Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 50
Текст из файла (страница 50)
Согласно этим соотношениям, параметр а пропорционален скорости ветра сз на уровне гз, расположенном между уровнями гз И га. а = кг (7.2) )п го где и=0,38 — постоянная Кармана. С учетом этого выражения формула (7.1) принимает вид Яо срйоатсз (Тг Т)) (7.3) — безразмерная величина, зависящая при закрепленных высотах г), гз и гз лишь от параметра шероховатости го земной поверхности и называемая коэффициентом теплообмена; произведение срроатсз=р, представляет собой поток тепла, отнесенный к единичной разности температур (или к единице температурного напора) и называемый коэффициентом теплоотдачи Аналогом коэффициента а, в случае ламинарного движения (как в вязком подслое) служит широко известное из теории тепло- обмена число Нуссельта 1))п.
Формулы для молекулярного потока тепла и числа Мп имеют вид: б).= — 6,(тг — Т,), Нп=б,Ц., где Х вЂ” коэффициент теплопроводности; 1 — линейный размер тела, с поверхности которого определяется поток тепла. Под Т) в этой формуле понимается температура поверхности тела, а под Тг— температура жидкости или газа на верхней границе вязкого подслоя. Согласно формуле (7.3), поток тепла прямо пропорционален скорости ветра сз и разности температур 0)Т. теилоиое состоаиие атмосреры 10 Суточиыд ход темиературы воздуха и иотраиичиом слое атмосферы ззз Таким образом, для определения потока Яо по этой методике достаточно измерить температуру воздуха на двух высотах и скорость ветра на одной высоте. Однако все эти величины измеряются с определенными погрешностями, которые особенно сильно сказываются на разностях; при составлении суммы или разности случайные ошибки измерения удваиваются.
По этой причине измерение Т и с производится на нескольких высотах (чаще всего на пяти-шести). По данным измерений строят графики, подобные приведенному на рис. 9.3, проводят иа них прямые (так, чтобы одинаковое число опытных точек располагалось по обе стороны от прямой), которые в дальнейшем и используются для определения температур Т, и Ту, а также скорости ветра сз, вошедших в формулу (7.3). Измерения, выполняемые на нескольких высотах в пределах приземного слоя, получили название градиентных наблюдений, поскольку с их помощью определяются вертикальные градиенты метеорологических величин. Градиентные наблюдения на нескольких высотах в настоящее время проводятся лишь в ограниченном числе пунктов (в крупных обсерваториях, экспедиционных условиях), На метеорологических станциях организованы наблюдения, как правило, на трех высотах.
В таких случаях расчет потоков тепла выполняется непосредственно по измеренным значениям температуры и скорости ветра на высотах гз, за и гз. Кратко изложенный способ расчета потоков тепла в приземном слое по данным градиентных наблюдений является основным. Наряду с ним в последние десятилетия были предложены и другие способы расчета Яо (например, по данным наблюдений за радиационным балансом и тех же градиентных измерений; см. п. 3 главы 21). Глава 1О Суточный ход температуры воздуха в пограничном слое атмосферы 1 Экспериментальные данные Хорошо выраженный суточный ход температуры воздуха обусловлен изменением притока тепла к земной поверхности и атмосфере в течение суток. В дневные часы земная поверхность вследствие притока солнечной радиации нагревается, а ночью под влиянием излучения охлаждается.
В то же время непосредственное поглощение воздухом коротковолновой солнечной радиации днем и собственное излучение ночью сравнительно мало влияют на температуру воздуха. В результате этого возникает теплообмен между земной поверхностью и атмосферой, который и служит причиной суточных изменений температуры воздуха. В передаче тепла от земной поверхности к атмосфере играют роль все процессы, рассмотренные в главе 9. Если бы тепло передавалось только посредством молекулярного обмена, то суточные колебания температуры воздуха распространялись лишь на очень тонкий слой (в несколько метров), прилегающий к земной поверхности. Тогда почва и тонкий слой воздуха очень сильно нагревались бы днем и охлаждались ночью. Однако в нижней тропосфере основная роль принадлежит турбулентному обмену, под влиянием которого суточные колебания температуры воздуха распространяются на слой высотой до 1 — 1,5 км.
