книги из ГПНТБ / Воронцов, П. А. Аэрологические исследования пограничного слоя атмосферы
.pdfс конца мая и до |
июля. Частота |
возникновения тумана про |
|||||||||
должительностью менее 12 час. |
составляла 83%. Высота верхней |
||||||||||
|
|
|
границы |
слоя |
тумана |
была |
в сред |
||||
|
|
|
нем 400 м. Температура воздуха бы |
||||||||
|
|
|
ла на 2° выше температуры поверх |
||||||||
|
|
|
ности воды, иногда воздух был хо |
||||||||
|
|
|
лоднее воды. Изменение температу |
||||||||
|
|
|
ры, сопровождающееся образова |
||||||||
|
|
|
нием и рассеянием тумана, состав |
||||||||
|
|
|
ляло |
соответственно +0,3 |
и |
—0°,2. |
|||||
|
|
|
Это изменение очень мало по срав |
||||||||
|
|
|
нению с |
аналогичными условиями |
|||||||
|
|
|
образования тумана над сушей. Во |
||||||||
|
|
|
время тумана чаще всего наблю |
||||||||
|
|
|
дался |
ветер |
южного |
направления |
|||||
|
|
|
(80% случаев) силой 3—5 баллов. |
||||||||
|
|
|
Плотный туман над открытым мо |
||||||||
|
|
|
рем имел не однородную структуру, |
||||||||
|
|
|
а |
совокупность отдельных |
валов |
||||||
|
|
|
или |
гряд размерами порядка 20 км. |
|||||||
Рис. 76. Типичный про |
|
Г. |
Ф. ПриУотько (1952) для слу |
||||||||
филь |
температуры |
при |
чаев с радиационными туманами в |
||||||||
подъемах в тумане 30 ян |
ряде |
пунктов |
Украины |
приводит |
|||||||
варя |
1951 г. Кардингтон. |
следующее |
распределение |
мощно |
|||||||
Мощность слоя инвер |
|
стей |
приземных инверсий: |
|
|
||||||
до |
100 |
|
100-300 |
400 - 600 |
|
700-1500 |
|||||
сии, м........................... |
|
|
|||||||||
Процент повторяемости |
|
72 |
|
|
15 |
|
10 |
|
|
3 |
|
Средний вертикальный градиент в |
слое до 0,5 |
км составлял |
—0,367100 м, в слое 0,6—1,0 км — 0,21 и в слое 1,0—1,5 км 0,25,
т. е. инверсия температуры в среднем охватывала слой до 1,0 км
высотой.
Некоторые подсчеты, связанные с условиями образования туманов, приведены Флиглем (Fleaqle, 1953).
С. П. Хромов (1948) указывает, что устойчивая стратифика ция при слабом ветре создает именно ту небольшую степень тур булентности, которая нужна для распространения тумана по вертикали, но недостаточна для его рассеивания.
И. Ф. Прихотько (1952) отмечает большую роль вертикаль ного обмена и восходящих движений при образовании как ра
диационных, так и адвективных туманов.
Урфер (Urfer, 1956) высказывает гипотезу о том, что в слое до 300 м при туманах обнаружены три фазы развития: инверсия,
изотермия и приближенно влажноадиабатический градиент.
В верхнем слое в связи с радиацией и испарением часто наблю дается неустойчивое состояние; неустойчивые слои при тумане постепенно опускаются вниз, вызывая понижение температуры и изменение распределения у в слое тумана.
228
И. В. Кашеленко (1956) установил, что для перемещения
адвективных туманов необходимо условие То — Тп~>5—6°, при меньших значениях обычно туман приподнимается, переходя
в низкую облачность. В слое тумана всегда устанавливается слабый положительный градиент или изотермия. Происхождение
приподнятой инверсии он объясняет наличием адвекции теплого воздуха.
Пепплер (Peppier, 1934) приводит график, иллюстрирующий
Нм
1000
500
О
Рис. 77. Профили t, г и т при туманах с инверсией от земной поверхности в Линденберге.
увеличение мощности тумана с ростом скорости ветра в слое тумана.
В. Н. Колесникова (1958) для района Ташкента устанавли вает, что адвективные туманы развиваются под слоем инверсии, в слое тумана часто у>1°,0, туманы сохраняются по нескольку дней, радиационные туманы образуются в слое приземной ин версии.
