stringtranslate.com

Планетарный пограничный слой

Этот фильм представляет собой комбинированную визуализацию PBL и динамики ветра над бассейном Лос-Анджелеса за период в один месяц. Вертикальное движение PBL представлено серым «одеялом». Высота PBL в значительной степени обусловлена ​​конвекцией, связанной с изменением температуры поверхности Земли (например, повышением днем ​​и понижением ночью). Цветные стрелки представляют силу и направление ветра на разных высотах.
Изображение того, где находится планетарный пограничный слой в солнечный день.

В метеорологии планетарный пограничный слой ( ППС ), также известный как атмосферный пограничный слой ( АПС ) или пеплосфера , является самой нижней частью атмосферы , и его поведение напрямую зависит от его контакта с планетарной поверхностью . [1] На Земле он обычно реагирует на изменения поверхностного радиационного воздействия в течение часа или меньше. В этом слое физические величины, такие как скорость потока , температура и влажность, демонстрируют быстрые колебания ( турбулентность ), а вертикальное перемешивание сильное. Выше ППС находится «свободная атмосфера», [2] где ветер приблизительно геострофический (параллельный изобарам), [3] в то время как внутри ППС ветер подвержен поверхностному сопротивлению и поворачивает через изобары (см. слой Экмана для более подробной информации).

Причина градиента приземного ветра

Разница в количестве аэрозолей под и над пограничным слоем легко видна на этой аэрофотоснимке. Световое загрязнение от города Берлин сильно рассеивается под слоем, но над слоем оно в основном распространяется в космос.

Обычно из-за аэродинамического сопротивления в потоке ветра на высоте ~100 метров над поверхностью Земли — поверхностном слое планетарного пограничного слоя — существует градиент ветра. Скорость ветра увеличивается с увеличением высоты над землей, начиная с нуля [4] из-за условия отсутствия скольжения . [5] Поток вблизи поверхности сталкивается с препятствиями, которые снижают скорость ветра и вносят случайные вертикальные и горизонтальные компоненты скорости под прямым углом к ​​основному направлению потока. [6] Эта турбулентность вызывает вертикальное смешивание между воздухом, движущимся горизонтально на одном уровне, и воздухом на уровнях, расположенных непосредственно выше и ниже него, что важно для рассеивания загрязняющих веществ [7] и эрозии почвы . [8]

Уменьшение скорости вблизи поверхности является функцией шероховатости поверхности, поэтому профили скорости ветра существенно различаются для разных типов рельефа. [5] Неровная, неровная поверхность и искусственные препятствия на земле могут уменьшить геострофическую скорость ветра на 40–50%. [9] [10] Над открытой водой или льдом уменьшение может составлять всего 20–30%. [11] [12] Эти эффекты учитываются при размещении ветряных турбин . [13] [14]

Для инженерных целей градиент ветра моделируется как простой сдвиг, демонстрирующий вертикальный профиль скорости, изменяющийся по степенному закону с постоянным экспоненциальным коэффициентом, основанным на типе поверхности. Высота над землей, где поверхностное трение оказывает незначительное влияние на скорость ветра, называется «высотой градиента», а скорость ветра выше этой высоты предполагается постоянной, называемой «скоростью градиентного ветра». [10] [15] [16] Например, типичные значения для прогнозируемой высоты градиента составляют 457 м для крупных городов, 366 м для пригородов, 274 м для открытой местности и 213 м для открытого моря. [17]

Хотя приближение экспоненты степенного закона удобно, оно не имеет теоретической основы. [18] Когда температурный профиль адиабатический, скорость ветра должна меняться логарифмически с высотой. [19] Измерения над открытой местностью в 1961 году показали хорошее соответствие логарифмическому приближению до 100 м или около того (в пределах поверхностного слоя ), с почти постоянной средней скоростью ветра до 1000 м. [20]

Сдвиг ветра обычно трехмерен, [21] то есть, также происходит изменение направления между «свободным» геострофическим ветром, вызванным градиентом давления, и ветром вблизи земли. [22] Это связано с эффектом спирали Экмана . Угол поперечной изобары отклоненного агеострофического потока вблизи поверхности колеблется от 10° над открытой водой до 30° над неровной холмистой местностью и может увеличиваться до 40°-50° над сушей ночью, когда скорость ветра очень низкая. [12]

