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

Согласно предложенному автором методу, вычисление вели­ чин нисходящих и восходящих потоков может быть иногда сдела­

но по синхронным шаропилотным наблюдениям в двух пунктах,

расположенных в плоскости ветра, на ровном пологом склоне на расстоянии нескольких десятков километров. Автором были взяты случаи с примерно одинаковым направлением ветра и не­ большим количеством одновременных шаропилотных наблюде­

ний в двух пунктах: Мта-Сабуети (1246 м над уровнем моря, Сурамский перевал) и Кутаиси (111 м Рионская долина). При наличии фёнов в Рионской долине над Кутаиси всегда отме­ чаются в нижних слоях большие скорости восточного ветра,

Рис. 61. Профили скорости ветра.

в то время как в Мта-Сабуети профиль ветра того же направле­ ния имел нормальные скорости. Принимая расстояние по прямой

в Ереване, сопровождающийся резким ростом скорости ветра.

Синхронные с Ереваном наблюдения проводились на оз. Севан (рис. 61). Разница уровней этих двух пунктов, расположенных по долине р. Раздан на расстоянии 55 км, около 1,0 км, склон долины сравнительно ровный. Начало поворота ветра принима­ лось за конец слоя опускания.

Таблица 67

Величины нисходящих потоков по склону (см/сек.)

188

При фёнах Рионской долины величины нисходящих потоков (табл. 67) могут доходить до 20—35 см/сек., но в отдельных слу­ чаях находятся в пределах 2—4 см/сек. Чем больше скорость нисходящего потока восточного ветра, тем обычно более резко выражены все свойства фёна.

Кратковременные усиления скорости ветра в Ереване сопро­ вождаются нисходящими потоками, достигающими 10—15 см/сек.

при осреднении расстояния до 55 км, а если допустить, что уси­ ление скорости ветра начинается от Еревана примерно на рас­ стоянии в 25—30 км, то полученные величины w нужно удвоить.

Небольшая серия базисных шаропилотных наблюдений вы­ полнена в августе 1940 г. на Ледовом лагере, расположенном на

южном склоне Эльбруса на высоте 3,9 км над ур. моря [см. ра­

боту автора (1941 в)].

Величины нисходящих токов определялись по значениям отрицательных отклонений фактической вертикальной скорости шара йУф от ее табличных значений йут. В Ледовом лагере отме­

чалось наличие почти постоянных больших отрицательных отклонений вертикальной скорости шара. В целом ряде случаев шар-пилот попадал в зону настолько сильных нисходящих потоков, что его высота в течение 1—2 мин. даже снижалась или подъем происходил очень медленно. Например, 10/VIII в 10,9 час.

слой от 575 до 670 м шаро-пилот проходил в течение 6 мин., хотя при wT — 103 м/мин. он должен был его пройти за 1 мин.

Таблица 68

Распределение w м/сек., d° и v м/сек. при нисходящих потоках над

склоном Эльбруса

В табл. 68 для подсчета w вошли только случаи п, при кото­ рых наблюдались по слоям отрицательные отклонения wT — w$. Направление преобладающего ветра d° и средняя скорость ветра v м/сек. были получены для всех подъемов с наличием нисходя­

щих потоков таких наблюдений было утром 9, днем 15. Общее

количество подъемов 30, из них 11 утром и вечером и 19 днем.

189

Утром и вечером наблюдался сток воздуха по склону и в нижних слоях развивались нисходящие потоки, особенно значительные

уземной поверхности и уменьшающиеся с высотой.

Вдневные часы ветер в нижнем слое 0,5 км направлен на

склон и нисходящих потоков не наблюдалось. С уровня 0,7— 1,0 км имел место поворот ветра и установление ветра юго-за­ падного направления с ростом скорости ветра с частым образо­ ванием нисходящих потоков, наибольшее число которых было

в слое 1,0—2,0 км над уровнем Ледового лагеря. Утром средние величины w в слое 1,6—2,0 км были больше 1,0 м/сек.

По отдельным наблюдениям можно отметить случаи с нали­

Эльбруса совпадал со слоем больших нисходящих потоков, при­ чем облака таяли, а через некоторое время вновь возникали. Это показывает, что на высотах 1,0—2,0 км наряду с нисходя­ щими потоками должны наблюдаться не менее интенсивные и восходящие движения. Возможно, что нисходящие потоки на этих высотах связаны с наличием стоячих волн, образующихся за склоном Эльбруса.

Сильный нисходящий поток 14/Ш 1953 г. в Истлей (Кения) наблюдали Сансон и Гросс (Sanson, Gross, 1953). Скорость

нисходящего движения между 4200 и 4500 доходила до 5 м/сек. В северо-западной части высокогорного оз. Севан в летнее

время преобладают ветры северной половины горизонта, опу­ скающиеся С окружающих гор, расположенных на расстоянии 5 км от пункта наблюдений.

