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

слое 0,5—0,6 км, где наблюдалась смена потоков воздуха: ночью

здесь образуется инверсия, а днем малые значения у. При ветре

с гор величина у в дневные часы в слое 0,2—1,0 км близка к 1°,

что указывает на хорошо развитые нисходящие движения воз­ духа.

Наибольшая суточная амплитуда была у земной поверхности и минимальная на уровне 1,0 км. Минимум температуры воз­ духа в слое 0,5—1,0 км приходился на 21 час, на уровне 2 м на

6 час. Относительная влажность имела минимум в 13 час. и быстро увеличивалась к 17 час., почти до 100%, во второй поло­ вине ночи величина относительной влажности уменьшилась до 12—15%. Слой с у>1° в полуденные часы при долинной цирку­ ляции наблюдался до 200 м.

Днем при долинной циркуляции, например, 24/VIII и 3/IX

1954 г. в слое раздела потоков воздуха вследствие наличия здесь интенсивных восходящих и нисходящих движений инвер­ сия уничтожается и сохраняется только слой с уменьшенным у. К вечеру в связи с ослаблением турбулентности разность темпе­ ратур в слое раздела усиливается и образуется инверсия. На образование инверсии в слое раздела в вечерние и ночные часы также играет большую роль радиационнное излучение от верх­ ней границы слоистых облаков. После рассеивания облачности и прекращения потока с долины ветер с гор заполняет всю долину, но инверсия сохраняется. Очевидно, ее существование в этот

период суток можно объяснить только эффектами опускания масс воздуха с гор из районов ледников, а также из свободной

атмосферы и образованием при этом инверсии оседания. Инвер­ сия оседания имела место и в другие часы суток, но в это время она совпадала со слоем раздела потоков долинной циркуляции или усиливалась радиационным излучением от верхнего уровня вечерних слоистых облаков. Инверсия оседания, как обычно, не

367

доходит до земной поверхности. Распределение удельной влаж­ ности q при долинных и горных ветрах также характеризуется значительными различиями. В горном ветре величины q состав­

наблюдается небольшое изменение q с высотой при ветре с гор,

ной облачности на склонах долины величины q достигают мак­ симума.

Для выяснения механизма образования горно-долинной цир­ куляции весьма большое значение имеет распределение темпе­

ратуры воздуха в свободной атмосфере над долиной и равниной и над долиной и склонами.

Суточный ход температуры и влажности воздуха на склоне

долины и над долиной на том же уровне был получен по син­ хронным наблюдениям с помощью а;эростатного зондирования со дна долины и наблюдениям на склонах долины. На склоне,

ориентированном на юг, наблюдения проводились в пункте Пик Терскол, расположенном выше точки подъема аэростата на

930 м.

Ввиду того что ветер обычно направлен вдоль долины и угол наклона троса аэростата менялся мало и составлял 80—-85°, можно считать положение аэростата относительно склонов по­ стоянным. При общей ширине долины по верху 4 км аэростат находился на расстоянии 1,5 км от метеорологической площадки ст. Пик Терскол.

Таблица 117

Средние величины разностей температуры воздуха над долиной

имеют хорошо выраженный суточный ход с максимумом в полу­ денные часы и минимумом ночью. Аномалия в распределении At в 5 час. вызвана, очевидно, тем, что нагревание лучами восходя­ щего солнца склона долины происходит интенсивнее, чем воз­

духа над долиной на той же высоте; вторая аномалия в 21 час

была вызвана тем, что склоны в это время покрывались облач­ ностью и процесс охлаждения приостанавливался, в то время

368

как в долине облачность была ниже и охлаждение воздуха про­ должалось. Рассеивание облаков к 23 час. вновь создает отри­ цательные значения АЛ Следует отметить, что относительная

влажность на склоне в течение всех суток выше, чем над доли­ ной, поэтому величины Аг всюду положительны. Уменьшение Дг днем связано с интенсивным горизонтальным обменом, ночью

рост Аг вызван ослабленным турбулентным обменом. Наличие слоя облаков уменьшает Аг.

Горизонтальный градиент температуры на высоте 0,95 км над долиной имеет хорошо выраженный суточный ход и на­

градиент относительной влажности всегда направлен от скло­

нов и величина его меняется от 15—18%/км утром и ночью до 2—3°/о/км в полдень. Амплитуда температуры воздуха на склоне больше на 0,7—0°,8 амплитуды над долиной.

Характерной особенностью горно-долинных ветров является преобладание вертикальных пульсаций над горизонтальными.

Иногда пульсации горизонтальной составляющей скорости

ветра имели вид резких и кратковременных усилений скорости

ветра, часто в несколько раз при одновременном развитии в этом слое нисходящих движений. Создавались своего рода кратко­

временные струйные течения, вызванные наличием ряда мелких ущелий с ледниками и снежными полями. Характерно, что пуль­

сации скорости ветра обычно сопровождались значительными пульсациям температуры и влажности воздуха.

