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

слой, характеризующийся ростом k от величин, близких к нулю, до максимальных для пограничного слоя в целом.

В среднем за утренние и дневные часы высота приземного

подслоя для районов Голодной Степи равна около 200 м, для пос. Воейково 100 м, очевидно, в полуденные часы этот слой будет выше и может достигать в Голодной Степи 300—400 м, а в пос. Воейково 150-—200 м. При сильных ветрах зимой вы­

сота его не должна значительно уменьшаться. Интегрируя ура­ внение турбулентной теплопроводности от 0 и до z при усло­ вии, что изменение температуры воздуха со временем обусло­ влено лишь турбулентным притоком тепла

где ----------изменение температуры по времени, Р(0) и P(z)—

б

иим можно пренебречь, тогда

Р(0) = Р (z) = const.

На основании вычисленных изменений теплосодержания по данным суточных серий аэростатных зондирований в ПахтаАрале, Л. Р. Орленко (1955) подсчитан суточный ход квазистационарного слоя.

На рис. 1 приведено значение высоты z м для случая, когда

изменение турбулентного потока тепла не превышает 10% его величины у земной поверхности.

Высота квазистационарного подслоя колеблется в течение

дня в значительных пределах: от 5—-10 м в утренние и вечер­ ние часы до 300 м в 14—15 час. Для ночных часов оценка вы­

соты этого подслоя не дана ввиду недостаточно точного опреде­ ления турбулентного притока тепла ночью.

По оценке М. И. Будыко (1948), высота слоя воздуха, в ко­ тором с ошибкой 10% турбулентный поток тепла может при­

ниматься постоянным, составляет днем 10—100 м, ночью 1—•

10м.

Характеристики строения пограничного слоя над Ленингра­

дом. Разработанные Д. Л. Лайхтманом физические закономер­ ности строения пограничного слоя позволяют получить ряд весьма важных комплексных характеристик.

Автором проведен подсчет величин Нп, vr, k и Р за период 1951—1955 гг. При этом по синоптической карте приведены

значения vT, а значения На, k, Р и у подсчитаны по данным самолетного зондирования. Для лучшего выявления особенно-

стей строения пограничного слоя материал был разбит по не­

At—разность температуры на высоте 2 и 100 м и v — на уровне

100 м.

Рис. 1. Дневной ход высоты «квазистационарного подслоя»,

ниями (от 0 и до 3 м/сек.) и подъемы аэростатного метеоро­ графа с наличием слабых (до 3 м/сек.) скоростей ветра в слое

мерно вдвое из-за отсутствия данных со скоростями геостро­ фического ветра <4 м/сек., а также со скоростями ветра в ниж­ нем 50-м слое < 3 м/сек. Более высокие значения Нп весной и осенью объясняются некоторыми специфическими условиями группировки материала.

Для разных типов стратификации атмосферы получены ана­ логичные данные (табл. 4).

Согласно табл. 4, высота пограничного слоя растет от утра к полуденным часам, увеличиваясь с ростом скорости геостро­

фического ветра, и менее четко зависит от термодинамического

20

состояния нижних слоев атмосферы. Величины коэффициента турбулентного обмена k быстро возрастают с увеличением vT,

от утра к полудню, кроме отдельных случаев в зимний период,

и от типа IV к типу I.

Аналогично k изменяется и величина мощности конвекции Р. Весной и летом Р значительно больше, чем зимой и осенью. Значение быстро возрастает с увеличением иг-

Величины, данные табл. 5, подсчитанные по радиозондовым наблюдениям, показывают, что высоты Нп значительно мень­ шие, чем при других группировках материала.

Поскольку туманы образуются при инверсиях температуры, величины коэффициента турбулентного обмена k оказались почти на порядок меньше, чем при других условиях.