По материалам змейковых подъемов и подъемов привязных шаров при туманах в Линденберге (Берлин) за 1910—1923 гг. выделены два основных типа профилей температуры воздуха,
относительной влажности и температуры точки росы: 1) инверсия температуры начинается от самой земной поверхности, относи тельная влажность и точка росы резко уменьшается с высотой
(рис. 77) и 2) инверсия температуры начинается с некоторой
229
высоты. В подынверсионном слое наблюдаются величины относи тельной влажности, близкие или разные 100% (рис. 78).
Из общего числа 82 подъемов при туманах в Линденберге при инверсиях, начинающихся от земной поверхности, было 36 подъемов, при наличии приподнятой инверсии — 41 и при 5 подъе
мах, несмотря на наличие тумана, инверсии в слое до 1,5 км не
наблюдались. Мощность приземной инверсии и высоты нижней
Рис. 78. Профили t, г и Т при туманах с приподнятой инверсией в Линденберге.
границы приподнятой инверсии при туманах характеризуют данные табл. 80.
Таким образом, наличие приземной инверсии температуры не
Таблица 80
Повторяемость мощности слоя инверсии и высоты инверсионного слоя при туманах над Линденбергом
230
является обязательным для образования тумана. Высокие туманы чаще всего образуются при приподнятой инверсии. В некоторых
случаях туман может быть и при отсутствии инверсии темпера
туры в пограничном слое.
Туманы в Линденберге имели четко выраженный суточный
ход из общего количества использованных |
наблюдений — 82, |
в дневные часы туман наблюдался только в |
14 случаях, а все |
Рис. 79. Профили t, г, q и у при туманах с инверсией от земной поверхности в Алма-Ате.
остальные приходились на утренние часы, подъемов ночью не производилось.
Следует отметить, что подъемы при туманах в Линденберге чаще всего производились на воздушных змеях при скоростях
ветра на высоте 50—100 м не менее 5—6 м/сек., поэтому чисто радиационные туманы были преуменьшены.
Повторяемость скоростей ветра у земной поверхности при
туманах всех типов получилась следующей:
Скорость ветра, м/сек. . . . |
Штиль |
1—2 |
2—4 |
4—6 |
6—8 |
Число случаев ................... . |
4 |
13 |
20 |
29 |
16 |
В распоряжении автора было небольшое количество данных, полученных при аэростатных подъемах при тумане в Алма-Ате
и Той-Тюбе (Ташкент). На рис. 79 даны примеры строения ниж-
231
него слоя атмосферы при туманах в Алма-Ате, когда инверсия
начиналась от земной поверхности, и на рис. 80 при наличии при поднятой инверсии. Здесь из 18 подъемов при туманах в 10 слу чаях инверсия начиналась от земли и в 8 случаях была припод
нятая инверсия. Скорости ветра |
при туманах в слое до |
0,3—0,4 км были небольшими: в 10 |
случаях штиль, в 5 случаях |
1—2 м/сек. и в 3 случаях 2—4 м/сек.
20 зо i,o q 20 зо изд
Рис. 80. Профили t, г, q и v при туманах с приподнятой инверсией в Алма-Ате.
Данные суточного аэростатного зондирования в Той-Тюбе при наличии туманов, приведенных на рис. 81, где пунктирной линией нанесена предполагаемая верхняя граница тумана, опре деленная по уровню начала резкого уменьшения г°/о, показывают,
что высокие устойчивые туманы наблюдались только при инвер сии, начинающейся с уровня 50—200 м. Как видно из рис. 77 — 81, профили t° и г% мри туманах в Линденберге, Алма-Ате и
Той-Тюбе весьма схожи между собой.
По материалам двух круглосуточных серий аэростатных зон дирований на ст. Долгопрудная была зафиксирована верхняя
граница тумана.
На рис. 82 приведено изменение верхней границы тумана во времени при подъемах 12—13/1 1956 г. и 27—28/XII 1955 г. и
232
профиль температуры. 1 уманы 27—28/XII с температурами 2—4° нужно отнести к адвективным туманам, а туманы 12—13/1 —
к радиационным при температурах воздуха —12, —14°. Как вид но из рисунка, радиационные туманы наблюдались при глубокой инверсии, туманы адвективные — при изотермии или у ~ 0,6-^- 0°,7.
