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

Как видно из табл. 27, величины kz по материалам подъе­

мов прибора порывистости ветра имеют для пос. Воейково также максимум на уровне 100 м во все сезоны года, а выше этого уровня практически меняются очень мало. Поскольку

первым измерением kz после зимы была высота 100 м, а вто­ рым 200 м, нельзя утверждать, что максимум не мог наблю­

даться несколько выше или ниже 100 м. Но, исходя из измере­

ний kz над Пахта-Аралом и Каменной Степью, можно считать, что максимум kz над пос. Воейково будет близок к 100 м.

Следует отметить, что максимум kz в слое до 300 м в пос.

Воейково, определенный двумя различными методами, был не летом, а в марте и даже зимой. Вызвано это, очевидно, отчасти некоторой избирательностью методов. Например, подъемы при­

бора порывистости на аэростате зимой совершались при зна-. чительно больших скоростях ветра, чем летом, при этом зимой относительно часто наблюдалось разрушение инверсий в днев­ ное время и образование больших положительных значений у. Абсолютные значения kz, вычисленные по двум методам, раз­

личаются между собой примерно в 2—3 раза.

Поскольку на разных высотах спектр вихрей различный, то при верном определении kz на одном уровне можно сделать

ошибку на другом. Например, исследования А. Р. Константи­ нова и А. Ф„ Маренкова (1952) показали некоторые завышения в определении kz по структурной формуле.

Типовые качественные профили коэффициентов k. Принимае­ мое положение о линейном росте коэффициента k в приземном подслое и его постоянстве в остальной части пограничного слоя применимо только к случаям понижения температуры воз­ духа и роста скорости ветра с высотой при их монотонном изменении по вертикали. Исходя из положения, что профили k, t и v взаимосвязаны и k = f(v2t), можно дать схемы типовых качественных профилей k в зависимости от распределения t и v

(рис. 10).

1. Монотонное понижение t и рост v с высо­ той. Этот профиль k можно считать за основной.

II. Приземная инверсия. В слое инверсии должен наблюдаться медленный рост k с малыми абсолютными значе­

до начала слоя инверсии и быстрое уменьшение k в слоеинвер­ сии при условии ослабления здесь скорости ветра.

IV. Резкая смена направления ветра на неко­ торой высоте с наличием в слое поворота ветра уменьшения v

и у. Величина k увеличивается до начала слоя поворота, в слое поворота уменьшается и далее мало меняется.

V. Приземная инверсия с максимальными

скоростями ветра вблизи земли, быстро умень­

69

шающимися с высотой (например, при сточных ветрах в Ан­

динамических инверсий, на уровне вершин гряд холмов и т. п.

В слое роста v быстро увеличивается и k. Такой профиль k

неоднократно определялся над Кольским заливом с максиму­ мом k на уровне h — 150 м, совпадающим с высотой гряды холмов.

Рис. 10. Схемы I—VI профилей k в зависимости от распределения v и С. 1 — профиль k, 2 — профиль t°, 3 — профиль г>.

Возрастание k может наблюдаться вблизи уровней образо­

вания некоторых форм облаков, например, Си cong., Cb,

в струйных течениях и при Других условиях с резкими измене­ ниями профилей v и t.

Влияние метеорологических элементов на величину коэффи­

циента k. В пограничном слое тропосферы профили темпера­

туры воздуха t, скорости ветра v и коэффициента турбулент­

ного обмена k или kz взаимно связаны, изменение одного из них вызывает изменение других. Поэтому в первую очередь

должна существовать зависимость между k и t или k и V.

М. П. Чуриновой (1953 а и б) и В. А. Девятовой (1957)

приведена зависимость ——от у и k от у. Согласно их данным,

при отрицательных значениях у и у <0°,2 коэффициент турбу­ лентности почти не зависит от у, а основное влияние имеют

70

динамические причины. При значениях вертикального темпера­ турного градиента у > 0°,2 быстро увеличиваются и значения k.

Зависимость — от у хорошо видна по рис. 11, построенному

по большому числу наблюдений для пограничного слоя в пос. Воейково. Из рисунка видно, что при отрицательных значениях

Рис. 11. Зависимость ----- от у0.

Зависимость k от vr определяется расчетной формулой (10) и

не требует пояснений или дополнительных исследований.

В. А. Девятова приводит график связи коэффициента тур­

8 м2/сек. При меньших значениях Ri коэффициент турбулент­ ности k возрастает, сначала медленно, а затем более быстро, а при отрицательных числах Ri достигает больших значений.

