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

Процесс охлаждения воздуха в этом случае начинается снизу, что должно повести к образованию приземной инверсии, но бла- ' годаря большим скоростям ветра турбулентный обмен развит интенсивнее, величины k — 6 10 м2/сек., приземная инверсия

частично или полностью уничтожается. Одновременно происхо­ дит охлаждение влажной массы воздуха в относительно большом

по вертикали слое, и процесс конденсации, начавшийся у земной поверхности, быстро распространяется по высоте. Поэтому мощность адвективных туманов больше, чем радиационных, и составляет обычно 0,2—0,4 км.

Адвективные туманы, как правило, развиваются под слоем приподнятой инверсии, которая часто является и верхней грани­ цей тумана, особенно в тех случаях, когда в слое инверсии наб­ людается резкое уменьшение относительной и удельной влаж­ ности. Такие условия бывают, например, в антициклонических

инверсиях оседания При теплой адвекции иногда наблюдается опускание низких

подынверсионных слоистых облаков и переход их в туман. Такой процесс должен развиваться при наличии в подынверсионном

лентный обмен должен почти полностью прекращаться, что может быть при больших отрицательных у, равных —2, —3°, и мощности слоя инверсии >0,1—0,2 км. Конденсация может происходить как вверху, так и внизу в зависимости от влагосодержания слоя и условий достижения точки росы.

Одним из признаков уменьшенного турбулентного обмена при переходе St в туман является ослабленная адвекция с малыми суточными амплитудами температуры воздуха порядка 1—3°.

При движении теплых масс воздуха в области все более низ­ ких температур подстилающей поверхности наблюдается пони­ жение температуры воздуха и точки росы. Образующийся при этом избыток водяного пара идет на увеличение водности тумана и его мощности, а иногда может конденсироваться на более холодной поверхности почвы или водоема. Наличие таких про­ цессов при туманах подтверждается часто значительным ростом удельной влажности до высот 0,2—0,3 км.

Туманы холодной адвекции развиваются в выхоложенной сухой массе воздуха при ее движении над теплой подстилающей

поверхностью. Здесь наиболее характерны туманы испарения над открытыми водоемами в зимнее время. Над теплым водоемом сразу же начинается весьма интенсивный прогрев воздуха, сопро­ вождающийся уничтожением инверсии температуры внизу и подъемом ее на высоту 100—150 м, а при длительном движении и полным ее уничтожением. Испаряющийся с водоема водяной пар, попадая в холодный воздух, конденсируется и в виде от­ дельных струек поднимается вверх вследствие конвекции.

Наиболее интенсивно процесс испарения и конденсации проис-

278

ГЛАВА VIII

АЭРОЛОГИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ БРИЗОВЫХ ВЕТРОВ

Принципы деления местных ветров

Местными ветрами будем называть воздушные течения не­ большого горизонтального протяжения, порождаемые особен­ ностями подстилающей поверхности. Их можно рассматривать и как местные видоизменения общих воздушных течений. Они могут быть вызваны неодинаковым нагреванием различных участков земной поверхности, например моря и суши, горным рельефом, создающим возмущения в общем потоке ветра, или взаимным действием термических факторов и пересеченного рельефа.

Основной причиной возникновения местных ветров является неравномерное распределение температуры воздуха по гори­ зонтали над разными участками земной поверхности. При не­ которых местных ветрах четко выражаются движения воздуха между участками с разной степенью нагревания как замкну­ тые циркуляции. Такие ветры будем относить к местным цирку­ ляциям. Например, бризовая циркуляция, горно-долинная цир­

куляция, циркуляция поле-лес.

Ветры, при которых наблюдается правильная смена их на­ правления в течение суток или другого отрезка времени, будем

называть периодическими местными ветрами.

С физической точки зрения все местные циркуляции пред­ ставляют собой свободную конвекцию, т. е. движения воздуха, вызванные неоднородностями в распределении температуры воздуха вследствие температурных неоднородностей подсти­ лающей поверхности. Это приводит к возникновению архимедо­ вой подъемной силы, а также горизонтального градиента давле­ ния.

К местным циркуляциям отнесем также периодические дви­ жения, обусловленные взаимодействием термических и орогра­ фических факторов, например горно-долинные ветры.

