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

Таблица 62

Средние условия движения терминов от земной поверхности

вечером. Характерно, что отношение —— для всех приведенных

участков, кроме полупустыни и луга, имеет примерно одинаковое значение, имеющее в полдень пределы 0,28—0,38. Над полупу­ стыней благодаря большим w это отношение доходит до 0,53,

что дает средний угол подъема конвективных токов около 50°.

В работах, например, М. И. Будыко (1948), Альбрехта (1942) есть указания, что конвективные токи имеют наибольшее разви­ тие при слабых и умеренных скоростях ветра.

Автором были проведены исследования зависимости w от п; оказалось, что w достигает максимальных значений при ветре скоростью около 3—4 м/сек., а в Пахта-Арале при v ~ 1,5— 2 м/сек., при дальнейшем росте скорости ветра наблюдалось

Таблица 63

Средние скорости восходящих (в.) и нисходящих (н.) потоков конвективного происхождения над различными подстилающими поверхностями

Ровный луг

169

некоторое уменьшение w. Очевидно, это обстоятельство связано с ростом коэффициента турбулентного обмена при увеличении v, а следовательно, и более интенсивным перемешиванием воз­ духа. Исследования автора установили, что частота возникно­ вения конвективных струй чаще над пересеченной, термически неоднородной поверхностью и реже над однородной поверхно­ стью, например лугом.

Наблюдения показывают, что в пограничном слое вертикаль­ ные токи термического происхождения имеют следующую струк­ туру: возникая у земной поверхности, они усиливаются, достигая максимума на некоторой высоте, и затем начинают довольно

быстро уменьшаться до нуля или близких к нему величин вслед­ ствие перемешивания с окружающим воздухом.

На рис. 47 дан типичный пример распределения w по высоте, разделенной на 10 отрезков, для разных высот распространения

термиков.

В начальной стадии развития термиков наблюдается рост w,

распространяющийся примерно на 2/з высоты подъема L, на последней трети подъема происходит резкое уменьшение w до нуля, и поднимающийся воздух перемешивается с окружаю­ щим.

Средние значения w наблюдаются примерно на высоте 0,4Л, максимальная величина w на 20—30% больше средних значений.

При одних и тех же величинах L в разных районах абсолют­

а над Голодной Степью w= 1,5 м/сек. Вызвано это интенсивно­ стью начального перегрева и стратификацией нижнего слоя ат­ мосферы.

Нельзя считать, что при вертикальных токах термического происхождения рост w с высотой будет протекать линейно или пропорционально высоте z, как это наблюдается при токах дина­ мического происхождения. При весьма большой термической

неустойчивости над подстилающей поверхностью со слабо свя­ занными частичками верхнего покрова почвы могут возникать пыльные вихри. В статье Де Мастус (De Mastus, 1954) описы­ вает три пыльных смерча. В момент прохождения смерчей диа­ метром 4,5—10 м скорость ветра увеличилась на 12 м/сек.,

давление упало на 1,6 мб, пульсация ветра продолжалась около

их годовое и суточное количество в общих чертах повторяет соот­

ветствующий ход гроз. Диаметр смерчей составлял 10—15 м, траектории большей частью были прямолинейными.

Автор, исследуя строение пыльных вихрей с помощью уравно­ вешенных шаров-пилотов в Каменной Степи и на Цимлянском

170

водохранилище (1956а) установил, что в пыльных вихрях наблю­ даются сравнительно большие w (рис. 48).

На берегу Цимлянского водохранилища шар был выпущен 4/VII в 13,1 часа, через 30 сек. он был подхвачен пыльным вих­ рем. Скорость ветра вначале менялась медленно и только наблю­ дался быстрый рост w. к уровню 200 м w = 3,7 м/сек. Уменьше­ ние w до 0,8 м/сек. наблюдалось на уровне 460 м, выше снова был отмечен рост w до 3,3 м/сек. на уровне 760 м. Скорость ветра достигла первого максимума 6,6 м/сек. на высоте 330 м, затем она несколько уменьшилась, а далее снова росла. Второй шар был выпущен через 15 мин. после прохождения пыльного вихря. Но неустойчивость в атмосфере была еще так велика, что в слое

Рис. 48. Движение уравновешенного шара при пыльном вихре 8/VII.

