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

и 'полупустыней в слое 100—400 м примерно одинакова, в днев­ ные часы величина р над полупустыней почти в два раза меньше, чем над оазисом.

Для характеристики распределения относительной и удель­ ной 'влажности в нижнем слое 500 м в райские Ташкента исполь­ зовано 8 суточных серий в феврале и июне (табл. 30). Как вид­ но из таблицы, суточный ход относительной влажности г имеет максимум в 7 час. зимой и в 5 час. летом и минимум в 13; час. в феврале и июне, причем во всем слое 500 м одновременно наб­ людается максимум и минимум.

чанию ночной инверсии, минимумы в 3 и 13 час. С высотой во все сроки наблюдалось уменьшение удельной влажности. Вели­ чины удельной влажности в районе Ташкента в зимний период

примерно в 2—3 раза больше величин q в районе Ленинграда. Летом суточный ход величины q выделяется более отчетливо.

Утренний максимум в распределении q в слое до 100 м — на

7 часов, а со 100 м — на 9 час., второй абсолютный максимум — около 20—21 часа (наблюдения в этот срок <не производились). Дневной минимум q наблюдался в 17 час. сразу почти во всем слое 500 м. Ночной минимум q в слое 150 м был в 5 час., а вы­ ше — в 7 час.

Для ориентировочной характеристики распределения г и q

вконтинентальных районах используем наблюдения на ст. Реж,

в60 км от Свердловска.

Приведем значения г и q для сезонов года без разбивки по

времени суток, но с разделением на ясные и пасмурные дни (табл. 31).

Относительная влажность г в ясные дни во все сезоны года уменьшается с высотой, а средние ее величины мало изменяются во всем слое. При пасмурном небе г всегда больше, чем при яс­ ном; в зимний период значения г растут с высотой, что связано с наличием низкой облачности в этот сезон.

Континентальность района проявляется также в величинах удельной влажности.

В ясные дни значения q во Bice сезоны меньше по сравне­ нию с данными других районов.

Зимой и осенью в ясные дни величина q растет с высотой из-за наличия в эти сезоны года .мощной радиационной ин­

версии.

79

Некоторые закономерности в распределении температуры, влажности и скорости ветра в нижнем слое 500 м

При разработке ряда вопросов строения нижних слоев атмо­ сферы большое внимание уделяется исследованию профилей ос­ новных метеорологических элементов. Вертикальные градиенты метеорологических элементов при установившемся состоянии зависят от интенсивности турбулентного обмена, при усилении

турбулентности изменения по вертикали метеорологических элементов уменьшаются. Турбулентность связана с термодина­ мическим состоянием атмосферы, поэтому и профили метеоро­ логических элементов над данной подстилающей поверхностью

будут в значительной мере определяться распределением тем­ пературы и скорости ветра по высоте. Иначе говоря, профили температуры, скорости ветра и турбулентного обмена должны быть взаимно связаны.

За последнее время в отечественной и зарубежной литера­ туре появился ряд ценных исследований профилей ветра в при­ земном слое в основном по материалам градиентных наблюде­ ний на разной высоте.

Температура и влажность воздуха. Фактические значения тем­ пературы и влажности воздуха по группам -^-даны в табл. 33.

Закономерности распределения температуры и влажности воз­ духа в нижнем слое 500 м могут быть определены законом вида

где Az и Ло — значения метеорологического элемента на уровне

80

Рис. 12. Профили температуры воздуха.

а — зима, б — весна.

На рис. 12 и 13 приведены в логарифмических шкалах вер­

тикальные профили температуры воздуха по сезонам с разде­ лением их на группы I—IV в зависимости от термодинамиче­ ского состояния атмосферы.

Как видно из табл. 32, значения пи b возрастают от группы I к группе IV. В инверсиях коэффициенты п и b имеют одинако­ вые знаки.

На рис. 14 дана зависимость п и b от величины вертикаль­ ного температурного градиента у в слое до 500 м.

Величина п в зависимости от у приведена по сезонам года.

Таблица 32

Значения коэффициентов п и b для температуры воздуха по группам

М

б)

Рис. 13. Профили температуры воздуха. а — лето, б — осень.

82

Колебания абсолютных значений п при разных у в общем не­

точек, намечается связь b от у: при у = 0 величина 6 — 0,0, при у<0 величина 6>0, а при у>0 значения b становятся отрица­ тельными.

Автором подсчитаны разности между фактической и рас­

четной температурами (1956в). Если принять за допустимое

для температуры воздуха.

значение At= ±0,2, то во все сезоны до высоты 300 м в группах I, II и III величина At укладывается в заданные пределы и только в отдельных случаях на высотах 400 и 500 м величины At получаются иногда >±0,°2. Несколько хуже получаются зна­ чения At в инверсиях, очевидно, из-за резкого перелома в ходе

температуры воздуха выше слоя инверсии, но и здесь до уровня

100—150 м (в слое инверсии) значения At в общем невелики и укладываются в принятые допуски.

Для характеристики весьма сложной изменчивости относи­ тельной влажности по высоте в табл. 33 приведен подсчет от­ клонений Аг фактических значений относительной влажности Гф

от средних величин гср во всем слое 500 м.

