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

места, в низинах она увеличивается, на выпуклых частях релье­ фа уменьшается. Суточные колебания зависят также от условий погоды. Экспериментальных исследований суточного изменения температуры в пограничном слое немного.

Интересны, например, исследования по материалам полетов свободных аэростатов М. М. Поморцева (1891).

Змейковые наблюдения в Павловске, Линденберге и других пунктах показали, что летом у земной поверхности максимум температуры наступает около 15 час., на высоте 500 м он сме­ щается к 17 час., а на высоте 1000 м — к 18 час., в то время как утренний минимум почти совпадает с наземным. На высотах 1 —1,5 км кривая суточного хода температуры сильно деформи­ рована. В то время кан в слое до 1000 м от утренних часов

к дневным происходит повышение температуры, выше 1 км уже

с11 час. происходит ее понижение. К аналогичным выводам

пришла Е. С. Селезнева (1948) по материалам самолетного зон­ дирования атмосферы в Колтушах. Е. С. Селезнева (1945) так­ же провела весьма обстоятельное исследование суточного хода температуры до высоты 8—10 км по материалам радиозондовых подъемов. Ею обнаружено наличие суточных колебаний темпе­ ратуры во всей толще тропосферы.

Суточные колебания температуры воздуха в Долгопрудной исследовались В. А. Девятовой (1957). При малооблачной и тихой погоде суточный ход температуры выражен летом и вес­ ной довольно четко в слое атмосферы до высоты 700—800 м, до 500 м осенью и до 300 м зимой. В этом слое наблюдается про­ стой суточный ход с максимумом в 14—15 час. и одним миниму­

мом в 4 часа летом в слое до высоты 100 м и весной — до высоты 50 м. Выше наблюдается более широкий минимум от 4 до 7 час.

С 7—10 до 13 час. во все сезоны наблюдается наиболее интен­ сивное возрастание температуры, а с 13 до 16 час. ее изменение не превышает 0°,5. Наиболее резко температура убывает до 19— 22 час., а летом и весной в слое до 100 м до 4 час. Осенью на высотах 600—700 м и зимой на высотах 400—700 м суточные изменения температуры менее 1°. Убывание амплитуды темпера­ туры воздуха с высотой до уровня 700 м, согласно В. А. Девя­ товой, можно приближенно описать эмпирической формулой

В нижнем слое 100 м отмечается наиболее быстрое умень­

шение амплитуды с высотой, к уровню 150 м она убывает при­

мерно вдвое.

Теоретическими исследованиями суточного хода темпера­

туры воздуха занимался ряд авторов, например., А. А. Дород­ ницын (1941), Д. Л. Лайхтман, А. Ф. Чудновский (1949), М. Е. Швец (1943), М. И. Юдин (1948) и др. К. Я. Кондратьев (1949) подтвердил, что влияние лучистого переноса тепла на

39

суточный ход температуры приземного слоя в обычных усло­ виях пренебрежимо мало по сравнению с ролью турбулент­ ного обмена. Уточнению теории суточного хода температуры

посвящена работа М. Е. Берлянд (19546). Л. Р. Орленко

(1955) на основании результатов аэростатных и наземных наблюдений в Пахта-Арале анализировала суточный ход темпе­ ратуры. На основе полученной закономерности она определила

высоту распространения колебаний температуры, обусловлен­ ных турбулентным потоком тепла 1,5—2,2 км. По данным из­ меренных амплитуд на нескольких уровнях нашла коэффициент

турбулентности К, средние значения которого в слое 50—400 м

оказались 15,3 м2/сек., в слое 100—400 м — 16,8 м2/сек.

Ряд работ по аэрологическому исследованию нижних слоев атмосферы был проведен и за рубежом. Оригинальна работа

от периферии к центру города, пропорционально плотности за­ стройки; величины у над застроенными участками больше, чем над открытыми; в большинстве случаев при инверсии на окраи­ нах над центром падение температуры сохраняется до высоты,

в три раза превышающей уровень крыш.

Для выяснения термического режима над некоторыми райо­ нами Советского Союза автором была проведена серия наблю­

дений в основном по материалам аэростатного зондирования

в нижнем слое 500—1000 м.

При исследовании температуры воздуха над пос. Воейково по ряду условий не удалось получить надежных средних кли­ матических характеристик нижнего слоя 500 м, поэтому приво­

дим характеристики термического режима по отдельным видам

стратификации (табл. 7).

Тип I соответствовал неустойчивому термодинамическому состоянию, при этой стратификации даже в зимнее время наблюдается падение температуры с высотой. В инверсионном типе IV отмечено повышение температуры с высотой не только в зимний период, но и летом. При инверсиях в оба сезона тем­

пература была более низкая по сравнению с другими типами

стратификации. С высотой различия в температурах отдельных типов уменьшаются, особенно в летний период.

