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

возможно объяснить более интенсивный прогрев воздуха на вы­ соте 1 км по сравнению с прогревом на высоте 2 м. В общем влияние пыли на процессы трансформации воздуха в южнь!х районах необходимо постоянно учитывать.

Наличие интенсивного турбулентного обмена подтверждается также величинами вертикального температурного градиента у и

градиента удельной влажности dq в дневные часы по самолетным

подъемам.

Величины у и dq приведены в табл. 79 как средние для всего периода засухи и суховеев.

В табл. 79 даны также отклонения величины вертикальной скорости шаров-пилотов от табличной Aw %. Величина Aw явля­ ется функцией турбулентного состояния атмосферы: при усиле­ нии турбулентности величина Aw возрастает, при ослаблении уменьшается.

Сверхадиабатические градиенты температуры, малые изме­ нения удельной влажности с высотой и значительные отклонения вертикальной скорости шара от табличной показывают на нали­ чие большой неустойчивости масс воздуха в слое до 1,5—2 км и интенсивного турбулентного обмена в дневные часы. В слое 2— 3 км резко уменьшаются величины у и Aw, что указывает на ослабленный турбулентный обмен, обусловленный наличием здесь инверсии сжатия.

Массив лесных полос в Каменной Степи занимает площадь около 20 км2, примерно квадратной формы и окружен со всех

сторон ровной степью.

Масса воздуха, переходя с открытой степи на массив лесных полос, несмотря на относительно небольшие его размеры, будет трансформироваться. Наибольший контраст в величинах метео­ рологических элементов над этими районами должен бы наб­ людаться днем у самой земной поверхности, особенно в засуш­ ливые периоды и при суховеях.

Но благодаря непрерывной адвекции воздуха со степи и уве­ личенной турбулентности различия в величинах температуры и

влажности сглаживаются. Например, при полетах самолета над степью и массивом лесных полос на высотах от 150—200 м и

218

выше различия в величинах температуры и влажности воздуха были в пределах точности самолетного метеорографа.

Вечером и утром благодаря уменьшению скорости ветра

адвекция со степи ослабевает, уменьшается турбулентный обмен

и контраст в метеорологическом режиме этих участков стано­ вится более заметным.

По материалам аэрологических наблюдений удалось устано­ вить значительные различия в сроках начала и конца приземных инверсий в степи и в лесных полосах при суховеях. Благодаря

Рис. 74. Распределение Ri по высотам за 12—14 час.

1 — полупустыня, 2 — оазис.

интенсивному испарению и транспирации влаги мощным расти­

тельным покровом в полосах и межполосных клетках, темпера­

тура воздуха понижается в нижнем слое быстрее, чем в степи, и при ослабленном в вечерние часы турбулентном обмене внизу вызывает более раннее появление приземной инверсии в полосах

около 17 час., а в открытой степи только в 20 час. В открытой степи появление инверсии температуры в 20 час. вызвано в ос­ новном процессами радиационного излучения, а в лесных

полосах — более раннее начало инверсии отчасти процессом испарения и более быстрым уменьшением турбулентного обмена.

В утренние часы вследствие несколько меньшей скорости ветра в нижнем слое над массивом лесных полос инверсия со­ храняется дольше примерно на 1 час. В общем продолжитель-

219

ность приземных инверсий в лесных полосах по сравнению со степью больше на 3—4 часа в сутки. При инверсиях в суховей­ ные периоды создаются более благоприятные условия для жизни

растений вследствие понижения температуры воздуха и повы­ шения относительной влажности в слоях воздуха, соприкасаю­ щихся с земной поверхностью.

Значительно большие изменения происходят в структуре воздушного потока при его переходе из степи на массив лесных полос. В среднем резкое влияние массива на структуру воздуш­ ного потока отмечается утром до высоты 200 м и днем до 300 м. Воздушный поток, переходя на полосы, дробиться на более мел­

кие вихри с ростом вертикальных и горизонтальных пульсаций скорости ветра. Например, днем на уровне 100 м размеры вихрей уменьшаются на 20%, вертикальные пульсации растут на 30—

50%, число порывов увеличивается до 65%. В связи с этим над

массивом лесных полос наблюдается рост коэффициента тур­ булентного обмена примерно на 40—50% и увеличение болтанки самолета, см. работу автора (1953а).