1230 м средняя w = 2,27 м/сек., причем наблюдался рост w до некоторой высоты, а в слое 550—750 м w = 3,25 м/сек. Через 20 мин. был выпущен еще третий шар при отсутствии пыльных вихрей. В это время в атмосфере можно было отметить наличие большого числа мелких кратковременных восходящих и нисхо­ дящих потоков.

Утром 8/VII в том же районе наблюдался интенсивный пыль­

ный вихрь. За несколько десятков секунд до прохождения вихря был выпущен уравновешенный шар. В первые секунды шар сме­ щался медленно, затем был подхвачен шквалом и стал быстро

перемещаться по горизонтали, через 2 мин. после выпуска шар

начал быстро подниматься и вскоре скрылся в столбе пыли. Шар

и скорость ветра к уровню 40 м увеличилась до 10 м/сек., значе­ ние w примерно равнялось 1,8 м/сек., а к высоте 100 м увеличи­

лась до 2,2 м/сек.

172

Аналогично проходило движение шаров при пыльных бурях в Каменной Степи.

Строение пыльного вихря по вертикали, приведенное на

рис. 49, можно разделить на три слоя: 1) нижний — с отрывом пыли от подстилающей поверхности толщиной несколько санти­ метров; 2) средний с переносом крупных и мелких частиц пыли от

земной поверхности в верхние слои атмосферы. Этот слой назовем активной частью вихря; 3) верхний с прекращением подъема

крупных частиц пыли и их растеканием и осаждением в тыло­

вой части вихря.

Отрыв пыли от подстилающей поверхности происходит над

участками со слабо связанными почвами под действием силы турбулентного трения т. Перенос пыли в верхние слои атмосферы связан с развитием в атмосфере мощных восходящих потоков w, значительно больших, чем скорость падения пылинок, под дей­

ствием силы тяжести, т. е. w > wg.

Осаждение или растекание пыли должно происходить в слоях, где будет наблюдаться резкое уменьшение восходящих движений воздуха при условии w

Коэффициент турбулентного трения воздуха о подстилающую поверхность можно выразить формулой

173

По данным градиентных наблюдений, в периоды развития пыльных вихрей были сделаны подсчеты величины т для уровня

1 м за 4 и 8/VII. Величина т будет определять силу, с которой воздушный поток действует на подстилающую поверхность.

Величина т при хорошо развитых пыльных вихрях за 4/VII

составляла 226—228 г/м2сек. Если величина турбулентного тре­ ния т больше силы сцепления частиц почвы, то будет происхо­ дить отрыв частиц от подстилающей почвы.

Поскольку внутри вихря давление несколько уменьшено, то при его прохождении наблюдалось интенсивное втягивание пыли не только с участков, над которыми проходил вихрь, но и по периферии вихря.

Для отрыва от земной поверхности как мелких, так и сравни­ тельно крупных частиц пыли необходимо т > 200 -ь 230 г/м2сек2., а для подъема пыли вверх наличие в вихре восходящих потоков с ау,=3—3,5 м/сек., тогда, согласно формуле Стокса, будут уноситься вверх все пылинки сг< 10-2см.

При развитии пыльных вихрей в атмосфере наблюдались в относительно большом слое значительные вертикальные ско­ рости, которые могли переносить мелкую пыль до высоты 1-—2 км,

а иногда и выше. Это обстоятельство отмечено автором при

самолетных зондированиях в Каменной Степи (1952 г). Максимальное развитие турбулентности наблюдалось в сред­

ней части вихря, где быстро росло значение w до 3—4 м/сек., скорости ветра увеличивались в 2—3 раза и величины у /> 1°.

Высота этого слоя 200—250 м.

В верхнем слое наблюдалось резкое уменьшение вертикальной

скорости w, часто почти до 0, скорость ветра некоторое время росла с высотой, но обычно с уровня 300 м начиналось ее умень­ шение. Начало этого слоя хорошо заметно по уровню растекания

и выпадения частиц пыли.

