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

ные для бризовых ветров (рис. 71), но при этом направление ветра в слое до 2 — 2,5 км оставалось почти постоянным.

При этих же полетах в дневные часы отмечалось быстрое рассеивание конвективной облачности при переходе воздуха с суши на водоем. Все это указывало на наличие над водоемом процессов, связанных с адиабатическим опусканием масс воз­

духа.

Рис. 72. Профили скорости ветра.

/ — Новая Ладога, 2—Маяк Сухо.

Проведенные шаропилотные наблюдения на берегу Ладож­ ского озера и на маяке Сухо в 38 км от Новой Ладоги позволили подсчитать величины вертикальных токов в береговой зоне.

На рис. 72 даны примеры профилей ветра за отдельные дни 1957 г. над Ладожским озером.

Исходя из уравнения неразрывности, величина вертикальных токов w будет равна

208

По уравнению (91) в табл. 74 подсчитаны величины w для профилей ветра, приведенных на рис. 72.

Средняя величина упорядоченных вертикальных потоков

Процесс рассеивания облачности в дневные часы над водое­ мом и некоторого повышения температуры воздуха с высоты примерно 0,5 км можно объяснить наличием упорядоченных нисходящих движений воздуха над водоемами с его адиабати­ ческим нагреванием и уменьшением. Аналогично фёновым пото­ кам или нисходящим движениям в антициклонах нисходящие потоки над водоемами также не доходят до самой водной по­ верхности. Наличие инверсии в нижнем слое над водоемом частично препятствует переносу влаги снизу. Уравнение притока

лось, что облачность на уровне 1 км перемещается с берега на

озеро, а на расстоянии 10—12 км от берега полностью рассеи-

срок величина w=12 см/сек., следовательно, за 40 мин. масса

воздуха могла опуститься почти на 300 м, что вполне достаточно для полного рассеивания облачности. На высоте 1,3 км воздух над водоемом был теплее на 2°,0 воздуха над сушей, над сушей

у = 0°,8. Принимая процесс адиабатическим, получим высоту опускания воздуха 2,3—2,5 км, т. е. несколько выше уровня вы­ равнивания скоростей ветра.

Отметим также изменение профилей ветра при переходе воз­ духа и с водоема на сушу, наблюдавшееся 1 и 9/VIII 1957 г. Для этих дней аналогично подсчитаны скорости восходящих пото­ ков w (см. та>бл. 74), имеющих тот же порядок, что и при нисхо­ дящих потоках.

Указанные восходящие потоки способствуют образованию кучевой облачности в береговой зоне, а иногда и над водоемом вблизи берега. Например, при полете 1/VIII над берегом Ладож­ ского озера наблюдалось образование гряды хорошо развитых Си с высотой основания, 0,6-—0,8 км на расстоянии 2—3 км от уреза воды. Отдельные Си появлялись над водоемом, но вблизи берега.

Очевидно, интенсивное резвитие кучевой облачности в бере­ говой зоне днем должно быть часто связано с восходящими пото­ ками ветра с озера.

Следует отметить, что 1 и 9/VIII величины k над маяком Сухо были 1,6 и 13,3 м2/сек., над Новой Ладогой 0,7 и 13,3 м2/сек.

Таким образом, при движении воздуха с водоема на берег вели­

чина k меняется мало, а при движении с берега на водоем 23/VII и 26/VIH 1957 г. величины k несколько возрастали (см. табл. 72). Вопрос об условиях усиления скорости ветра при переходе с бе­ рега на сушу автором не исследовался, но рост k наблюдался не всегда.

Пока еще трудно указать расстояние , от берега, на котором

профиль ветра становится стабильным, но примерно эта вели­ чина значительно больше сотен метров. Очевидно, величины

+будут наибольшими у берега и должны быстро уменьшаться

судалением от берега, достигая на каком-то расстоянии х

термический режим движущейся массы воздуха, например, при наличии туманов или облачности над водоемами. В один из

полетов над Карским морем были следующие условия для воз­ духа, перемещающегося с тундры на водоем (табл. 75).

Понижение температуры в массе воздуха на пути в 60 км над морем на высоте 50 м составило 4°,0, на высоте 100 м 3°,1,

210

Считая, что уменьшение q над холодной водной поверхностью произошло за счет конденсации водяного пара, можно подсчитать повышение температуры воздуха при этом процессе. Как видно, эта величина может составлять 1,5—2°,5 и ее необходимо также учитывать при расчетах трансформации.

Трансформация при наложении основного и бокового потоков.

Очень сложен процесс трансформации, когда на основной поток воздуха накладывается поток воздуха, идущий со стороны. Такое явление может наблюдаться обычно в условиях пересеченного рельефа. По наблюдениям при многих полетах над оз. Севан на процесс термической трансформации основного потока накла­

дывалась адвекция воздуха, перевалившего через горные хребты

и стекавшего к озеру по боковым ущельям. При этом наблюда­

них слоях. Хорошо выделяются отдельные слои со скачкообраз­ ным повышением или понижением температуры.

