![](/user_photo/_userpic.png)
книги из ГПНТБ / Воронцов, П. А. Аэрологические исследования пограничного слоя атмосферы
.pdfполос при полете по ветру значительный рост w' наблюдается на их границе. К центру и концу массива лесных полос вели чина w' несколько уменьшается.
Поскольку одни средние величины w' не являются доста точно полной характеристикой особенностей распределения вер тикальных пульсаций, приведем подсчеты повторяемостей сред них значений w' по высотам для каждого района.
В табл. 58 ввиду малого числа случаев объединены в одну группу измерения под полупустыней и пустыней, полем весной и полем летом, а также данные на высотах 100 и 150, 200 и 300,
750 и 1000 м. Повторяемость различных градаций w' включает случаи с w' = 0, т. е. когда 'Отсутствовали регистрируемые аксе
лерографом перегрузки при наличии в атмосфере слабо развитой
турбулентности.
На уровне 0,1 км повторяемость w' несколько занижена для
больших значений w' ввиду того, что на этой высоте из-за силь ной болтанки иногда не было возможности совершать неуправ ляемый полет. Это чаще всего наблюдалось над такими райо нами, как пустыня и полупустыня, оазис лесных полос и лес.
При полетах над степью и массивом лесных полос в Камен ной Степи акселерограф включался только при наличии бол танки, поэтому здесь отсутствуют данные с w'=0. По визуаль ным наблюдениям за болтанкой над степью в дневное время
повторяемость спокойных условий полета на высоте 0,1 км была
23%, на 0,3 км — 29%, на 0,5 км — 46% и на 1,0 км — 43%', соот ветственно над массивом лесных полос — 44, 18, 31 и 39%.
Над орошаемым оазисом большое количество полетов со
вершалось при отсутствии перегрузок, т. е. в условиях слабо турбулентного потока; над полупустыней такие условия наб людаются очень редко и только выше 1 км; над орошаемым
оазисом |
наиболее часто встречаются величины w' в пределах |
от 0,5 до |
1,0 м/сек., над полупустыней — от 1 до 1,5 м/сек. При |
переходе со степи на массив лесных полос наблюдается рост w'
до 2,5 м/сек., на уровне 1,0 км (возможно из-за малого'числа случаев) все значения w' лежат в пределах 0,5—1,0 м/сек.
Над полем в слое до 0,3 км значительный процент случаев приходится на слаботурбулентный поток, над лесом же в этом слое болтанка наиболее сильная со значениями до 3 м/сек. С высоты 500 м различия над лесом и полем исчезают.
При исследовании вертикальных пульсаций большой интерес
представляют |
случаи |
со |
слабо выраженной турбулентностью |
||||||||
в атмосфере, |
когда |
&у' = 0. Судя по данным |
наблюдений, |
слу |
|||||||
чаи |
со |
слабо выраженной |
турбулентностью |
по |
вертикали |
||||||
можно |
разделить |
на |
два |
вида — первый, |
когда |
во |
всем |
||||
исследуемом |
слое |
1,0 |
км |
наблюдалось |
ш' = 0, |
и второй, |
|||||
когда |
а/ = 0 наблюдались |
в |
атмосфере в виде отдельных про |
||||||||
слоек; по горизонтали такие |
случаи могут быть при переходе |
||||||||||
от одной подстилающей поверхности к другой. |
Иногда наблю- |
149
Таблица 58
Повторяемость средних величин w' (в о/о)
W ' м/сек. |
wr м/сек |
Высота, |
|
ю |
о |
ю |
о |
7< |
|
||
м |
о |
11 |
||
|
1 |
|||
|
|
*4 |
ю•ч |
о•ч |
|
|
о |
о |
1 |
|
Ор о ш а е м ы й |
оазис |
||
100 |
37 |
21 |
21 |
21 |
300 |