Подсчеты скорости геострофического ветра vT. Скорость гео­ строфического ветра vr является одной из основных характе­ ристик, определяющих почти все основные величины погранич­

Скорость геострофического ветра определялась автором как функция расстояния между изобарами с помощью обычной градиентной линейки. При этом иногда возникали некоторые трудности, а именно: при наличии поля изобар со значительно меняющимися расстояниями между ними приходилось брать наиболее характерное для данного поля расстояние или изме­ рять расстояние между двумя-тремя изобарами. Такое же рас­

23

стояние бралось в случаях барического поля с большими гра­ диентами давления, так как линейка не дает достаточно точного

отсчета при больших ■ Если на синоптических картах име­

лись данные рг по шаропилотным наблюдениям, они сравнива­ лись со значениями ветра, определенными по линейке. Определе­ ние vr при размытом барическом поле было неточным, поэтому значения vr < 4 м/сек. для рассмотрения не принимались.

Метод подсчета ог по синоптической карте мог иногда да­ вать большие относительные и абсолютные ошибки, поэтому в сомнительных случаях необходимо, очевидно, отдавать пред­ почтение шаропилотным данным.

При определении ог по профилю скорости ветра в большин­ стве случаев бывает весьма трудно точно определить высоту, на которой вследствие прекращения действия силы трения уста­

навливается мало меняющаяся скорость ветра.

М. П. Чуринова рекомендует вычислять ог не по профилю

скорости ветра, а по значениям средней скорости ветра для утра

и для дневных часов

гО

Здесь Vo.5, ^i.o, ^1,5 и с»2,о — фактические скорости ветра

в м/сек. по шаропилотным или радиопилотным наблюдениям на

уровнях 0,5, 1,0, 1,5 и 2,0 км.

Очевидно, среднее значение скорости ветра на трех уровнях

должно быть весьма близким к ог.

Подсчет vr по обоим методам для одних и тех же дней пока­ зал, что обеспеченность определения vr с точностью ±2 м/сек. составляет 78%, с точностью ±4 м/сек.—95%. Из 428 случаев

определений vr только около 20% точно совпадали, 237 опре­

делений по синоптической карте были выше, чем по шарам-пи­ лотам, и ПО дали меньшие величины. В среднем различия ог по обоим методам составляют около 15%.

Получается, что определение vT по шарам-пилотам дает не­

сколько заниженные значения.

Причины расхождений в определениях величин ог по двум методам могут заключаться отчасти в несовпадении сроков синоптических карт и времени выпуска шаров-пилотов; шары-, пилоты выпускались в 5 и 17 час., а синоптические карты строи­ лись за 03, 09, 15 и 21 час. Поэтому необходим как более де­ тальный анализ получаемых расхождений в определении vr, так и выявление способов более точного и объективного метода определения vT, особенно учитывая, что в расчеты такой важ­ нейшей^ характеристики, как коэффициент турбулентного об­

мена k, величина ог входит в квадрат.

24

Схемы строения пограничного слоя

Разработка типовых схем строения пограничного слоя для различных метеорологических условий представляет большой научный и практический интерес, в частности для синоптиков

и климатологов.

Первая серьезная разработка этого вопроса принадлежит

в пограничном слое главной массы дымки и главной массы об­ лаков нижнего яруса и 2) наличие на верхней границе погра­

ничного слоя промежуточной прослойки, аналогичной тропо­ паузе, со скачкообразными изменениями температуры и влаж­ ности воздуха, а также ветра.

Исходя из этих положений и качественной оценки роли тре­ ния и конвекции, Шнейдер-Кариус подобрал шесть типовых схем строения пограничного слоя, установив для каждого типа профиль температуры и влажности воздуха (рис. 2).

При этом основные типы строения пограничного слоя полу­ чили следующие характеристики.

Тип А — инверсионный (рис. 2 а) характеризуется наличием мощной инверсии до уровня 0,5—1,5 км, слабым приземным ветром с мак­ симумом скорости около уровня 0,2—0,5 км, выше — резкое ослабление. Внизу — слой приземной дымки, у земли дымка может усилиться до тумана. Малая высота пограничного слоя.

