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

указывают «ветер ровный», и только изредка отмечают «слегка порывистый», в то время как ветры с долины почти все имеют отметку «порывистый».

Поток воздуха над ровной, гладкой поверхностью снежных полей с наличием наверху инверсии температуры при отсут­ ствии боковых склонов долин обладал малой турбулентностью.

Ледниковый ветер должен характеризоваться общим нисхо­ дящим движением. Судя по базисным шаропилотным наблюде­ ниям, почти во всех случаях с ледниковым ветром наблюда-

Рис. 154. Схема ледникового ветра:

а — продольный разрез долины; б — поперечный разрез долины; кружками и точками обозначены ветры, направ­

ГВ — градиентный ветер.

лись отрицательные отклонения вертикальной скорости шара

—\w от табличной. Считая, что эти отрицательные значения являются результатом нисходящих потоков над ледниками, по­ лучим в среднем величину нисходящих потоков 35—50 см/сек., а в отдельных случаях она может доходить до 1,5—1,6 м/сек.

Имеющихся материалов наблюдений, особенно шаропилот­ ных, недостаточно, чтобы сделать какие-либо окончательные обобщающие выводы по строению ледникового ветра, но неко­ торые предварительные заключения сделать возможно.

На ровной с небольшим уклоном поверхности снежного поля, занимающей почти половину горизонта, ледниковый ве­

тер не имеет такого постоянного направления, как в Цейской долине. Благодаря соседству снежных полей со свободными от снега склонами гор на Ледовом лагере в дневные часы часто

427

наблюдается у земли долинный ветер, оттесняющий поток т ледника. Скорости ледникового ветра днем небольшие, дохо­ дящие у земли до 2—3 м/сек., ночью скорость его у земли зна­ чительно возрастает. С высотой скорость ветра, как правило,

за относительно короткие промежутки времени от 0 до 300 м.

Поток воздуха со снежных полей ровный, без больших по­ рывов. Величина нисходящих движений в утренние и вечерние часы в августе может составлять 35—50 см/сек., а в отдельных

случаях 1,5—1,6 м/сек.

Ледниковый ветер в дневные часы понижает температуру воздуха на Ледовом лагере на 2—3° и увеличивает относитель­ ную влажность на 10—15%. Суточный ход температуры воз­ духа и относительной влажности получается более сглаженным

по сравнению с ходом температуры при наличии ветра горных склонов.

со склонов этот клин холодного воздуха может отступать или рассеиваться. Сверху располагается поток долинного ветра. Сде­

няются особенностями орографии районов наблюдений. Например, высота слоя ледникового ветра на Ледовом ла­

гере может в отдельные моменты доходить до 300 м со слоем интенсивного опускания воздуха до 125 м, тогда как в Цейской

долине высота ледникового ветра не была более 110 м. Эти расхождения вызваны тем, что площадь ледников в условиях наблюдений автора была значительно больше, а следовательно, и мощность ледникового ветра должна быть также больше. Кроме того, у автора отсутствовало влияние боковых склонов, которые должны уменьшать вертикальные размеры потока воздуха с ледника.

Ледниковый ветер Цейской долины был сильно турбулизи-

рован, на Ледовом лагере, наоборот, он был более ровный, чем

долинный ветер. Это также вызвано отсутствием потоков с бо­ ковых склонов.

В глубоких долинах ледниковые ветры должны способство­ вать интенсивному таянию ледников, на склонах, подобных Эльбрусу, наоборот, задерживать таяние, которое ускоряется при вторжении на ледник долинного ветра.

Ледниковые (сточные) ветры Антарктиды

Исследования советской антарктической экспедиции позво­

лили выявить структуру ледниковых (сточных) ветров в районе пос. Мирный и ст. Пионерская. Приведем некоторые характе-

42 8

ристики этих ветров по данным газетных статей Н. П. Русина, Г. Таубера и др., а также их докладов и отчетов.

