Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 81
Текст из файла (страница 81)
Видно, что водность растет с увеличением как ЛТ (т. е. с понижением температуры натекающего воздуха) при /о —— сопз1, так и /о при ЛТ =сопзй Согласно рис. 16.15, наибольшие значения водности тумана испарения на люд блюдаются вблизи водной поверхности. С увеличением высоты водность у ость уменьшается лишь в нижней части, н практически не изменяет еняется с высотой в большей части тумана. Толщина '. Ве хтумана (уровень, гд ( овень, где 6 ' = 0) растет с увеличением /зТ и 1,. ерхняя граница тум мана повышается при удалении от береговой — п и х= 50 км, черты (например, от 100 м прн х = 10 км до 300 м при х = км, если ЛТ= 20'С, /, = 90 е/о и и~ — — 3 м/с, а также при возрастании скорости ветра и1 (зависимость слабая). По мере продвижения воздушной массы над водной поверхностью температура ее вблизи воды растет (например, на вы- а) х и Го=рак а м б) 150 60 ГО% ГОО ОО гз 5 !О тй гОау 6 О О,г О,б О,О Рнс.
16.15. Вертикальные профили вадностн тумана нспарення прн х=10 км, и,=з м/с. н1 ау=те С. О1 ау-М С. Рас. 16.14. Зависимость водности тумана от ЬТ н /а прн х=10км, а= 2 м, п1=3 м/с. 25' соте 0,5 м от — 20'С при х = 0 до — 5,15'С при х = 20 км). Под влиянием тур улентного б, ного обмена и тепла конденсации повышение спространяется и на более высокие уровни. Вслед- ствие этого инверсионное распределение температуры воздуха — 0 ( о описывалось логарифмической функцией), сме= 20'С, няется в нижней части слоя падением. Так, при ЬТ=, /е —— — 60 о/ = 3 м/с высота нижней границы приподнятой ии— м пи х= версии составляет около 30 м при х= 1О км, 100 м при = 20 км и около 400 м при х = 50 км, Выше этих уровней сохра- няется инверсиоиное распределение температуры, хотя и в инве- сии происходит постепенное повышение температуры по мере удачтено изменеПри построении модели адвективных туманов у ние свойств воздушной массы, натекающей на подстилающую поверхность с с более низкой температурой, под влиянием адвектепла, влаги тнвного, конвективного и турбулентного притоков тепл , и количества движения, а также за счет фазовых переходов воды.
Ззр Облава, туманы а»»алая звв туманы 16 Распределение температуры и массовой доли водяного пара по высоте на границе раздела подстилающих поверхностей (х= О) задается в виде: Т (О, з)=То+ Т„!п о Т»2, (3.1) ао (3.2) б (О, з) =/оз„(0, з), где Т» — масщтаб температуры (см. главу 9), Т" — температура воздушной массы при С=О, /" — относительная влажность ее (принимается постоянной в пределах пограничного слоя), х"— доля насыщенного пара при Т"(О, х) и давлении р(0, х), которое определялось с помощью барометрической формулы.
Формула (3.1) обеспечивает рост (при Т»)0) или падение (при Т» 0) температуры пропорционально логарифму высоты на малых высотах (в приземном слое) и переход к падению температуры в верхней части пограничного слоя (что согласуется с данными наблюдений).
На земной поверхности (з = 0) зависимость температуры и доли пара от горизонтального расстояния х (отсчитываемого от границы раздела в сторону более холодной подстилающей поверхности) аппроксимировалась экспоненциальными функциями; Т (х, 0) = То + (То — То) ехр ( — х/Р), з(х, 0) =хо+(зо — зо) ехр( — х/Р), (3.3) (3.4) где зо=/оз (То, ро), хо=/ох„[То, ро); »у т» Т и з — относительная влажность, температура воздуха и массовая доля пара на достаточно большом расстоянии (теоретически при х, стремящемся к бесконечности) от границы раздела подстилающих поверхностей (поскольку моделируется образование тумана, то совершенно естественно считать /' равной о о 100 /о ); Р— параметр (с размерностью длины), характеризующий скорость уменьшения Т и з от Т" и ам при х = 0 до То и з', о о при х-~ ю; ро = 1000 гПа.
Проследить за условиями образования водности тумана позволяет рис. 16.16. По мере продвижения воздушной массы на более холодную подстилающую поверхность в ней образуется туман, при атом тем ближе к границе раздела, чем выше относительная влажность (/") воздуха (если /" =70%, то туман образуется при х) 44 км, если /';=95% — при х ==:19 км и т.
д.). Чем дальше продвигается воздушная масса на холодную поверх- ность, тем выше под влиянием турбулентного обмена распространяется охлаждение, а вместе с ним и верхняя граница тумана. При значениях /",, не превышающих 85 — 90%, толщина тумана монотонно растет при увеличении х. Однако при более высоких значениях / (в данном примере 95 и 98%) наблюдается качественно новое явление: наряду с тумайо ном в определенной области (при /о= хм а $ =95% от 36 до 73 км) формируется также облачность, нижняя граница 400 УО которой с ростом х понижается, а верхняя повышается. При некотором х =х" гбз 80 10 (если /о =98 о/о, то х»= 60 км) верхняя граница тумана и нижняя граница Облачности смыкаютси, что сопРОВОж.