65 |
5 |
25 |
5 |
500 |
69 |
4 |
9 |
9 |
1000 |
83 |
4 |
10 |
3 |
|
|
|
С т е п ь |
|
100 |
_ |
25 |
63 |
13 |
300 |
— |
22 |
67 |
11 |
500 |
— |
8 |
58 |
17 |
1000 |
— |
10 |
60 |
20 |
|
|
|
Поле |
|
100 |
15 |
35 |
42 |
3 |
300 |
18 |
35 |
38 |
9 |
500 |
47 |
16 |
23 |
12 |
1000 |
70 |
18 |
12 |
— |
о
см |
число |
0 |
о” |
1 |
случаев |
|
1 |
ю4ч |
|
|
«ч |
г— |
|
|
о |
_ |
14 |
_ |
_ |
— |
20 |
— |
6 |
9 |
23 |
— |
— |
— |
29 |
19 |
— |
12 |
8 |
- |
20 |
— |
18 |
— |
23 |
17 |
12 |
— |
28 |
10 |
10 |
— |
— |
О |
U0 |
о |
ю |
о |
о |
о |
|
Т-Н |
7 |
СМ |
см |
число |
|||
|
I |
|
00 |
Tf |
ю |
||
ю•ч |
оч- |
|
о■ч |
1 |
1 |
1 |
случаев |
Ю4ч |
ю■ч |
О— |
о^ч |
|
|||
о |
|
|
см |
см |
СО |
|
|
|
п у с т ы ня |
и пол У П у с Т Ы Н Я |
|
|
|||
41 |
33 |
18 |
8 |
_ |
_ |
_ |
12 |
22 |
15 |
15 |
6 |
14 |
6 |
6 |
13 |
5 |
55 |
10 |
10 |
10 |
5 |
5 |
19 |
14 |
38 |
19 |
5 |
— |
— |
5 |
21 |
|
Масс И В |
Л е с н ы х |
полос |
|
|
||
33 |
33 |
8 |
7 |
_ |
_ |
_ |
15 |
32 |
18 |
23 |
4 |
— • |
— |
— |
22 |
72 |
— |
— |
— |
—* |
— |
— |
7 |
100 |
— |
— |
— |
— |
— |
— |
4 |
л е с
5 |
62 |
_ |
21 |
50 |
17 |
5 |
5 |
2 |
__ |
_ |
42 |
— |
60 |
2 |
17 |
44 |
23 |
12 |
2 |
— |
— |
— |
43 |
2 |
43 |
33 |
— |
40 |
13 |
7 |
7 |
— |
— |
— |
15 |
— |
34 |
60 |
27 |
7 |
6 |
— |
— |
— |
— |
— |
15 |
дается резкое ослабление турбулентного состояния на одном уровне при переходе от шероховатой поверхности к ровной и од нородной в тепловом отношении.
Турбулентность должна затухать при Ri>RiKp и возрастать при Ri<RiKp.
Чаще всего отсутствие вертикальных пульсаций в атмосфере
наблюдалось над орошаемым оазисом; здесь в слое от 0,3 до 1,0 км 65—85% всех полетов происходило при спокойном состоя нии атмосферы. Все случаи с отсутствием вертикальных пульса ций во всем слое от 0,1 до 1,0 км, как правило, приходились на утренние и вечерние часы. Такие случаи наблюдались при поле тах над орошаемым оазисом в 1952 г. 25/VII в 9 и 17 час.,
28/VII 1в 17 час., 29/VII ■—в 16 час., 30/VII—в 9 и 17 час. и 1/VIII— в 9 час.
В дни со слабо развитой турбулентностью при w'=0 вели
чины у могут быть больше 1°/100 м и величина Ri< 1, но в этих
случаях всегда в слое до 1,0 км наблюдаются ветры с неболь шими и почти постоянными во всем слое скоростями. При нали чии больших скоростей ветра величина у<1°, a Ri>4.
По отметкам бортаэролога как над степью, так и над масси вом лесных полос 27/VI в 14 ч. 20 м. во всех слоях до 1 км от сутствовала болтанка и были спокойные условия полета. Вели чина вертикального температурного градиента ют земли и до 1 км составляла 1,2°/Ю0 м, т. е. создавались условия, благопри ятные для развития сильной турбулентности. Скорость же ветра в слое от 0,1 до 2 км была постоянной и равной 3 м/сек., направ ление ветра мало менялось с высотой, величина Ri была равна
бесконечности. Случаи с наличием и/—0 в отдельных слоях наб людались как над орошаемым оазисом, так и над полем значи тельно реже. Все зарегистрированные случаи этого типа с нали чием слоя с щ' = 0 приходятся в дневные часы на зоны от 0,5 км и выше. На этих высотах вертикальные пульсации часто умень шаются до нуля, в то время как в приземных слоях наблюда ются вертикальные пульсации относительно небольшой вели
чины.
