельно большом слое. Объяснить это явление можно только тем, что в момент начала инверсии еще хорошо развито турбу­ лентное перемешивание и начавшееся охлаждение от земли быстро передается в более высокие слои. В дальнейшем после

затухания турбулентности к 20—22 час. рост мощности и вели­ чины инверсии происходит 'медленнее.

В утренние часы инверсия на высоте 2—50 м оканчивается позже примерно на 2 часа по сравнению со слоем 0,1—2 м. Это

смещение в сроках окончания инверсии можно объяснить тем,

что начавшийся прогрев земной поверхности происходит при очень слабой турбулентности или ее отсутствии, поэтому пере­ дача тепловой энергии в верхние слои в первое время осуще­

ствляется замедленно, в основном под влиянием только моле­ кулярной теплопроводности и постепенно по мере развития турбулентного обмена начинается разрушение инверсии. Раз­ мывание инверсии происходит одновременно как от земной по­ верхности, так и сверху вниз и продолжается около 2 час. При усилении скорости ветра процесс разрушения инверсии должен протекать быстрее, но ввиду малого числа наблюдений устано­ вить эту зависимость затруднительно.

Отдельные особенности в строении инверсий. Во многих слу­

чаях на процессы развития ночных инверсий действуют, кроме радиационного излучения и турбулентного обмена, и другие факторы, в основном адвекция теплового воздуха на высоте или сток холодного воздуха вдоль земной поверхности. Вследствие ночного охлаждения у земной поверхности образуется слой вы­ холоженного плотного воздуха, а натекание прогретого теплого воздуха будет происходить на некоторой высоте. Адвекция теплого воздуха на высоте может в этом случае усилить вели­ чину и мощность радиационной инверсии.

Автором (1956г) рассмотрено несколько подобных случаев. Например, в Долгопрудной ночью 10—11 сентября 1951 г. на высоте 2 м наблюдалось непрерывное понижение температуры с 16 до 4 час. утра на 9°,5, на высоте же 0,4 км за тот же период

температура воздуха за счет адвекции тепла повысилась на

5°,3, величина инверсии к 4 часам достигла 11°,2 при ее мощ­ ности 300 м. С высоты 0,1 км наблюдалось резкое усиление скорости южного ветра от штиля до 14—18 м/сек. на высоте 0,3—0,5 км. Адвекция теплого воздуха сопровождалась умень­ шением удельной влажности, в результате чего во второй

половине ночи охлаждение воздуха у земли усилилось. Рост ско­ рости ветра во второй половине ночи вызвал снижение мощ­ ности инверсии. Действием этих двух факторов излучения и ад­

векции и было вызвано образование столь мощной инверсии. Весьма часто над орошаемым оазисом Пахта-Арал или над

103

заболоченными участками наблюдались ночные инверсии боль­ шой величины, происхождение которых объяснить нельзя

только процессами радиационного излучения. Материалы

наблюдений позволили установить, что адвекция оказывает влияние в первую половину ночи на оазис теплых сухих масс воздуха из окружающих пустынь. Например, ночью 18— 19 июля 1952 г. при непрерывном понижении температуры воз­ духа у земной поверхности на высоте 0,2—0,3 км наблюдалось

чаях 2—3 часа после восхода солнца на высоте 0,1—0,2 км про­

должалось понижение температуры воздуха при ее повышении

у земной поверхности, в результате адвекции холодного воз­ духа процесс разрушения ночной инверсии ускорялся. Поэтому над небольшими по площади участками с резко отличными

термическими свойствами почвы (например, орошаемый оазис) всегда необходимо учитывать адвекцию воздуха из окружаю­ щих районов.

Над болотами также часто бывают инверсии большой вели­ чины, например, ночью 26—27/VII 1953 г. в Полесье наблюда­ лась инверсия с А/= 10°,0 и ЛИ = 190 м, 15 июня — инверсия с Д£ > 9°,5, верхняя ее граница не была достигнута. Такие глу­

бокие инверсии над сильно увлажненной поверхностью болот в период самых коротких ночей также не могут быть результа­ том только процессов радиационного излучения.

При развитии ночной инверсии над Голодной Степью в не­ которых случаях отмечалось понижение температуры воздуха на высоте больше, чем у земной поверхности, причем у земли наиболее интенсивное охлаждение наблюдалось в первую по­ ловину ночи, а с высоты 0,1—0,15 км чаще во вторую половину.