Трансформация воздушных масс над полупустынями Средней Азии. В теплый период над полупустынями Средней Азии и

в соседних с ними районах устанавливается режим погоды с на­ личием весьма высоких температур воздуха и очень малой относительной влажностью. Эта погода часто приносит серьез­ ный ущерб сельскохозяйственным культурам на небольших по­ ливных оазисах и богарных землях, расположенных вблизи от полупустынь и пустынь.

Н. Ф. Самохвалов (1953) разобрал условия образования су­

ховеев Казахстана и, в частности, для районов пустыни Кзыл-

Кума и Пахта-Арала.

Период работы экспедиции (июль 1952 г.) отличался большой активностью синоптических процессов. В связи с интенсивным нагревом над Средней Азией развивается область низкого да­ вления с безоблачной и жаркой погодой. Она сменялась вторжениями холодных масс «воздуха.

При всех этих вторжениях наблюдается смена тропического воздуха воздухом умеренных широт. В воздушных массах, при­ шедших с севера, сразу же начинался процесс трансформации, причем особенно быстро повышалась температура воздуха и уменьшалась относительная влажность. Фронтальные зоны в лет­ ний период отличались малым контрастом температур и как

следствие слабо развитой облачностью. Обычно наблюдались при этом же явления, какие были отмечены Б. Л. Дзердзеевским (1952, 1953); из-за недостатка влаги облачность размывалась и уменьшались фронтальные осадки. Облака были типа Frcu и Cuhum. Выпадающие при прохождении фронта осадки не дохо­ дили до земной поверхности.

В дальнейшем кратко рассмотрим процессы макротрансфор­ мации над полупустыней и орошаемым оазисом Пахта-Арал и

220

некоторые характеристики микротрансформации воздуха над

Пахта-Аралом.

После смены массы тропического воздуха воздухом умерен­ ных широт и образованием над районом Пахта-Арала устойчи­ вой малоподвижной термической депрессии продолжается транс­ формация воздуха. При этом температура в оазисе у земной поверхности повышалась, например, в период с 5 по 12/VII на 9°, т. е. на 1°,3 в день, а относительная влажность уменьшалась на

17%, или на 2,5% в день. На высоте 2 км повышение темпера­

пературы у земной поверхности на 11°, или на 1Р,6 в день, относи­ тельная влажность уменьшалась на 37%, что составило в день 6%. В другие периоды наблюдались примерно такие же вели­ чины суточной трансформации.

Отметим наличие слоя с умеьшенными значениями вертикаль­ ного температурного градиента у подобно тому, как это имело

место при трансформации воздуха в антициклонах юго-востока

ЕТС.

По материалам аэрологических наблюдений были вычислены значения Ri для полупустыни и оазиса.

На рис. 74 нанесены несколько спрямленные величины Ri за 12—14 час. в слое до 3 км для оазиса и полупустыни.

Над полупустыней в слое от земли и до 2,5—3 км наблюда­ лось такое состояние атмосферы, которое способствовало раз­ витию интенсивной турбулентности во всем слое.

Над орошаемым оазисом в том же слое 2,5 км можно выде­ лить некоторые характерные особенности в распределении энер­ гии турбулентности. От земли и до 50 м выделяется слой ослаб­ ленного турбулентного перемешивания из-за наличия здесь ин­ версии испарения. Затем второй слой с уменьшенной энергией

турбулентности наблюдается в зоне 0,6—1,0 км и соответствует инверсии, отделяющей два потока воздуха над оазисом.

Выше температурных инверсий над оазисом наблюдаются зоны с ростом энергии турбулентности: первая от 100 до 400 м и вторая от 1,0 и до 2,5 км. На уровне от 3,0 км над полупусты­ ней и оазисом выявляется еще одна область с ослабленной энер­ гией турбулентности, зона перехода от пограничного слоя к слою свободной атмосферы.