Нм
Рис. 81. Вертикальные профили температуры 22—23/XII (а), распределение температуры по высоте в дни с туманами (увлажненная подстилающая по верхность) (б) 8—12/XII 1952 г.
Мощность обоих видов тумана может колебаться во времени в весьма значительных пределах. Например, 28/XII в 2,5 часа записано: «туман плотный, верхняя граница четко выражена — волнистая», в 7 часов наблюдатель отмечает: «верхняя граница тумана неровная, колеблется от 230 до 330 м».
При сериях подъемов 12—13/1 1956 г. верхняя граница тумана часто сливалась с разорванно-слоистой облачностью. Например, 12/1 в 16,5 часов отмечено: при спуске верхняя граница тумана
233
(St) 740 м. Разрыва между туманом и St нет»; 13/1 в 10,4 часа
записано: «туман с высотой уплотняется и соединяется с нижней границей Frst, четкой границы между ними нет».
Распределение мощности тумана для приведенных серий зон дирований дано в табл. 81.
Больше всего случаев приходилось на туманы мощностью от
100 и до 300 м.
Рис. 82. Изменение верхней границы тумана на ст. Долгопрудная.
Рассмотрим вертикальное строение радиационного тумана в низинах со стоком холодного воздуха по результатам зондиро вания в ночные и утренние часы в Цуриковке, Кокчетавской
области. |
На рис. 83 дано распределение t°, г и q |
г/кг по высоте и |
||||
|
|
|
|
|
Таблица 81 |
|
Число случаев с |
туманом на разных высотах над ст. Долгопрудная |
|||||
|
|
Высота, м |
|
|
|
|
0-50 |
51-100 |
101-200 |
201-300 |
301-500 |
500 |
Всего |
|
||||||
— |
2 |
5 |
4 |
1 |
2 |
14 |
234
профиль местности. Подъемы метеорографа проводились с ни зины. Характерной особенностью рассматриваемых туманов являлось их образование в низине на участках с минимальными
температурами почвы и воздуха, небольшая вертикальная мощ ность тумана h ~25-*- 30 м, определяемая визуально со склона,
наличие слоя воздуха высотой 120—150 м с глубокой инверсией, слабые скорости ветра с v < 1,5 м/сек. до высот 300—400 м. При тумане 1/VI от 0,0 до 0,2 часа наблюдалось понижение темпе
ратуры воздуха Д/° и уменьшение удельной влажности Аг/ г/кг,
составлявшие за 2 часа соответственно на высоте 2 м 1°,3 и 0,4 г/кг, на 50 м 1°,2 и 0,7 г/кг, на 100 м 0°,8 и 0,4 г/кг с максиму
мом этих величин на уровне верхней границы тумана /г — 25 м,
At = 2°,5 и Д</ = 1,0 г/кг.
Туман образовался в пленке выхоложенного воздуха, дальней ший сток холодного, но более теплого, чем в низине, воздуха происходил сверху пленки над слоем тумана. Максимальное по нижение температуры на верхней границе тумана за 2 часа было, очевидно, следствием нескольких факторов, но в первую очередь
стока холодного воздуха, а затем уже радиационного излучения слоя тумана и испарения капель. Характерно, что в слое тумана профиль температуры перешел из инверсионного почти в изотер мический, а глубокая инверсия была уже над туманом.
Наличие весьма большого слоя охлаждения воздуха h — 120 м показывает на сравнительно хороший в первую очередь горизон тальный обмен. По наземным наблюдениям в. эту ночь было
235
отмечено также образование сильной росы. Вероятно, весь избы ток сконденсированного водяного пара перешел в росу. Таким образом, при сильных росах слой воздуха, из которого осаж дается водяной пар, может охватывать несколько десятков, а иногда и сотен метров.
Для процессов туманообразования большое значение имеет
величина коэффициента турбулентного обмена k, как фактор, обеспечивающий перенос влаги от подстилающей поверхности.
В табл. 82 сделан подсчет величин k при помощи формул (18). Поскольку при туманах обычно больших различий в высотах пограничного слоя и мощности слоя тумана не наблюдается, можно считать, что подсчитанные значения k будут характеризо
вать условия обмена в слое тумана.
