Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 80
Текст из файла (страница 80)
Повторяемость (число случаев) раднациоянмк туманов в различнме часы суток (за !945 †!955 гг.) Време, ч Пуикт 24 ~ 2 ) 4 ~ 8 ~ 8 ( 10 ! М ~ М Теплое полугодие (май †октяб) ., 16 тумаим 533 повышение, чем в случаях высоких температур, для того чтобы давление насыщения изменилось на адно и то же значение. 5 и 1й 1О Холодное полугодие (ноябрь †апре) Наиболее отчетливый суточн)яй ход имеют радиационпые туманы. При прочих равных условиях суточный ход выражен тем отчетливее, чем выше температура, Это следует из того, что б) 25 15 10 -М -10 -5 О 5 Ю -М -10 -5 0 5 Сч Рис. 16.!О. Число случаев (Ф) образования (а) и рассеивания (б) радиационных туманов по отношению к моменту восхода Солнца.
Подмосковье, !947 — !956 гг. l — туман иед почвой. 2 — тумак вед снегом. в случаях высоких температур давление насыщенного водянога пара быстро растет при их дальнейшем повышении. Рост давления водяного пара происходит за счет испарения капель тумана, В случаях низких температур необходимо их более значительное Харьков Москва Сынтывкар ~ 5 3 13 12 2 23 14 3 33 !7 3 51 34 !4 54 37 15 32 (!О зо ) !3 ! 3 14 6 3 !О 5 2 !О 5 Рис !6 !1 Годовой ход числа дней (!и') с туманом (первый тип). ! — Курск, 2 — Киев, д— Амирссиеике, 4 — Степрь. поль. О ! П !П У У И Н! ИО !Х Х Х! ХП По этой причине летом туманы быстро рассеиваются после восхода Солнца н днем почти не наблюдаются, в то время как зимой они рассеиваются значительно медленнее, и, как следует из табл, 16.11 и рис.
16.10 (кривая 2), не- и редко сохраняются круглые сутки. 15 Нужно также иметь в виду, что зимой температура в утренние часы повытг шается медленнее, чем летом. Годовой ход повторяемости туманов 5 в зависимости от физико.географиче- ских и местных особенностей характе- 4 — --' '" — ризуется большим разнообразием. Однако можно наметить два основных О,„, типа годового хода повторяемости ту- манов. Для первого типа характерен У!П Х ХП Рис. !6.!2. Годовой ход числа максимум повторяемости в осенне- дней (А!) с туманом (второй зимний период и минимум летом (рис. 16.11). Такой тип преобладает у-Кемь.
2 — Метскь, 2 — Канин В уМЕрЕННЫХ И НИЗКИХ Шнротад Сопит. ского Союза. Для второго типа характерен максимум повторяемости летом или достаточно равномерное распределение числа дней с туманом в течение всего года (рис. !6.!2). Такой тип годового хода наблюдается на побережье и островах Северного Ледовитого океана. 3 Модели образования и строения туманов В последние десятилетия много внимания уделяется построению моделей образования и строения туманов, а также методам нх Облака, туманы н осадки таты численного решении атой системы.
' Система уравнений и метод ее решения приводятся в главе 17. Здесь кратко обсуждаются резуль- прогноза. Широко известны модели строения и методы прогноза туманов, разработанные в 40 — 50-х годах Б. В. Кирюхиным, А. С. Зверевым, М. П. Тимофеевым, М. Е. Берляндом и др. В последние 20 — 25 лет для решения исходной системы уравнений переноса тепла и влаги в турбулентной атмосфере привлекаются численные методы, а расчеты выполняются на ЭВМ.
Анализ системы уравнений и результатов расчета показал, что такую тонкую особенность строения туманов, как образование слоя с падением температуры вблизи земной поверхности и приподнятой инверсией над ним, можно объяснить лишь путем отказа от тех упрощений, которые допускались при построении моделей туманов в 40 — 50-х годах. Это — предположение о стационарности приземного слоя, пренебрежение эффектом скрытой теплоты конденсации и др. Первая работа, в которой сняты эти ограничения и получено объяснение отмеченных выше особенностей строения туманов, выполнена автором (!957 г.), разработавшим метод анализа системы уравнений и моделирования условий образования облаков и туманов — так называемый метод инвариантов (он обсуждается в главе 17 применительно к построению моделей формирования и прогноза облаков), В последующем с помощью метода инвариантов представления об условиях образования и строении туманов были развиты и углублены Ю.
Г. Лушевым, И. М. Захаровой, Л. П. Быковой, С. А. Солдатенко п др. Другой подход к моделированию туманов разработан М. В. Буйковым, В. И. Хворостьяновым и др. Приведем основные результаты моделирования туманов.' На рис. 16.13 приведены результаты расчета распределения температуры воздуха (рис. 16.13 а) и водности радиационного тумана (рис. 16.13 б) по высоте в различные моменты времени. В начальный момент (! = О) принято, что температура воздуха линейно падает с высотой (Т(з, О)= Т(0, О) — уз), распределение массовой доли водяного пара по высоте описывается показательной функцией (з(з, О) = з(0, 0).10 *-ь*'), туман отсутствует (б (з, О) = О).