У земной поверхности максимальные величины г отмечены при наличии инверсии температуры воздуха группы IV, в этих

Вгруппах I и отчасти II величина г мало меняется с высотой

иотклонения Аг находятся в пределах всего ±1—2%. В тече­ ние года максимальные значения г приходятся на зиму и осень, минимальные — на весну.

Втабл. 34 приведены средние по каждому сезону года зна­ чения г и q, из которых видно, что отклонения Аг от средних значений в данном слое невелики, особенно в пасмурные дни. Несколько большие величины Аг в ясные дни зимой и осенью.

Распределение удельной влажности q г/кг по высоте иллю­ стрирует рис. 15, из которого следует, что почти во всех группах

исезонах средние значения удельной влажности уменьшаются

свысотой. Следовательно, диффузия водяного пара в этом слое атмосферы в среднем почти всегда направлена вверх от земной поверхности, даже в случаях инверсии температуры, как это наблюдается летом и осенью. Небольшой рост q с высотой от­ мечен в слоях инверсии температуры от земли и до высоты

84

~ 100 м зимой и весной: в этом слое потоки тепла и влаги сов­ падают и направлены вниз к земной поверхности.

Максимальный вертикальный градиент удельной влажности

Величина коэффициента п возрастает по мере уменьшения значений вертикального температурного градиента у°/100 м.

Зависимость п от у, несмотря на некоторый разброс, может

85

Величина коэффициента b менее четко зависит от у, но все же во все сезоны, кроме зимы, намечается уменьшение абсо­ лютных значений b с уменьшением величины у.

Аналогично температуре воздуха по полученным формулам

б)

сделан расчет распределения удельной влажности по высотам и подсчитана разность \q между фактической и рассчитанной удельной влажностью (1956в).

Обычно величина hq находится в пределах ±0,1 г/кг и только отдельные случаи отличаются большими значениями А?- Значительные величины Ад получены на высотах 400—500 м,

что можно объяснить меньшим числом наблюдений на этих уров­

86

нях и наличием инверсии, где профиль удельной влажности

иногда более сложен, чем в других условиях, ,и нужны, очевидно,

другие зависимости.

Средняя скорость ветра. Поверка логарифмического закона распределения скорости ветра в пограничном подслое показала, что он оправдывается лишь при равновесных условиях (изотер­ мическом состоянии). При других состояниях профиль ветра значительно отличается от логарифмического. Попытка учесть влияние термической стратификации была сделана в ряде ра­ бот, но наиболее удачное, решение этого вопроса было получено

раметр, зависящий от стратификации атмосферы; z0 — величина, характеризующая шероховатость.

Экспериментальные данные в основном для слоя от земли и

до 2—5 м позволили установить связь величины б с вертикаль­ ным градиентом температуры у.

Д. Л. Лайхтман (1944) и С. А. Сапожникова (1946) нашли, что в имеет значения примерно от 0,30 до 0,20 в инверсиях,

уменьшается до 0,10 при малых значениях у и становится рав­ ным 0 при у, немного большем адиабатического. Оба автора при установлении связи между б и у ограничились исследованиями приземного слоя до высоты всего 15 м, хотя С. А. Сапожникова

и считает, что полученные ею значения справедливы для всего

слоя 100 м.

Д. А. Дрогайцев (1954) установил оправдываемость обобщен­ ного степенного закона в слое до 60 м (400 футов) и нашел,

что величина б связана с у выражением

б = 0,17789—0,13480у—0,0975у2,

при у= 1,2о/100 м б = 0. Отрицательные значения б будут только при у> 1,27100 м.

В пограничном слое атмосферы профиль скорости ветра определяется более сложно и зависит от следующего:

а) воздействия подстилающей поверхности на воздушный по­ ток, характер этого воздействия зависит от шероховатости z0;

б) градиентного ветра или градиента давления; в) отклоняющей силы вращения земли; г) турбулентного перемешивания.

М. Е. Берлянд (1947) несколько отлично от Д. Л. Лайхтмана рассмотрел вопрос о построении профиля ветра до высоты 500—■ 1000 м по данным скорости ветра у земли под действием четы­

рех указанных факторов.

87

Под шероховатостью понимается условная высота, на кото­

рой скорость ветра становится равной нулю. Шероховатость можно рассчитать по формуле, зная скорость ветра v на двух высотах z и 21 в пасмурную погоду,

, vz 1

Рис. 16. Профиль ветра в нижнем слое в лога­

рифмической зависимости для группы III

1 — зима. 2 — весна, 3 — лето, 4 — осень.

откладывая скорость ветра по оси абсцисс, а высоту по о&и

ординат в логарифмическом масштабе.

Подобрать какую-либо простую закономерность распределе­ ния скорости ветра во всем пограничном слое не представляется возможным, поэтому рассмотрим ее по отдельности для слоев

1,5—100 и 200, 25—150 и 25—500 м.

Для исключения влияния отклоняющей силы вращения земли

рассмотрим в первую очередь закономерности в нижнем слое до

100—200 м, соответствующем примерно величине 2—3 h, по М. Е. Берлянду.

Весной, летом и осенью до высоты 50 м, а зимой до высоты 100 м хорошо укладываются на прямую только данные группы

III (см. рис. 16), соответствующие примерно равновесным усло­

виям, во всех же остальных группах логарифмическая зависи­ мостьне получается.

88