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

при ветрах с водоема 0,66—0,70. С высотой наблюдается вна-

чале рост ——, а затем уменьшение, что связано с профилями

ветра и температуры воздуха в этих пунктах. Суточный ход скорости ветра на маяке Сухо, по наземным наблюдениям за длительный период, приведенным А. И. Григорьевым, также имеет наибольшие скорости ветра в утренние сроки и мини­ мальные днем.

Джонс (Jones, 1953) приводит анализ двухмесячных шаро­ пилотных наблюдений над ветром на судовых станциях в Се­

с высотой, в частности, убывания скорости ветра, связана со стратификацией атмосферы. В качестве индекса стратифика­ ции им принята разность температур воды и воздуха над мо­

ив береговой зоне Черного моря по материалам шаропи­

вкаждом пункте определяется мощностью бризового потока.

Если на уровне 2 м отношение —— зависит от местных

условий закрытости горизонта, то с 0,1—0,2 км эта величина на всех пунктах примерно одинакова. Уровень начала геостро­ фического ветра, судя по профилю ветра, был в Сочи около 2,5 км, в Гагре и Батуми примерно 2 км и в Поти примерно 0,8 км. Число наблюдений было невелико, всего 15—20 по каждому

59

пункту, но они все же позволяют получить типичную для бри­ зовых ветров картину.

Профили v и ——— над Пахта-Аралом и Голодной Степью.

Средние скорости ветра над полупустыней (Голодная Степь) и орошаемым оазисом (Пахта-Арал), несмотря на близкое рас­ положение пунктов наблюдений (25 км), резко различны. Вы­ звано это особенностями термического режима над рассматтриваемыми пунктами, а также влиянием местных ветров Ангренской долины, особенно в ночное время.

Суточный ход v выражен сравнительно хорошо до уровня

1,5 км. Высота обращения ветра около 50 м. Быстрый рост v

в двух пунктах: Кольском заливе и Мурманске, расположен­ ных на расстоянии 7 км друг от друга (табл. 25). Пункт

наблюдений на берегу Кольского залива находится в относи­

в нижних слоях, это хорошо подтверждают данные табл. 25 по

распределению и и максимумам —— в нижнем слое.

Пункт наблюдений в Мурманске расположен на относи­ тельно ровном месте и имеет нормальный для данного района профиль ветра.

Другой пример местных орографических искажений про­

филя ветра приведен в табл. 26.

При боре в Новороссийске сжатие потока воздуха с ростом скорости ветра происходит на Мархотском перевале, однако и в Новороссийске профиль ветра еще сохраняет типичные черты орографического искажения. Если при ветре с моря про­

филь v и —— сходен с другими береговыми районами, то при боре максимум v и --^г— будет в самом нижнем слое, причем

скорости ветра у земли могут быть в 2—3 раза больше

60

скорости геострофического 'ветра. С высотой эти величины очень быстро уменьшаются.

Блэккейдор (Blackadar, 1957) отмечает наличие максимума ветра на высотах ниже 1000 м. В таких случаях максимум v

обычно превышает vr и появление пмакс не сопровождается

существенными изменениями во времени градиента давления. Наиболее отчетливо цмакс наблюдается в ночные часы. В боль­ шинстве случаев, особенно летом, при значительных суточных

колебаниях температуры высота слоя с wMaKC примерно совпа­ дает с верхней границей приземной инверсии. Наличие макси­ мума v оказывает существенное влияние на развитие ночных инверсий; турбулентный обмен имеет место в инверсионном слое и отсутствует выше этого слоя.

Профиль коэффициента турбулентного обмена в пограничном слое

Процесс турбулентного перемешивания имеет весьма боль­ шое значение в формировании пограничного слоя и предста­ вляет интерес как для решения прикладных задач, так и для

общих теоретических исследований.