При увеличении абсолютной влажности в нижних слоях атмосферы процесс радиационного охлаждения сильно умень­ шается, как это показано автором совместно с М. С. Шелковни-

ковым (1956) на материалах аэростатного зондирования в до­ лине Азау—Теракола за 3 сентября 1953 г. или над мелкосопоч­

ным рельефом (1957).

Мощность инверсии, особенно во вторую половину ночи, бу­ дет зависеть от скорости ветра, при увеличении скорости ветра она будет уменьшаться.

Инверсии в низинах со стоком холодного воздуха. Развитие

ночных инверсий в пересеченной местности тесно связано со сто­ ком холодного воздуха по склонам. Сток холодного, воздуха должен усиливать ночную радиационную инверсию. В настоя­

щее время нет твердо установленного мнения о том, что

является основной причиной в образовании ночных инверсий

104

имеется указание, что сток холодного воздуха может быть только со склонов, если наклон их не менее 3—4°, но автором наблюдался интенсивный сток на склонах с наклоном 2—3°.

Аэрологические исследования строения ночных инверсий в низинах и над пологими склонами привел только Коханский

(Kochanski, 1936). Общие соображения об условиях развития

этих инверсий встречаются значительно чаще. Например, Берг (Berg, 1951) считает, что единственной причиной образования

озер холодного воздуха и глубоких температурных минимумов

в пониженных участках рельефа является собственное излуче­ ние атмосферы и задержка воздуха в низинах.

Плечке (Plaetschke, 1953) рассматривает дополнительные факторы, способствующие появлению глубоких минимумов температуры. Воздух, стекающий со склонов, суше воздуха,

находящегося в долине. В результате их перемешивания точка росы в долине понижается. Поэтому воздух в долине может

охлаждаться значительно ниже, пока не образуется роса. Опускание воздуха по склону совершается и в том случае,

когда он проникает в более холодный воздух долины, что свя­

склон, по мнению Плечке, не является непосредственным постав­

щиком холодного воздуха, а служит лишь механизмом его вы­ сушивания.

Объяснение Плечке о проникновении стекающего по склону сухого воздуха в зону холодного за счет большей плотности су­ хого воздуха неправильно. Из любого примера распределения температуры и влажности по склону и в низине легко подсчи­ тать, что плотность холодного и влажного воздуха в низине бу­ дет значительно больше плотности теплого и сухого воздуха на склоне или вершине холма.

В работе автора (1957) приведены результаты исследований

строения инверсий в долине р. Терскола и над низинами мелко­ сопочного рельефа Кокчетавской области (рис. 24).

Наиболее глубокие инверсии с большими значениями .\t

образуются при низкой относительной влажности воздуха и больших ее уменьшениях с высотой. Высота верхней границы инверсионного слоя и температура воздуха на ней в условиях мелких сопок примерно одинаковы, в результате чего величина инверсии над пониженными частями рельефа значительно больше, чем над сопками. Можно считать, что средняя величина и мощность инверсии и также температура на ее верхней гра­ нице будут определяться общими для района условиями радиа­ ционного излучения. Величины инверсии над низиной и склоном определяются особенностями перераспределения выхоложен-

105

кого воздуха по склону. На вершине холма высотой Нк вели­

чина инверсии А£= А/4, в низине А^ — (0,7—0,8) А и на склоне (0,35—0,4) Ях величина AZ —А/2.

При влажности воздуха в ночные часы на вершине холма г> 60% и слабо выраженном суточном ходе температуры воз­ духа абсолютные величины инверсии At над низиной умень­ шаются почти в два раза, а над вершиной холма увеличи­ ваются.

Ориентировочно можно считать, что величина At над низи­ ной при суховейных условиях изменяется в зависимости от Нх

следующим образом: а) от низины и до 0,25 Ях уменьшается примерно вдвое, б) от 0,25 и до 0,5 Нк уменьшается на 0,25,

Рис. 24. Схема строения ночной инверсии перед восходом солнца над пологими склонами.

АВ — слой инверсии, АС— пленка холодного воздуха.

в) на вершине склона составляет только 0,25 своего значения

над низиной.