Слой атмосферы, в котором хорошо выражен суточный ход температуры и других метеорологических величин (скорости ветра, характеристик влажности), обусловленный турбулентным обменом, носит название пограничного слоя атмосферы. Высота этого слоя Н колеблется в довольно широких пределах (от 300 — 400 м до !— 2 км) в зависимости от шероховатости земной поверхности (чем больше шероховатость, тем больн1е Н), термической устойчивости (с увеличением неустойчивости растет Н), скорости ветра и др. Из непосредственных наблюдений известно, что минимум температуры земной поверхности наступает незадолго до восхода Солнца.
С восходом Солнца быстро повышается температура земной поверхности. Путем турбулентного обмена и радиационных 234 Тевловое состоянне атыосоеры Тес 'о.,о, 0,6 7 1,0 1,5 20 Рис. 10.1, Суточный ход температуры воздуха на высотах 0,05 (1) и 1,5 и (2). Арысь (Казахская ССР), 5 сентября 1945 г. !О 1,5 2,0 2,1 1,4 0,5 1,0 5,7 2,8 лкм ... 019 2А оС... 9,2 Вреня, ч !о !2 !е !б !8 ' Амплитудой называют также разность т,„„, — Т„, т. е. величину 2А.
0,05 1,5 21,1 22,0 17,2 19,0 29,1 35,0 27,6 32,! 39,0 40,2 35,2 37,3 19,2 19,4 38,8 34,2 37,3 34,9 28,8 29,6 26,9 27,4 22,0 23,8 процессов тепло от земной поверхности передается воздуху. Часть тепла усваивается тонким слоем воздуха, непосредственно прилегающим к земной поверхности. Остальная часть распространяется в вышележащий элементарный слой, где также происходит его частичное поглощение, и т. д. Благодаря усвоению тепла температура воздуха после восхода Солнца также начинает расти, но с некоторым запаздыванием по сравнению с температурой земной поверхности; запаздывание тем больше, чем выше расположен элементарный слой воздуха.
0 6 !2 рз 24ч В утренние часы температура воздуха быстро растет (во времени). В 9 — 10 ч (в умеренных широтах летом) нарастание температуры воздуха замедляется. Максимум ее на уровне 2 м наступает в 13 — 14 ч. После этого температура вновь начинает понижаться, сначала медленно, а затем (с 16 — 17 ч) до захода Солнца быстро; после захода Солнца в течение ночи продолжается медленное падение температуры. Типичный график суточного хода температуры воздуха на двух высотах при отсутствии облачности приведен на рис. 10.1 и в табл.
10.1. Из рисунка и таблицы следует, что на высоте 1,5 м максимум и минимум температуры наступает несколько позже, чем на высоте 0,05 м. Таблица 1О,1. Суточный ход температуры воздуха ('С). Арысь, Казахская ССР 10 Суточный ход теывературы воздуха в нотранвчном слое атыесоеры 235 Сравним амплитуду суточного хода температуры воздуха на этих двух высотах, т. е. половину разности между ее максимальным и минимальным значениями '.
А =(7„„, — Т„н„'12. В рассматриваемом примере (см. табл. 10.1) 2Ао,об=40,2 — 17,2= =23,0'С; 2А,А=37,3 — 19,0=18,3'С. Таким образом, Атз ( Аооз, т. е. амплитуда суточного хода с высотой уменьшается. Исследования суточного хода температуры воздуха выше 1,5— 2 м проводились с помощью привязных и свободных аэростатов, радиозондов, а также путем про- р' сч изводства градиентных наблюдений (на специальных мачтах). 1! 0,5 им На рис. 10.2 приведен суточный ход температуры воздуха в Московской области по данным учащенного радиозондирования атмосферы. Радиозонды выпуска- 2,0. лись через каждые 2 ч в период с 1О по 24 мая 1955 г. Кривые на 3 7 !! 15 !3 23ч рнс. 10.2 показывают суточный ход сРедней (за 15 сУт) темпеРа рис.
