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

отмечено. На периферии антициклона наблюдались нисходящие движения воздуха, вызвавшие образование инверсии оседания. Наряду с инверсией оседания у земной поверхности образова­ лась радиационная инверсия.

Высота инверсии оседания также имеет хорошо выражен­ ный суточный ход с максимумом в полуденные часы и миниму­

мом утром перед восходом солнца. Очевидно, повышение вы­ соты инверсии оседания в полуденные часы связано или с лу­

чистым нагревом массы воздуха или турбулентным перемеши­ ванием.

Рис. 29. Инверсия оседания в долине Азау 2—3/IX 1954 г. Пунктиром показана граница слоев инверсии.

Поскольку в нижнем слое в течение суток наблюдается довольно мощная радиационная инверсия, разрушение инвер­ сии оседания должно быть вызвано турбулентным движением, развивающимся не от земной поверхности.

Величина и мощность инверсии оседания значительно

меньше тех же величин радиационной инверсии у земной по­ верхности.

Если нанести на график величины А/ и АН инверсии оседа­ ния, то, несмотря на некоторый разброс точек, намечается за­

висимость между ними — с ростом А/ увеличивается и АН,

величины же у°/100 у инверсий малой мощности значительно

больше, чем у инверсий большой мощности.

В инверсиях оседания величина у по всему слою не одина­ кова, обычно в нижней части значение у больше, наверху меньше. Выше слоя инверсии наблюдается резкое уменьшение

удельной влажности, в слое же инверсии — иногда значитель­ ный рост q.

120

Инверсии оседания в горных районах. Нисходящие движения воздуха в горных районах могут быть не только из свободной атмосферы, но и вследствие опускания его с горных перевалов или с участков, над которыми воздух подвергается значитель­ ному выхолаживанию, например, с ледников. При устойчивом состоянии атмосферы такое опускание воздуха, даже без его сжатия, может вызвать образование инверсии, сходной с анти-

циклонической инверсией оседания.

Строение инверсии оседания по данным аэростатных зонди­ рований через 2 часа в долине Азау, приведенное на рис. 29,

иллюстрирует раопределение границ инверсионного слоя и вы­ сот облаков. Характеристика инверсии оседания дана также

Примечание. В таблице приняты следующие дополнительные обо­

значения: 3] —градиент удельной влажности от земли до инверсии оседания; <г2 — то же в слое инверсии.

весьма значительно: от 30 м в 20 час. до 600 м в 4 часа. Под инверсией оседания наблюдалось образование сплошной облач­ ности в период с 21 до 23 час. и с 5 до 9 час. При наличии

облачности величина инверсии несколько возрастала, очевидно,

за счет радиационного излучения от верхней границы облаков.

В период рассеивания местной облачности у земной поверх­ ности наблюдалось образование приземной радиационной ин­

версии.

В 10 час. инверсия оседания размылась в связи с интенсив­

ным прогревом воздуха и увеличением турбулентного обмена.

121

Опускание воздуха приводит к образованию слоев очень сухого воздуха. Непосредственно под слоем инверсии оседания анало­ гично равнинным условиям воздух может находиться в состоя­ нии, близком к насыщению, а часто и в состоянии насыщения.

Тогда здесь образуется облачность. Градиенты удельной влаж­ ности в слое от земли до начала инверсии очень малы, а иногда даже отличается инверсия в распределении удельной влаж­ ности, например в 4 часа. В слое инверсии и выше ее наблю­ даются часто необычайно большие градиенты удельной влаж-

Рис. 30. Слой инверсии в зоне раздела потоков местной циркуляции.

а — оазис — пустыня, б — горно-долинная, в — слабый зимний муссон, 1 — слой инверсии, 2 и 3 — потоки воздуха.

Таким образом, характерной особенностью инверсии оседа­ ния в горных районах является относительно небольшой рост

в летний период, на небольших высотах от земной поверхности является их ослабление, а часто и полное рассеивание в днев­ ные часы.

К сожалению, автору не удалось рассмотреть материал об инверсиях в зонах раздела противоположно направленных потоков воздуха. Слой инверсии над орошаемым оазисом

Пахта-Арал в долине Азау при долинном ветре и при местных ветрах над Кольским заливом, приведенный на рис. 30, пока­ зывает, что здесь во всех случаях наблюдалась смена напра­ влений ветра.

122

ГЛАВА IV

ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В ПОГРАНИЧНОМ СЛОЕ

Турбулентное движение воздуха характеризуется тем, что, помимо некоторой средней скорости потока, каждая его ча­

ченными. С турбулентностью атмосферы связаны порывистость ветра, перенос по вертикали тепла, влаги, примесей пыли, ядер конденсации, обмен количеств движения между различными слоями и связанное с ним внутреннее трение. Поэтому изуче­ нию атмосферной турбулентности придается в метеорологии большое значение.