На земной поверхности (з = О) выполняется уравнение баланса тепла; использовано уравнение теплопроводности в почве, а также ряд других соотношений, позволяющих определить коэффициент турбулентности и вертикальный профиль скорости ветра.
Рисунок 16.13 иллюстрирует характерные особенности изменения полей температур)я и водности в процессе формирования и развития тумана. До образования тумана под влиянием эффективного излучения происходит быстрое охлаждение земной поверхности: в течение 1 ч температура ее понижается (по сравне.
!6 туманы 055 нию с начальной) иа 2,4'С. Путем турбулентного обмена охлаждение распространяется и на прилегающий к земной поверхности слой воздуха: за 1 ч температура воздуха уменьшается на 1,0'С на высоте 0,2 м, на 0,5'С вЂ” на высоте 31 и, инверсия температуры распространяется до высоты 37 м. В дальнейшем скорость охлаждения почвы и воздуха снижается. Но поскольку температура воздуха понижается, то образуется туман. К 3 ч толщина тумана достигла 25 м. По мере увеличения толщины тумана эффективное излучение земной поверхности уменьшается.
С того момента, когда турбу- й 2 М саа д и б00 500 400 400 500 500 700 700 400 0 775 774 775 775 г77 7К 0 0,7 0,4 цбь"з/му Рис. 16.!3. Вертикальные профили температуры воздуха (а) и водности тумана (б) в различные иомеиты времени. ВГТ вЂ” верхняк гравнна тумана; нггбры у кривых — время в часах. лентный приток тепла из воздуха и молекулярный приток из почвы к тонкому поверхностному слою на границе почва — воздух превысят потерю тепла за счет эффективного излучения, начинается повышение температуры этого слоя и постепенное разрушение (под влиянием турбулентного перемешиваиия) инверсии во все более толстом слое вблизи земной поверхности.
Между 3 и 4 ч толщина тумана увеличилась настолько (в 3 ч 30 мии она составляла 91 м), что эффективное излучение перестало оказывать охлаждающее влияние на земную поверхность и, как следствие, началось разрушение приземной инверсии температуры. К 5 ч толщина тумана достигла 250 м, а слой с падением температуры распространился до 200 м, при этом вертикальный градиент температуры был близок к влажноадиабатическому (напомним, что турбулентное перемешивание во влажном насыщенном воздухе приблигкает стратификацию к влажнобезразличной).
25 Заказ ка 24! ОВО Облака, туманы н нсаакн туманы Поскольку температура верхней границы тумана понижается во времени медленно, а температура воздуха в средней части тумана под влиянием перемешивания понижается значительно быстрее, то в верхней части тумана приподнятая инверсия температуры не только сохраняется, но и усиливается (по разности температур между верхней н нижней границами). Подчеркнем, что определяющая роль в сохранении и усилении инверсии принадлежит турбулентному обмену, а не радиационным потерям тепла с верхней границы тумана (если бы этот последний механизм был определяющим, то инверсия температуры располагалась бы над туманом).
В действительности, как следует из рис. 16.13 а, инверсия расположена в верхней части тумана, а не над ним. Вертикальные профили водности (рис. 16.13 б) согласуются с приведенными выше опытными данными: на первой стадии (в 3 ч) максимум водности наблюдается вблизи земной поверхности, в заключительной (в 5 и 8 ч) — вблизи нижней границы инверсии (водность у земной поверхности уменьшилась как за счет переноса влаги под задерживаюгций слой, так и вследствие повышения температуры).
При хорошо развитом турбулентном обмене и большой теплопроводности почвы повышение температуры вблизи земной поверхности и отток влаги вверх могут быть настолько значительными, что здесь туман полностью рассеивается — сохраняется под инверсией лишь облачность, называемая облачностью приподнятого тумана. После восхода Солнца повышение температуры под влиянием притока рассеянной радиации более значительно вблизи земной поверхности„отсюда и начинается рассеивание тумана.
В течение некоторого промежутка времени может наблюдаться облачность приподнятого тумана (в том числе разорванная). Усиливающийся турбулентный обмен приводит затем к разрушению приподнятой инверсии и полному рассеиванию приподнятой облачности. Из многочисленных результатов моделирования туманов испарения и адвективных туманов (полученных в последнее десятилетие) приведем здесь лишь данные о водности тумана.
На рис. 16.14 изображена зависимость водности тумана испарения от двух наиболее важных параметров, оказывающих влияние на процесс его образования; разности ЛТ = Тм — Т,д между температурой водной поверхности (Т„жО'С) и температурой воздуха (Т,д) на высоте 0,5 м в точке перехода (х= О) его с суши на воду через береговую черту, а также относительной влажности (/о) воздуха в этой точке. Водность тумана определена на высоте 2 м для точки, удаленной от берега (в сторону водной поверхности) на 10 км при скорости ветра и1 = 3 м/с на высоте 1 м.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