Над достаточно обширным оазисом, каким является площадь совхоза Пахта-Арал, в период орошения вследствие микротранс­ формации в летнее время наблюдается свой устойчивый микро­ климат. Наиболее резко особенности микроклимата орошаемого

В этом слое развивается инверсия температуры воздуха, обра­

зованная за счет испарения и транспирации, а также и из-за

■ослабления турбулентного обмена.

221

Над оазисом в течение всех суток наблюдается горизонталь­ ная адвекция воздуха из окружающих районов, причем при бла­ гоприятных условиях в полуденные часы, как будет указано

местной циркуляции отделяются слоем инверсии температуры. В полуденные часы над оазисом может существовать два инверсионных, т. е. изолирующих слоя: один — у самой земной

поверхности примерно до 100 м и второй — на уровне 500—700 м,

которые обеспечивают по крайней мере в центральной части оазиса сохранение его микроклиматических особенностей. При развитии общей циркуляции разрушается верхняя инверсия, но наличие устойчивой инверсии испарения в 'cSoe до 50—100 м обеспечивает сохранение микроклиматических особенностей в приземном слое в любое время суток.

Особенно резкие уменьшения турбулентного обмена в дневное время над оазисом наблюдается в слое примерно до 100 м, в среднем в 5 раз по сравнению с полупустыней. С высоты 600—■ 700 м турбулентный обмен над оазисом и полупустыней почти

выравнивается. Переход воздушного потока с полупустыни на оазис Пахта-Арал сопровождается уменьшением его скорости и ослаблением в несколько раз горизонтальных и вертикальных пульсаций скорости ветра.

около 50 м. В вечерние часы сухой и прогретый воздух из пустыни, адвекция которого на оазис наблюдается непрерывно,

опускается вниз, но из-за наличия инверсии не доходит до зем­

ной поверхности.

как одна из характеристик трансформации воздуха под влиянием орошаемого оазиса.

Наличие постоянной инверсии температуры над оазисом создает в слое до 25—50 м почти в течение всех суток более

высокие температуры воздуха по сравнению с земной поверх­

сравнению с полупустыней. Это явление вызвано, очевидно, менее

интенсивным радиационным охлаждением воздуха над оазисом. Ход относительной влажности подтверждает все отмеченные по ходу температуры особенности, а именно наличие более теплого и сухого воздуха над полупустыней и более влажного над оази­

сом с максимальными разностями г„ —г0 в дневное время до 24%, с высотой эта разность постепенно уменьшается. Над оазисом ночью в слое от 50—100 м воздух с высотой становится более сухим, над полупустыней наиболее сухой воздух наблюда­

ется внизу. Наличие в слоях от 50 м и выше второго минимума

222

ГЛАВА VII

АЭРОЛОГИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ТУМАНОВ

Классификация туманов. В отличие от облаков, для которых

принята международная классификация, для туманов до сих пор

нет общепринятой схемы их разделения. До настоящего времени

нельзя считать полностью выясненной физическую сущность про­ цессов образования и рассеивания туманов, а ряд авторов дает

противоречивые оценки роли отдельных факторов (например,

турбулентности) в образовании туманов.

Первая наиболее полная и законченная классификация тума­ нов дана Г. Биллетом (1932). Биллет считает, что в основу классификации должен быть положен анализ физических про­ цессов, приводящих воздух к насыщению. Однако это правило им далеко не соблюдается, часто Биллет разделяет туманы,

имеющие одинаковое происхождение, многие типы определяет

без достаточного обоснования.

А. П. Гольцов (1941) классифицирует туманы путем анализа физических процессов туманообразования, туманорассеяния, ко­ торый сводится к следующему:

А. Процессы туманообразования: 1) адвекция

теплая влажная, 2) радиационное охлаждение, 3) смешанный процесс — адвекция теплая влажная и радиационное охлаждение, 4) адвекция теплая с дождем, 5) смешанный процесс — радиа­ ционное охлаждение с дождем, 6) адвекция холодная влажная.