Распределение температуры было подсчитано также для шести типов термической устойчивости нижнего слоя атмосферы, исходя из величин у (табл. 8).

В типе I с неустойчивым состоянием атмосферы величины

у>1° даже в зимнее время, причем если в летнее время в обра­

зовании неустойчивого состояния основную роль будет играть местный приток тепла, то в холодный период значительную

роль нужно отвести турбулентному перемешиванию движу­ щихся масс воздуха. Инверсионный тип VI дает слой с повы-

40

3 и м а

Лето

шением температуры 200 м летом, около 300 м весной и осенью и 400 м зимой.

Остальные типы имеют промежуточные значения. Подсчет

средних температур (табл. 9) сделан для восьми групп облаков

нижнего яруса согласно схеме, приведенной на стр. 38.

Летом случаи с конвективной облачностью имеют более высокие температуры воздуха, чем при слоистообразной облач­ ности (группы 2, 4 и 6). Максимальные температуры отмечены

при конвективной облачности 3—6 баллов (группа 7). При ясной погоде летом (группа 8) температуры воздуха ниже, чем при хорошо развитой конвективной облачности (группы 5 и 7).

Таблица 9 достаточно наглядно характеризует термический ре­ жим при облачности разных форм и разном ее количестве.

Для характеристики термического режима в континенталь­

в зимний период, при разных типах распределения вертикаль­ ного температурного градиента у в Свердловске значительно больше, чем в Воейково, мощность инверсий также превышает величину и мощность инверсий в Воейково. Таким образом, не­ смотря на малое число случаев, особенности термического ре­ жима в нижних слоях получились достаточно наглядными.

41

Таблица 9

Средние значения температуры воздуха по группам облаков нижнего яруса, пос. Воейково

Средние значения температуры воздуха по типам распределения 7. Свердловск

Для характеристики термического режима над полупусты­ ней (Голодная Степь) и орошаемым оазисом (Пахта-Арал),

резко отличающихся строением подстилающей поверхности,

были проведены синхронные аэростатные наблюдения в те­ чение 9 суток (табл. 11).

В работе автора (1953г) подробно разобраны термические условия над этими районами. Здесь приводим только некото­ рые основные положения.

43

Максимальные температуры воздуха над орошаемым оази­ сом на уровне 2 м наблюдались в период 14—15 час., на уров­ нях от 25 м и выше — в период 16—17 час. В слое 100—300 м наблюдается второй максимум температуры в 20—21 час. Про­ исхождение второго максимума объясняется адвекцией теплого, прогретого воздуха из окружающих оазис полупустынь. Вслед­ ствие значительного увлажнения почвы оазиса даже в дневные

часы в слое 25—50 м образуется инверсия испарения, а в дни полива она развивается до 100 м.

Температуры воздуха над полупустыней в течение всех су­ ток оказались более высокими, чем над оазисом, с наиболь­ шими различиями в дневные часы и минимальными ночью.

Исследование термического режима над берегом и водое­ мом проводилось автором во многих пунктах, но систематиче­ ских синхронных наблюдений за длительный период было не­

много. Относительно большая серия (29 полетов) была прове­ дена над оз. Севан, отметка которого над уровнем моря 1,9 км.

Для примера приводим табл. 12 с результатами наблюде-

44

ний в утренние и дневные часы над оз. Севан на берегу в 10 км от озера и над центром оз. Малый Севан на расстоянии 15 км от берега.

В нижних слоях до 200—300 м различия <в распределении

температуры над водоемом и сушей проявляются особенно резко. Утром над водоемом наблюдается понижение темпера­

туры с величинами у~ 1°, над сушей — инверсия мощностью до

0,1 км.

Днем над озером в слое примерно 50 м образовалась не­ большая инверсия, а над сушей — слой с неустойчивым состоя­ нием и сверхадиабатическими значениями у. Выше, от 300 и до 500—600 м, разности температур над этими подстилающими по­ верхностями находятся в пределах ±0,2, ±0°,3, т. е. практи­

чески в пределах точности измерений. Выше 700 м разности температур снова увеличиваются, но уже под влиянием орогра­ фических факторов на движущийся воздух. Днем воздух над озером холоднее, а утром теплее, чем над сушей.

Профили ветра

Воздух находится в постоянном движении. Наиболее отчет­ ливо выражено его горизонтальное перемещение, называемое ветром. В атмосфере существуют системы ветров всевозмож­ ных масштабов, наиболее мощные из них распространены на большую толщу атмосферы и захватывают обширные простран­ ства, иногда же воздушные течения ограничены небольшой территорией и слоем лишь в несколько сотен или даже десят­ ков метров.

В пограничном слое атмосферы на движение воздушной массы основное влияние оказывает сила трения, обусловленная

вязкостью воздуха. Выше 1 —1,5 км сила трения становится малой по сравнению с отклоняющей силой вращения земли.