Величины вертикальных пульсаций должны зависеть от тер модинамического состояния атмосферы, в частности от верти кального температурного градиента у и вертикального градиен
та скорости ветра |
р м/сек./100 м. На рис. 40 приведена связь |
w' с у и р при |
0,7 м/сек. для поля и леса. Следует отметить, |
что далеко не всегда можно найти даже ориентировочную зави симость между величиной w' и значениями у и р, характеризую щими состояние атмосферы. Это обстоятельство, очевидно, выз вано тем, что самолет совершал полеты по относительно боль
шому радиусу около пункта взлета, причем значения w' на од ном уровне, но над разными подстилающими поверхностями
могли меняться в относительно больших пределах, величины же у и р вычислялись только для одной точки по самолетным и ша
151
ропилотным наблюдениям. Поэтому приведенная зависимость величины w^0,7 м/сек. является ориентировочной. Можно от метить для летнего периода большую роль р в развитии верти кальных пульсаций — с ростом |3 быстро возрастает и величина w'_ При малых р 'большое значение для развития вертикальных пульсаций будут иметь величины вертикального температурного градиента у. Однако в атмосфере сравнительно редко встреча ются большие значения р, основное значение все же будет иметь величина вертикального температурного градиента и абсолют ная величина скорости ветра.
Для летнего периода над полем и лесом четкой зависимости
Рис. 40. Зависимость w' от у |
и |3. |
1 — W > 0,7 м/сек., 2 — и/< 0,7 |
м/сек. |
w' от Ri ме наблюдается. При Ri< 1 величины w' колеблются в весьма больших пределах: от 0,3 до 1,3 м/сек. Следует отме тить, что при Ri>5 величины w' в общем не достигают боль ших значений и держатся в пределах всего от 0,2 до 0,4 м/сек.
Характеристика ветрового поля при помощи структурных функций
В атмосфере вследствие неустойчивости движения большие турбулентные образования постепенно превращаются в более мелкие, что сопровождается диссипацией турбулентной энергии, пока в самых мелких вихрях эта энергия не превратится в тепло. Таким образом, свойства турбулентных образований должны зависеть от степени диссипации турбулентной энергии Е и от 'вязкости потока v.
Поскольку изменчивость скорости ветра обычно является случайной величиной, то рациональнее для выяснения некото
152
рых связей применять корреляционные зависимости. При уста новлении корреляционных связей для элементов ветрового поля
изменения этих элементов относят к |
разностным их значениям |
в двух точках или к двум моментам времени. |
|
Теория атмосферной турбулентности, развитая А. Н. Колмо |
|
горовым (1941) и А. М. Обуховым |
(1941) и М. И. Юдиным |
(1946, 1950), позволяет получить вид таких связей. По Колмо горову и Обухову, эту корреляционную зависимость для изо
тропной турбулентности можно выразить в |
виде так называе- |
||
мого «закона |
2 |
|
|
О |
2 |
|
|
|
___ |
(65) |
|
|
3= [(Ди)]2 = £2г3 , |
где (Ау)=[ц(х)—ц(х—г)] есть разность горизонтальных состав
ляющих скорости ветра в двух точках, находящихся на расстоя
нии г и расположенных на базе, перпендикулярной горизонталь
ной составляющей вектора скорости ветра.
2
Величина &2=Ci2E3, где С] — универсальная постоянная, обусловленная видом корреляционных связей, а Е — величина диссипации энергии. Получение зависимостей значительно упро стится, если от пространственного осреднения перейти к времен ному, сравнивая скорости ветра в одной точке через определен ные промежутки времени АЛ Корреляционные функции в этом случае также сохраняют свой вид только
r = vt м, |
(66) |
где v — средняя скорость ветра, т— средний |
период пульса |
ции в сек., г—размер вихря. |
|
Величина диссипации энергии турбулентных образований бу |
|
дет определяться |
|
Е =—см2/сек3., |
(67) |
rKCf |
|
где Ci — коэффициент, равный, по Обухову, 1,45; гк — критиче ский размер вихрей, о — разность скоростей ветра того участка
2
спектра, где выполняется закон -5-.
О
Подсчет структурных функций производился по материалам регистрации величин пульсаций горизонтальных составляющих скорости ветра на уровнях 3, 100, 200 и 300 м. Методика подъе мов и обработки записей прибора приведена в работе автора
(1955 в).