Лучше всего процесс турбулентного перемешивания харак­ теризуется коэффициентом турбулентного обмена k, изученным

и сравнительно просто определять k с помощью градиентных наблюдений над распределением v и t° в нижнем слое 1,5—

2 м. По наземным наблюдениям вычисляют k на высоте одного

метра, а затем на других уровнях с помощью различного рода соотношений, например

ляция обычно проводится до уровня высоты приземного под­ слоя h, выше которого величина k принимается постоянной.

Применение этой методики для расчета k в пограничном слое далеко не всегда возможно в связи с рядом особенностей в распределении v и t° с высотой, а также резким изменением спектра вихрей по высоте.

Методика подсчета коэффициента k для пограничного слоя.

Методов непосредственного подсчета k в пограничном слое

значительно меньше. Кроме метода подсчета k по данным ве­

личины геострофического ветра и значений температуры воз­

духа на земле и на высоте пограничного слоя по Д. Л. Лайхт-

ману [формулы (10) и (12)1, существует другая группа методов подсчета k по профилю ветра.

63

В работах К. И. Кашина (1939) и И. В. Ханевской (19486) для вычисления k было использовано распределение ветра по

высотам.

Д. Л. Лайхтманом (1944, 19476) было выведено несколько формул для вычисления среднего в пограничном слое значения k по профилю ветра. При этом были взяты следующие предпо­

ложения: 1) движение стационарно по времени; 2) траектория частиц имеет малую кривизну, поэтому центробежной силой можно пренебречь; За) барический градиент линейно меняется с высотой, 36) барический градиент не меняется с высотой.

Условие За введено для случая, когда горизонтальные гра­ диенты температуры велики (массы неоднородны), вследствие

чего направление барического градиента сильно меняется с вы­ сотой и наблюдается левое вращение ветра с высотой.

Условие 36 введено для случаев, когда горизонтальные

градиенты температуры малы (однородные массы) при правом

повороте ветра и росте его скорости с высотой.

При условии За формулу Д. Л. Лайхтмана можно записать в таком виде:

диенты давления и температуры; R-—газовая постоянная; g — ускорение силы тяжести; То и ро — температура и давление на

по высоте, знать наземные горизонтальные градиенты темпера­ туры и давления.

На практике далеко не всегда удается вычислить величину k по формулам Д. Л. Лайхтмана (31) и (32) из-за того, что не все наблюдения дают четко выраженный с высотой правый или левый повороты и рост скорости ветра, а также не всегда уда­

ется надежно вычислить горизонтальные градиенты давления и

температуры по синоптическим картам. Кроме того, для подсче­

64

та k по этим методам приходится пользоваться сглаженными кривыми распределения ветра по высоте.

Третий способ подсчета коэффициента турбулентного обмена k в пограничном слое основан на использовании пуль­

саций различных физических величин с помощью так называе­ мых структурных формул.

Структурные методы определения k изложены в работах

Гессельберга (Hesselberg, 1929), Эртеля (Ertel, 1930),

Е. С. Ляпина (1948), А. С. Дубова (1949) и др.

Метод Гессельберга основан на использовании регистраций

вертикальной скорости в движущемся воздушном потоке.

Формула Гессельберга имеет вид

«z— 2 ’

где w—средние значения вертикальной скорости на уровне z,

т—среднее время существования w одного знака.

Этот метод был использован при обработке данных полетов Леттау и Швердфегера на аэростатах. Методика получения исходных данных оказалась весьма сложной, и метод не полу­ чил широкого распространения.

Метод Эртеля более удобен. Для определения k нужно знать пульсации и средний вертикальный градиент в данной

точке любого метеорологического элемента, который можно рассматривать как субстанцию, пассивно переносимую пото­ ками воздуха. Однако метод Эртеля также обладает рядом не­ достатков, которые приводят к резкому расхождению величин k. Более подробно критическое изложение метода дано в рабо­

цели были использованы записи вертикальных ускорений центра тяжести самолета, который являлся и приемником ско­ рости ветра.

В настоящее время по ускорению самолета можно относи­ тельно точно определять только величины w и почти невоз­ можно измерить Ди.

