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

льда с образованием участков открытой воды, при наличии низких температур воздуха могут наблюдаться туманы испа­ рения. По аналогии с условиями образования туманов испарения над Кольским заливом и р. Ангарой температура воздуха должна

быть ниже на 10—12° температуры воды. Вследствие прогрева воздуха над достаточно крупными по площади полыньями внизу будет слой с положительными значениями у и инверсии на неко­

торой высоте.

Схема строения тумана над полыньями приведена на рис. 94.

При слабом градиентном ветре, судя по визуальным наблю­ дениям в районе о. Диксон, высота тумана может достигать

Рис. 94. Схема образования туманов испарения над полыньями.

АВВ'А' — слой прогретого над полыньей воздуха с у' > 0, ВВ1 —начало слоя инверсии. 1 — поток холодного воздуха, 2 — поток прогретого воздуха.

100 м и больше, верхняя граница будет располагаться под слоем инверсии.

Иногда при кратковременном усилении ветра туман уносится от разводий в сторону в виде отдельных «зарядов».

Орографические туманы

В пересеченной местности влажный воздух, поднимающийся

вдоль склона, адиабатически охлаждается и на некотором уровне достигает насыщения. Туманы, образующиеся на горных скло­ нах, при наблюдениях снизу воспринимаются как облака, окутывающие склон, а для лиц, находящихся на склоне, — как туман.

Некоторые исследователи орографические туманы относят к облакам, но это не совсем правильно. Во-первых, даже на рав­ нине могут наблюдаться участки с превышением до 0,2—0,3 км,

268

над которыми резко возрастает число туманов. Во-вторых, на всякий процесс конденсации, развивающийся вблизи подстилаю­ щей поверхности, действуют некоторые специфические для тума­

нов условия, в основном связанные с теплофизическими харак­ теристиками почвы. Кроме того имеется и много общего

в образовании орографических туманов и низкой слоистой облач­ ности.

Описание некоторых своеобразных видов орографических

туманов приведено А. Д. Заморским (1939), Коган-Белецким

(1941) и др.

Аэрологические исследования этих туманов были проведены автором в долине Азау-Баксан у подножия Эльбруса на уровне

2,1 км и в районе метеорологической станции Медео в Мало-

алмаатинском ущелье с от­ меткой 1,7 км, расположен­

ной в 16 км от г. Алма-Аты.

Туманы в районе Терскола (Эльбрус). В долине Азау в период июнь—август

часто с 16—17 час. на бо­ ковых склонах начинали раз­ виваться в потоке долинного

соседние долины.

Туман в вечерние часы часто надвигался снизу долины вме­ сте с потоком долинного ветра, причем в некоторых случаях опускался до Терскола.

На рис. 95 приведен поперечный разрез орографического тумана в долине р. Азау. Туман на склоне развился под слоем инверсии, отделяющим два потока: снизу инверсии поток с доли­

ны, сверху поток с гор. Поскольку охлаждение склонов гор вече­ ром происходит быстрее, чем воздуха над долиной, конденсация водяного пара интенсивнее всего должна идти на боковых скло­ нах и здесь раньше, чем над долиной, развивается туман. На склонах слой тумана должен быть плотнее и толще, чем над

долиной. Верхняя граница тумана над долиной хорошо опреде­ лялась по записям аэростатного метеорографа, как точка резкого уменьшения относительной влажности и начала слоя инверсии.

При развитии орографического тумана наблюдается измене­ ние его верхней и нижней границ. Нижняя граница тумана

иногда поднимается, а иногда опускается и доходит до дна долины. Рассеивание орографического тумана происходит очень

269

быстро и заканчивается обычно в 22—23 часа. В некоторых

случаях слой тумана поднимается вдоль долины и сразу запол­ няет все пространство. Здесь в распределении по высоте темпе­ ратуры и влажности можно отметить те же характерные особен­ ности, как и при других видах туманов: падение температуры

воздуха с высотой, наличие слоя инверсии на некотором уровне и образование тумана под слоем инверсии.

Стрелки, направленные вниз, —ветер с гор, то же вверх — ветер с долины.

Туманы Медео (Алма-Ата). Профили температуры и влаж­ ности в январе 1957 г. при орографических туманах и их отсут­

ствии приведены на рис. 96.