После захода солнца градиент ветра вблизи поверхности увеличивается, с ростом стабильности. [23] Атмосферная стабильность, возникающая ночью с радиационным охлаждением, имеет тенденцию вертикально ограничивать турбулентные вихри , тем самым увеличивая градиент ветра. [8] Величина градиента ветра в значительной степени зависит от погоды , в основном от стабильности атмосферы и высоты любого конвективного пограничного слоя или покрывающей инверсии . Этот эффект еще больше над морем, где суточные колебания высоты пограничного слоя гораздо меньше, чем над сушей. [24] В конвективном пограничном слое сильное перемешивание уменьшает вертикальный градиент ветра. [25]

Ночные и дневные условия

Планетарный пограничный слой отличается днем ​​и ночью. Днем инверсионные слои, образовавшиеся ночью, разрушаются в результате турбулентного подъема нагретого воздуха. [26] Пограничный слой стабилизируется «незадолго до заката» и остается таковым в течение ночи. [26] Все это составляет суточный цикл. [26] Зимой и в пасмурные дни разрушение ночной слоистости неполное, и атмосферные условия, установившиеся в предыдущие дни, могут сохраняться. [26] [27] Разрушение структуры ночного пограничного слоя происходит быстро в солнечные дни. [27] Движущей силой являются конвективные ячейки с узкими областями восходящего потока и большими областями мягкого нисходящего потока. [27] Диаметр этих ячеек превышает 200–500 м. [27]

Составные слои

Шельфовое облако на переднем крае грозового комплекса на южной стороне Чикаго , которое простирается от жилой зоны Гайд-парка до башен-близнецов Риджентс-парка и далее над озером Мичиган.

Как предполагают уравнения Навье-Стокса , турбулентность планетарного пограничного слоя создается в слое с наибольшими градиентами скорости, который находится в самой близости к поверхности. Этот слой, условно называемый поверхностным слоем , составляет около 10% от общей глубины PBL. Выше поверхностного слоя турбулентность PBL постепенно рассеивается, теряя свою кинетическую энергию на трение, а также преобразуя кинетическую энергию в потенциальную в стратифицированном по плотности потоке. Баланс между скоростью производства турбулентной кинетической энергии и ее диссипацией определяет глубину планетарного пограничного слоя. Глубина PBL варьируется в широких пределах. При заданной скорости ветра, например, 8 м/с, и, следовательно, при заданной скорости производства турбулентности PBL в зимней Арктике может быть неглубоким, всего 50 м, ночной PBL в средних широтах может иметь толщину обычно 300 м, а тропический PBL в зоне пассатов может вырасти до своей полной теоретической глубины 2000 м. Глубина PBL может достигать 4000 м и более в конце дня над пустыней.

В дополнение к поверхностному слою, планетарный пограничный слой также включает ядро ​​PBL (между 0,1 и 0,7 глубины PBL) и верхнюю часть PBL или слой захвата или покрывающий инверсионный слой (между 0,7 и 1 глубины PBL). Четыре основных внешних фактора определяют глубину PBL и ее среднюю вертикальную структуру:

  1. скорость ветра в свободной атмосфере;
  2. баланс поверхностного тепла (точнее плавучести);
  3. свободная стратификация плотности атмосферы;
  4. вертикальный сдвиг ветра в свободной атмосфере или бароклинность .

Основные типы

Конвективный планетарный пограничный слой (КПС)

Конвективный планетарный пограничный слой — это тип планетарного пограничного слоя, где положительный поток плавучести на поверхности создает термическую нестабильность и, таким образом, генерирует дополнительную или даже большую турбулентность. (Это также известно как наличие CAPE или конвективной доступной потенциальной энергии ; см. атмосферная конвекция .) Конвективный пограничный слой типичен для тропических и средних широт в дневное время. Солнечное нагревание, сопровождаемое теплом, выделяющимся при конденсации водяного пара, может создать такую ​​сильную конвективную турбулентность, что свободный конвективный слой охватывает всю тропосферу вплоть до тропопаузы (граница в атмосфере Земли между тропосферой и стратосферой ), которая находится на высоте от 10 км до 18 км в межтропической зоне конвергенции .

