Пограничный слой атмосферы: характеристики и влияние поверхности

Введение

В метеорологии планетарный пограничный слой (ПБЛ), также известный как атмосферный пограничный слой (АБЛ) или пеплосфера, представляет собой самую нижнюю часть атмосферы, на поведение которой непосредственно влияет контакт с поверхностью планеты. На Земле он обычно реагирует на изменения радиационного воздействия на поверхность в течение часа или менее. В этом слое физические величины, такие как скорость потока, температура и влажность, демонстрируют быстрые колебания (турбулентность), а вертикальное перемешивание выражено сильно. Над ПБЛ находится "свободная атмосфера", где ветер приблизительно геострофический (параллельный изобарам), а внутри ПБЛ ветер испытывает влияние поверхностного трения и отклоняется от изобар (подробнее см. в статье о слое Экмана).

Причина градиента поверхностного ветра

Как правило, из-за аэродинамического сопротивления в потоке ветра на высоте около 100 метров над поверхностью Земли – в поверхностном слое планетарного пограничного слоя – наблюдается градиент ветра. Скорость ветра увеличивается с высотой над землей, начиная с нуля из-за условия отсутствия проскальзывания. Поток вблизи поверхности встречает препятствия, которые уменьшают скорость ветра и создают случайные вертикальные и горизонтальные компоненты скорости, направленные под прямым углом к основному направлению потока. Эта турбулентность вызывает вертикальное смешивание воздуха, движущегося горизонтально на определенном уровне, с воздухом на уровнях непосредственно выше и ниже, что важно для рассеивания загрязняющих веществ и эрозии почвы. Над открытой водой или льдом это снижение может составлять всего 20–30%. Эти эффекты учитываются при выборе места для установки ветровых турбин. Для инженерных расчетов градиент ветра моделируется как простое сдвиговое течение, характеризующееся вертикальным профилем скорости, изменяющимся по степенному закону с постоянным показателем степени, зависящим от типа поверхности. Высота над землей, на которой поверхностное трение оказывает пренебрежимо малое влияние на скорость ветра, называется "высотой градиента", а скорость ветра выше этой высоты считается постоянной и называется "скоростью ветра градиента". 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. Хотя степенной закон является удобным приближением, он не имеет теоретического обоснования. При адиабатическом температурном профиле скорость ветра должна изменяться по логарифмическому закону с высотой. Измерения над открытой местностью в 1961 году показали хорошее соответствие логарифмической зависимости до высоты около 100 м (в пределах поверхностного слоя), при почти постоянной средней скорости ветра до 1000 м. Сдвиг ветра обычно является трехмерным, то есть наблюдается изменение не только скорости, но и направления между "свободным" геострофическим ветром, обусловленным градиентом давления, и ветром вблизи земной поверхности. Это связано с эффектом спирали Экмана. Угол отклонения от изобар отклоняющегося агеострофического потока вблизи поверхности изменяется от 10° над открытой водой до 30° над пересеченной холмистой местностью и может достигать 40–50° над сушей ночью, когда скорость ветра очень низкая. Атмосферная стабильность, возникающая ночью из-за радиационного охлаждения, ограничивает турбулентные вихри по вертикали, тем самым увеличивая градиент ветра. На величину градиента ветра в значительной степени влияет погода, в частности атмосферная стабильность и высота конвективного пограничного слоя или инверсионного слоя. Этот эффект особенно выражен над морем, где суточные колебания высоты пограничного слоя значительно меньше, чем над сушей. В конвективном пограничном слое интенсивное смешивание уменьшает вертикальный градиент ветра.

Typically, due to aerodynamic drag, there is a wind gradient in the wind flow ~100 meters above the Earth's surface—the surface layer of the planetary boundary layer. Wind speed increases with increasing height above the ground, starting from zero due to the no slip condition. Flow near the surface encounters obstacles that reduce the wind speed, and introduce random vertical and horizontal velocity components at right angles to the main direction of flow. This turbulence causes vertical mixing between the air moving horizontally at one level and the air at those levels immediately above and below it, which is important in dispersion of pollutants and in soil erosion. Over open water or ice, the reduction may be only 20% to 30%. These effects are taken into account when siting wind turbines. For engineering purposes, the wind gradient is modeled as a simple shear exhibiting a vertical velocity profile varying according to a power law with a constant exponential coefficient based on surface type. The height above ground where surface friction has a negligible effect on wind speed is called the "gradient height" and the wind speed above this height is assumed to be a constant called the "gradient wind speed". For example, typical values for the predicted gradient height are 457 m for large cities, 366 m for suburbs, 274 m for open terrain, and 213 m for open sea. Although the power law exponent approximation is convenient, it has no theoretical basis. When the temperature profile is adiabatic, the wind speed should vary logarithmically with height. Measurements over open terrain in 1961 showed good agreement with the logarithmic fit up to 100 m or so (within the surface layer), with near constant average wind speed up through 1000 m.