Таким образом, экспериментальные данные показывают, что процесс трансформации воздуха в береговой зоне водоема часто протекает весьма сложно и находится не только под непосред­ ственным воздействием подстилающей поверхности, но и под

косвенным ее воздействием в виде вертикальных движений воз­

духа, бризовых циркуляций, адвекции воздуха с боков и конден­ сационных процессов. Только в самом нижнем слое 20—25 м при подсчете можно, очевидно, частично пренебречь влиянием этих

дополнительных факторов и использовать уравнение турбулент­ ной диффузии.

212

Расчет турбулентных потоков тепла и влаги по материалам горизонтального зондирования

Турбулентный поток любой субстанции пропорционален вер­ тикальному градиенту этой субстанции и коэффициенту турбу­ лентности

Вертикальный градиент температуры и влажности в движу­ щейся воздушной массе обусловливается в основном характе­ ром распределения этих элементов по подстилающей поверх­

ности. Зная распределение тепла и влаги в массе воздуха по направлению ее движения, можно рассчитать и турбулентные потоки.

Д. Л. Лайхтман на основании теории трансформации воздуш­

данным температуры и влажности на высотах не более 50 м,

так как формулы, на основании которых она получена, справед­ ливы только для указанных уровней. Расстояние х должно быть примерно равным 100 км. Для определения потоков тепла или влаги по уравнению (97) в пункте, где х — g, необходимо вы­ брать точку в направлении, откуда движется воздушная масса.

Этот пункт следует считать начальной точкой движения. Зная расстояние между пунктами х = 0 и x = g, значения температуры

и абсолютной влажности в этих точках на высоте 2 м или любой другой высоте, по уравнению (97) можно рассчитать поток теп­

ла и водяного пара.

По материалам самолетного зондирования над оз. Севан,

проведенного в июле 1956 г., были сделаны подсчеты потоков тепла.

213

Полученные тепловые потоки по уравнению (98) были срав­ нены с потоками, рассчитанными по градиентному методу по

в утренние часы вполне реальны. Утром поток тепла на порядок меньше дневного. Сравнение потоков, подсчитанных двумя ме­ тодами, дает удовлетворительные результаты. Хотя число при­ меров невелико и они имеют скорее методическое значение, по­ лученные результаты позволяют говорить о возможности приме­ нения предложенной Д. Л. Лайхтманом формулы для учета турбулентных потоков.

Ввиду того что высота полета по горизонтали не должна быть больше 50 м, применение этого метода возможно только над водоемами, где имеются более спокойные, чем над сушей, усло­ вия полета на малых высотах.

Микротрансформация с наличием местных фронтальных поверхностей раздела

При исследованиях микротрансформации в береговых райо­ нах или пересеченной местности с частым образованием местных ветров необходимо иметь в виду наличие местных фронтальных

214

зон. Благодаря значительной термической устойчивости свежего холодного воздуха процесс его трансформации при движении над нагретой подстилающей 'поверхностью идет сравнительно медленно, и поэтому в местах стыка холодного и теплого воздуха создаются большие контрасты температуры и влажности воздуха, скорости и направления ветра и других элементов.

Возникающие здесь поверхности раздела имеют вид миниа­

Такие поверхности раздела со скачкообразным изменением температуры и влажности воздуха по горизонтали были отме­ чены автором в условиях антициклонической погоды при поле­ тах над оз. Севан, над Ладожским озером при бризовых ветрах и в долине Азау-Терскол.

Вторжение холодного воздуха над северной частью оз. Севан иногда имело вид холодного фронта в миниатюре с четко выра­ женной фронтальной зоной. Горизонтальные и вертикальные зондирования позволили довольно точно нанести конфигурацию холодного фронта над водоемом. Такие 'поверхности раздела можно было отметить в июле 1956 г. как при утренних зондиро­ ваниях 8, 9 и 29-го числа, так и при дневных — 7, 9 и 17.

На рис. 73 даны схемы строения холодной массы воздуха над Малым Севаном с поверхностью раздела, нанесенной пунк­ тиром. Здесь приведены также величины температуры воздуха при пересечении линии фронта по горизонтали, профиль темпера­ туры воздуха над Малым Севаном и стрелками отмечены линии потоков воздуха.

За 29/VII дан вертикальный разрез слоисто-кучевой облач­ ности над северным Севаном. Как видно, зона холодного воз­ духа всегда ограничена сверху инверсией температуры или изотермией, перепады температур воздуха по горизонтали при пересечении линии фронта менялись от 1,0—1°,5 и до 3—3°,5.

