28. Турбулентный обмен

Турбулентность, включая и упорядоченную конвекцию, приводит к сильному перемешиванию воздуха, особенно в вер­тикальном направлении. Перемешивание это в тысячи и десятки тысяч раз сильнее, чем могло бы происходить только молеку­лярным путем, вследствие молекулярной диффузии. Вспомним, что в процессе турбулентности перемещаются и перемешиваются не отдельные молекулы, а большие в сравнении с ними эле­менты турбулентности.

Перемешивание воздуха в процессе турбулентности — турбу­лентная диффузия — приводит к распространению в атмосфере тепла и влаги, в особенности к их обмену по вертикали. Турбу­лентному обмену подвержено также и количество движения mV (где m — масса и V — скорость воздуха), вследствие чего в про­цессе турбулентности происходит некоторое выравнивание сред­них скоростей ветра по вертикали. В связи с этим в атмосфере создается, кроме обычного молекулярного трения (молекуляр­ной вязкости), еще в тысячи раз более сильное турбулентное трение. Об этом см. подробнее в главе шестой.

В процессе вертикального турбулентного обмена каждая переносимая субстанция (примесь к воздуху или его свойство) распространяется в том направлении, в котором она убывает, т. е. в направлении своего вертикального градиента. Содержа­ние водяного пара и пыли, как правило, убывает кверху. По­этому турбулентный перенос этих субстанций обычно направлен вверх. Количество движения передается чаще всего вниз, по­скольку скорость ветра с высотою растет.

Условия турбулентного обмена можно представить общей формулой

где S — вертикальный поток субстанции s на единицу площади, т. е. количество субстанции, переносимое за единицу времени через единицу площади; -ds/dz — вертикальный градиент суб­станции, т. е. ее изменение на единицу расстояния по вертикали в сторону убывания; А — коэффициент турбулентного обмена, общий для всех субстанций и зависящий от атмосферных усло­вий и от характера земной поверхности.

Более сложен вопрос о турбулентном переносе тепла. Вследствие сжимаемости воздуха и адиабатических изменений температуры при вертикальных движениях о направлении пере­носа тепла нельзя судить по направлению градиента молеку­лярной температуры. Сохраняющейся характеристикой состоя­ния воздуха (при сухоадиабатическом процессе) является его потенциальная температура Θ; поэтому для переноса тепла уравнение обмена пишется таким образом:

где С_р — удельная теплоемкость воздуха.

Согласно этой формуле, вертикальный поток тепла должен быть равен нулю, если -dΘ/dz = 0, т. е. если –dT/dz = 1°/100 м.

При росте потенциальной температуры с высотой, т. е. при гра­диенте молекулярной температуры ниже адиабатического, он должен быть направлен вниз; при падении потенциальной тем­пературы с высотой, т, е. при градиенте молекулярной темпера­туры выше адиабатического, — вверх. Но в действительных ус­ловиях атмосферы потенциальная температура обычно растет с высотой, т. е. вертикальный градиент молекулярной темпера­туры ниже адиабатического градиента 1°/100 м. Отсюда следует вывод, что турбулентный перенос тепла по большей части направлен сверху вниз, от атмосферы к земле. Однако из опыта можно видеть, что земная поверхность в среднем теплее, чем воздух над нею, и что, следовательно, тепло должно в большей мере передаваться от поверхности вверх, чем сверху к поверх­ности. Это значит, что передача тепла вверх начинается при вертикальных градиентах температуры меньше 1^o/100 м.

Равновесным градиентом температуры, при котором меня­ется направление турбулентного переноса тепла, является не 1°/100 м, а в среднем 0,6°/100 м. Конечно, в разное время дня и года и над разной земной поверхностью перенос тепла может происходить в разных направлениях. Но в общем итоге передача тепла от земной поверхности в атмосферу перевешивает.

Мы не можем подробно останавливаться на причинах этого явления, еще не до конца изученного. Основная причина со­стоит, по-видимому, в неравномерном распределении темпера­туры в горизонтальном направлении, вследствие чего на про­цесс турбулентности влияет и архимедова сила (см. пара­граф 27). В результате поднимается вверх преимущественно воздух более теплый, чем окружающий, а опускается вниз воз­дух более холодный, чем окружающий. Это и приводит к пере­носу тепла вверх даже при градиентах температуры ниже адиа­батического.

Тропосфера

Атмосфера состоит из нескольких концентрических слоев, отличающихся один от другого по температурным и иным усло­виям. Нижняя часть атмосферы, до высоты 10-15 км, в кото­рой сосредоточено 4/5 всей массы атмосферного воздуха, носит название тропосферы. Для нее характерно, что температура здесь с высотой падает в среднем на 0,6°/100 м (в отдельных случаях распределение температуры по вертикали варьирует в широких пределах). В тропосфере содержится почти весь во­дяной пар атмосферы и возникают почти все облака. Сильно развита здесь и турбулентность, особенно вблизи земной по­верхности, а также в так называемых струйных течениях в верх­ней части тропосферы.

Высота, до которой простирается тропосфера, над каждым местом Земли меняется изо дня в день. Кроме того, даже в среднем она различна под разными широтами и в разные се­зоны года. В среднем годовом тропосфера простирается над по­люсами до высоты около 9 км, над умеренными широтами до 10—12 км и над экватором до 15—17 км. Средняя годовая тем­пература воздуха у земной поверхности около +26° на экваторе и около —23° на северном полюсе. На верхней границе тропосферы над экватором средняя температура около —70°, над се­верным полюсом зимой около —65°, а летом около —45°.

Давление воздуха на верхней границе тропосферы соответ­ственно ее высоте в 5—8 раз меньше, чем у земной поверхности. Следовательно, основная масса атмосферного воздуха нахо­дится именно в тропосфере. Процессы, происходящие в тропо­сфере, имеют непосредственное и решающее значение для по­годы и климата у земной поверхности.

Самый нижний, тонкий слой тропосферы, в несколько мет­ров (или десятков метров) высотой, непосредственно примыкаю­щий к земной поверхности, носит название приземного слоя. Вследствие близости к земной поверхности физические про­цессы в этом слое отличаются известным своеобразием. Здесь особенно резко выражены изменения температуры в течение суток: в этом слое температура особенно сильно падает с высо­той днем и часто растет с высотой ночью.

Слой от земной поверхности до высоты порядка 1000 м носит название слоя трения. В этом слое скорость ветра ослаблена в сравнении с вышележащими слоями; ослаблена тем больше, чем ближе к земной поверхности. Подробнее об этих слоях бу­дет сказано в дальнейшем.