The shearing of the wind is usually three dimensional, that is, there is also a change in direction between the 'free' pressure gradient driven geostrophic wind and the wind close to the ground. This is related to the Ekman spiral effect. The cross isobar angle of the diverted ageostrophic flow near the surface ranges from 10° over open water, to 30° over rough hilly terrain, and can increase to 40° 50° over land at night when the wind speed is very low. Atmospheric stability occurring at night with radiative cooling tends to vertically constrain turbulent eddies, thus increasing the wind gradient. The magnitude of the wind gradient is largely influenced by the weather, principally atmospheric stability and the height of any convective boundary layer or capping inversion. This effect is even larger over the sea, where there is much less diurnal variation of the height of the boundary layer than over land. In the convective boundary layer, strong mixing diminishes vertical wind gradient.

Ночные и дневные условия

Планетарный пограничный слой различается в дневное и ночное время. Днём инверсионные слои, сформировавшиеся за ночь, разрушаются вследствие турбулентного подъёма нагретого воздуха. Пограничный слой стабилизируется "незадолго до заката" и остаётся стабильным в течение ночи. Всё это формирует суточный цикл. Зимой и в пасмурную погоду разрушение ночной слоистости происходит неполностью, и атмосферные условия, установившиеся в предыдущие дни, могут сохраняться. Разрушение структуры ночного пограничного слоя происходит быстро в солнечные дни. Движущей силой служат конвективные ячейки с узкими областями восходящих потоков и обширными областями слабого нисходящего движения. Диаметр этих ячеек составляет от 200 до 500 метров.

Конвективный планетарный пограничный слой (CBL)

Конвективный планетарный пограничный слой – это тип планетарного пограничного слоя, в котором положительный поток плавучести от поверхности создает термическую неустойчивость и, таким образом, генерирует дополнительную или даже значительную турбулентность. (Это также известно как наличие КАПЭ, или конвективной доступной потенциальной энергии; см. Атмосферную конвекцию.) Конвективный пограничный слой характерен для тропических и умеренных широт в дневное время. Солнечное нагревание, усиленное теплом, выделяющимся при конденсации водяного пара, может создавать настолько сильную конвективную турбулентность, что свободный конвективный слой охватывает всю тропосферу вплоть до тропопаузы (границы в атмосфере Земли между тропосферой и стратосферой), которая находится на высоте от 10 до 18 км в зоне межтропической конвергенции.

Стабильно стратифицированный планетарный пограничный слой (SBL)

SBL является типом PBL, когда отрицательный поток плавучести у поверхности подавляет турбулентность; см. Конвективное торможение. SBL приводится в движение исключительно турбулентностью сдвига ветра, и, следовательно, не может существовать без ветра в свободной атмосфере. SBL характерен для ночного времени во всех местах и даже для дневного времени в регионах, где земная поверхность холоднее, чем воздух над ней. SBL играет особенно важную роль в высоких широтах, где он часто бывает продолжительным (от дней до месяцев), что приводит к очень низким температурам воздуха. Физические законы и уравнения движения, определяющие динамику и микрофизику планетарного пограничного слоя, сильно нелинейны и в значительной степени зависят от свойств земной поверхности и эволюции процессов в свободной атмосфере. Для решения этой сложности был предложен целый ряд моделей турбулентности. Однако они часто недостаточно точны для удовлетворения практических требований. Ожидается значительное улучшение при применении метода больших вихревых моделей к задачам, связанным с PBL. Вероятно, наиболее важными процессами, критически зависящими от корректного представления PBL в атмосферных моделях (Проект сопоставления атмосферных моделей), являются турбулентный перенос влаги (эвапотранспирация) и загрязняющих веществ (загрязнители воздуха). Облака в пограничном слое влияют на пассаты, гидрологический цикл и обмен энергией.