На поверхности раздела часто возникали слоистообразные

облака в виде отдельных валов или гряд, что указывало на наличие здесь волнообразных движений воздуха.

При наличии бризовых ветров в береговой зоне Ладожского озера иногда можно было определить фронтальную поверхность раздела. Например, при полете 1/VIII 1955 г. на высоте 60 м над берегом около Новой Ладоги наблюдалось скачкообразное по­ вышение температуры воздуха на 4°,9 с 20°,8 в потоке озерного бриза и до 25°,7 в потоке ветра с суши. Схема строения фрон­ тальной зоны в этот день дана на рис. 113.

В долине Азау-Терскол отмечались местные фронтальные зоны в ветрах орографического происхождения с перепадом тем­ ператур более 1°,0.

215

Уилкинс (Wilkins, 1955) приводит результаты аналогичных

исследований местных фронтальных поверхностей в верхней

части долины р. Снейк. Долина реки была окружена горными хребтами с превышением местности над ее уровнем на 1500— 1800 м. Поверхности раздела образовались здесь в зоне встречи

местных ветров. Перепад температур по горизонтали был в предалах 6—10°, наклон поверхности рездела 1 : 120 и 1 : 220. Раз­

0 5/0/5 20 25 30LKM

Рис. 73. Строение местных фронтальных зон по типу холодного фронта.

a — 7/VII 14 час., б — 9/VII 14 час., в — 8/VII 6 час., г — 29/VII 6 час.

ности скоростей ветра в теплой и холодной массах воздуха до­ ходили до 10 м/сек. Перемещение фронта происходило на небольшие расстояния.

Микротрансформация в малоподвижной воздушной массе над сушей

Весьма интенсивный процесс макро- и микротрансформации

воздуха, сопровождающийся образованием засухи и суховеев, может наблюдаться в теплое время года в малоподвижных ба­ рических системах на юго-востоке Европейской территории

СССР (ЕТС) и в Средней Азии.

Трансформация воздушной массы исследовалась в районе

216

Каменной Степи над массивом лесных полезащитных полос и в Голодной Степи над орошаемым оазисом Пахта-Арал. В этих районах нельзя было проследить непрерывно весь процесс микро­ трансформации, так как аэрологические наблюдения проводи­ лись только в двух близко расположенных участках в открытой степи и в массиве лесных полос, в полупустыне и в орошаемом оазисе.

Поскольку засуха и суховеи в обоих пунктах являлись своего рода фоном, на котором исследовались микротрансформации,

то кратко рассмотрим процессы, ведущие к образованию засух.

Трансформация воздуха в малоподвижных антициклонах на юго-востоке ЕТС. По данным радиозондовых подъемов в 1951 г.

в Каменной Степи прогрев воздуха в малоподвижном антици­

клоне за период с 26 по 29/VI составлял на высоте 2 м 9°,8, а на

1 км 12°,3, откуда среднесуточная величина прогрева воздуха была на высоте 2 м 2°,5 и на высоте 1 км 3°, 1. Понижение отно­ сительной влажности в этом слое и за этот же период составило около 14—15%, причем в отдельные дни понижение влажности было 7—8%. Скорости ветра в слое до 3 км за весь период были в пределах 2—4 м/сек. с меняющимся направлением ветра от восточного до западного. Поэтому значительной адвекции тепла со стороны не могло быть, трансформация должна была проис­ ходить в районе наблюдения. Характерным является наличие

в антициклоне с начинавшейся трансформацией массы воздуха

слоя опускания воздуха, вызывающего образование инверсии

сжатия, или, что бывает чаще, слоя с уменьшенными значениями вертикального температурного градиента.

Наличие слоя инверсии на высоте 2,5 км, с одной стороны,

препятствует развитию в дневное время мощных кучевых обла­ ков, способствует большему притоку солнечных лучей к земной

поверхности и усилению турбулентного теплообмена, а с другой стороны, ограничивает эффект непосредственного прогревания турбулентным теплообменом относительно небольшим по высоте слоем.

Затраты тепла на испарение и транспирацию в степных райо­ нах юго-востока ЕТС невелики и почти вся притекающая тепло­ вая энергия передается в атмосферу путем турбулентного тепло­ обмена. Помимо переноса тепловой энергии от земной

поверхности турбулентным теплообменом, некоторое повышение температуры воздуха на высоте может происходить и непосред­ ственно путем лучистого нагревания.

При суховеях в атмосфере в слое до 2—2,5 км почти постоян­ но наблюдается большое количество пыли, поднятой турбулент­ ными процессами от земной поверхности. Наличие же пыли может вызывать «эффект Воейкова», т. е. повышение темпера­ туры воздуха путем непосредственного переноса пылинками

тепла снизу вверх, а также нагреванием пылинок лучами солнца с последующим нагреванием ими воздуха. Этими процессами

217