Ветровой режим пос. Мирный характеризуется большой по­ вторяемостью ледниковых ветров юго-восточного и юго-юго­ восточного направлений, дующих вдоль крутого склона ледни­ кового плато. Возникновение их связано со значительным охла­ ждением воздуха над ледниковым плато. При наличии слабо

выраженного барического поля воздух под действием силы тя­ жести иачинает опускаться, достигая в районе пос. Мирный у земли больших скоростей, часто до ураганных. Ледниковый ветер характеризуется быстрым убыванием скорости ветра от

штормового у земли до штилевого или очень слабого на высоте 0,2—0,3 км. Ледниковые ветры отличаются большой порыви­ стостью и сопровождаются резкими колебаниями давления, температуры и влажности. На долю ледниковых (сточных)

ветров -приходится от 40 до 60% всех штормов в Мирном. Сточ­

ные ветры отличаются -большой силой на всем склоне протя­ женностью 375 км, но они имеют наибольшую скорость на вог­ нутых участках склона вблизи берега. Дальность их распро­ странения в море ограничивается прибрежной полосой около 10 км. Под влиянием ледниковых ветров температура воздуха на прибрежных станциях оказывается более высокой, чем на припае. Это повышение температуры воздуха идет частично за счет разрушения приземной инверсии, частично за счет адиаба­ тического нагревания стекающего воздуха.

Н. П. Русиным были любезно предоставлены обработанные им серии шаропилотных и радиозондовых наблюдений при сточных ветрах в пос. Мирный (табл. 136).

обстоятельство указывает на сравнительно небольшую турбу­

лентность сточных ветров.

Ночные ветры пологих склонов летнего времени. Над пересе­ ченной местностью типа пологих склонов с разностью высот

точек не более 200—300 м при благоприятных условиях могут

наличие антициклонического типа погоды со слабыми градиент­

ными ветрами, при которой в ночное время создаются значи­ тельные термические контрасты по склону. В дневные же часы под влиянием турбулентного теплообмена термические разли­ чия в мелкосопочном рельефе почти полностью исчезают. Мест­ ные ночные ветры, как указывает С. А. Сапожникова (1950), наблюдаются над склонами возвышенностей с уклонами более

3°, причем ночной ветер начинается не с верхней части склона,

а на некотором расстоянии от него. Высота местного ветра является пока еще неизвестной функцией разности высот мест­ ности и может колебаться в значительных пределах. Верхняя

429

часть этой циркуляции носит восходящий характер и следует только по той части склона, который возвышается над холод­

происходят главным образом от напора холодных воздушных масс.

вертикальные скорости вытесненного воздуха достигали 0,6— 0,7 м/сек.

Для иллюстрации термического режима по склону холма в рассматриваемом районе приведем распределение темпера­

Рис. 155. Схема ночной циркуляции над пологим склоном.

данная циркуляция может начинаться несколько ниже вершины холма.

Кроме того, над самой низиной образуется слой холодного воздуха, в котором вертикальные движения ослаблены. По­

уровня 0,20—0,25 Нх. В слое от низины до 0,20—0,25 Нх ночью в исследуемом районе наблюдалась пленка холодного воздуха с повышенной термической устойчивостью, в этом слое верти­ кальные смещения вряд ли могли иметь место. Опускающийся

430

воздух по склону должен располагаться сверху слоя холодного воздуха. На высоте холма изотермы атмосфера — склон распола­

гаются почти горизонтально, величины были близкими

к нулю; здесь должна заканчиваться склоновая циркуляция,

причем (возможно, что замкнутая циркуляция и не всегда будет наблюдаться.

Применяемый автором метод уравновешенных шаров-пило­ тов не позволил выявить особенности строения, указанные на схеме местной склоновой циркуляции, т. е. шары обычно не по­ падали в верхнюю ветвь этой циркуляции.

В ночное время хотя и непродолжительная местная цирку­ ляция может также создаваться при опускании холодного воз­ духа в виде пульсаций.

Другой вид местной циркуляции над пологим склоном отме­ чен в утренние часы. В это время при наличии еще значитель­

ных температурных контрастов по склону и стока холодного воздуха на освещенных восходящим солнцем участках почвы

начинался ее прогрев и подъем нагретого от почвы воздуха с перемещением его сверху холодного.