При движении воздушных частиц по криволинейным изобарам возникает центробежная сила.

Рассмотрим, некоторые особенности распределения скорости

45

ветра в нижних слоях атмосферы. Не касаясь особенностей рас­ пределения скорости ветра, полученных рядом авторов, напри

отметим только, что увеличение средней скорости ветра v с вы­ сотой в тропосфере происходит неравномерно. Наибольшее

возрастание v с 'высотой наблюдается в нижнем слое 500 м, где

ветра с высотой в пограничном слое, профиль скорости ветра

определяет следующими факторами: 1) воздействием подсти­ лающей поверхности на воздушный поток (характер этого воз­

сделал следующие обобщения:

1.Вектор скорости с высотой растет, одновременно откло­ няясь от наземного ветра вправо (в северном полушарии).

2.До высоты h направление ветра практически не изме­ няется, а выше начинается сравнительно быстрое отклонение

ветра от наземного.

3.На высоте Н\ = 47г скорость ветра по абсолютной вели­ чине (с точностью до 10%) совпадает со значениями скорости градиентного ветра.

4.После //] = 47г вектор скорости еще продолжает расти, поворачиваясь вправо, затем рост скорости ветра прекра­

щается, иногда скорость даже уменьшается, и на высоте Н = 107г вектор ветра практически совпадает с вектором гра­ диентного ветра.

Одной из особенностей воздушных течений в пограничном слое является суточный ход скорости ветра. В нижних слоях над сушей максимальные скорости ветра наблюдаются в днев­ ное время, а минимальные — в ночное. В верхних слоях, наобо­

46

рот, максимальные значения наблюдаются ночью, минималь­ ные— днем. Верхняя граница распространения суточных изме­ нений ветра может колебаться от 0,5 до 2,0 км. Вертикальная протяженность слоев, в которых наблюдается противополож­ ный суточный ход, так называемая «высота обращения», летом

режима и вертикального турбулентного обмена. Задача о су­

точном ходе ветра с учетом коэффициента обмена k решалась

(1953) и др. показали, что универсальность логарифмического закона для небольших высот подтверждается эксперимен­

тальными данными. Из большого числа работ по аэрологиче­ ским исследованиям ветрового режима приведем только неко­

торые данные, полученные В. А. Девятовой для ст. Долго­ прудная.

Летом в слое до 700 м наблюдается довольно четко выра­

женный суточный ход скорости ветра с одним максимумом

и одним минимумом. В самом нижнем слое максимальные зна­ чения v наступают в 13—14 час., в ночное время наблюдается

широкий минимум. Обращение суточного хода скорости ветра

происходит на высоте 150—200 м, выше, до уровня 700 м, мак­ симум наступает в 22 часа, а минимум — в 10 час. Высота обра­ щения может изменяться в широких пределах и в отдельных случаях превышать 600 м в зависимости от интенсивности тур­ булентности и скорости ветра. В холодное время v обладает

более слабо выраженным суточным ходом. Обращение v

наблюдается примерно на высоте 50 м. Вертикальный профиль ветра во все сезоны в среднем характеризуется быстрым ростом v по высоте в нижнем слое 100 м, затем более замедленным, а в слое 500—800 м незначительным. Величины вертикального

градиента v в теплое и холодное полугодие в нижнем слое

100 м достигают 5 м/сек. на 100 м. В слое 100—200 м они ко­ леблются чаще около 1 м/сек. на 100 м, а на больших высотах они меньше 1 м/сек. на 100 м.

Рассмотрим некоторые из экспериментальных материалов

по средним скоростям ветра, полученных автором. Часть этих

материалов была изложена в работах (1953в, 1956в, 1953а).

Профиль скорости ветра над пос. Воейково. Для аэроклима­ тических характеристик ветрового режима в нижних слоях атмосферы использованы материалы аэростатного зондирова­ ния.

Проведенные сравнения величин V, подсчитанных по данным

47

аэростатного зондирования для случаев си >3 м/сек., дали уве­ личение средней скорости ветра в слое 500 м на 10—12%, осо­ бенно заметное на высотах от 200—300 ,м и выше. Для сравнения величины скорости ветра над пос. Воейково с данными других

пунктов, взятыми из работы Дикона (Deacon, 1955) и В. А. Де­ вятовой, приводим табл. 13, из которой видно, что величины v для Долгопрудной получились явно заниженными (взяты подъемы с у>0 м/сек.).

Таблица 13

Средние годовые скорости ветра (м/сек.)

ложенном на вершине холма, в слое до 60—70 м отношение

больше, чем в Кордингтоне.

Для дней с сильным ветром, порядка от 8—9 м/сек. на уровне 100 м, исходя из простого степенного закона, приведем отношение

48