Вечером 21/1 в медленно поднимающемся по ущелью влаж­

ном воздухе за счет его охлаждения образовался туман мощ­ ностью 0,32—0,34 км. В слое тумана отмечалось падение тем­ пературы с высотой и мало меняющиеся значения гид. На неко­ торой высоте, очевидно, совпадающей с верхней границей

тумана, развивался слой инверсии.

На том же рисунке приведены профили Г и г при отсутствии туманов. В 14 час. 19/1 наблюдался поток опускающегося воз­

270

духа с гор с феновым эффектом, но до поверхности земли фён не дошел, и здесь сохранилась пленка холодного воздуха толщи­ ной примерно 50 м. с глубокой инверсией температуры и малой относительной влажностью.

Днем 25/1 воздух, поднимающийся по долине, в районе Медео имел малую относительную влажность г = 70 % с отсутствием вследствие этого тумана. Сверху располагался поток воздуха с гор, отделенный слоем инверсии.

Следовательно, орографические туманы в долине р. Алмаатинки развивались в подынверсионном слое с почти постоянным

в нем значениями г и q.

О процессах образования и рассеивания туманов

Рассмотрим только некоторые особенности развития тума­ нов, связанных с вертикальным распределением ветра, турбу­ лентного обмена, температуры и влажности воздуха.

Можно считать, что туманы всех типов образуются при

устойчивой стратификации пограничного слоя в целом с умень­ шенными во всем слое средними значениями коэффициента тур­

булентного обмена.

Устойчивость пограничного слоя при туманах определяется наличием инверсии температуры, начинающейся или от земной поверхности или с некоторой высоты. В соответствии с этим

можно выделить два характерных профиля температуры воздуха в нижнем слое 300—400 при туманах. Первый — с приземной инверсией, образованной процессами выхолаживания нижних слоев воздуха за счет интенсивного излучения увлажненной

почвы или охлаждением теплой воздушной массы при ее движе­ нии над холодной подстилающей поверхностью. Второй — то же с наличием инверсии, но начинающейся обычно с высоты 0,1— 0,3 км, и понижением температуры воздуха с высотой в подын­ версионном слое.

Роль скорости ветра на процесс развития тумана может быть различной. Для инверсионных туманов наличие больших скоро­ стей ветра вызывает рост турбулентного обмена и будет способ­ ствовать его рассеиванию или переходу в подынверсионный

туман. Следует, однако, отметить, что инверсионные туману иногда наблюдаются при штиле или слабом ветре в нижних 20—25 м и значительных скоростях ветра выше этого слоя. В подынверсионных туманах некоторый рост скорости ветра спо­ собствует развитию тумана, если в слое инверсии скорость ветра начинает уменьшаться.

Связь между осредненной скоростью ветра v в слое тумана и его мощностью иллюстрирует рис. 97. Верхняя граница тумана определялась по уровню начала слоя инверсии или высоте г = 100%. С ростом v, а следовательно и k, толщина слоя тумана возрастала часто в виде скачка.

271

Сопоставим полученные ранее средние значения в погранич­

ном слое k и профили k при туманах разных типов с особенно­ стями распределения t и г в нижних слоях. Примем, что назем­ ные условия будут наиболее благоприятны для развития туманов,

т. е. с наличием увлажненной подстилающей поверхности, пони­ жением t до точки росы и т. д.

Строение атмосферы при радиационных туманах можно раз­ делить на две основные группы и одну промежуточную; для каждой группы приведем некоторые характерные особенности

распределения k и v и покажем их на схеме (рис. 98):

1) инверсионные туманы k = 0,2 -=-0,6 м2/сек., iv = 1^-3 м/сек.

у земной поверхности.

Рис. 97. Зависимость мощности подынверсионного тумана от скорости ветра.

1 — Диксон, 2 — Боденское озеро, 3 — Линденберг, 4 — Мурманск.

3м/сек.;

3)промежуточная группа с изотермией в слое тумана.

только величиной k у земной поверхности, но и ее профилем dk

в рассматриваемом слое. Обычно вычисленные на г = 1 м значе­

с медленным ростом k в слое инверсии и более быстрым увели­ чением k выше слоя инверсии.

Профиль k при туманах группы 2 подсчитан по структурной

формуле Ляпина; он типичен для всех подынверсионных тума­ нов. Здесь максимум k будет на уровне начала слоя инверсии

272

h\, резкое уменьшение k имеет место в слое инверсии до уровня

Рис. 98. Схемы строения радиационного тумана.

р= __ kгр №-\.

чгГ \dz I

Примем в первом приближении, что коэффициент турбулент­ ного обмена k для потоков тепла и влаги будет одинаковым.

