- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
Глава 21
Особенности движения воздуха в пограничном слое атмосферы
21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
Вблизи земной поверхности ветер сильно ослабевает под влиянием сил трения и прилипания, т. е. обращения скорости ветра в нуль на земной поверхности и в тонком слое толщиной z0 , который называется слоем шероховатости.
В пограничном слое скорость ветра отклоняется от изобар в сторону низкого давления. Для доказательства этого положения рассмотрим объем воздуха вблизи земной поверхности (рис. 21.1). На него, кроме барического градиента и отклоняющей силы, действуют силы трения со стороны выше- и нижележащих слоев воздуха.
Направление результирующей силы трения R вблизи земной поверхности почти противоположно направлению ветра.
Барический градиент G2 от скорости ветра не зависит и направлен по нормали к изобарам. Отклоняющая сила К s всегда направлена под прямым углом к скорости ветра. При установившемся движении (скорость ветра не изменяется во времени) между силами G2, Ks и R должно существовать равновесие, т. е. векторная сумма сил Ks и R должна быть равна по модулю G2 и противоположно ему направлена. Как показывает рис. 21.1, такое равновесие может быть достигнуто только в том
случае, когда скорость ветра с0 отклоняется от изобары (т. е. градиентного ветра) в сторону низкого давления. Угол между изобарой и скоростью ветра называется углом отклонения. Он зависит от результирующей силы трения: чем больше R, тем больше угол отклонения. По этой причине угол отклонения над сушей больше, чем над морем: над сушей в среднем 30—40°, над морем 20—30°.
С увеличением высоты результирующая сила трения ослабевает. Благодаря этому скорость ветра с высотой возрастает по модулю и под влиянием отклоняющей силы поворачивает вправо, приближаясь к градиентному ветру. Точный расчет показывает, что вблизи земной поверхности (до высоты 50—100 м) быстро возрастает модуль скорости ветра (примерно как логарифм высоты) и сравнительно мало изменяется угол отклонения (на 2—5°). На более высоких уровнях модуль скорости ветра изменяется медленнее, а угол отклонения — быстрее. Если скорость ветра на разных высотах спроектировать на одну и ту же плоскость, то получим картину, представленную на рис. 21.1: чем выше, тем скорость ветра больше по модулю и ближе к градиентному ветру по направлению. Это означает, что в пограничном слое наблюдается правый поворот и возрастание модуля скорости ветра с увеличением высоты (северное полушарие).
Вблизи земной поверхности (например, на уровне флюгера) ветер направлен так, что если встать лицом по направлению ветра, то низкое давление (Н) остается слева и несколько впереди, высокое давление (В) — справа и несколько позади. Это правило позволяет по наблюдениям за ветром составить представление о распределении давления в горизонтальной плоскости при отсутствии карт погоды.
С количественной стороны вопрос о вертикальном распределении скорости ветра в пограничном слое впервые рассматривался применительно к океану Экманом (1905), применительно к атмосфере — Окербломом (1909). Они построили решение уравнений установившегося, однородного по горизонтали движения атмосферы при наиболее простом предположении о характере турбулентного перемешивания: коэффициент турбулентности не зависит от высоты (k = const). Зависимость скорости ветра от высоты описывается в этом случае кривой, называемой спиралью Экмана.
Анализ решения Экмана—Окерблома показал, что угол отклонения ветра от изобары вблизи Земли (при z —> 0) при всех условиях равен 45°. Это наиболее существенный недостаток модели Экмана— Окерблома. Не согласуется с наблюдениями и другая особенность, предсказываемая этой теорией, — слишком медленное возрастание модуля скорости ветра в нижнем слое (толщиной 100—200 м).
Следующий крупный шаг вперед в изучении строения пограничных слоев атмосферы и океана был сделан Росби и Монтгомери в 1932—1935 гг. Они впервые привлекли для этой цели представления теории подобия, а внутри пограничного слоя выделили приземный слой (толщиной 50—100 м). В приземном слое коэффициент турбулентности — всегда возрастающая функция высоты. В верхней части пограничного слоя, которую нередко называют экмановской, Росби и Монтгомери построили решение уравнений движения при двух зависимостях k от z: 1) k = const; 2) k — убывающая по квадратическому закону функция высоты.
За прошедшие после этой работы годы выполнено немало исследований, в которых рассматривался вопрос о распределении скорости ветра с высотой в пограничном слое. Наиболее значительные результаты получены в последние десятилетия на основе приложения теории подобия и размерности к пограничному слою, позволившей построить некоторую замкнутую систему уравнений, из которой определяются как скорость ветра, так и характеристики турбулентности.