Турбулентный характер атмосферных движений определя­ ется наличием неровностей на земной поверхности, неравномер­ ностью нагревания разных ее участков, а также некоторыми

гидродинамическими свойствами самих атмосферных течений. Поэтому чем резче выражены неровности земной поверхности, тем более турбулентными будут воздушные потоки в нижнем слое атмосферы, чем интенсивнее нагревание, тем сильнее раз­ вивается турбулентность.

Наиболее простой характеристикой турбулентного движения воздуха является средняя скорость ветра, но в настоящее время все большее значение приобретает исследование внутренней структуры воздушного потока — ветровых импульсов различной

величины, продолжительности и направления.

Вектор скорости ветра в турбулентной атмосфере может быть представлен в виде

где vx, vy и ^ — составляющие вдоль осей координат мгновен­

ных отклонений скорости ветра v от среднего значения v. Сред­ ние за длительный период времени величины vx, vy и v2 будем

считать равными нулю.

Изучая внутреннюю структуру воздушного потока вблизи земной поверхности, ряд исследователей получили значитель­ ный экспериментальный и теоретический материал.

124

Большой цикл исследований по физике приземного слоя выполнен Д. Л. Лайхтманом (1944), Д. Л. Лайхтманом и

А. Ф. Чудновским (1949), М. И. Будыко (1947), О. А. Дроздо­

вым (1949) и др. Основной трудностью теоретических обобщений

в области атмосферной турбулентности является температур­ ная неоднородность атмосферы, которая определяет.специфику проблемы.

Учету влияния температурной стратификации на турбулент­ ный обмен посвящены исследования Д. Л. Лайхтмана (1944), М. И. Будыко (1948), Свердрупа, Сеттон (Sutton, 1953) и др.

М. И. Будыко предлагает учитывать стратификацию атмо­

сферы, заменяя «константу» Кармана х переменным парамет­ ром, зависящим от стратификации.

Д. Л. Лайхтман предлагает для учета стратификации степен­ ной закон с переменным показателем, позволяющий уловить

характер отклонений от логарифмического закона при различ­

ных условиях стратификации. А. М. Обухов (1946) сделал по­

пытку применения методов теории подобия к задачам физики

Большой экспериментальный материал по строению призем­ ного подслоя приводят А. Р. Константинов (1949), Т. А. Огнева (1955), А. С. Монин (1953), В. Н. Колесникова (1957а) и мн. др.

Оригинальные исследования по ярусности конвективного обмена в самых нижних слоях атмосферы провел А. А. Сквор­ цов (1948).

Структура воздушного потока в пограничном слое исследо­ вана значительно меньше. Первые в мире исследования пуль­ саций горизонтальной составляющей скорости ветра на змеях

провел В. В. Кузнецов, получивший серию записей структуры ветра, на основании обработки которых было установлено умень­

шение порывов ветра с высотой.

С. И. Троицкий (1924) исследовал порывистость ветра с по­

мощью привязного аэростата, он отметил хорошо выраженный годовой ход порывистости ветра.

П. А. Молчанов (Moltchanoff, 1930) провел большую серию исследований порывистости ветра с помощью специальных при­ боров, поднимаемых на змеях. Он установил три типа распреде­ ления порывистости ветра с высотой: 1) уменьшение порывисто­

ослабление в слое инверсии. Кроме того, Молчанов дал вели­ чины порывистости ветра по высотам и временам года.

Исследование структуры воздушного потока по материалам болтанки самолета начал Н. 3. Пинус (1946) и развил в ряде последующих работ, например (1955).

Следует отметить, что акселерометр для исследования бол­

танки самолета впервые применен В. И. Виткевичем (1923).

125

Изучение вертикальных движений -воздуха, условий возник­

новения и развития микротурбулентности при полетах свобод­

указал на наличие значительной турбулентности в струйных течениях.

В настоящее время широко развиваются экспериментальные исследования атмосферной турбулентности, вызывающей бол­ танку самолета, и микроструктуры воздушных потоков на раз­

личных высотах. Для этих целей в течение последних лет про­ веден ряд больших комплексных экспедиций в разных клима­

тических районах СССР, в том числе в горных районах. Эти исследования позволили разработать рекомендации к прогнозу болтанки современных самолетов.

Дикон (1955) изложил результаты исследований порывов ветра в слое 150 м и установил, что скорость порывов ветра ра­ стет медленнее, чем средняя скорость ветра.

Оунт (Want, 1953) исследовал условия перехода ламинарного

потока в турбулентный поток.

Синха (Sinha, 1954) по изломам метеорограмм, полученных при подъемах шаров-зондов в Индии, выделил 4 уровня макси­ мального развития турбулентности в тропосфере. Средние вы­ соты этих максимумов 1—2 км (800 мб), 5—6 км (500 мб), 12 км

(200 мб) и 17—18 (75 мб). Слой с увеличенной турбулент­ ностью -на высоте 800 мб совпадал с границей пограничного слоя.