А. С. Дубов делает допущение о изотропности структуры

ветра, т. е. допускает —— = 1 и получает формулу для k

Для приземного слоя воздуха влияние земной поверхности обычно приводит к резкой анизотропности структуры воздуш-

кого потока и отношение W ..- значительно меньше единицы.

Согласно ряду исследований влияние земной поверхности про­ стирается до высоты 30—40 м, выше которой при изотермиче­ ских условиях приближенно достигается изотропность и выпол­

няется условие — 1. По исследованиям автора, отношение

■- = 1 будет при у = 1°- Устойчивость стратификации резко

сказывается на величине w и продолжительности существова­

ния w одного знака..

Величина k, по формуле А. С. Дубова, в инверсиях должна получаться несколько завышенной, а при неустойчивой страти­ фикации заниженной. Величина k будет также зависеть от масштаба вихрей турбулентных движений. В соответствии с тем, какой участок спектра турбулентных движений рассмат­ ривается, будут получаться и значения k. В дальнейших под­

счетах k (будем пользоваться короткопериодными участками спектра вихрей, размеры которых имеют порядок около 100 м. Расчет k по полной эпюре вихрей дал бы очень большие зна­ чения, что связано с влиянием процессов большого масштаба. Автором структурная, формула Ляпина иногда применялась для расчета k по данным регистрации структуры воздушного потока на привязном аэростате.

Расчет коэффициента турбулентности для некоторого слоя, постоянного по высоте и времени, по амплитудам температуры воздуха, известным для нескольких высот этого слоя, был пред­ ложен Л. Р. Орленко (1955). Суточный ход температуры воз­ духа на высоте z можно представить в виде синусоиды, и если

66

и Zo; k — коэффициент турбулентности; т — период колебаний,

для суток т = 24 часа = 86 400 сек.

Логарифмируя и дифференцируя это выражение, получим

где —представляет собой тангенс угла наклона прямой

tg а и системе координат (In Az, z), тогда

Величины коэффициента k в пограничном слое. Подсчетом ве­

М. П. Чуринова (1954, 1953 а, б). Некоторые эксперименталь­ ные определения k приведены также в работах В. А. Девятовой

(1957), Л. Р. Орленко (1955), автора (1952 г, 1956 в) и др.

Было установлено, что средние для всего пограничного слоя величины k растут от утра к полудню обычно в 2—4 раза

и к вечеру убывают. Величины k в полуденные часы в среднем

находятся в пределах 20—40 м2/сек. Согласйо исследованиям М. П. Тимофеева (1950) и ряда других авторов, установлено, что в дневные часы значения на уровне 1 м имеют величины 0,2—0,4 м2/сек. Эти величины примерно в 100 раз меньше k для

пограничного слоя и, следовательно, слой, где k растет, можно ориентировочно считать в 100 м.

По данным Л. Р. Орленко (1955), средние за сутки значе­ ния k в слое 100—400 м в Пахта-Арале в июле 1952 г. соста­ вили 16,8 м2/сек.

Летом k примерно в 2—4 раза больше, чем осенью и зимой.

Например, для Долгопрудной, по работе В. А. Девятовой (1957), наблюдались такие величины k за отдельные сезоны года:

дают возможность получить распределение kz по высоте, а не

только средние значения k для всего пограничного слоя.

Для подсчета величины kz автор использовал регистрации перегрузок Ап, испытываемых в неуправляемом полете самоле­ том ПО-2 над некоторыми подстилающими поверхностями.

■пос. Воейково. Считая, что рост k с высотой при монотонном из­ менении t и v будет происходить только в приземном слое, полу­

чается, что высота слоя может быть не 30—50 м, как это при­

еенеобходимо увеличить.

Вычисление величины k было сделано также по материалам

Рис. 9. Распределение k над некоторыми

подстилающими поверхностями.

1 — орошаемый оазис, июль; 2 — Голодная Степь, июль; 3—массив лесных полос в Каменной Сте­ пи, июнь—июль; 4 — поле, март—апрель, пос. Воей­ ково, 5 — то же.

подъемов на привязном аэростате прибора с регистрацией структуры ветра. Для этой цели была использована формула

68