Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 54
Текст из файла (страница 54)
Нисходящий поток 6 колеблется от 0,24 — 0,31 кВт/ма ночью до 0,28 — 0,42 кВт/ме днем, Данные о потоках использованы для расчета радиационных притоков е, сведения о которых помещены в табл. 10.11. Средние значения определены по результатам наблюдений в Цимлянске (в течение 5 сут), Днепропетровске (7 сут) и Геленджике (5 сут). Таблица !О.!!.
Средние притоки коротковолновой солнечной (е,) и длвпповолвоаой (елл) радиации (кВтЯм'км)) в слое 60 †!000 м Наиболее существенной особенностью, установленной по приведенным данным, явлйется положительный приток длинноволновой Радиации днем: в 1)йионе ЦимлЯнска е,л изменЯлосьот 0,016 до (),034 кВт/(ме км), но было больше нуля во всех трех случаях, по которым рассчитано среднее значение; в Днепропетровске днем в „, > 0 в трех случаях из пяти, в Геленджике во всех трех случаях дневные значения ед (О (каждый случай включает данные многих измерений в полете продолжительностью 2,0 — 2,5 ч).
Отметим, что по данным всех измерений и расчетов значение едл вне пограничного слоя всегда меньше нуля. Если едл)0, то это означает, что эффективный поток Ф = (/ — О убывает с высотой. Такие условия возникают в тех случаях, когда земная поверхность сильно перегрета относительно воздуха (и, следовательно, велико эффективное излучение). Знак притока е„л, согласно данным табл.
10.11, зависит от е„: при малых значениях е„ приток в„л положителен, при больших— отрицателен; при этом чем меньше е„тем толще слой, в котором вл ~0. Можно предположить, что определяющую роль в этой зависимости играет поглощение солнечной радиации аэрозолем. Чем меньше замутнена атмосфера (например, в Цимлянске по сравнению с Днепропетровском), тем меньше е„; одновременно больше солнечной радиации поглощается земной поверхностью и увеличи- 10 Сутечныа ход температуры воздуха в пограничном слое атмосферы 253 вается перегрев ее относительно воздуха.
Косвенным подтверждением этой гипотезы служат значения потоков солнечной радиации на высоте 50 м; 0,98 кВт/м' в Цимлянске и 0,73 кВт/м' в Днепропетровске. Оценка поглощенной водяным паром коротковолновой радиации ек „ также показала, что вклад аэрозоля велик; отношение е,/е, „ колебалось от 1,5 до 5, при этом оно возрастало с увеличением замутненности в исследуемом районе. Над морем (Геленджик) эффективное излучение в слое 50— 1000 м днем и ночью увеличивается с высотой, т. е. всегда наблюдается охлаждение воздуха за счет едл, Суммарный радиационный приток (е„+еда) в дневные часы как над степью, так и над морем положителен.
Под его влиянием происходит нагреванне слоя 50 †10 м со скоростью 0,04— 0,30'С/ч. Ночью над всеми тремя районами наблюдается радиационное выхолаживание со скоростью 0,03 — 0,36'С/ч. В болеетонких слоях, расположенных вблизи земной поверхности, радиационные притоки вызывают изменения температуры, превышающие приведенные примерно на порядок. При этом основной вклад вносит длинноволновый приток (ЬТал), обусловленный большой разностью (скачком) температур земной поверхности и воздуха вблизи нее. Средние значения изменения температуры под влиянием поглощения радиации в слое 1 — 8 м в районе Цимлянска летом при безоблачной погоде составляют: с ч . .. ... .
8 10 12 14 !6 !8 20 22 24 2 4 6 ЬГк оС/ч . ... 0,3 2,2 3,7 1,4 0,4 сзгдз С/ч .... 1,6 4,0 6,2 6,4 4,! 0,7 — 0,8 — 1,7 — 2,8 — 3,1 — 4,0 — 1,4 Приведенные результаты, особенно возможность положительного притока ед в дневные часы, представляют большой интерес. Однако следует иметь в виду их предварительный характер вследствие малого количества наблюдений и недостаточной точности измерений. Данные измерений днем, в условиях развитой конвекции, на мачте (в слое 2,5 — 37 м) н на самолете (50 — 1000 м) использованы для сравнительной оценки турбулентного (е,) и радиационного (ем+еда = ел) притоков тепла.
Оказалось, что во всем пограничном слое эти притоки имеют один и тот же порядок величины, Так, средние значения изменений температуры, обусловленных е, и е,,„составляют соответственно 0,14-4-0,04 и 0,29 ~ ~0,12'С/ч. Фактическое среднее изменение температуры составило 0,34 ~ 0,05'С/ч. Остановимся на данных (рис. 10.9 и 10.10) о турбулентном потоке тепла я, и дисперсии температуры па, полученных по измерениям на самолете мгновенных (пульсационных) значений температуры и вертикальной скорости (район Цимлянска, дневные условия). В нижней части слоя (примерно до высоты 100 — 120 м) Тепловое состоиние атмос$еры 254 йт Вгп/ма О~ (с)' У,а 20 ОУ Рнс, !Отй Вертикальный турбулентный поток тепла От как функпня высоты г по измерениям с са.