Ряд характеристик атмосферной турбулентности можно по­ лучить при помощи метода базисных шаропилотных наблюде­ ний.

Первые базисные наблюдения показали, что вертикальная

скорость шаров-пилотов Щф не сохраняет постоянства с высо­ той и обычно больше табличной скорости &ут, особенно в нижних

слоях атмосферы.

Венгер (Wenger, 1907) первый на основании результатов

аэродинамических исследований сопротивления шара объяснил колебания вертикальной скорости шара-пилота за счет турбу­

лентного состояния атмосферы.

П. А. Молчанов (1918, 19256), исследовав базисные шаро­ пилотные наблюдения при различных скоростях ветра, оконча­

тельно установил влияние турбулентности атмосферы на верти­ кальную скорость шара.

Шар-пилот в условиях беспорядочного турбулентного движе­

ния воздуха поднимается быстрее, чем в ламинарном потоке, и

поэтому

Это выражение иногда служило некоторой относительной

характеристикой турбулентного состояния в атмосфере.

126

В. М. Михель (1938), изучая особенности структуры нижних слоев атмосферы, использовал данные метода базисных шаровпилотов для установления зон развития турбулентности.

Мильднер, Хэнш и Грисбах (Mildner, Hansch, Griessbach,

1931) рекомендовали вычисление величин восходящих и нисхо­ дящих движений воздуха по значениям коэффициента сопро­

оказываемое атмосферой поднимающемуся шару, а по харак­ теру изменения сопротивления движения воздуха — возникающие w вследствие термических и турбулентных процессов.

Величина

г =

Таким образом было установлено, что нормальное сопротив­ ление шара равно 0,76—0,80, значения Сщ<0,4 обусловливают восходящие движения, а с Cw> 1,2 — нисходящие.

Однако с выводами этих авторов о величинах упорядочен­ ных вертикальных движений, полученных ими методом базис­

ных наблюдений, нельзя согласиться, так как шар-пилот реаги­ рует в первую очередь на неупорядоченные турбулентные дви­ жения.

Интересна работа Н. 3. Пинуса (1938), 1подсчитавшего по данным базисных шаропилотных наблюдений в Борисполе рас­ пределение величин сопротивлений воздуха Cw по высоте как некоторую характеристику турбулентного состояния атмосферы.

По шаропилотным наблюдениям можно получить и ряд дру­ гих характеристик атмосферной турбулентности, в частности подсчитать величину коэффициента турбулентного обмена, на­ пример, по методу Д. Л. Лайхтмана (1954, 1956).

Характеристика турбулентности по сериям базисных шаропилотных наблюдений

Метод серийных базисных шаропилотных наблюдений яв­ ляется одним из простых и достаточно надежных методо1в каче­ ственной и отчасти количественной характеристики турбулент­ ности в пограничном слое. Этот метод основан на подсчетах

127

разностей скорости и направления ветра двух соседних по вре­ мени наблюдений.

Для этого в районе Ленинграда выпускалось 12—14 шаров через каждые 10 мин., как правило, в полуденные часы. Длина базы была 360 и 500 м, применялись теодолиты с повышенной точностью отсчета (30 сек.). По расчетам автора была опре­ делена среднеквадратичная ошибка в измерении скорости ветра

±0,3 м/сек. в направлении ±3°, возможная ошибка в определе­ нии разности показаний двух соседних наблюдений по скорости

±0,5 м/сек. и по направлению ±6°. Все случаи с большими зна­ чениями разностей этих величин зависели от турбулентности.

В течение мая—июля 1957 г. было сделано 14 серий с общим

•количеством 167 наблюдений. 1

Для каждой серии были подсчитаны средние величины ско­

рости ветра и средние значения разности скоростей ветра между соседними наблюдениями со знаком ±. Аналогично были най­

дены для всех серий средние скорости ветра v и величины пуль­

Величины абсолютных пульсаций скорости ветра получились больше возможных ошибок метода, поэтому можно считать, что они в общем будут характеризовать состояние воздушной среды

в нижнем слое 700 м. Величины абсолютных пульсаций растут

до высоты 200 м, после которой они далее уменьшаются. Отно­

сительная пульсация максимальна вблизи земной поверхности,

свысотой уменьшается.

Вотдельные серии наблюдений имели место весьма значи­

тельные пульсации скорости и направления ветра (рис. 31).

С12 и до 14 час. 9/IX наблюдалась облачность среднего

яруса, ветер у земли слабый переменного направления, скорость ветра в нижнем слое 700 м в пределах 3—4 м/сек. со сравни­

тельно небольшими изменениями, но направление ветра изме­

нялось в весьма больших пределах, причем наибольшие колеба­ ния в нижнем слое 200 м составили 60—100°, а выше несколько уменьшились.

128