71

Профили влажности воздуха

В нижних слоях атмосферы упругость водяного пара изме­ няется аналогично температуре, а относительная влажность-—- противоположно температуре. На периодические изменения

влажности оказывает влияние вертикальный перенос водяного пара под влиянием турбулентного обмена. Можно выделить

и наблюдается обычно осенью и зимой. Второй тип—-в виде

С высотой двугорбая кривая суточного хода влажности посте­ пенно деформируется в простую.

Результаты аэрологических наблюдений показывают, что средние значения е с высотой быстро убывают: к уровню 1,5—

2 км в 2 раза, к 5 км —в 10 раз. Уменьшение q идет несколько медленнее, так как эта характеристика зависит от отношения

Изменение с высотой упругости водяного пара обычно вы­ ражают эмпирическими формулами Гана, Накоренко, Хргиана

где еги —значения е соответственно на высоте г и у земной поверхности.

вПавловске получила среднее распределение абсолютной

влажности е по месяцам; в слое приземной инверсии величина е возрастает. В антициклонических инверсиях е убывает с вы­ сотой. Величина е ночью несколько больше, чем днем. Н. Ф. Накоренко получила эмпирическую формулу, связываю­

значение k = 0,0875.

А. X. Хргиан (1947 а, б) исследовал суточный ход удельной влажности над Москвой и показал, что летом от утра к по­ лудню влагосодержание воздуха q убывает в нижних слоях до 2—2,5 км и возрастает в верхних; вследствие конвективного переноса с высотой q убывает сначала быстро, а затем все медленнее. Зимой и реже в переходные сезоны появляются

72

инверсии удельной влажности, повторяемость их очень ве­ лика— 66—88%. Максимум влажности q тогда наблюдается примерно на высоте 1 км. А. X. Хргиан объясняет происхожде­

ние этих инверсий q за счет конденсации водяного пара внутри

снежного покрова.

Вопрос о переносе водяного пара вверх при турбулентном обмене рассмотрел Д. Л. Лайхтман (1944) и дал следующую

В. А. Девятова исследовала суточный ход q в нижнем кило­

метровом слое над ст. Долгопрудной. В условиях однородной воздушной массы наиболее четко суточный ход q в виде двой­

ной волны проявляется в летний период и по средним данным сохраняется во всем рассматриваемом слое (800 м), дневной

минимум q на этих высотах выражен слабее, чем у земли. Дей­ ствие переноса водяного пара конвекцией в верхние слои на­

утренний максимум смещается на 10 час. и остается четко вы­

ная кривая деформируется в более простую в среднем при­ мерно на высоте 1 км. В зимние месяцы суточные колебания удельной влажности очень незначительны, особенно выше

500 м. Максимальные значения q до высоты 500 м наблю­

даются в дневные часы, а минимальные—рано утром. Весной суточные колебания имеют вид сглаженной двойной волны. В среднем до высоты 600 м максимальные значения наступают в 13 и 22 часа, а минимальные в 18—-19 и 3—4 часа. На высо­ тах 700 и 800 м четко выраженный суточный ход не прояв­

ляется. В осеннее время года кривая суточного хода до высоты

200 м. Высота смены типа суточного хода лежит примерно на уровне 500 м, т. е. значительно ниже, чем летом. Выше коле­ бания q весьма невелики.

Рассмотрим распределение влажности воздуха над некото­ рыми подстилающими поверхностями, полученные по аэростат­ ному зондированию.

Ввиду малого числа случаев и различного количества изме­ рений по отдельных срокам, приведенные данные не являются

73

надежными аэроклиматическими характеристиками района, а только выявляют некоторые особенности в распределении влаж­ ности в нижнем слое 400—500 м.

Поскольку наибольший интерес представляет распределение

относительной влажности в летний период, рассмотрим данные для пос. Воейково (табл. 28), которые охватывают только свет­ лое время суток.

15 и 17 час.

74

В пасмурные дни максимум /"«.переходит на 7 час. и минимум на 13 час. во всем рассматриваемом слое. В летний период в дневные часы минимум г наблюдается у земной поверхности, а с высоты 200 м начинается рост г; ночью будет максимум г у земной поверхности и уменьшение г с высотой. Такое распре­ деление г в течение суток у земли и по высотам подтверждает уже известные положения и обусловлено турбулентным тепло-

ивлагообменом.

Впасмурные дни величина относительной влажности не­ сколько больше в дневные часы в нижнем слое и по высотам в течение всего периода.