Pq =1,4 г/м2сек. Во втором слое те же потоки направлены вниз

к слою тумана и Pt — —36 кал/м2сек. и Pq = —0,2 г/м2сек.

В туманах группы 2 пополнение влагой обычно идет как

снизу, так и сверху, вследствие чего водность и мощность тумана должны возрастать. Аналогичных расчетов для туманов группы 1

сделать не удалось. Здесь в течение всего периода сохранения тумана определяющим процессом является радиационное излу­ чение подстилающей поверхности с наличием приземной инвер­ сии. В этих условиях величины k очень малы, примерно 0,2—■ 0,6 м2/сек. Поэтому тепло и влагообмен между подстилающей поверхностью и воздухом ослаблен, относительная влаж­ ность уменьшается с высотой, удельная влажность остается почти постоянной, а иногда и растет с высотой, потоки тепла, а часто и влаги направлены из атмосферы к земной поверхности. Туман образуется не одновременно по всей площади, а в первую

274

очередь над теми участками, где более благоприятны условия

для достижения точки росы. Малые скорости ветра позволяют длительное время сохранять «пятнистость» в его образовании и распределении по площади. Уменьшение относительной влаж­ ности с высотой также ограничивает его вертикальное развитие,

причем иногда туман может наблюдаться приг=75—80%.

Верхняя граница тумана имеет обычно клочковатый вид. Эти туманы быстро рассеиваются с восходом солнца. Только после периода выпадения обильных дождей, создающих сильное увлажнение подстилающей поверхности и воздуха, такие туманы могут получить значительное развитие.

При образовании туманов группы 2 на процесс радиационного излучения подстилающей поверхности накладывается более интенсивный, чем в группе 1, турбулентный тепло- и влагообмен. В начальный момент образования тумана должна быть призем­ ная инверсия, которая развивается перед заходом солнца в слое

0,1—0,15 км. Ветер у земли вначале уменьшается до штиля,

а затем несколько возрастает. С высотой наблюдается рост ско­

Очевидно, сочетание несколько увеличенного вертикального обмена с ветрами больших скоростей вызывает и более интен­ сивный перенос водяного пара и капелек тумана вверх и их рас­ пространение по горизонтали часто на значительную площадь.

Эти условия вызывают постепенное уничтожение приземной инверсии и ее сохранение и усиление на высотах примерно 0,1 — 0,2 км,, где турбулентный обмен уменьшается. Нижняя граница приподнятой инверсии как зона резкого затухания турбулентного

влагообмена должна примерно совпадать с верхней границей

слоя сплошного тумана и минимумом видимости в нем. Туман может немного распространяться и в слой инверсии, но плотность его здесь резко уменьшается из-за быстрого уменьшения отно­

сительной влажности. В слое тумана г — 100%, в слое инверсии

часто происходит уменьшение величины г до 40—50%, а выше инверсии — снова некоторый ее рост .

При сравнительно интенсивном обмене с & = 6 8 м2/сек.,

по данным движения уравновешенных шаров, можно было зафик­

сировать вторжение отдельных струек тумана в зону приподня­ той инверсии, вследствие чего верхняя граница тумана приобретала уже сильно всхолмленный вид, нижняя граница инверсии постепенно поднималась, а часто и быстро разруша­

лась. В слое тумана благодаря турбулентному обмену в конеч­ ном итоге, согласно исследованиям Е. С. Селезневой (1956), обычно устанавливается влажно-равновесный (0,4—0°,5) гра­ диент температуры.

Так как инверсия переходит в верхние слои, а толщина и плотность тумана возрастает, то рассеивание его требует более

интенсивного прогрева подстилающей поверхности и туманы сохраняются более продолжительное время.

В утренние часы вследствие нагрева почвы туман может рас­ сеяться иногда только внизу и перейти в низкую подынверсион-

ную слоистую облачность, которая при слабом притоке солнеч­ ных лучей и небольшом турбулентном обмене может сохраняться длительное время. При резком усилении во всем слое v и k туман может рассеяться и раньше восхода солнца. Поэтому должен существовать какой-то оптимум ю и k, необходимый для развития

и сохранения в течение ночи радиационных туманов.

Можно считать, что турбулентный обмен туманов группы 2 должен занимать промежуточное положение между чисто радиа­ ционными туманами группы 1 и адвективными туманами.