Таблица 82
Характеристика строения пограничного слоя при туманах
Пункт |
Туман |
k м2/сек. |
НП м |
|
п |
Воейково |
Радиационный . . |
0,6 |
400 |
4,0 |
13 |
|
Адвективный . . |
6,3 |
760 |
8,0 |
17 |
Линденберг |
Радиационный . . |
0,4 |
220 |
3,0 |
9 |
|
Адвективный . . |
9,6 |
1100 |
9,8 |
56 |
|
Без тумана . . . |
14,6 |
1550 |
12,5 |
14 |
Долгопрудная |
Радиационный . . |
0,5 |
280 |
3,5 |
12 |
Алма-Ата |
Я |
0,4 |
210 |
1,6 |
14 |
Радиозондовые наблюдения при туманах в пос. Воейково ис
пользованы для подсчетов k и Яп-
Разбивка туманов на радиационные и адвективные для пос. Воейково и Линденберга сделана весьма приближенная, исходя из величин скорости ветра и облачности перед образова нием туманов.
Несмотря на различное географическое положение пунктов при радиационных туманах величины k в среднем получились весьма близкими в пределах 0,4—0,6 м2/сек. Высоты погранич ного слоя менялись всего от 210 до 400 м.
При адвективных туманах величина k возрастала почти на
порядок и составляла в пос. Воейково 6,3 м2/сек. Усиление турбу
лентного обмена до некоторого оптимума должно создавать ту маны большей вертикальной мощности.
Адвективные туманы над водоемами
Адвективные туманы встречаются главным образом над морем, где суточный ход температуры поверхности воды вдали от берега не превышает 0°,5 и роль адвективного охлаждения
236
будет значительно больше, чем радиационное охлаждение ниж него слоя воздуха. Второй важной отличительной чертой адвек тивных туманов является сравнительно широкий диапазон ско ростей ветра, при которых они наблюдаются.
Аэрологические исследования адвективных туманов над во доемами проведены по материалам: а) аэростатного зондирова
ния на о. Диксон, б) аэростатного зондирования с ледоколов над морями Карским и Лаптевых, в) подъемов воздушных змеев и привязных баллонов над Боденским озером.
Туманы над о. Диксон. На о. Диксон в летнее время большое распространение имеют адвективные туманы. Более половины всех туманов о. Диксон приходится на четыре месяца (июнь — сентябрь). В этот период в среднем наблюдалось по 15 случаев с туманами в месяц, с максимумом в июле — 28 случаев тумана. Наиболее часты туманы продолжительностью менее 2 час., зна чительно реже наблюдаются туманы 'продолжительностью более 8 час. Все летние туманы сопровождаются ветрами значитель ной скорости у земной поверхности, порядка 4—6 м/сек.
В августе 1957 г. под руководством В. И. Селицкой на о. Дик сон была проведена сравнительно большая серия аэростатных
подъемов с целью изучения туманов.
Приведем несколько примеров с профилями основных метео
рологических элементов при ветрах с моря как с отсутствием ту
манов, так и при наличии тумана и низкой слоистообразной облачности. Типичные профили основных метеорологических
элементов приведены на рис. 84.
Здесь характерным является наличие двух, резко отличных по строению слоев воздуха: нижний от земли и до уровня примерно 0,3 км и более высокий слой, верхняя граница которого при подъемах не была достигнута.
В нижнем слое под влиянием трансформации воздушной массы при ее движении над Карским морем наблюдается пони жение температуры воздуха с величинами у — 0,7—1,0°/Ю0 м, причем температура воздуха 70 и воды Тп почти равны между
собой, т. е. при длительном движении над водоемом в приземном слое происходит выравнивание То =Тп при условии Тп = const.
При отсутствии туманов относительная влажность воздуха над водой г —80% несколько растет с высотой, т. е. несмотря на длительное движение воздуха над водоемом q <^qn , где qn и q — насыщающая и фактическая влажности воздуха.
Величина удельной влажности q в нижнем слое остается почти постоянной, скорость ветра v быстро растет с высотой и достигает
8—9 м/сек. на уровне примерно 200 м. Величина коэффициента турбулентного обмена kz подсчитана по структурной формуле
Ляпина.
При туманах величины kz сравнительно велики, 3—5 м2/сек., что указывает на интенсивный турбулентный обмен в нижнем слое, это подтверждается постоянством q с высотой. При наличии
237