Методом базисных наблюдений за шарами-пилотами с ма­ лой подъемной силой были получены величины нисходящих по­

токов.

Таблица 69

Характеристики нисходящих потоков над оз. Севан

Примечание. В табл. 69 приняты следующие обозначения: а° — угол

наклона воздушного потока, полученный как отношение wk v , Н м — толщина слоя над уровнем озера, в котором наблюдался нисходящий поток,

v — скорость и d° — направление ветра, х км — горизонтальное удаление шара при нисходящем потоке от точки наблюдений, п — число случаев.

190

Нисходящие потоки наблюдались в 75% всех случаев (табл. 69) при ветрах северной четверти горизонта, опускающих­

ся с гор при углах наклона потока утром 9—10°, днем 3—3°,5

и вечером 1°,5. Скорости ветра были типичными для оз. Севан —

слабые утром и резко возраставшие к вечеру. Нисходящие потоки наблюдались только в нижнем слое воздуха толщиной 0,3 км и распространялись по горизонтали на юг на 2,5—3 км днем и 1,5—2,0 км утром. Средние величины нисходящих потоков составляли 20 см/сек. и относительно мало, примерно на + 6 см/сек. менялись в течение суток. Максимальные значения w примерно вдвое больше средних.

Характеристики нисходящих движений на разных уровнях даны в табл. 70.

Таблица 70

Характеристика нисходящих потоков воздуха по слоям над оз. Севан

Часы

Очень часто значительные величины нисходящих потоков w наблюдались в слое от 0 и до 50 м с одновременным ростом здесь скорости ветра и большими углами наклона воздушного

потока порядка 4—7°. Слой, в котором величины w п углы накло­ на а° достигали наибольших значений, равнялся от 0 и до 300—

400 м, выше наблюдалось резкое уменьшение w и а. Углы на­ клона воздушного потока в общем были близки к углам закры­ тости горизонта.

Исследование деформаций движущегося воздушного потока,

создаваемого небольшими по высоте препятствиями, было про­ ведено автором над полезащитными лесными полосами с по­ мощью уравновешенных шаров-пилотов. Результаты этих исследований опубликованы в ряде работ автора (1952а),

(19546) и др.

Рассмотрим вертикальные движения воздушного потока,

образующиеся при обтекании воздухом сплошной непродуваемой

лесной полосы.

191

Схемы влияния лесных полос на ветер приведены А. Р. Кон­

стантиновым (1949), И. А. Гольцберг (1949), Е. Н. Романовой (1954) и др. Величины нисходящих потоков за полосами иссле­

довались А. Р. Константиновым (1950). Условия обтекания

АО

20

О

Рис. 62. Схема вертикальных потоков над лесной полосой

имежполосной клеткой в Каменной Степи,

а— утро, б — день, в — вечер.

непродуваемых лесных /полос приводим для Каменной Степи по материалам экспедиции ГГО 1951 г. и для лесных полос № 8 и № 10 совхоза им. Нансена — экспедиции ГГО 1952 г.

Путем осреднения отдельных траекторий движения уравно­ вешенных шаров-пилотов были получены некоторые типичные пути движения воздуха над лесными полосами.

В Каменной Степи такие траектории приведены для лесной полосы, рядом с которой в 1951 г. располагалось поле с черным

192

паром. Здесь орографические потоки после перевала полосы усиливались термическими токами над черным паром. Вид траек­ тории дан на рис. 62. Числа указывают величину вертикальных токов с соответствующим знаком. Во все сроки суток перед по­

лосой по средним данным создается восходящий поток скоростью утром 48, днем 75 и вечером 65 см/сек. Высота подъема воздуха

составляла утром 3, 2-кратную высоту деревьев, днем возра­ стала до 4—57г и вечером снова уменьшалась до 2/г . В отдельных

Рис. 63. Характеристики вертикальных потоков.

1 — вертикальная, 2 — горизонтальная составляющая, скорость ветра в м/сек.

случаях с большой термической неустойчивостью в дневные часы

высота влияния лесной полосы возрастает до 8—Ю'г, т. е. до

160—180 м.

После прохождения воздухом лесной полосы наблюдалось его снижение с образованием волны. Над черным паром, кроме утренних часов, возникали восходящие токи уже термического происхождения. Сразу за полосой с подветренной стороны раз­ вивались турбулентные движения.