Кроме того, можно выделить специальный класс местных

280

ветров, при которых орографические факторы проявляются независимо от термических. Это резкие усиления скорости ветра в пониженных местах рельефа при обтекании воздуш­

ными потоками гор и других неровностей земной поверхности.

Таким образом, в дальнейшем рассмотрении все местные ветры будем делить в зависимости от условий образования на следующие группы:

1.Призовые ветры.

2.Гориочдол1им.ные ветры.

3.Фёны и сточные ветры.

Местные циркуляции первых двух групп и отчасти третьей

возникают как следствие бароклинности атмосферы. В бароклин­ ной атмосфере поверхности равной плотности или изостериче­ ские 'поверхности не совпадают с изобарическими поверхно­ стями, а пересекаются с ними, образуя так называемые изоба­ ро-изостерические соленоиды.

2)местные ветры, развивающиеся в равнинных условиях.

Таким образом, в понятие «б/ризовый ветер» несколько

условно отнесены все местные ветры, развивающиеся над двумя

рядом расположенными участками, мало отличными по высо­ там и резко различными по термическим свойствам их под­ стилающих поверхностей.

Местные ветры, развивающиеся в береговой зоне

Над сушей и открытыми водоемами очень часто создаются большие контрасты в температурах подстилающих поверхно­ стей, которые могут вызвать в береговой зоне целый ряд свое­ образных изменений в ходе метеорологических элементов,

вчастности местного ветра.

Впонятие «береговая зона» отнесем те участки суши и во­ доема, над которыми может наблюдаться развитие местных ветров. Протяженность этой зоны в некоторых случаях будет иметь десятки километров, а в некоторых ограничится всего несколькими сотнями метров.

Различие в суточном ходе температуры воздуха между во­ доемом и сушей приводит при благоприятных условиях к обра­ зованию местной циркуляции с суточным периодом, т. е. бри­

зов. В нижних слоях атмосферы бриз направлен с участка, где температура ниже. Таким образом, дневные бризы дуют с моря на сушу, ночные с суши на море. Практически бриз почти всегда наблюдается как замкнутая циркуляция.

Несмотря на кажущуюся простоту, бризовая циркуляция

представляет собой весьма сложное сочетание горизонтальных и вертикальных движений, в механизме образования которых еще далеко не все ясно.

281

Схемы бризовой циркуляции. Бризовую циркуляцию можно представить как систему соленоидов, различно ориентировочных для дневного и ночного бриза.

Внижнем слое изобарические поверхности слабо наклонены

всторону теплой массы, а на некоторой высоте наклон ме­ няется в обратную сторону, так как в холодной массе давление с высотой понижается быстрее, чем в теплой. Согласно теореме о циркуляции, интенсивность бриза тем больше, чем больше удельное число соленоидов, т. е. чем больше разность темпера­ тур суша — море.

Рис. 99. Схема бризовой циркуляции.

Отклоняющее действие вращения земли и влияние силы трения приводят к тому, что бризы часто имеют направление не по нормали к линии берега, а под некоторым углом.

Исходя из изложенной схемы расположения соленоидов,

легко строится и схема ветрового режима бризов. Здесь следует

отметить две принципиально различные схемы условий разви­ тия морской бризовой циркуляции.

По первой схеме, предложенной еще Ганном и развитой рядом других исследователей, бриз представляется как стацио­ нарная, хотя и периодически меняющаяся циркуляция; в даль­ нейшем будем ее называть бризом 1-го рода.

Вид этой схемы приведен на рис. 99Л.

Здесь LqLi—слой нижней ветви морского бриза, LiL2—

слой верхней ветви бриза, LM и Lc — зоны распространения бриза над морем и сушей, Лбр—-общие размеры бризовой цир­ куляции по горизонтали, а-—задерживающий слой при разделе нижней и верхней ветви морского бриза.

По второй схеме, предложенной впервые Кошмидером, мор­

ской бриз можно рассматривать как вторжение холодного воз­ духа, подобное холодному фронту в миниатюре; этот вид бри­ зов будем называть бризом 2-го рода.

282

Морской бриз, по схеме Ганна, начинается рано утром при наличии ядра высокого давления, т. е. при размытом бариче­ ском поле, высота бриза не более 200 м.