Устойчиво стратифицированный планетарный пограничный слой (ППС)

Взаимодействие между циклами углерода (зеленый), воды (синий) и тепла (красный) в связанной системе земля-ABL. Поскольку пограничный слой атмосферы уменьшается по высоте из-за оседания, он испытывает повышение температуры, снижение влажности и истощение CO 2 . Это подразумевает реакцию экосистемы поверхности земли, которая будет больше эвапотранспирировать (испарение из почвы и транспирация из растений), чтобы компенсировать эту потерю влаги в нижнем слое, но постепенно вызывая высыхание почвы. (Источник: Комб, М., Вила-Герау де Ареллано, Дж., Оуверслот, Х.Г., Якобс, CMJ, и Питерс, В.: Две точки зрения на сопряженный обмен углеродом, водой и энергией в планетарном пограничном слое, Biogeosciences, 12, 103–123, .https://doi.org/10.5194/bg-12-103-2015, 2015)

SBL является PBL, когда отрицательный поток плавучести на поверхности гасит турбулентность; см. Конвективное торможение . SBL управляется исключительно турбулентностью сдвига ветра и, следовательно, SBL не может существовать без свободного атмосферного ветра. SBL типичен в ночное время во всех местах и ​​даже в дневное время в местах, где поверхность Земли холоднее воздуха над ней. SBL играет особенно важную роль в высоких широтах, где он часто длится долго (от нескольких дней до нескольких месяцев), что приводит к очень низким температурам воздуха.

Физические законы и уравнения движения, которые управляют динамикой и микрофизикой планетарного пограничного слоя, являются сильно нелинейными и в значительной степени зависят от свойств поверхности Земли и эволюции процессов в свободной атмосфере. Чтобы справиться с этой сложностью, был предложен целый ряд моделирования турбулентности . Однако они часто недостаточно точны для удовлетворения практических требований. Значительные улучшения ожидаются от применения метода моделирования больших вихрей к проблемам, связанным с PBL.

Возможно, наиболее важными процессами, [ необходимо уточнение ], которые критически зависят от правильного представления PBL в атмосферных моделях ( Проект сравнения атмосферных моделей ), являются турбулентный перенос влаги ( эвапотранспирация ) и загрязняющих веществ ( загрязнители воздуха ). Облака в пограничном слое влияют на пассаты , гидрологический цикл и обмен энергией.