На рис. 63 приведены траектории движения воздуха, обтекаю­

щего слабо продуваемые лесные полосы совхоза им. Нансена с указанием расстояний по горизонтали. Подъем воздуха перед полосой начинался на расстоянии 7—87г, за лесной полосой создавалось турбулентное движение в виде вихрей. Таким об­ разом, часть воздушного потока проходила через полосу, а боль­ шая часть переваливала ее поверху.

ГЛАВА VI

МИКРОТРАНСФОРМАЦИЯ ВОЗДУШНОЙ МАССЫ

Постепенное изменение свойств воздушной массы при ее пере­ мещении вследствие изменения широты и термических условий подстилающей поверхности называют трансформацией воздуш­ ной массы,. В исследованиях советских метеорологов А. И. Аскна-

зия (1934), С. П. Хромова (1935) и др. впервые была показана исключительная роль трансформации воздуха при формировании

погоды и климата в Советском Союзе, на огромной территории которого постоянно трансформируются перемещающиеся воз­ душные массы.

Но наряду с процессами макротрансформации в атмосфере постоянно наблюдаются процессы микротрансформации, при

которой изменение свойств воздушной массы происходит на пути в несколько десятков километров при перемещении воздуха с одной подстилающей поверхности на другую, резко отличаю­

мена.

Если работ по исследованию процессов трансформации на больших площадях, в том числе и аэрологических, сравнительно

много, то исследований микротрансформации воздуха в слое толщиной в несколько сотен метров имеется немного. Ряд работ

в этой области был выполнен в связи с изучением распростра­ нения ультракоротких радиоволн над водоемами. При дальней­

2)трансформацию малоподвижных воздушных масс.

Основное уравнение, описывающее тепловую трансформацию

воздушной массы, или уравнение притока тепла, можно предста­ вить в следующем виде:

или иные его члены.

В первую очередь обычно отбрасывают член е', который пред­

ставляет собой «нетурбулентный» приток тепла за счет радиации или конденсации водяного пара. Далее считают направление

по сравнению с влиянием упорядоченного движения по горизон­ тали, т. е. ветра, считают k0 = Q. Влияние упорядоченных верти­

кальных токов w принимают малым по сравнению с влиянием

вертикального турбулентного обмена и берут w = 0. Наконец,

считая процесс стационарным, т. е. установившимся по времени,

часто отбрасывают член

В результате всех указанных упрощений, уравнение (80)

принимает вид так называемого уравнения турбулентной диф­

фузии

коэффициент вертикального турбулентного обмена, q — удельная влажность.

При решении уравнений (81) и (82) задаются различными условиями зависимости и и k от высоты. Наиболее распростране­ ны следующие зависимости:

196

Д. Л-Лайхтман (1944, 1947а) рассматривает решение задачи

о стационарных изменениях температуры движущейся воздушной

массы в зависимости от пройденного расстояния и температуры подстилающей поверхности. Уравнение турбулентной диффузии имело вид

при краевых условиях

7'ol„„=7'(z);

где и=щгт — скорость ветра, k = k\£~m—коэффициент обмена.

Стационарные изменения влажности в движущемся потоке воздуха с учетом вертикальных токов рассмотрены М. Е. Шве­

цем (1941), показавшим существенное влияние вертикальных

токов на условия теплообмена и испарения.

Л. С. Гандин (1952) исследовал трансформацию профиля

ветра при движении воздуха над подстилающей поверхностью с различной шероховатостью.

Ряд интересных работ по теории трансформации принадле­ жит М. И. Юдину (1950), М. Е. Берлянд (1953, 1956), Е. М. Доб-

рышману (1951) и др. В выполненных работах получен ряд важных результатов, представляющих существенный научный интерес. Вместе с тем сложность задачи, необходимость учета многих факторов при решении задачи для всего пограничного слоя приводили к ограничению исследований, изучению некото­ рых частных случаев.

Аэрологические исследования трансформации воздушных масс были проведены автором в ряде экспедиций как над водое­ мами Советского Союза, так и над сушей в условиях малопод­ вижных антициклонов.

Квазистационарная трансформация в движущихся воздушных

массах над водоемами

Следует заметить, что стационарный процесс трансформации над небольшими водоемами в чистом виде может наблюдаться

сравнительно редко, поэтому в дальнейшем будем называть его квазистационарным. К квазистационарным процессам отне­ сем случаи трансформации, при которых изменение термических свойств воздушной массы в слоях до 0,3—0,5 км будет происхо­ дить только за счет адвекции и турбулентной диффузии и будет наблюдаться на относительно небольшом отрезке пути с удале­ нием от берега не более 40—80 км. Характерной особенностью этого процесса является постепенное уменьшение с высотой в по­ граничном слое термического воздействия подстилающей поверх­ ности.

Наибольшие термические контрасты двух соседних подсти­

197