Бриз фронтального типа, т. е. 2-го рода, формируется над морем, перемещение его на берег происходит только в том слу­ чае, если над берегом установятся значения у 1°. Это условие обычно выполняется к полудню, когда и появляется морской

бриз этого типа. Высота его составляет 500—700 м. В неко­ торых случаях уменьшение градиентного ветра может вызвать нарушение равновесия на фронте морского бриза и он начнет смещение раньше полудня.

В литературе имеется ряд работ с указанием на скачкооб­ разное изменение метеорологических элементов при начале морского бриза.

Например, А. X. Хргиан (1953) указывает, что на Ладожском озере вторжения озерного бриза часто являются моментами резкого понижения температуры воздуха, когда ве­ тер становится порывистым.

Рексрод (Rexroad, 1954) для Бостона отмечает наличие двух типов бризов. В первом наблюдается постепенное возникнове­ ние бриза ранним утром. В этом случае максимум температуры

на побережье значительно ниже, чем на материке. Во втором бриз начинается внезапно, после того как береговые темпера­ туры достигли тех же значений, что и в глубине материка, по­ добно холодному фронту со скачкообразным изменением ветра,, температуры и влажности воздуха.

Имеется также объяснение возникновения бризов как следст­ вие постепенного развития восходящих токов над берегом после восхода солнца. Давление воздуха при этом постепенно умень­ шается и в образующуюся область пониженного давления вса­ сывается воздух с моря.

Теории бризовой циркуляции. Существует значительное число количественных теорий бризовой циркуляции, например,

Шмидта (Schmidt, 1947), Дефанта (Defant, 1950), Л. Н. Гут­ мана (1948), решающих ряд частных задач бризовой циркуля­

ции.

Дефант приводит математический разбор береговых и мор­

ских бризов с учетом сил трения, отклоняющей силы вращения земли и горизонтального и вертикального переноса тепла. При различных допущениях с помощью гармонического анализа

283

приводится расчет некоторых элементов (фаз, амплитуд и др.) для бризовой циркуляции 1-го рода.

Более интересны исследования Л. Н. Гутмана, основные по­ ложения которых исходят из следующих уравнений:

уравнений движения

Л. Н. Гутман, рассматривая бриз, предполагает, что темпе­ ратура воздуха в приземном слое возрастает линейно вдоль нормали к линии берега, коэффициент турбулентности не зави­ сит от высоты и вертикальные движения отсутствуют, т. е. бе­ рет граничным условием

@|г = 0= ©4-(а0 + fljX) sinazf. (Ill)

Решения получаются применимыми лишь в непосредствен­

ной близости от береговой линии.

Не приводя всех довольно громоздких выводов, отметим только ряд весьма интересных результатов, полученных Гут­ маном.

284

Схема распределения скорости ветра по вертикали при бри­

зах в различное время дня приведена на рис. 100. Получена зависимость максимальной высоты развития бризов Н от ши­

роты <р (рис. 100). За Н условно принята высота, на которой скорость ветра делается меньше чем 0,01 от наибольшей для данной широты скорости.

Из формул вытекает, что бриз представляет собой своеоб­

разные, затухающие с высотой ветровые волны, причем разви­ тие бриза происходит снизу вверх. Можно примерно найти время появления бриза у поверхности земли.

Рис. 100. Схемы строения бриза, по Гутману.

Удалось подсчитать суточный ход температуры на высоте z. На рис. 100 в дан суточный ход температуры на высоте 50 м, причем высота максимума отрицательного отклонения потен­

циальной температуры, т. е. инверсия температуры воздуха совпадает с высотой поворота ветра.

К сожалению, для всех этих подсчетов приходится проводить пока весьма сложные математические вычисления.

Метеорологические и аэрологические условия при бризах

(обзор работ). Первые известные наблюдения над бризами относятся к 1701 г. (Dampier W.), но еще задолго до этого, ука­ зывают Ганн и Зюринг (Hann I., Siiring, 1940), рыбаки уже знали закономерности этих ветров и использовали их, выходя в море рано утром с береговым бризом и возвращаясь к вечеру, после того как ветер менял свое направление.

285

Особенно следует отметить влияние бризов на климат при­ морских районов. Бризы создают здесь так называемую «зону комфорта» со слабыми прохладными ветрами и отсутствием облачности. Влияние бризов на климат приморских районов всегда учитывается при постройке всевозможных курортов.

А. И. Воейков (1914) писал: «Существует общее убеждение, что морские ветры здоровы. Европейцы на западном берегу Африки называют морской бриз «доктором».