р с 16 гб толщнна ту ан н дается скачкообразным изменением высота граннц облачности прн при х* толщины тумана. Физически фиксированных значениях аг= очевидно, что с Увеличением Разности 8'С, То 1О'С н Разлнчных /хТ= — То — Т, и относительной влажзначениях /о ности (/о) воздуха, поступающего на холодную поверхность, растут (при фиксированных То и х) толщина и водиость тумана (табл.
16.12 и 16.!3). Можно отметить, что толщина тумана более сильно зависит от /л чем от ЛТ: при ОТ=10'С изменение /" от 70 до 98% соо провождается увеличением толщины тумана от 80 до 500 м; в то же время при фиксированном /" = 90% увеличение /хТ от 6 до 12'С ведет к росту толщины тумана лишь на 65 м (от 365 до 430 м). Как показывает табл. 16.13, водность тумана одинаково сильно зависит и от /л и от /хТ. Она изменяется в широких пределах — от о сотых до десятых долей грамма в 1 и'. Кроме разности АТ и относительной влажности /" ,(а также Р, скорости ветра, Т„и других параметров), на водность тумана суТаблица 16.12. Толщнна тумана (м) прн То»=!О'С н у=100 нм 0 гу 50 ж яЮ хам ат 'с 95 260 430 490 515 80 230 400 465 500 60 20з 385 445 490 35 190 365 430 480 70 80 90 95 98 ЗРТ 16 Облака, туманы к осадки ьч туманы Таблица 16.13.
Водиость тумана (т/м') иа высоте 5=2 м при То"=10'С н х=50 км ьг с го 70 80 90 95 98 0,0 0,054 0,061 0,070 0,081 0,0 0,155 0,164 0,174 0,188 О, 031 0,246 0,25! 0,258 0,280 0,036 0„3!1 0,328 О, 340 О, 394 О, 048 0,380 0,422 0,462 0,521 О, 062 0,45! 0,505 0,586 0,620 4 Роль смешения масс воздуха в образовании туманов ' Наряду с динамическим подходом к выяснению условий образования туманов ряд полезных сведений о процессах облакообразования можно извлечь из термодинамических представлений ' Иэлатаемая в этом параграфе теория справедлива как для туманов, так и для облаков. ществеиное влияние оказывает температура Т" воздуха, встуо пающего на более холодную поверхность: с ростом Т" водность не а очень сильно, но растет (например, при ЬТ= 7'С, /'о=80% и х = 50 км значение 6* увеличивается от 0,1 до 0,2 г/м', когда Т", повышается от 0 до 17'С.
Объясняется зависимость 6* от Т",, уже отмечавшейся выше зависимостью приращения давления насыщения от температуры при фиксированном приращении ее. Поскольку наибольшее охлаждение воздушная масса испытывает вблизи земной поверхности, то и максимальные значения водности тумана, согласно расчету, наблюдаются именно здесь. Вблизи земной поверхности (до высоты 2 — 4м) водиость испытывает и наиболее значительные изменения с высотой. В большей же части туман достаточно однороден по высоте (прн /я= 98% о в слое от 2 до 100 м водность изменяется всего лишь на 0,05 г/м' — от 0,28 до 0,23 г/м'). Что касается вертикальных профилей температуры воздуха, то они характеризуются сначала (на расстояниях в несколько десятков километров от границы раздела) образованием усиливающейся с высотой приземной инверсии температуры, верхняя граница которой приподнимается при увеличении х.
На больших расстояниях в нижней части (до высоты 300 — 400 м) распределение температуры по высоте близко к изотермическому, перепад температур в приподнятой инверсии (по сравнению с меньшимн значениями х) ослаблен. о смешении масс воздуха с различными термогигрометрическими характеристиками. Основы теории смешения заложены в работах Д. Брента, А. Г.
Амелина н развиты П. М. Мушенко, Х. Эплменом и автором. Результаты этого круга идей позволили выяснить условия образования такого важного с практической точки зрения явления, как самолетные облачные (конденсационные) следы. Ряд полезных выводов установлен в отношении смешения развивающегося конвективного облака с окружающим его воздухом — процесса, называемого вовлечением. Обозначим через тп, и тг массы смешивающихся объемов воздуха, Т, и Тг — их температуры, 52 и 52 — массовые доли водяного пара, 51 и ег — давления водяного пара, тг и т,— температуры точки росы. Будем в дальнейшем считать, что все величины с индексом «1» относятся к более холодной, а с индексом «2» — к более теплой массе воздуха.
Если в процессе турбулентного обмена происходит смешение двух масс воздуха птг и тг, то массовая доля пара 5 и температура Т воздуха после смешения, на основе условий сохранения массы водяного пара (материальный баланс) и теплосодержания (тепловой баланс), будут равны; паг5г + тп252 5г + ялг (4.1) 5= + или 5= + тггг+ тгТг Т Тг + 2272 (4.2) Т= илн = +„ где и = тг/тпь При записи последнего соотношения сделано предположение, что удельные теплоемкости смешивающихся объемов воздуха равны между собой. Это условие выполняется с высокой степенью точности, поскольку количество водяного пара, под влиянием которого только и может изменяться удельная теплоемкость, всегда мало по сравнению с сухой частью воздуха. Строго формула (4.2) справедлива для случая горизонтального (точнее, изобарического) смешения. При исследовании процесса смешения в вертикальном направлении, когда существенную роль может играть изменение давления, кинетические температуры (Т,, Т„Т) должны быть заменены на потенциальные температуры (Вг, В„В).
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