Над боковыми склонами в дневные часы отмечено значитель­ ное преобладание восходящих и нисходящих потоков по сравне­ нию с долиной на тех же уровнях. Средние величины восходя­

щих потоков w— 2,0 м/сек. и достигали максимума в 10— 12 час., для нисходящих потоков w— 3,5 м/сек. Наличие таких

значительных скоростей w указывает на существование цирку­ ляции вдоль склонов.

Схемы горно-долинной циркуляции в долине р. Азау

При исследованиях автором было измерено относительно большое число метеорологических элементов, что позволяет сделать некоторые проверки существующих схем горно-долин­ ной циркуляции.

В настоящее время имеется теоретическая схема строения

горно-долинной циркуляции, разработанная А. С. Мониным,

столь медленным, что можно пренебречь ускорением, масштаб явлений настолько мал, что можно не учитывать силу Корио­ лиса, так как не происходит отрыва текущего вверх по склону потока воздуха и образования в нем конвективных токов, т. е.

в слое развития местной циркуляции величина у<уаТогда, по

формуле Прандтля, можно подсчитать высоту обращения ветра склонов Н'( табл. 118). Подсчет сделан при у = а2 = 8000, что

соответствует умеренной турбулентности.

Наклон долины р. Азау составляет примерно 2°. Величина обращения ветра Н должна быть в полуденные часы при силь­ ной турбулентности около 0,6 км и утром при слабой турбу­ лентности около 0,2 км. Над крутыми боковыми склонами до­ лины р. Азау с углом наклона а~ 45° в дневные часы высота

Рис. 134. Высота обращения долинного ветра над долиной и боко­ вым склоном.

1 — над долиной, 2 — над склоном.

обращения должна быть около 50—75 м и захватывать при­ мерно такой же слой по горизонтали. Следовательно выявлено

весьма интенсивное восходящее движение воздуха на боковых склонах долины в дневные часы должно занимать у склона сра­ внительно тонкий слой в 50—75 м. На расстоянии, большем

50—75 м от склона, должны наблюдаться нисходящие потоки

По наблюдениям автора, высота обращения ветра над до­

линой р. Азау Н' в некоторых случаях может иметь максимум утром и вечером и минимум в полуденные часы. На рис. 134

370

приведен ход Н' за три дня. Например, 3/IX и отчасти 24/VIII

Н' уменьшается в полуденные часы. Поток воздуха, текущий вдоль долины вверх, обычно является расходящимся, он

даже несколько выше (рис. 135), чем слой воздуха того же напра-

Рис. 135. Высота долинной циркуля­ ции над боковым склоном и долиной.

вления над долиной. Над боковым склоном Н" имеет более чет­ кий суточный ход с максимумом в полуденные часы.

На рис. 136 приведена зависимость Н' над долиной от ве­ личины вертикального температурного градиента у, вычислен-

Рис. 136. Зависимость высоты обращения ветра от у.

а — над долиной, б — над боковым склоном, в — \Н=Н" — Н', где Н" — высота обращения над склоном, Н' — высота обращения над долиной.

ного для всего слоя долинного потока. Несмотря на некоторый

разброс точек, с увеличением у высота Н' над долиной умень­ шается. Это обстоятельство уже находится в противоречии

с существующими теоретическими схемами. Для высоты обра­

щения ветра над склонами Н" такой зависимости уже наметить нельзя, имеется только некоторая тенденция роста Н" с ростом

у. Более четкая зависимость получается между ДЯ и у, где ДЯ = Н" — Н'.

С ростом у подъем долинного ветра по боковым склонам

происходит интенсивнее и величина ДЯ становится положитель­ ной, с уменьшением у величина АЯ переходит в отрицательную,

т. е. слой долинного ветра на склонах будет ниже, чем над до­ линой, причем переход от отрицательных ДЯ к положительным будет происходить при значениях у около 0,9°/100 м. Снижение высоты потока долинной циркуляции в долине р. Азау в полу­ денные часы объясняется влиянием на него потока общей цир­

куляции. С запада долина р. Азау соприкасается с перевалом Хатю-Тау высотой примерно 3,5 км, соединяющим Эльбрус с Главным Кавказским хребтом. Через этот открытый для за­ падного ветра перевал поток воздуха общей циркуляции входит

в долину р. Азау. При слабо развитой общей циркуляции на вы-

ожидать развития долинного ветра, согласно общепринятой схеме, с максимумом высоты обращения ветра в полуденные часы.

По теории Прандтля и Монина, величина скорости долин­ ного ветра должна быть пропорциональной величине у, увели­ чиваясь с ростом термической неустойчивости.

На рис. 137 приведена также зависимость цмакс от у. Не­ смотря на некоторый разброс точек намечается увеличение ско­ рости долинного ветра с ростом неустойчивости масс воздуха, выраженный через у°/100 м.

Высота обращения ветра как над долиной, так и над боко­ выми склонами значительно меньше высоты самих склонов, и поток долинного ветра занимает примерно половину сечения

долины р. Азау. По схемам Прандтля и Дефанта, поток долин­ ного ветра должен занимать все сечение долины. Таким обра­

зом, в этой части также имеется несоответствие фактически наблюдаемого строения с теоретической схемой.