Взимний сезон в светлое время суток больших изменений г

уземной поверхности не обнаружено. В пасмурную погоду ве­ личины г остаются почти без изменения во всем слое 500 м, а в ясную быстро уменьшаются с высотой в связи с наличием инвер­ сий, на верхней границе которых наблюдалось быстрое умень­ шение относительной влажности воздуха.

Всуточном ходе удельной влажности в летнее время должны

быть два максимума — утром и вечером, и два минимума — ночью и днем, обусловленные суточным ходом испарения и тур­ булентного обмена. В летний период в пос. Воейково суточный

ход удельной влажности от земли и до 500 м в общем доста­ точно хорошо выражен. Первый максимум в ясные дни насту­

пает около 8—9 час., т. е. спустя 3—4 часа после восхода солнца, и наблюдается в слое 100 м; выше этого слоя турбулентный пе­ ренос влаги несколько запаздывает, примерно на 2 часа, и сме­

щается на 10—И час. В пасмурные дни максимум приходится на 7 час. утра и наблюдается почти одновременно по всему слою

500 м.

Запаздывание в наступлении максимума q в ясные дни на

1—2 часа по сравнению с пасмурными, очевидно, вызвано тем,

что ночная радиационная инверсия в этих условиях сохраняется на высоте более продолжительное время и турбулентный перенос тепла и влаги начинается несколько позднее, чем при пасмур­

ном небе.

Развитие турбулентного влагообмена в дневные часы вызы­ вает усиленный перенос водяного пара в верхние слои и умень­ шение удельной влажности внизу. В ясные дни дневной мини­ мум q приходится на 17 час., а в пасмурные — на 15 час., причем

во всем слое 500 м почти одновременно. Дневной минимум в нижнем слое 200 :м является, очевидно, основным. Второй макси­ мум в суточном ходе q от земли и до высоты 200 м наступает около 20—21 часа. В зимнее время величина q мало меняется в течение светлого времени суток, причем в пасмурные дни она почти вдвое больше, чем в ясные. С высотой величина q умень­

шается.

Для характеристики района полупустыни и орошаемого оазиса рассмотрим данные для Голодной Степи и Пахта-Арала

75

(табл. 29). Эти данные показывают, что величины относи­ тельной влажности во всем слое 500 м имеют хорошо выражен­ ный суточный ход с максимумом в 5 час. и минимумом над оро­ шаемым оазисом в 13 час. и над полупустыней в 15 час. Вели­ чины г над полупустыней меняются в течение суток у земли от 58 и до 17% на высоте 300 м-— от 36 и до 17%, над орошаемым оазисом соответственно от 86 и до 34% у земли и от 30 и до 16% на высоте 300 м. Резкие различия в ходе относительной влажности над этими поверхностями начинают сглаживаться с высоты 100 м. Суточный ход удельной влажности q над Голод­ ной Степью имеет два максимума и два минимума. Первый ут­ ренний максимум приходится на 5 час. утра в слое до 300 м, а выше этого уровня переходит на 7 час., дневной абсолютный минимум отмечен в 15 час. одновременно во всем слое 500 м. Второй абсолютный максимум наблюдается около 20—21 часа и второй минимум в 3 часа утра. Амплитуды q с высотой умень­ шаются и составляют на высоте 2 м-—3,35 г/кг и на высоте

300 м — 2,88 г/кг.

Значительно более сложным является суточный ход q над

орошаемым оазисом. Здесь в дневные часы в нижнем слое 100 м

образуется инверсия температуры, затрудняющая вертикальный влагообмен. Ночной минимум q до высоты 100 м наблюдается в 1 час, а в более высоких слоях—-в 3 часа, утренний максимум в слое 150 м — в 9 час. и в более высоких слоях — в И час.

Дневной минимум наблюдается в 13 час. у земли, в слое

1500 м — в 15 час. и выше — в 17 час. Вечерний максимум вы­ ражен менее четко и наблюдается у земли в 21 час, а на высо­ тах— в 23 часа. У земной поверхности над орошаемым оазисом величины q на 4—7 г/кг больше, чем над полупустыней, но с уровня 200—300 м эти различия почти исчезают.

Некоторые особенности распределения удельной влажности над оазисом и полупустыней можно выявить, рассматривая экс-

где q и «/о—удельная влажность на высоте г и на начальном уровне, р — некоторый коэффициент.

Е. С. Селезнева (1948) указывает, что величина коэффициен­ та р непостоянна и зависит, очевидно, от географических усло­

76