Б. Процессы туманорассеяния: 1) адвекция теп­

лая сухая, 2) радиационное нагревание, 3) смешанный сухой

процесс — адвекция холодная сухая и радиационное нагревание, 4) адвекция холодная сухая.

Весьма содержательная монография А. П. Гольцова (1957) по этому вопросу, к сожалению, не содержит результатов аэроло­ гических исследований строения туманов, что несколько сни­ жает ее ценность.

А. С. Зверев (1954), исходя из физико-генетического прин­

ципа, выделяет 10 типов туманов в зависимости от специфики

их образования:

I. Основные процессы туманообразования:

224

1) радиационные туманы, 2) адвективные туманы, 3) орогра­ фические (адиабатические) туманы.

II. Дополнительные процессы туманообразо-

вания: 4) парения водоемов, 5) туманы смешения (береговые),

тельностью человека: 8) городские туманы, 9) мороз­

ные (сибирские) туманы, 10) искусственные туманы. Образование любого тумана обычно зависит от ряда физиче­

ских процессов, отличающихся большой сложностью. По схеме Зверева, первые два типа являются основными. Остальные типы наряду с радиационными или адвективными процессами вклю­ чают в себя также действие и какого-либо дополнительного фак­ тора, придающего туману его специфику. При дальнейшем рас­ смотрении процессов туманообразования автором принята клас­ сификация А. С. Зверева.

Аэрологические характеристики радиационных и адвективных туманов над сушей

Основное условие возникновения радиационных туманов — радиационное охлаждение подстилающей поверхности и приле­ гающего слоя воздуха, это обусловливает инверсионную или изотермическую стратификацию воздуха.

Характерная особенность радиационных туманов «пятни­ стость» в их распределении. Туманы чаще образуются над забо­ лоченными участками и в низинах, куда стекает холодный воз­ дух с соседних возвышенностей. В крупных промышленных

городах более благоприятны условия для развития туманов

в зимний период, за городом •— в летний. Мощность радиацион­

ных туманов в антициклонических условиях меньше, чем тума­ нов фронтального происхождения.

Адвективные туманы образуются чаще всего в теплой массе

воздуха, перемещающейся над более холодной подстилающей поверхностью, если ее температура ниже точки росы теплого воздуха. При этом охлаждаются нижние слои воздуха и обра­ зуется устойчивая стратификация воздушной массы. Над Евро­ пейской территорией СССР (ЕТС) адвективные туманы данного вида развиваются обычно при температурах воздуха 1—3° над подстилающей поверхностью, покрытой снегом.

Летом в континентальных условиях наблюдается хорошо вы­ раженный суточный ход числа туманов с максимумом в ночные

время преобладают радиационные процессы в образовании тума­ нов, в холодный период увеличивается роль адвекции.

По данным А. П. Гальцова (1957), в теплый сезон практиче­

ски все туманы рассеиваются днем в результате радиационного

нагревания. В холодный период рассеивание тумана происходит чаще всего при холодной адвекции, но значительную роль играет также и радиационное нагревание в дневные часы, которое рас­ сеивает 29% всех туманов. Подавляющая часть адвективных туманов сопровождается пасмурным небом, а основная масса ра­ диационных туманов наблюдается при ясной погоде. При адвек­

тивных туманах почти в 75% случаев скорость ветра у земли > 3 м/сек., а при радиационных туманах такая скорость ветра наблюдалась в 20% случаев. Штиль при адвективных туманах был отмечен в единичных случаях, но при радиационных тума­ нах штиль наблюдался довольно часто (28—30%). Ветер со ско­ ростью > 5 м/сек. при любом тумане наблюдался редко, но при адвективном тумане он был отмечен все же в 8—11% случаев.

Состояние подстилающей поверхности влияет на образование и развитие адвективных туманов не меньше, чем на образование радиационных туманов. Особенно благоприятно для развития адвективных туманов резкое изменение свойств подстилающей поверхности на пути движения теплой массы воздуха. В связи с этим особенно часты адвективные туманы вблизи побережья морей, в районах встречи теплых и холодных морских течений, на границе морских льдов и т. и. Наиболее часто адвективные

туманы встречаются в районе Ньюфаундлендской банки на грани­ це теплого Гольфстрима и холодного Лабрадорского течения, на границе ледовых полей и открытой воды в северных арктических морях, вдоль побережий Северного и Балтийского морей, над Баренцевым, Карским, Охотским и Японским морями.