На рис. 156 за 5/VI приведены траектории движения шара за три срока. Перед восходом солнца в 3 ч. 37 м. никаких

местных циркуляций не наблюдалось и шар смещался по склону вместе с потоком воздуха. Через 15 мин. после восхода солнца на обращенном на юго-запад склоне начался прогрев долинных участков склона, освещенных в это время уже лу­

чами восходящего солнца. Шар, спустившись вниз по склону в теневой его части, по достижении освещенного лучами солнца участка через некоторое время начинал подъем и движение в противоположном стоку холодного воздуха направлении, т. е. на склон. По мере поднятия солнца над горизонтом освеща­

лась все большая часть склона и конец стока воздуха по склону постепенно смещался к вершине холма. Через один час после

восхода солнца сток воздуха по склону доходил только до се­ редины склона и дальше начиналось движение воздуха на вы­ соте в обратную сторону, т. е. на склон. В 5 ч. 30 м. сток воздуха по склону был уже отмечен на небольшом участке, склона с обратным потоком воздуха поверху.

На рис. 156 приведено вертикальное строение местной цир­

куляции по пологому склону за те же сроки 5/VI. Ночью перед восходом солнца наблюдался сток холодного воздуха по всему склону при скоростях ветра 0,7—1,7 м/сек. и со скоростями

опускания 7—17 см/сек. Через 15 мин. после восхода солнца

зарегистрировано образование местной циркуляции в слое 60— 80 м с величинами скорости ветра 3—3,2 м/сек. и восходящими потоками 20—33 см/сек. в верхней части потока, направленного на склон.

Восходящее движение с переходом от нижнего потока

432

к верхнему началось на освещенной лучами солнца пашне при

Рис. 156. Местная циркуляция по склону утром 5/VI 1955 г. д. Цуриковка.

Взаимосвязь макросиноптических процессов и свойств подстилающей поверхности с условиями образования местных ветров

Условия развития всех местных ветров находятся в весьма

сложной зависимости от взаимодействия свойств подстилающей поверхности и макрооиноптических процессов.

При размытом барическом поле с малыми величинами гори­

зонтального градиента давления и наличием больших тер­

мических контрастов подстилающей поверхности такие местные циркуляции, как бризовая или горно-долинная, будут разви­

ваться во всем пограничном слое. В этих циркуляциях можно выделить два противоположно направленных потока — нижний и верхний, в зоне раздела которых обычно наблюдается резкое

вращение ветра, уменьшение скорости ветра и наличие слоя инверсии или уменьшенного значения у. Условия развития ниж­ него потока в первую очередь зависят от величины термических

контрастов подстилающей поверхности и отличаются большей устойчивостью; верхний же поток менее устойчив и больше за­

висит от взаимодействия с ветром общей циркуляции. Верхний поток часто начинает размываться при больших скоростях гео­

строфического ветра, если направления геострофического ветра и верхнего потока направлены под большими углами или эн может сливаться с ветром общей циркуляции, если направле­ ния этих потоков совпадают.

Отклоняющее действие вращения земли и влияние силы тре­ ния приводят часто к тому, что бризы иногда имеют направле­ ние не по нормали к линии берега, а под некоторым углом, то же относится к горно-долинным ветрам, развивающимся в ши­

нах, местные «термические» градиенты теряют значение, а воз­ никающие в береговой зоне ветры во много раз перекрывают местную циркуляцию.

щиися почти сразу же после восхода солнца; при ~ ~ 0,4—

1,2 мб/111 км, направленном в противоположную сторону тер­ мическому градиенту, обычно развивается морской бриз 2-го

рода, появляющийся спустя несколько часов после восхода солнца, примерно в 10—12 час. дня, и сопровождающийся зна­ чительным скачкообразным изменением направления ветра,

температуры и влажности воздуха и других метеорологических

элементов.

Наибольшего развития бризовая циркуляция достигает там,

где создаются наибольшие разности температур суша — море. Например, автором отмечены большие различия в повторяе­ мости, высоте и скорости бризовой циркуляции на Кавказском

ными бризами вследствие заболоченности почвы в районе Поти.

434

При значительном суточном росте скорости ветра общей циркуляции она может уничтожить более слабую бризовую циркуляцию в полуденные часы, как это имеет место на Цим­

лянском водохранилище. Здесь часто наиболее отчетливо бриз

выражен в утренние часы. Чем меньше водоем, тем обычно

слабее выражен бризовый поток и тем скорее он подавляется общей циркуляцией.

Поскольку максимальная разность температур, а следова­ тельно, и давлений воздуха наблюдается непосредственно вблизи берега, то по мере удаления от берега бризы постепенно ослабевают и прекращаются на расстоянии нескольких кило­ метров, а при хорошо развитом бризе на расстоянии несколь­ ких десятков километров от берега.