Подсчет среднеквадратичных значений разностей скорости ветра о ввиду большой трудоемкости был заменен вычислением
среднеарифметических величин (Аи), умножаемых на постоян
ный коэффициент 1,33, т. е. приближенно
о==1,33(Дц). (68)
153
Определялась начальная ошибка подсчета а0Для проверки
2 |
. |
в координатах |
выполнимости закона -и- строились |
графики |
|
О |
|
|
3 |
|
|
а2 и Д/ для разных высот и интервала времени от 5 до 60 сек.
Вид таких графиков иллюстрируют рис. 41 для пос. Воей ково и рис. 42 для Пахта-Арала. Аналогичные графики были
построены для Голодной Степи и Кольского залива.
2
При выполнимости закона -у должна получиться линейная
зависимость. Кривые зависимости сг от А/ ассимптотически при
ближаются к постоянному значению, что равносильно отсутст вию здесь корреляционных связей. Размеры турбулентных обра
зований меньше расстояния между двумя точками среды.
По графикам можно определить критические размеры вих рей гк и величину энергии диссипации Е. За критический размер вихря принималось расстояние vr, на котором терялась корре-
ляционная связь, т. е. прекращалось выполнение закона -2у.
Тогда
гк = ЦТ.
2
Из табл. 59 и 60 следует, что в нижнем слое 300 м закон -у
154
оправдывается в общем только для вихрей размерами 20—140 м, в интервале времени в среднем 10—12 сек.
Для характеристики строения воздушного потока различной интенсивности подсчет структурных функций был сделан по бал
лам порывистости (табл. 61).
2
Масштабы длины гк, для которых выполняется закон -у, ма
лы по сравнению с характерными масштабами атмосферных движений, они характеризуют скорее микроструктуру турбу лентных движений в атмосфере. Критические размеры вихрей
гк меняются в относительно 'больших пределах, минимальные
Рис. 42. Структурные функции, пос. Воейково.
гк — у земной поверхности, они растут, как правило, с высотой. М. И. Юдин (1950) показал, что структура турбулентного
потока в области движений больших масштабов описывается уже «законом первой степени».
Исследование крупномасштабной турбулентности по мате риалам шаропилотных наблюдений для г от 100 до 1000 км про
ведено Е. |
С. Селезневой (1946) и М. В. Завариной (1946). |
|
Е. С. Селезнева получила зависимость |
|
|
|
□Аг» = С]/М |
(69) |
и впервые |
указала на наличие логарифмической |
связи между |
аи АЛ
М. В. Заварина получила линейную зависимость
а. |
— р0,56 |
(70) |
Дг/ |
г |
|
Применение структурных |
функций при |
характеристике тур- |
155
Таблица 59
Характеристика воздушного потока по структурным функциям
Высота, |
|
|
Пахта-Арал |
|
|
|
Голодная |
Степь |
|
|
Кольский залив |
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
м |
V |
т |
гк |
Е |
п |
V |
т |
Гк |
Е |
п |
V ■ |
т |
г* |
Е |
п |
3 |
2,2 |
20 |
44 |
35 |
4 |
4,2 |
5 |
21 |
165 |
13 |
6,0 |
10 |
60 |
34 |
23 |
50 |
— |
— |
— |
— |
— |
4,6 |
6 |
26 |
66 |
26 |
- - |
— |
— |
— |
_ |
100 |
6,0 |
10 |
60 |
5 |
26 |
4,4 |
5 |
22 |
62 |
25 |
7,0 |
10 |
70 |
16 |
55 |
200 |
6,1 |
20 |
122 |
3 |
20 |
4,2 |
5 |
21 |
56 |
25 |
7,7 |
11,5 |
90 |
19 |
39 |
300 |
6,9 |
20 |
138 |
2 |
21 |
— |
— |
— |
— |
— |
9,3 |
12,5 |
116 |
9 |
32 |
|
Характеристика воздушного потока по структурным |
функциям |
по сезонам, |
|
Таблица |
60 |
|||||||||
|
пос. Воейково |
|
|
||||||||||||
Высота, |
|
|
Зима |
|
|
|
|
Весна |
|
|
|
Осень |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
м |
V |
X |
|
Е |
п |
V |
т |
Гк |
Е |
п - |
а |
т |
г* |
Е |
п |
3 |
3,8 |
6 |
20 |
87 |
17 |
3,7 |
6,5 |
24 |
61 |
16 |
3,4 |
6 |
21 |
32 |
11 |
100 |
8,4 |
11,5 |
97 |
18 |
20 |
5,8 |
6,0 |
35 |
19 |
18 |
6,1 |
10 |
61 |
9 |
28 |
200 |
— |
— |
— |
— |
— |
7,3 |
8 |
59 |
12 |
11 |
6,8 |
15 |
102 |
7 |