В. В. Келлерман (1928) подчеркивает, что бризы Крыма являются очень важным климатическим местным фактором,

влияющим как на условия курортного дела, так и на разные промышленно-экономические отрасли местного хозяйства.

Бризовая циркуляция вызывает значительные изменения в суточном ходе многих метеорологических элементов во всем

пограничном слое береговой зоны и в первую очередь темпе­ ратуры и влажности воздуха.

О. А. Дрозодов (Курс климатологии, 1952) приводит неко­

торые данные о влиянии бриза на климатические условия. Бриз

сколько градусов. Относительная влажность на побережье по сравнению с внутренними частями материка увеличивается,

может содержать влаги не больше, чем воздух суши. Например, А. X. Хргиан (1953) наблюдал, что бриз, идущий с Ладожского озера, иногда имеет меньшую абсолютную влажность, чем воз­ дух на побережье.

На суточном ходе температуры и относительной влажности бризы сказываются весьма резко. Дневной максимум темпера­ туры в суточном ходе оказывается как бы срезанным вслед­

ствие бриза. В работе автора (1956е) даны примеры, когда начало морского бриза вызывало настолько резкое понижение

температуры, что суточный максимум был смещен на 9—10 ча­ сов. Нередко, однако, после падения температуры, связанного с началом морского бриза, вновь наступает рост температуры, обусловленный дневным прогревом. К вечеру температура на­

чинает падать, но после прекращения морского бриза может снова обнаружиться некоторый ее рост. Ход относительной влажности в общем будет обратным ходу температуры.

Таким образом, амплитуда суточного хода температуры на побережье в дневное время будет уменьшена за счет уменьше­ ния температурного максимума, а сам ход температуры и отно­ сительной влажности сильно усложнится.

Бризовая циркуляция создает над побережьем инверсию,

мешающую развитию восходящих потоков. Это обнаруживается на суточном ходе облачности, осадков и гроз. На плоских низ-

286

ких побережьях наблюдения показывают повышение числа ча­ сов солнечного сияния до 10% и более, уменьшение в дневные часы над побережьем и морем конвективной облачности.

Осадки наиболее часто выпадают или рано утром до начала дневного бриза или поздно вечером и даже ночью после окон­

чания бриза.

Для выяснения особенностей хода метеорологических эле­ ментов при наличии морского бриза лучше всего, по мнению автора, использовать записи самописцев с суточным ходом ветра, температуры и влажности воздуха на береговых стан­ циях. По этим записям можно весьма точно определить время начала морского бриза по изменениям температуры и влажности воздуха при смене потоков и ряд других характеристик. В част­ ности, по этим записям можно установить также и тип бризо- В'ОЙ циркуляции. Наличие бриза 2-го рода характеризуется скачкообразным изменением температуры и влажности воздуха.

Бриз 1-го рода отличается спокойным без заметных скач­ ков ходом температуры и влажности воздуха.

В работе автора (1956е) приведены копии нескольких запи­ сей термографа и гигрографа, иллюстрирующих вхождение бриза фронтального типа.

Имеется много работ, приводящих количественные харак­ теристики изменения метеорологических условий под влиянием бризовой циркуляции по отдельным районам.

По данным В. Келлермана (1928), в Крыму при бризах на береговых станциях наблюдается понижение температуры воз­ духа в полуденные часы в среднем на 1—4°, увеличение абсо­ лютной влажности на 2—7 мм и относительной влажности на

12—35%. По отдельным наблюдениям изменения этих метеоро­ логических элементов могут быть еще больше. Например, в ра­

с16 до 87%.

Вработе Л. И. Сакали (1955) рассматривается влияние бри­

зовой циркуляции на радиационный баланс и его составляющие в Одессе. Из-за повышения мутности и наличия бризовой ин­ версии рассеянная радиация в дни с бризами несколько возра­ стает, а эффективное излучение уменьшается. Дневные суммы радиационного баланса при этом почти не изменяются, так как уменьшение эффективного излучения и рост рассеянной радиа­

ции компенсируются уменьшением напряжения прямой радиа­ ции, ночные же суммы заметно возрастают.

Влияние бризовой циркуляции на метеорологические усло­ вия побережий в более южных районах земного шара примерно такое же, как и на Черном море.

237