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

с уравнением движения для определения вертикальных токов предложена М. Е. Швецом (1941).

Не останавливаясь на изложении существующих косвенных методов расчета вертикальных токов в атмосфере, отметим ра­ боты в этой области А. Ф. Дюбюка (1950), Л. Т. Матвеева

(1955), подсчитывавшего w для границы слоя трения по углам отклонения наземного вектора скорости от градиентного ветра и др., позволившие применять их в оперативной службе прогно­ зов погоды.

Несмотря на то, что в большинстве случаев на образование вертикальных токов действует несколько причин, обычно всегда можно выделить какой-либо один основной фактор. Причины образования вертикальных токов в пограничном слое можно разделить на три группы: а) динамические, б) термические, в) орографические.

Динамическими факторами образования вертикальных дви­ жений в пограничном слое тропосферы являются силы турбу­ лентной вязкости и инерции. Термические причины связаны

с архимедовой силой — разностью сил тяжести частиц воздуха, обладающих различной температурой.

Орографические причины действуют при обтекании воздуш­

ным потоком отдельных неровностей земной поверхности, не отличающихся по своим термическим свойствам от прилегающих участков подстилающей поверхности.

И. В. Ханевская (1948а, 1952), используя метод П. Ф. Зайчи­ кова (1953), подсчитала вертикальные движения воздуха w в некоторых барических системах. Выше 1 км воздуха да — 2— 7 см/сек., в нижнем километровом слое да — 10—20 см/сек.

Большой интерес представляют измерения w на свободных аэростатах, проведенные Н. 3. Пинусом (1952) и др. Средние

значения да = 30—50 см/сек. в отдельных случаях достигали 2,5— 3,0 м/сек.

Гиффорд (F. Gifford, 1953) приводит результаты исследований

траекторий частиц воздуха с помощью уравновешенных шаровпилотов в Ок-Ридже (рис. 43).

Осредненные изоплеты вертикальных скоростей по Гиффорду имеют 4 типа: Тип I — характерен для дневного времени и хо­ рошо развитой термической конвекции. Шары достаточно быстро поднимались вверх, а затем увлекались нисходящими потоками

вниз.

Тип II — наблюдается днем, но связан с более сильным вет­ ром, значительной облачностью и -меньшей неустойчивостью.

Тип III — траектория почти не меняет своей высоты, отмечена ночью при значительных скоростях ветра.

Тип IV — с медленными подъемами и опусканиями наблю­ дается ночью при слабых скоростях ветра.

Автором (1952а, 19546, 1954а и др.) были установлены при­ мерно такие же типовые траектории движения воздуха.

159

Вертикальные движения динамического происхождения

Основные динамические факторы образования вертикальных движений в пограничном слое тропосферы-—это силы турбу­ лентной вязкости и инерции, под действием которых ветер зако­ номерно отклоняется от изобар. В случае криволинейности по­ следних происходит конвергенция масс в одних областях и дивер­ генция в других, а следовательно, и образование вертикальных

токов.

Подъем или опускание воздушной массы возникает при ее переходе с одной подстилающей поверхности на другую с резко отличной шероховатостью. Вертикальные движения могут воз­

никать и при изменении сил инерции, например, в инверсиях опу­

скания.

Исследование вертикальных токов динамического происхож­ дения проводилось автором по материалам наблюдений на Ла­ дожском озере, Цимлянском водохранилище, а также по данным изменения высот инверсий оседания.

Переход воздуха с суши на водоем, как правило, сопровожда­ ется увеличением его скорости и, наоборот, при движении с во­ доема на сушу скорость ветра уменьшается. Эти приращения скорости ветра связаны с изменением шероховатости подсти­ лающей поверхности. Обычно считается, что такая перестройка профиля скорости ветра не должна распространяться на

большие высоты.

С целью изучения профилей ветра над берегом и водоемом была проведена серия синхронных шаропилотных наблюдений

на Ладожском озере, на берегу в Новой Ладоге и над водоемом

на маяке Сухо, отстоящем от Новой Ладоги на 38 км.

На рис. 44 приведены осредненные для 37 дней наблюдения,

профили ветра над Новой Ладогой и маяком Сухо за утренние и дневные часы при потоках воздуха, направленных примерно от Новой Ладоги к маяку Сухо или в обратном направле­ нии.

Различия в профилях ветра в береговой зоне определяются рядом факторов — турбулентной вязкостью, барической обста­

новкой, векторами горизонтальных градиентов давления и темпе­

ратуры и др.

В условиях ровной подстилающей поверхности избыток массы воздуха над маяком Сухо при его движении с берега на озеро мог быть только за счет притока воздуха сверху как нисходящих потоков. При движении воздуха с водоема на сушу над берегом или вблизи его должны соответственно развиваться упорядочен­

Согласно уравнению неразрывности, принимая случаи с дви-

Рис. 44. Профили скорости над Новой Ладогой и Мая­ ком Сухо за июль и август 1957 г.

