Планетарный пограничный слой: различия между версиями

Благодаря молекулярному взаимодействию, действию [[Вязкость|вязкости]], происходит «прилипание» газа к поверхности, над которой он движется. По этой причине непосредственно у поверхности планеты возникает большой [[Сдвиг ветра|градиент скорости течения]] воздушного потока. Из-за значительного масштаба гидродинамических процессов в атмосфере [[число Рейнольдса]] существенно превосходит критическое значение, при котором течение теряет ламинарный характер и становится [[Турбулентность|турбулентным]]. Толщина пограничного слоя атмосферы зависит от средней скорости потока в «свободной атмосфере», находящейся над пограничным слоем, от шероховатости подстилающей поверхности, а также от термической неоднородности (стратификации) этого слоя. Пограничный слой атмосферы является той частью тропосферы, которая подвержена суточным вариациям. При обычных условиях на Земле толщина планетарного пограничного слоя составляет примерно 1 — 31—3 км.

Свойствами планетарного пограничного слоя в значительной мере определяются вертикальные турбулентные потоки тепла, влаги и количества движения, а также локальные вертикальные упорядоченные токи ([[Конвекция|конвективные явления]], орографические эффекты), благодаря которым и осуществляется динамическое и термическое взаимодействие атмосферы с подстилающей поверхностью.

Физические процессы, происходящие в пограничном слое атмосферы, являются предметом исследования отдельного раздела [[Динамическая метеорология|динамической метеорологии]].

[[Файл:Hodographe NOAA.PNG|thumbмини|[[Годограф]] вектора средней скорости ветра на разных высотах в тропосфере иллюстрирующий поворот и сдвиг скорости ветра в планетарном пограничном слое. (Источник: [[NOAA]])]]

Действие вязкости воздуха на динамику пограничного слоя существенно зависит от шероховатости подстилающей поверхности. Интегральной характеристикой эффективной высоты неровностей рельефа, влияющей на течение потока над ним, является «параметр шероховатости z₀». Есть задачи математического моделирования динамики турбулентного потока внутри слоя, в котором располагаются элементы рельефа — «слое шероховатости». К таким задачам относятся моделирование потока внутри растительного покрова, внутри городской застройки, в переходном волновом слое между атмосферой и океаном. В таких задачах форма поверхности, являющейся границей потока, является и случайной, и подвижной. С точки зрения [[Математическая физика|математической физики]] надо найти решение системы дифференциальных уравнений при стохастическом краевом условии. Подход к решению такой задачи был предложен в работахряде работ<ref>''Попов А. М.'' Моделирование планетарного пограничного слоя атмосферы в слое шероховатости // Известия АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1975. — Т. 11. — № 6. — С. 574—581.</ref><ref>''Попов А. М.'' О турбулентном переносе в слое шероховатости // Известия АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1976. — Т. 12. — № 10.— С. 1095—1097.</ref><ref>''Попов А. М.'' Условия на границе раздела и проблема замыкания уравнений динамики атмосферы и моря // Известия АН СССР. Физика атмосферы и океана. 1976. — Т. 12. — № 9. — С. 899—905.</ref><ref>''Воронов Г. И., Кригель А. М.'' Структура турбулентного потока в растительном покрове // Вестник сельскохозяйственной науки. 1986. — № 3 (354). — С. 131—134.</ref>.

Нижняя часть пограничного слоя атмосферы, толщиной 50-10050—100 м, называется «приземный слой атмосферы». В этом слое при стационарных условиях наблюдается баланс силы [[Барический градиент|силы барического градиента]] и силы турбулентного трения, а вертикальные турбулентные потоки тепла и количества примерно постоянны по высоте. В таком приближении уравнения гидродинамики можно свести к простому решению, с которого и началась теория пограничного слоя атмосферы. В приземном слое атмосферы наблюдаются наибольшие значения вертикальных градиентов температуры, направления и скорости ветра ([[сдвиг ветра]]).

По мере удаления от подстилающей поверхности роль силы трения падает, скорость ветра быстро увеличивается с высотой и, связанная с ней [[Сила Кориолиса в гидроаэромеханике|сила Кориолиса]], усиливает своё влияние. В результате совместного действия трёх сил (силы трения, силы Кориолиса и силы барического градиента) ветер поворачивает с высотой по спирали на угол ~ 20°—40° в сторону направления [[Геострофический ветер|геострофического ветра]]. Поворот ветра с высотой в пограничном слое атмосферы называется [[Экмановская спираль|«спираль Экмана»]]. Этот эффект наглядно проявляется в отклонении направления дрейфа льда от вектора скорости геострофического ветра, впервые обнаруженногообнаруженном [[Нансен, Фритьоф|Фритьофом Нансеном]] во время полярной экспедиции 1893—1896 гг. на судне «Фрам». Теорию явления представил [[Экман, Вагн Вальфрид|Вагн Экман]] в 1905 году, в честь которого эту часть атмосферы и называют «слоем Экмана». Над ним располагается «свободная атмосфера».

* в [[АвиационнойАвиационная метеорологииметеорология|авиационной метеорологии]],

* в [[Модели рассеивания примеси|задачах моделирования рассеяния примесей]]<ref>''Берлянд М. Е.'' Современные проблемы атмосферной диффузии и загрязнения атмосферы. — Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1975.—1975.—448 — 448 с.</ref>.

* ''Гутман Л. Н.'' Введение в нелинейную теорию мезометеорологических процессов. — {{Л.}}: Гидрометеорологическое издательство, 1969.—1969.—293 — 293 с.

* ''Зилитинкевич С. С.'' Динамика пограничного слоя атмосферы. — Л.: Гидрометеорологическое издательство.—1970, 1970.

* ''[[Лайхтман, Давид Львович|Лайхтман Д. Л.]]'' Физика пограничного слоя атмосферы. — Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1970.—1970.—342 — 342 с.

* ''Попов А. М. '' Расчётные профили метеорологических характеристик в планетарном пограничном слое атмосферы. — Л.: Ленинградский гидрометеорологический институт., 1975.—98 — 98 с.

* ''Бызова Н. Л., Иванов В. Н., Гаргер Е. К.'' Турбулентность в пограничном слое атмосферы. — Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1989.—1989.—263 — 263 с.