При прохождении пыльного вихря накопленная тепловая энергия быстро переходила в динамическую энергию, при этом наблюдалось резкое увеличение скорости ветра в 2—3 раза во всем слое 200—300 м.

Если воздух холоднее, чем верхние слои воды, то над водое­ мом могут развиваться вертикальные токи термического проис­ хождения.

Исследование вертикальных токов над теплыми водоемами было проведено над Кольским заливом, р. Ангарой и оз. Севан

спомощью уравновешенных шаров-пилотов.

Взимнее время при переходе холодного воздуха с суши на теплую водную поверхность наблюдался интенсивный прогрев

воздуха, приводящий к уничтожению приземной инверсии и обра­

зованию в нижнем слое сверхадиабатических градиентов. Вслед­ ствие неустойчивого состояния над водной поверхностью по­ стоянно образуются вертикальные токи. Почти все уравновешен­

ные шары, перемещавшиеся над Кольским заливом и р. Ангарой,

1'74

через некоторое время после горизонтального полета над водой

начинали быстро подниматься вверх, до слоя начала инверсии.

На рис. 50 дан пример подъема нескольких уравновешенных шаров 15/11 1954 г. над Кольским заливом с величинами w и

распределением температуры воздуха в слое до 200 м.

Инверсия температуры начиналась с высоты 25 м, а под ин­ версией наблюдался слой с у > 1°. Все уравновешенные шары

пробивали в этот день нижнюю границу инверсии и поднимались

в слое инверсии от 20 до 50 м. Считая, что подъем перегретых струй должен продолжаться до высоты, на которой \t=T'—Т—0, т. е. где температура струи будет равна температуре окружаю­ щего воздуха, то необходимый перегрев частиц воздуха на вы-

Рис. 50. Траектории уравновешенных шаров над водной поверхностью. s— ветер, Н — начало слоя инверсии, А — водная поверхность С — траектории уравно­

вешенных шаров.

соте 2 м должен быть около 0°,5. Этот пример наглядно показы­

вает возможность проникновения более теплого воздуха в слои

инверсии и процесс ее разрушения. Над Кольским заливом сред­

лись такие же величины w, как и в степи в дневные часы летнего времени.

Согласно рис. 51, величина w достигает до 0,8—0,9 м/сек. при низких температурах воздуха 17—28/XII и близка к нулю при

составляли 15—17 см/сек. Величина вертикальных токов и вы­ сота их подъема L над водоемом должны определяться страти­

175

фикацией нижнего слоя, или зависеть от разности температур

верхнего слоя воды Тп и воздуха То. При увеличении этой раз­ ности будет увеличиваться как неустойчивое состояние воздуха над водоемом, так и значение w и L. Поскольку температуру верхнего слоя воды р. Ангары можно принять постоянной, при­ мерно равной 0°, то величины w и L будут определяться to

(рис. 52).

Чем ниже температура воздуха, тем интенсивнее развитие

над открытой водной поверхностью вертикальных движений и

тем больше тепла и влаги должно переносится в верхние слои.

Для р. Ангары корреляционную зависимость между а и t0 можно дать в виде

Таким образом, в зимнее время над незамерзающими водое­ мами могут создаваться весьма большие контрасты Тп и t0, в результате чего возникают значительные вертикальные токи термического происхождения.

В некоторых случаях, например при производстве расчетов

176

испарения с водоема, представляет большой интерес получение

осредненных по площади и слою, хотя бы ориентировочных вели­ чин W.

Для этой цели были использованы данные уравновешенных

шаров-пилотов и проведена их обработка следующим образом. Разность высот начальной //н и конечной Нк точек положения шара разделена на соответствующую разность времени тк и полу­

чена осредненная за время наблюдений величина w

точки выпуска; средняя скорость ветра v. Такие

подсчеты были сделаны для водоемов оз. Севан и р. Ангары, а для сравне­ ния приведены аналогич­

Определив b и допуская линейное изменение w в слое //.по­

лучим Wi на И = 1 м = 100 см.