При смене сезонов года контраст температур суша — море

меняет величину и знак, поэтому в повторяемости адвективных туманов в прибрежной зоне ярко выражен годовой ход — в хо­ лодную половину года туманы образуются преимущественно над прибрежной частью суши, в теплую половину года над прибреж­

ной частью моря.

Наиболее часто в природе имеет место образование туманов так называемой теплой адвекции, когда движется теплая масса воздуха с температурой То над относительно холодной подсти­ лающей поверхностью Тп при ТО^>ТП, но могут быть случаи образования туманов и при холодной адвекции, когда Т0<^Тп, — при этом обычно образуются туманы испарения или смешения.

Характер образования адвективных туманов исключает воз­

можность образования поземных туманов, нередко наблюдаю­ щихся при радиационных туманах. Как правило, высота адвек­ тивных туманов превышает 10 м, нередко туман сливается

с вышележащими слоистыми облаками. Между образованием слоистых облаков и адвективных туманов имеется много общего.

Рассмотрим работы по изучению вертикального строения атмосферы при адвективных туманах, которые, к сожалению,

опубликованы в незначительном количестве.

По мнению А. С. Зверева (1954), устойчивая стратификация

226

воздушной массы является необходимым условием образования не только радиационных, но и адвективных туманов.

Н. В. Петренко (см. «Руководство», 1954) считает, что при адвективных туманах необходимо наличие инверсии около земной поверхности. При силе ветра более 5—6 м/сек. туман обычно рассеивается или преобразуется в слоистые облака.

Г. И. Осипова (1957), по данным 100 радиозондирований при туманах в пос. Воейково, показала, что во всех радиационных ту­ манах преобладала приземная инверсия мощностью до 0,5— 1,0 км; при адвективных внутримассовых туманах также наблю­

далась приземная инверсия или изотермия в слое до 1,5 км.

В связи с тем, что радиозондирование и отчасти самолетное зондирование из-за больших скоростей подъема прибора и значи­ тельной инерции приемников температуры и влажности не дает

точных данных по стратификации нижнего слоя 100—200 м, выводы Осиповой не могут быть надежными.

И. В. Кошеленко (1955) разбирает метеорологические условия адвективных туманов над центральной частью ЕТС. Он указы­ вает, что при горизонтальном переносе происходит значительное изменение в распределении температуры и влажности по верти­ кали под влиянием турбулентности. Если q с высотой увеличива­ ется, то турбулентность будет туманообразующим фактором, если уменьшается, то турбулентный обмен будет туманорассеи­ вающим фактором. Для снижения нижней г.раницы облаков до земли необходимо наличие малых градиентов температуры и слабого ветра в подоблачном слое. Наличие у > 0°,5 является неблагоприятным условием для распространения облаков до земли , т. е. их перехода в туман.

Некоторые условия развития туманов над Боденским озером были исследованы Клайншмидтом (Kleinschmidt, 1923), над Черным морем — Старовым (1938).

Шоу (1955) приводит распределение температуры и влажно­ сти воздуха в утренние часы при туманах береговой зоны в Кардингтоне. Профиль температуры, типичный для 33 подъе­

мов привязного аэростата (из общего числа 46 подъемов) при туманах (рис. 76), характерен небольшим понижением темпера­ туры воздуха в приземном слое. С уровня 80 м наблюдается приподнятая инверсия, в слое инверсии—-резкое уменьшение относительной влажности. Очевидно, туман занимал весь слой от земли и до уровня начала инверсии. Значительно худшие условия горизонтальной видимости (как правило, </200 м) отме­ чались при туманах с приподнятой инверсией, значительно боль­ шая видимость — при туманах с приземной инверсией.

Огата (Ogata, 1955) на основании аэрологических и океано­

в основном адвективного, тумана над открытым морем. Наибо­

лее часто образование морского тумана отмечалось в период