а — 6 час., 6—14 час., 1 — Новая Ладога, 2 — Маяк Сухо.

прироста скорости ветра dv над маяком Сухо в слоях различной толщины для высоты 0,5, 1,0 и 1,5 км. Путь движения воздуха

между пунктами наблюдений х = 38 км.

Тогда

xw = z dv,

162

Применение этого способа подсчета возможно только при ве­ личинах dv, больших величин возможных ошибок в определении скорости ветра методом шаров-пилотов, при отсутствии фрон­ тальных разделов между пунктами наблюдений и относительно большом расстоянии между ними (порядка нескольких десятков

километров), а также при условии, что местность должна быть по возможности ровной, без резко выраженных изломов.

Используя предложенный автором метод, впервые экспери­ ментальным путем удалось подсчитать величины упорядоченных вертикальных движений по данным фактических наблюдений.

Несмотря на большие различия профилей ветра, в отдельные дни значения w получались почти во всех случаях линейно возра­

стающими с высотой. Этот факт теоретически был разработан

Л. Т. Матвеевым (1955).

Ряд уравновешенных шаров, выпущенных на берегу Цимлян­

ского водохранилища, перемещался на его водную поверхность. Высота берега от уровня воды составляла около 1 —1,5 м, ширина водохранилища 100—120 м.

При полете уравновешенного шара на высотах до 40—50 м почти всегда наблюдалось резкое снижение высоты шара в мо­ мент его перехода с суши на воду и усиление при этом скорости ветра.

Рост скорости ветра сопровождался уменьшением верти­ кальной составляющей. Уменьшение шероховатости при переходе воздушного потока к водной поверхности вызывает рост v и уменьшение w. Высота полета шара в момент его подхода к водной поверхности в среднем составляла 15 м, при переходе на воду шар начинал снижаться примерно на 5 м. При даль­

нейшем перемещении над водой высота полета уменьшалась еще на 3 м. Если при подходе к заливу уравновешенный шар подни­

3,3 м/сек., над водной поверхностью наблюдалось резкое усиле­ ние— в среднем до 4,7 м/сек. Изменение скорости ветра над водой в отдельных случаях было различным, но всегда наблю­

дался ее рост. Если принять скорость ветра на суше за единицу,

то вначале водной поверхности скорость ветра возрастала на 1,43 и во второй части залива на 1,20 по сравнению с соответ­ ствующей скоростью на берегу. В отдельных случаях рост

скорости ветра менялся от 1,08 до 1,90.

Высота инверсии оседания имеет хорошо выраженный суточ­ ный ход с подъемами днем и опусканиями вечером (см. табл. 43).

Автор показал (1956ж), что подъем слоя инверсии связан с раз­ витием конвекции, а его опускание —с ослаблением конвекции. Считая, что вечером конвекция начнет быстро ослабевать, нисхо­ дящие движения воздуха в антициклонах будут происходить

беспрепятственно и высота инверсии оседания будет умень­

шаться. По изменению высоты инверсии оседания подсчитана скорость нисходящих потоков 1-—1,5 см/сек. В дневные часы

благодаря развитию конвекции высота инверсии повышается,

что соответствует скорости восходящих потоков —2—3 см/сек.

Вертикальные токи термического происхождения

Разность температур двух, рядом расположенных по горизон­ тали воздушных масс вызовет различие их плотностей и обра­ зование так называемых архимедовых сил, особенно часто такие разности температур образуются в пограничном слое в основном под влиянием подстилающей поверхности.

Появление архимедовых сил в атмосфере, помимо обра­ зования упорядоченных вертикальных токов, приводит к терми­

ческой турбулентности и к местным циркуляциям. Ускорение перегретой частицы воздуха при адиабатическом подъеме можно

где у и уа— фактический и адиабатический вертикальный гради­ енты температуры, То' и То—начальные температуры частицы и окружающего воздуха у земной поверхности, Т — средняя тем­

пература слоя окружающего воздуха, Н — высота подъема ча­

стицы, g— ускорение силы тяжести.

Таким образом, вертикальное ускорение частичек воздуха будет определяться его начальным перегревом ДГ =Т0' — То и температурной стратификацией. По исследованию автора (1955д), перегрев воздуха может наблюдаться над отдельными участками земной поверхности, отличными по своим термиче­ ским свойствам от окружающих районов. Высота поднятия пе­ регретых частичек воздуха будет определяться рядом факторов,

в частности, условиями перемешивания с окружающим воздухом. Можно выделить два состояния атмосферы при образовании

В первом случае вертикальные токи начинают образовываться над отдельными перегретыми участками земной поверхности. Здесь время от времени образуется серия струй с температурами

более высокими, чем окружающий воздух: на место поднявшегося воздуха опускается или приходит со стороны более холодный воздух, которой после 'нагревания через некоторое время снова поднимается вверх и т. д.