На основании суточного хода высоты обращения долинного ветра, по Е. С. Селезневой, и значений у, приведенных

372

в табл. 116, автором была предложена эмпирическая зависи­ мость в виде

где у — градиент в слое одного километра.

На рис. 138 приведена построенная по данным эксперимен­

тального материала схема горно-долинной циркуляции 24— 25/VIII 1954 г. в долине р. Азау с поперечным и продольным разрезами. Для этого имелись результаты температурно-влаж­ ного зондирования до 1,0 км, шаропилотные наблюдения за движением уравновешенных шаров и метеорологические дан­ ные на боковых склонах. Схема дневной циркуляции имеет два

потока воздуха, внизу в слое 0,5 км поток из долины А со ско­ ростями 3—5 м/сек., наверху поток с гор Б с v —5 м/сек. Поток

с гор сливается с потоком общей циркуляции. Слой раздела вы­ ражен уменьшенными значениями у. Часть воздуха из долины

расстоянии от склонов порядка 50—75 м должно наблюдаться нисходящее движение, более сильное в потоке воздуха с гор.

эти циркуляции, накладываясь одна на другую, создают весьма

сложную систему ветров, быстро меняющихся по направлению и скорости как по высоте долины, так и поперек долины. При­

циркуляции. При отсутствии местной облачности склоны до­

вости атмосферы ночью. Хотя опускание воздуха ночью по склону может происходить с большой высоты, но значительного адиабатического нагревания его не обнаружено, очевидно, из-за медленного опускания и вследствие этого постоянного выравнивания температуры опускающегося воздуха и воздуха на

наличие стока холодного воздуха со склонов и на интенсивный процесс радиационного излучения со дна долины.

Опускание воздуха в антициклоне в горах над долиной происходит не до самого дна долины, а останавливается немного выше, создавая здесь инверсию оседания. Характер­ ным являются весьма малые скорости ветра ночью от штиля

373

До 1—2 м/сек. в слое до высоты 1,0—1,5 км. Следовательно, ночью горная циркуляция, хотя и захватывает большую толщу атмосферы, но имеет небольшие скорости ветра. К сожалению, по наблюдениям автора, ввиду их малого числа нельзя построить результирующую схему местной циркуляции.

На рис. 139 даны в плане линии токов воздуха в районе

Рис. 139. Схема потоков воздуха.

а — при долинном ветре: 1 — долинный ветер, 2 — граница раздела потоков, 3— ветер склонов; б—при горном ветре:

4 — горный ветер, 5 — граница долины.

р. Терскола. При долинном ветре часть воздуха растекается в боковые ущелья (долины) Терскола и Донгуз-Оруна, усили­ вая там нижнюю ветвь долинной циркуляции, часть подни­ мается по боковым склонам до линии раздела потоков воздуха. По линии раздела потоков поднимающийся снизу воздух встре­ чается с потоками противоположного направления с гор. Здесь могут быть два случая, а именно, по линии раздела может

375.

■с сохранением противоположных движений ниже и выше линии

раздела. В другом случае (б) восходящий склоновый поток до­ линного ветра сразу переходит в восходящий склоновый поток

ветра с гор. В дневные часы поток воздуха с гор попадает в более узкое ущелье Терскола, где наряду с опусканием воз­ духа в центре ущелья создается мощный подъем избытка воз­ духа по боковым склонам, а некоторая часть воздуха перехо­ дит в долины рр. Терскола и Донгуз-Оруна, создавая в них долинную циркуляцию. Нами неоднократно наблюдалась до­ линная циркуляция в долинах рр. Терскола и Донгуз-Оруна при ветре с гор в долине р. Азау.

Для поверки движений воздуха в двух соседних долинах,

оси которых располагались почти под прямым углом, автором была проведена серия синхронных наблюдений за шарами-пи­ лотами.

На рис. 140 даны проекции движения шара на горизонталь­

в боковой долине наблюдается долинный ветер со скоростями 0,5—3 м/сек. и наличие ветра обратного направления наверху.

Таким образом, наблюдается дивергенция потока воздуха в долине р. Азау и часть его направляется в долину р. Терскола, усиливая, а, вернее, создавая здесь долинный ветер. Небольшие боковые долины или ущелья, сходящиеся с основной долиной, могут иметь свою местную циркуляцию, часто резко отличную по направлению и скорости. Максимальная высота развития местной циркуляции в боковой долине определяется уровнем боковых хребтов. В большинстве случаев выравнивание напра­

вления ветра в боковой долине происходит несколько ниже

высоты горных склонов, очевидно, вследствие турбулентного перемешивания основного потока с потоком воздуха в боковой долине.

тельно обширный склон, вначале пологий, а затем круто опускающийся на юг и юго-восток к долинам рр. Азау и Тер-

скол. К северу склон переходил в подножье Эльбруса. На Ле­ довом лагере в августе проходила граница снежных полей с ледниками и субальпийских лугов. На этом высокогорном склоне наблюдались хорошо развитые местные ветры, днем на­ правленные вверх по склону, очевидно, близкие к схеме Ганна.

В работе автора (19526) приведена таблица распределения

376