Ш.2. Суточный хол температуры туры воздуха. Осреднение позво- воздуха на различных высотах. мослило уменьшить влияниенепериодичсских изменений температуры (адвекции). Максимум температуры на высоте О,!9 км (т. е. на уровне 2 м над землей) наступает, согласно рис.
10.2, между 13 и 14 ч, на высоте 0,5 км — около 14 ч, на высотах 1 и 1,5 км — между 14 и 15 ч (высоты над уровнем моря). Таким образом, с увеличением высоты наблюдается запаздывание в наступлении максимума температуры, За рассматриваемый период получены следующие амплитуды 2А суточного хода температуры воздуха на различных высотах: На высотах 1,5 и 2 км, согласно рис. 10.2, наблюдается сложный суточный ход температуры воздуха (с двумя и даже тремя максимумами и минимумами). Более детальные опытные данные по суточному ходу температуры воздуха, так же как скорости ветра и влажности, в погра- тевловое состовиие втмосферы Высота, м и о Зима Лето — 0,74 — 0,48 — 0,25 — 0,22 — 0,44 — 0,20 — 0,45 — 0,37 — 0,90 — 0,72 — 0,76 — 0,30 — О, 58 — 0,70 — 1,05 — 1,34 — 1,52 — 1,32 — 0,55 0,17 — О, 90 — 1,12 — 0,55 — 0,66 — 1,00 — 1,10 О,ЗЗ вЂ” 0,63 — 1,!2 — 1,43 — 2,43 — 2,63 — 0,56 0,10 1,60 0,03 — 0,20 — 1,60 — 3,10 — 1,84 0,39 0,96 0,94 0,95 0,89 0,69 0,36 0,44 — О,!О 0,84 0,90 0,87 О,!4 — 0,03 — 0,32 — 1,03 0,77 0,82 0,85 0,93 0,94 0,70 0,76 0,70 0,40 1,20 1,23 1,23 0,43 — 0,81 — 2,68 — 2,98 7 10 13 16 19 22 1 4 2,12 3,7! 3,24 2,56 0,14 — 4,18 — 3,90 — 4,60 Высота, м Сезон 400 480 800 40> 800 800 700 800 гоп 45 Весна Лето Осень Зима 9,1 1О, ! 6,6 5,1 6,! 6,5 5,2 3,9 5,2 5,9 4,7 З,З 4,7 4,8 4,2 2,2 4,0 4,2 3,0 2,4 3,5 2,8 1,9 1,2 2,5 2,4 1,9 0,6 !,9 1,7 2,2 2,0 1,2 0,8 0,6 0,8 1,6 1,8 0,5 0,8 1,9 40 Рнс.
!0.3. Суточный ход температуры воздуха на различных высотах, осреднснный по шести суточным сериям наблюдений. О'Нсйл (США), август — начало сентября 1953 г. го ничном слое получены с помощьй привязных аэростатов, высота подъема которых колебалась, как правило, между 500 н 1000 м (при средней высоте ?00 †8 м). Одним из недостатков аэростатного зондирования атмосферы является большая зависимость от условий погоды; при современном состоянии техники подъемы производятся при скорости ветра (у земной поверхности) не более 7 — 8 м/с, высоте облаков не менее 500 м и дальности видимости более 1 км.
Вследствие этого полученные с помощью аэростатов опытные данные характеризуют в основном антициклоннческие условия погоды. Средние значения амплитуды суточного хода по данным 50 суточных серий аэростатного зондирования (из них зимой — 11, весной — 13, летом — 14, осенью — 12 серий; подъемы производились через 2 — 3 ч) приведены в табл. 10.2. Таблица 10.2. Средняя амплитуда 2А ('С) суточного хода температуры воздуха.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