В ночные часы теплого времени года над небольшими вну­ тренними водоемами часто наблюдаются туманы испарения. Для начала интенсивного испарения с водоема и образования тумана-

необходимо, чтобы температура поверхностного слоя воды была на несколько градусов выше температуры воздуха на уровне

2 м. Поскольку вода теплее воздуха, то при слабых скоростях

ветра глубокой инверсии не должно быть, но и полного ее уничтожения также не будет. Но все же ослабление приземной инверсии над теплыми водоемами создает более благоприятные условия для переноса влаги в верхние слои. При наличии про­ цессов, аналогичных процессам при туманах группы 2, туманы

испарения могут быстрее развиваться в высокие и плотные. Далее отметим роль радиационного излучения в перестройке

профилей температуры и влажности воздуха. Этому процессу

некоторые исследователи отводят решающую роль.

Согласно работе К. С. Шифрина (1951), ослабление радиа­ ционного излучения подстилающей поверхности ночью слоем

где b — водность тумана в г/м3,1 — мощность слоя тумана в мет­ рах.

Если, согласно литературным данным, принять водность сла­ бого тумана равной 0,03 г/м3, среднего 0,08 и сильного 0,2 г/м3,

то для ослабления радиационного излучения на 30% необходимо иметь мощность слабого тумана 170 м, среднего 65 м и сильного 25 м. Очевидно, в начале своего образования слабый туман с ма­ лой мощностью будет почти прозрачным для длинноволнового излучения земли, затем по мере уплотнения тумана и роста его мощности он будет излучать уже сам вначале как серое тело,

а затем как черное. Если принять ориентировочно для случая излучения тумана как черного тела ослабление земного излуче­

276

ния на 80%, то при высоте тумана 150 м его водность должна быть около 0,09 г/м3. Хотя радиационные туманы такой мощно­ сти и водности бывают сравнительно редко, но все же необхо­ димо всегда учитывать влияние радиационного излучения тумана на перестройку профилей Г и г.

Пример изменения распределений t и г при радиационном тумане со стоком холодного воздуха был приведен на рис. 83. В начальный момент образования тумана глубокая инверсия

наблюдалась от поверхности почвы, через 2 часа (очевидно, под

влиянием стока воздуха и радиационного излучения слоя ту­ мана) внизу развилась изотермия, а инверсия резко выразилась

только с верхней границы тумана.

Для адвективных туманов как более мощных и плотных процесс радиационого излучения верхнего слоя тумана должен

играть уже значительную роль в развитии приподнятой инверсии. На перестройку профилей t и г некоторое влияние оказывает также процесс испарения капель с верхней границы тумана. На верхней границе радиационного тумана, как правило, относи­

тельная влажность резко уменьшается с высотой, а следова­

тельно, возрастает и дефицит насыщения. (При достаточно раз­ витом турбулентном обмене в этих условиях должно наблю­ даться испарение капель тумана, сопровождающееся пониже­ нием температуры воздуха па верхней границе тумана. Нетруд­ но подсчитать, что при уменьшении водности на 0,1 г/м3 темпера­ тура воздуха понизится примерно на 0°,3. Величина эта хотя и не очень большая, но требует учета.

Урфер приводит еще один процесс, ведущий к перестройке профиля t. На верхней границе подынверсионного тумана вслед­ ствие радиационного охлаждения и испарения капель создаются значительные местные понижения температуры. Вследствие этого на отдельных участках возникают выхоложенные прослойки воз­ духа толщиной от 10 до 80 м со сверхадиабатическими гра­ диентами до 1,5—3°,0. Такие слои являются термически не­ устойчивыми и имеют тенденцию к смещению вниз, вызывая

перемешивание масс воздуха и его охлаждение. Урфер подсчиты­ вает, что в слое тумана скорость нисходящих потоков может быть 1—3 м/сек. и приводит наблюденные величины порывов ветра до 2—4 м/сек. Такие охлажденные слои на верхней гра­ нице тумана и облаков толщиной 100 м и более неоднократно измерялись и отечественными исследователями. Эти слои были названы радиационно активными, толщина их увеличивалась с уменьшением водности тумана или облака. Такой механизм перестройки профиля t° в слое тумана или облака заслуживает внимания и нуждается в дальнейших теоретических и экспери­

ментальных исследованиях.

Туманы теплой адвекции развиваются в теплой, влажной массе воздуха, перемещающейся над подстилающей поверх­ ностью, температура которой ниже температуры точки росы.

277