Подтип А] — инверсионный (рис. 2 б) с приземным слоем перемешивания. Над самой землей, в слое 100—200, — перемешивание с ма­ лыми температурными градиентами, возможно образование тумана с боль­ шим протяжением по горизонтали.

Тип В — инверсионный поднятый туман (рис. 2 в). Развитие подтипа Ai при увеличении слоя перемешивания, который принимает харак­ тер зоны трения. У земной поверхности образуется безоблачное простран­

земли. Слои St и тумана часто так сближаются, что разграничить их за­ труднительно.

Тип С — нормальный (рис. 2 г). Имеет по большей части значи­ тельные вертикальные температурные градиенты. Средняя высота погра­ ничного слоя 1,0—1,5 км. Слой заполнен дымкой, верхняя граница которой резко очерчена. Зона трения в нижней части пограничного слоя обычно занимает большую его часть, над холмами она сильно возрастает. Этот тип

ностью много сотен метров (рис. 2 ж).

25

Тип F — размывания. Имеет два подтипа. Подтип Fi—гро­

зовой (рис. 2 з)—однородное повышение температуры до больших высот, почти без инверсий. Зона конвекции простирается высоко. Облачные массы обычно располагаются неравномерно.

Подтип F2 — дождевой (рис. 2 и)—зона конвекции разви­ вается при № 5. Слой скачка температуры воздуха над пограничным слоем сохраняется долгое время, при начале сильных осадков эта граница размы­ вается.

Пограничный слой, по Шнейдер-Кариусу, ниже всего при инверсионном типе, медленно и равномерно повышается при переходе к типам поднятого

Рис. 3. Строение пограничного слоя с наличием инверсии.

быстро размываться. Выше пограничного слоя лежит переходный слой (пеплопауза), часто достигающий значительной мощности. Трение и конвек­ ция вызывают перенос массы, радиация — перенос энергии. Во время турбу­ лентного обмена имеется тенденция к установлению адиабатического темпе­ ратурного градиента, радиационные процессы стремятся создать изотерми­ ческий слой.

Предложенные Шнейдер-Кариусом схемы строения погра­

ничного слоя составлены по материалам самолетного зондиро­

вания немецкой сети и нуждаются в дальнейшем уточнении по материалам наблюдений СССР.

В настоящее время в Советском Союзе имеются соответ­

ствующие данные, позволяющие на физической основе подсчитать

основные характеристики пограничного слоя и разработать но­

вую, более совершенную типизацию строения пограничного

слоя, например на рис. 3 приведены типы с наличием призем­ ных инверсий. Здесь высота пограничного слоя На, рассчитан­

ная и определенная по профилю температуры, весьма близко

27

•совпадают друг с другом. Скорости геострофического ветра малы, величина коэффициента турбулентного обмена также очень мала, что указывает на весьма ослабленный турбулент­ ный тепло- и влагообмен. Абсолютные значения мощности кон­ векции в инверсионых условиях практически близки к нулю.

Приведенный пример показывает весьма большую полноту сведений построения пограничного слоя, которые можно полу­ чить, используя имеющиеся сетевые материалы. По этим мате­

риалам в дальнейшем представляется возможность построить значительно более детальные схемы строения пограничного слоя.

Рис. 4. Схема образования вторичного пограничного слоя над Ладожским озером 1/VIII 1955 г.

различие тепловых свойств и условий испарения, рельеф мест­ ности и др. Вблизи земной поверхности образуется внутренний пограничный слой, толщина его растет по мере удаления от границы, на которой имеет место изменение свойств подстилаю­ щей поверхности.

Часто образование внутреннего пограничного слоя связано с процессами трансформации воздушных масс. Обычно наибо­ лее эффективно образование внутреннего пограничного слоя

происходит при движении воздуха с суши на водоем.

На рис. 4 приведен пример образования внутреннего погра­

28