18 |
300 |
— |
— |
— |
— |
— |
9,0 |
10 |
90 |
1 |
2 |
7,7 |
15 |
115 |
2 |
17 |
|
|
|
Характеристика воздушного потока по баллам порывистости |
|
Таблица |
61 |
|||||||||
|
|
|
Пахта-Арал |
|
|
|
Голодная |
(Зтепь |
|
|
Кольский залив |
|
|||
Баллы |
V |
т |
Гк |
Е |
п |
V |
т |
Гк |
Е |
п |
V |
т |
Г* |
Е |
п |
|
|||||||||||||||
2 |
6,8 |
15 |
102 |
1 |
36 |
3,7 |
15 |
55 |
4 |
18 |
6,3 |
10 |
63 |
5 |
36 |
3 |
5,0 |
10 |
50 |
7 |
27 |
4,1 |
10 |
41 |
9 |
20 |
7,5 |
10 |
75 |
17 |
69 |
4 |
5,7 |
20 |
114 |
25 |
8 |
4,6 |
7 |
32 |
83 |
31 |
8,6 |
11,5 |
99 |
50 |
19 |
5 |
|
— |
— |
— |
— |
5,6 |
6 |
33 |
254 |
20 |
9,2 |
10 |
92 |
82 |
7 |
булентной среды имеется |
в работах Л. |
Т. Матвеева (1957) и |
др. |
некоторых условиях была также по |
|
Автором (1953 6) при |
||
лучена логарифмическая |
зависимость о |
от т в нижнем слое |
300 м. |
|
|
Как видно из табл. 59—61, интенсивность диссипации кинети ческой энергии в тепловую растет с уменьшением размеров вих рей.
Величина Е достигает максимальных значений у земной по верхности и быстро уменьшается с высотой. Исключением яв
ляются данные над Кольским заливом, где на уровне 150— 200 м отмечен рост величины Е. Это можно объяснить тем, что подъемы проводились в нижней части фиорда, а на уровне 100—150 м находились вершины холмов, идущих вдоль залива, поэтому поток воздуха, направленный часто перпендикулярно хребтам, создавал здесь новую зону турбулентности и слой с диссипацией энергии.
-Сравнительно медленное уменьшение Е с высотой в Голод ной Степи вызвано, очевидно, большой термической неустойчи востью нижнего слоя 200 м, в котором величины у часто были значительно больше адиабатических.
В табл. 61 приведена зависимость между интенсивностью по рывов ветра До и величиной диссипации турбулентной энергии
Е— чем больше величина пульсаций скорости ветра До, тем больше кинетической энергии турбулентных движений переходит в тепловую.
ГЛАВА V
ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ТОКИ
Наряду с неупорядоченными пульсационными колебаниями модуля ветра около некоторого его среднего значения по осям х, у и z в атмосфере наблюдаются упорядоченные восходящие
+ w или нисходящие — w потоки воздуха. В очень многих слу чаях четкого различия между упорядоченными и неупорядочен
ными движениями провести нельзя. Осредненные по большой площади упорядоченные вертикальные токи в атмосфере, как правило, значительно меньше горизонтальных скоростей в десят ки и сотни раз, и величины w обратно пропорциональны площади осреднения. Несмотря на свою малость, величины w имеют весьма
важное значение в целом ряде атмосферных процессов и прежде всего в процессах конденсации и испарения.
Обычно наблюдается чередование участков восходящих и нисходящих токов. При осреднении по достаточно большой территории влияние участков с восходящими и нисходящими токами в значительной степени взаимно уничтожается.
Существующие приборы и методы непосредственного измере ния вертикальных токов могут дать осреднение лишь в масшта бах приемной части своего прибора. Единственным путем опре
деления вертикальных токов большого масштаба, существенных для погодных процессов, является косвенный путь — путь вы числения.
Существующие расчетные методы w можно разделить на следующие:
а) адиабатические, основанные на использовании уравнения притока тепла;
б) кинематические, основанные на использовании уравнения неразрывности;
в) комбинированные, в которых используются оба перечислен,
ных уравнения.
Адиабатические методы пренебрегают притоком тепла, т. е.
считают движение адиабатическим, чем и объясняется название метода.
Идея использования уравнения неразрывности совместно
158