Во всех районах береговой бриз развит слабее и имеет меньшую вертикальную мощность и горизонтальную протяжен­ ность, чем морской. Объясняется это тем, что днем над бере­

гом благодаря конвекции прогревание захватывает более мощ­ ный слой воздуха, который оказывается теплее соответствую­

щего слоя над морем. Ночью над берегом воздух выхолажи­ вается только в тонком слое, при маломеняющихся темпера­ турах воздуха над водоемом, что и обусловливает более сла­ бое развитие берегового бриза.

Над береговой линией с круто опускающимися к морю го­

рами бризовая циркуляция или ослаблена, или отсутствует. Циркуляции, подобные бризовой, могут наблюдаться не только в береговой зоне водоемов, но и над отдельными участками суши с резко отличными термическими свойствами, например,

над орошаемыми оазисами, расположенными среди пустынь или степей. Наиболее отчетливо местная циркуляция над та­ кими районами развивается с наветренной стороны потока общей циркуляции, т. е. обратная ветвь местной циркуляции

должна совпадать с направлением градиентного ветра.

Хорошо выраженные горно-долинные ветры проявляются

вдолинах, связывающих равнины с горами. Наличие, особенно

вглубоких долинах, почти постоянно наблюдаемого ослабления скорости ветра общей циркуляции создает более благоприятные условия для развития местной горно-долинной циркуляции по сравнению с бризовой.

Ввиду большого разнообразия конфигураций и ориенти­ ровки долин схемы долинной циркуляции более разнообразны,

чем схемы морского бриза.

Наличие на пути движения ветра свободной атмосферы гор­

ных хребтов (типа Главного Кавказского), высота которых больше слоя развития местной циркуляции, вызывает отраже­

ние горами этого потока и сопровождается усилением ветра с гор: днем — верхней, ночью—нижней ветви горно-долинной циркуляции (например, в Рионской долине).

В высокогорных долинах, ориентированных по направлению

господствующих градиентных ветров, горно-долинная циркуля­ ция часто заглушается полностью или частично потоками ветра свободной атмосферы (долина р. Азау). Нагревание склонов долины лучами солнца вызывает образование часто значитель­ ных по скорости склоновых ветров, иногда наблюдаемых в те­

чение всего периода освещения склона солнцем (например, до­

лина р. Азау).

Нарушение долинного ветра в дневные часы часто наблю­ дается над верхними участками долин или плоскогорий, если

по другую сторону хребта располагается долина, имеющая зна­ чительно меньшие высоты над уровнем моря. В этом случае над более высоким плоскогорьем или долиной воздух оказы­ вается теплее, чем на том же уровне над соседней долиной. Примером могут служить компенсационные ветры, развиваю­ щиеся в дневные часы между долиной р. Куры и Армянским

плоскогорьем, нарушенная долинная циркуляция в верхних участках долины Азау — Боксана.

В суженных участках рельефа типа узких перевалов и уще­ лий, небольших горных хребтов, отделяющих плато или плоско­ горья от моря или равнины, при расположении над плоско­ горьем антициклона с сильно выхоложенными массами воздуха

вленные в сторону понижения рельефа. К таким ветрам отно­ сятся бора, ибэ в Джунгарских воротах, сарма на оз. Байкал и др. Аналогичное строение ветра получается при стоке сильно

выхоложенного воздуха с ледников. Характерными являются сточные ветры Антарктиды и ледниковые ветры в горах.

При переходе воздуха с суши на водоем часто над водоемом наблюдается усиление скорости ветра в нижних слоях, вызван­ ное притоком воздуха из более высоких слоев атмосферы в виде

нисходящих потоков (ветры Ладожского озера).

Подобным же образом опускание воздуха из свободной атмосферы при фёне может часто вызывать резкое усиление скорости ветра в нижних слоях.

Одним из ярких примеров связи свойств подстилающей по­ верхности с макросиноптическими процессами является образо­ вание фёнов; в зависимости от расположения горных хребтов при опускании воздуха в антициклонах могут возникать фёны

в нижних слоях вызывают образование фёна только над южной частью озера, при южных и юго-западных ветрах фён разви­ вается по всей площади озера.

436