Во втором случае наиболее интенсивно вертикальные токи

развиваются в движущемся воздухе над пересеченной и неодно­ родной по тепловым свойствам подстилающей поверхностью.

164

Над ровной и однородной поверхностью образование вертикаль­ ных токов должно быть связано с наличием разного рода пре­ пятствий типа мелких возвышенностей, зданий и т. п., создаю­

щих толчок к подъему воздуха. Эти небольшие препятствия на

пути движения воздуха часто вызывали образование интенсив­ ных вертикальных токов, распространяющихся иногда на боль­ шие высоты.

Распределение вертикальных токов термического происхожде­ ния, которые будем называть «терминами», обычно происходит

утром и к вечеру и растет с ростом термической неустойчивости.

Джетс (Jatcs, 1953), рассматривая зону с развитыми конвек­ тивными токами от земной поверхности до основания кучевой облачности, выделяет три слоя: 1) от поверхности земли при­ мерно до высоты 250 м, близко совпадающие с данными автора, 2) от 250 до 900 м и 3) от 900 м до основания кучевых облаков.

В литературе имеется большое количество работ по исследо­ ванию термических токов, но некоторые без количественных

их характеристик. Например, исследования Е. С. Селезневой

(1948), Лебедевой (1955), Н. С. Шишкина (1948), Н. И. Вульф­ сона (1954), из зарубежных работ исследования Скорера и

Лудлама (Scorer, Ludlam, 1953), Пристли (Priestley, 1953, 1955),

Скорера (1954).

Метод уравновешенных шаров позволял исследовать терми­ ческие токи только в нижних слоях, до 0,3—0,5 км.

Движения уравновешенного шара над полупустыней и черным паром приведены на рис. 45 с указанием величин и знака верти­ кальных токов, высоты Я и удаления х от точки наблюдений,

кроме того, на рисунке даны профили температуры воздуха фактической и адиабатической и величина необходимого пере­

грева воздуха внизу, для того чтобы частица воздуха могла адиабатически подняться на данную высоту.

Особенно эффективное развитие термических токов наблю­ дается над сильно перегретыми участками или на границе двух

участков с различными термическими характеристиками, напри­ мер, суходол и черный пар.

Величина перегрева А/ — Т' — Т определялась косвенно,

исходя из кривой стратификации, полученной по аэростатным зондированиям, и уровня подъема шара, а следовательно, и

частиц воздуха, считая, что подъем протекал адиабатически по всему слою. Такие измерения были проведены над рядом под­ стилающих поверхностей в различных географических зонах (табл. 62).

Высота и скорость подъема термиков почти всегда связаны с мощностью слоя, в котором у > 1°, уровень перехода к у 1°

165

обычно соответствовал прекращению подъема термиков. При устойчивом состоянии атмосферы для подъема необходим пере­ грев частиц воздуха. Средние величины перегрева, полученные косвенным путем, весьма близки к измеренным значениям Аль­ брехтом (Albrecht, 1942) или Вульфсоном (1953). Средние ско­

рости подъема термиков в общем велики, а в отдельных случаях достигают особенно значительных величин.

Втабл. 62 характеристики w над горным склоном отнесены

квертикальным токам орографического происхождения. Верти­ кальные токи здесь при интенсивной конвекции могут достигать больших значений.

Распределение w и v в течение суток в Каменной Степи при наличии интенсивной конвекции в атмосфере дано на рис. 46.

Уравновешенные шары, выпущенные около 5 час. утра, сме­ щались по горизонтали без подъема но уже через 1,5 часа после

восхода солнца, т. е. с 6 час. начинали развиваться конвективные

токи с высотой распространения до 60—65 м и w — 0,5 м/сек.,

к8 час. высота распространения термиков поднялась до 220 м,

аш=1,0—1,5 м/сек., с 10 и до 15 час. термики развивались до

высоте, выше которой начиналось уменьшение w часто до нуля. В некоторых случаях, как, например, в 8 и 12 час. после первого минимума w наблюдался дальнейший рост w и v, т. е. здесь как бы возникал новый уровень развития термических токов. Рас­ пределение скорости ветра в слое развития интенсивной кон­ векции шло почти параллельно росту w.

При развитой конвекции наблюдаются и нисходящие потоки,

но всегда значительно меньших величин. Это указывает на то,

что в условиях развитой конвекции подъем воздуха осуществля­ ется более активно, чем опускание.

Величины w имеют хорошо выраженный суточный ход.

Характеристика суточного хода + w и —w и отношения

приведены в табл. 63.

Минимальные величины w наблюдались над орошаемым оазисом и над ровной поверхностью луга около пос. Воейково; максимальные — над полупустыней в среднем примерно

1,5 м/сек. Весьма большие w имели место среди массива лесных полос в Каменной Степи. Термические токи возникают не над всей площадью, а только на ее отдельных участках и не непре­ рывно, а в виде отдельных струй.

Отношение характеризует условия возникновения терми­

ческих токов н угол наклона поднимающейся струи. Отношение

166