молета над степью. Рнс. 10.10. Осредненный по восьми случаям профиль дисперсии температуры (оаг) над степью прн неустойчивой стратнфнкапнн. дТ д'Т дт ="- дт (5. 1) — срй — = — В. дТ дг, (5.2) Я, возрастает, а затем убывает с ростом г. Это означает, что под влиянием турбулентности до яысоты 100 — 120 м происходит охлаждение, а выше — нагревание воздуха. Приведенные данные показывают, что распределение температуры и ее суточные колебания в пограничном слое обусловливаются не только турбулентным, но и радиационным притоком тепла.
Известную роль могут играть адвективный и конденсационный притоки тепла. -20 О,ОУ 50 Уа УОО 200 500 УООО ам У 4 УО 20 УОУОО ЗОО Увсонм 150 500 Эти же данные указывают на то, что турбулентный поток тепла в пределах погранничого слоя претерпевает значительные изменения и считать его постоянным по высоте, как это нередко допускается в теории, нельзя (предположение о постоянстве О, принимается в теории подобия, разрабатываемой в последние годы применительно к пограничному слою).
Теоретические оценки, основанные на решении уравнения притока тепла, показывают, что значения изменения температуры под влиянием непосредственного поглощения радиации воздухом колеблются в зависимости от исходных данных в широких пределах (например, в слое 0 — 1О м от нескольких десятых до 1Π— 20'С/ч). 5 Ночное понижение температуры. Заморозки Изучение ночного понижения температуры воздуха имеет боль. шое значение для народного хозяйства, особенно для сельского хозяйства и транспорта.
Задача о ночном понижении температуры тесно связана с проблемой прогноза радиационных туманов, заморозков и др. В настоящее время эта задача достаточно удовлетворительно решена теоретически, хотя учет всех факторов, 1О Суточныа кон температуры еознука н пограничном слое атмосверы 255 в первую очередь облачности, еще связан со значительными принципиальными и техническими трудностями.
Существует также большое количество эмпирических формул для прогноза ночного понижения температуры, Эти формулы получены путем статистического анализа результатов непосредственных наблюдений и справедливы, как правило, лишь для тех станций, по материалам наблюдений которых они построены. В настоящее время разработаны методы расчета ночного поннгкения температуры только при безоблачном небе. Первая теоретическая схема расчета ночного понижения температуры принадлежит английскому ученому Д. Бреиту. Он исходил из того, что ночное понижение температуры сопровождается образованием слоя инверсии, в котором (в сочетании со слабым ветром) турбулентный обмен ослаблен. Оценки показывают, что ночью турбулентный поток тепла в воздухе в 3 — 5 раз меньше, чем в почве. Ночью отсутствует приток прямой солнечной радиации, Охлаждение же почвы и воздуха происходит под влиянием эффективного излучения земной поверхности В*, которое в первом приближении можно считать постоянным во времени (см.
п. 5 главы 7). Исходя из этих представлений, Брент построил решение уравнения теплопроводности почвы считая, что в начальный момент (в вечерние часы) температура постоянна с глубиной ь, а на поверхности почвы справедливо уравнение теплового баланса, которое при сделанных упрощениях имеет вид Анализ решения уравнения (5.1), которое мы ие выписываем, приводит к следующей формуле для температуры поверхности почвы и температуры воздуха вблизи нее: Т <У, О) = т <О, О) — 'В* !~У .
Здесь Т(0, 0) — температура в начальный момент 1=0 (вблизи момента захода Солнца), с* — удельная теплоемкость почвы, ре — плотность почвы, й — коэффициент температуропроводности. Согласно формуле (5.3), температура воздуха вблизи почвы понижается тем быстрее, чем больше эффективное излучение В* и чем меньше произведение с*ре я/ йм. На рис, 1О.!1 воспроизведен график, позволяющий рассчитать понижение температуры поверхности почвы за первый час, т.
е. тепловое состояние атмосферы В более общей теории учтены отклонение начального распределения температуры почвы от изотермического, а также влияние 7 5 5 Ф 5 Рис. !О.!!. График для определения понижения температуры поверхности почвы за ! ч при разных условиях. 0 055 ! — изолннии температуропроводности почвы (аифры — значения й,т в смяс), (! — нзолинии 0,0)(5 зффехтнвного излучения (нвт(м'), )(! — понижение температуры ('С) за первый час.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