Ночью в низинах образуется слой выхоложенного воздуха,

образуя пленку холодного воздуха. Пленка холодного воздуха характеризуется относительно низкими для данного периода времени температурами воздуха у земной поверхности или

быстрым ее повышением по высоте с величинами у до —30,

—45°/Ю0 м. Уровень перехода к резко уменьшенным по абсо­ лютным значениям у, равным —3, —8°/100 м, будет соответ­ ствовать окончанию этого слоя. Относительная влажность, достигающая обычно больших значений у земной поверхности

в низине, быстро уменьшается с высотой, и на верхней границе пленки холодного воздуха часто достигает 25—35%. Пленка холодного воздуха должна отличаться очень большой термиче­ ской устойчивостью, препятствующей развитию в ней верти­ кальных движений, что имеет большое значение для стока хо­

106

По исследованиям И. А. Гольцберг (1957), в пленке хо­

лодного воздуха слой от почвы до высоты 1,5—2 и характе­ ризуется, как правило, постоянной температурой воздуха или иногда даже небольшим понижением температуры. Это можно

объяснить только тем, что у поверхности почвы небольшой сток холодного воздуха сопровождается слабым перемешива­

нием и уничтожением инверсии. Таким образом, пленка холод­ ного воздуха состоит из двух слоев: нижний от почвы до вы­ соты 1,5—2 м и верхний от 2 м до уровня (0,2—0,25) Ях.

Основное влияние на формирование глубоких инверсий в низинах имеет процесс радиационного излучения, задержка

холодного воздуха в низине способствует усилению инверсий. Это подтверждается тем, что к моменту захода солнца в низи­ нах величина инверсии составляет 0,5—0,6 \t за ночь, в это

время сток развит слабо, а склоны имеют достаточно высокую температуру. Большая термическая устойчивость в пленке холодного воздуха с низкими температурами задерживает стекающий со склонов воздух, который, опускаясь как более теплый и сухой, растекается сверху пленки, непосредственно усиливает инверсию и создает более благоприятные условия для

дальнейшего радиационного излучения воздуха в низине. Инверсии при сточных ветрах. В табл. 136 приведено рас­

пределение v и t° при сточных ветрах в пос. Мирный. Здесь следует отметить наличие приземной инверсии примерно до высоты 0,4 км при очень сильных и порывистых ветрах внизу. Судя по записям анеморумбографа Стефенса—Геде в пос. Мир­ ный за 5 дней (5, И, 12, 13 и 15/Ш 1957 г.) при сточных ветрах,

в слое 0,1—0,2 км у = —1°,1, т. е. имел место весьма интенсив­

ный турбулентный обмен у земной поверхности и частичное разрушение инверсии в нижнем слое.

В связи с резким уменьшением скорости ветра с высотой в слое инверсии должна быстро уменьшаться как порыви­ стость ветра, так и турбулентное перемешивание. При данном распределении v и t° максимум k должен быть вблизи земной поверхности и быстро уменьшаться с высотой в слое инверсии.

При сточных ветрах, очевидно, существует интенсивное вы­ холаживание стекающего по склону воздуха, которое пере­ крывает турбулентный поток тепла в верхние слои атмосферы,

107

ностью и величиной и представляющих интерес с точки зрения

возможности выявления роли отдельных факторов в образо­ вании инверсии.

К. И. Кашин (1949) сделал теоретический расчет средней

температуры января в Якутске с учетом баланса лучистой энерпии и турбулентного перемешивания по вертикали.

Рис. 25. Распределение температуры воздуха при зимних инверсиях в Якутске.

1 — теоретическая кривая, 2 — 20/1 1935 г., 3—13/1 1939 г.. 4— II 1939 г., 5 — III 1939 г.

Фактические значения распределения температуры по вы­ соте при зимних инверсиях взяты из отдельных подъемов ме­ теорографа на привязных шарах и ограниченных шарах-зон­

дах, проведенных Н. М. Зацепиным в Якутске в 1935 и 1939 гг.

На рис. 25 приведено распределение температуры воздуха по высотам, по расчетам К- И. Кашина, по данным измерений

рис. 25), в январе при длительном выхолаживании величина инверсии может быть около 12°, а фактическое повышение

и составляют для января 800—1000 м. Наибольший градиент температуры у в слое от земли до 0,3—0,5 км составляет при­ мерно —4, —5°/100 м, выше величина у уменьшается до —Г.

108