Смотрите также

Ссылки

  1. ^ "Планетарный пограничный слой | атмосферная наука | Britannica". www.britannica.com . Получено 28 июня 2020 г. .
  2. ^ "Свободная атмосфера". glossary.ametsoc.org . Получено 21 марта 2021 г. .
  3. ^ "Уровень геострофического ветра". glossary.ametsoc.org . Получено 20 сентября 2018 г. .
  4. ^ Wizelius, Tore (2007). Разработка проектов ветроэнергетики . Лондон: Earthscan Publications Ltd. стр. 40. ISBN 978-1-84407-262-0. Соотношение между скоростью ветра и высотой называется профилем ветра или градиентом ветра.
  5. ^ ab Brown, GZ; DeKay, Mark (2001). Солнце, Ветер и Свет . Нью-Йорк: Wiley. стр. 18. ISBN 0-471-34877-5.
  6. ^ Dalgliesh, WA & DW Boyd (1 апреля 1962 г.). "CBD-28. Ветер на здания". Canadian Building Digest . Архивировано из оригинала 12 ноября 2007 г. Получено 30 июня 2007 г. Поток вблизи поверхности встречает небольшие препятствия, которые изменяют скорость ветра и вносят случайные вертикальные и горизонтальные компоненты скорости под прямым углом к ​​основному направлению потока.
  7. ^ Хэдлок, Чарльз (1998). Математическое моделирование в окружающей среде . Вашингтон: Математическая ассоциация Америки. ISBN 0-88385-709-X.
  8. ^ ab Lal, Rattan (2005). Энциклопедия почвоведения . Нью-Йорк: Marcel Dekker. стр. 618. ISBN 0-8493-5053-0.
  9. ^ Оке, Тимоти Р. (1987). Климат пограничного слоя . Лондон: Метуэн. стр. 54. ISBN 0-415-04319-0. Поэтому вертикальный градиент средней скорости ветра (dū/dz) наибольший над ровной местностью и наименьший над неровной поверхностью.
  10. ^ ab Crawley, Stanley (1993). Стальные здания . Нью-Йорк: Wiley. стр. 272. ISBN 0-471-84298-2.
  11. ^ Харрисон, Рой (1999). Понимание нашей окружающей среды . Кембридж: Королевское химическое общество. стр. 11. ISBN 0-85404-584-8.
  12. ^ ab Томпсон, Рассел (1998). Атмосферные процессы и системы . Нью-Йорк: Routledge. С. 102–103. ISBN 0-415-17145-8.
  13. ^ Маэда, Такао, Сюитиро Хомма и Ёсики Ито. Влияние сложного рельефа на вертикальный профиль ветра, измеренный с помощью техники SODAR. Получено 04.07.2008.
  14. ^ Любосны, Збигнев (2003). Работа ветряных турбин в электроэнергетических системах: передовое моделирование . Берлин: Springer. стр. 17. ISBN 3-540-40340-X.
  15. ^ Гупта, Аджайя (1993). Руководство по проектированию малоэтажных зданий, подверженных боковым силам . Бока-Ратон: CRC Press. стр. 49. ISBN 0-8493-8969-0.
  16. ^ Столтман, Джозеф (2005). Международные перспективы стихийных бедствий: возникновение, смягчение и последствия . Берлин: Springer. стр. 73. ISBN 1-4020-2850-4.
  17. ^ Чен, Вай-Фа (1997). Справочник по строительной инженерии . Бока-Ратон: CRC Press. С. 12–50. ISBN 0-8493-2674-5.
  18. ^ Ghosal, M. (2005). "7.8.5 Вертикальный градиент скорости ветра". Возобновляемые источники энергии . Город: Alpha Science International, Ltd. стр. 378–379. ISBN 978-1-84265-125-4.
  19. ^ Stull, Roland (1997). Введение в метеорологию пограничного слоя . Бостон: Kluwer Academic Publishers. стр. 442. ISBN 90-277-2768-6... как градиент ветра, так и сам средний профиль ветра обычно можно диагностически описать с помощью логарифма профиля ветра.
  20. ^ Thuillier, RH; Lappe, UO (1964). «Характеристики профиля ветра и температуры по наблюдениям на 1400-футовой вышке». Журнал прикладной метеорологии . 3 (3). Американское метеорологическое общество : 299–306. Bibcode : 1964JApMe...3..299T. doi : 10.1175/1520-0450(1964)003<0299:WATPCF>2.0.CO;2 . ISSN  1520-0450.
  21. ^ Макилвин, Дж. Ф. Робин (1992). Основы погоды и климата. Лондон: Chapman & Hall. стр. 184. ISBN 0-412-41160-1.
  22. ^ Бертон, Тони (2001). Справочник по ветроэнергетике . Лондон: J. Wiley. стр. 20. ISBN 0-471-48997-2.
  23. ^ Köpp, F.; Schwiesow, RL; Werner, C. (январь 1984). "Дистанционные измерения профилей ветра в пограничном слое с использованием доплеровского лидара непрерывного действия". Журнал прикладной метеорологии и климатологии . 23 (1). Американское метеорологическое общество : 153. Bibcode : 1984JApMe..23..148K. doi : 10.1175/1520-0450(1984)023<0148:RMOBLW>2.0.CO;2 . ISSN  1520-0450.
  24. ^ Йоханссон, К.; Уппсала, С.; Смедман, А.С. (2002). «Влияет ли высота пограничного слоя на структуру турбулентности вблизи поверхности над Балтийским морем?». 15-я конференция по пограничному слою и турбулентности . 15-я конференция по пограничному слою и турбулентности. Американское метеорологическое общество .
  25. ^ Шао, Япин (2000). Физика и моделирование ветровой эрозии . Город: Kluwer Academic. стр. 69. ISBN 978-0-7923-6657-7. В большей части конвективного пограничного слоя сильное перемешивание уменьшает вертикальный градиент ветра...
  26. ^ abcd Foken 2017, стр. 7.
  27. ^ abcd Foken 2017, стр. 8.

Внешние ссылки