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 G ₂, K s и R должно существовать равновесие, т. е. векторная сумма сил K s и R должна быть равна по модулю G ₂ и противоположно ему на правлена. 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.