Распределение по высоте коэффициента турбулентности и метеопараметров при нейтральной стратификации, и при стратификации, близкой к нейтральной

Его толщина составляет от десятков сантиметров до первых метров.

3. Стратификация, близкая к безразличной3.

1 Формулы для расчета коэффициента турбулентности и метеопараметров при стратификации, близкой кнейтральной.

При стратификации, близкой к безразличной, турбулентный поток тепламал, а следовательно мало отношение z/L.А. С. Монин и А. М. Обухов предложили [1] в этом случае аппроксимировать функцию F (z/L) следующим образом:

где β - безразмерная постоянная. В таком случае справедливы следующие распределения коэффициента турбулентности, скорости ветра, потенциальной температуры воздуха и массовой доли водяного пара по высоте,(3.1),(3.2),(3.3),(3.4)Из формулы (3.1) видно, что при неустойчивой стратификации (L<0) коэффициент турбулентности больше, чем при устойчивой (L>0). При наличии градиентных наблюдений на двух уровнях и формулы (3.1)-(3.4) позволяют рассчитать значения динамической скорости, турбулентных потоков тепла и влаги (скорость испарения), а также определить значения и коэффициентов турбулентности на любой другой высоте в приземном слое атмосферы. При этом значение величины Lc достаточной точностью определяется соотношением:.(3.5)Следует отметить, что при малых разностях высот разность значений потенциальной температуры может быть заменена разностью значений обычной температуры:.На рисунке 5 изображеныпрофили скорости ветра и температуры при нейтральной стратификации (кривая 2) и стратификации, близкой к безразличной (кривая 1 при Р0>0, кривая 3 при Р0<0). Заметен линейно-логарифмический характер профилей скорости, потенциальной температуры. Аналогичный вид будет иметь профиль массовой доли водяного пара. Очевидно, что при устойчивой стратификации градиенты метеорологических элементов больше, чем при неустойчивой. Рисунок 5- Профиль скорости ветра (слева) и температуры (справа) при стратификации, близкой к безразличной [1]. 1) Р0>0; 2) Р0 =0; 3) Р0<03.2 Расчет метеопараметров при стратификации атмосферы, близкой к нейтральной.

Рассмотрим пример расчета динамической скорости и температуры на заданной высоте, используя данные градиентных измерений: zм0,54,0uм/с5,06,2t20,019,0Значение динамической скорости может быть определено из линейно-логарифмического профиля (3.2):.При использовании данной формулы предварительно необходимо рассчитать значение величины L в соответствии с формулой (3.5). Значение средней температуры в параметре плавучести необходимо выражать в шкале Кельвина. Согласно исходным данным,;; .Определяем значение L, используя формулу (3.5):.Далее определяем: Значение температуры на любой другой высоте в пределах приземного слоя можно определить, если использовать формулу (3.3), записать с ее помощью разности и и взять их отношение. Тогда получим:.Из последнего соотношения находим величину .Для высоты z3 = 10 мЗная динамическую скорость и масштаб длины Монина — Обухова, вычислим зависимость коэффициента турбулентности от высоты, построим график — рисунок 6. Рисунок 6 — Вертикальный профиль коэффициента турбулентности в атмосфере, близкой к нейтральной.

Таким образом, при стратификации, близкой к безразличной, получаются линейно-квадратические профили коэффициента турбулентности и линейно-логарифмические профили скорости, потенциальной температуры и массовой доли водяного пара.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В результате выполнения курсовой работы сделаны следующие выводы. Коэффициент турбулентности зависит как от динамических факторов: изменения скорости ветра с высотой и, вблизи поверхности: от t ее шероховатости, так и от термических факторов: температурной стратификации атмосферы и горизонтальной температурной неоднородности земной поверхности. Кроме того, в приземном слое атмосферы величина коэффициента турбулентности зависит еще от расстояния до поверхности — по мере приближения к ней коэффициент турбулентности убывает. При равновесном состоянии приземного слоя в нем имеет место логарифмический закон возрастания ветра с высотой, т. е. скорость ветра увеличивается пропорционально логарифму высоты. Справедливость логарифмического закона вертикального распределения ветра в приземном слое атмосферы над сушей и океанами при равновесном его состоянии подтверждена многочисленными наблюдениями [2, 4]. Таким образом, для определения коэффициента турбулентности в приземном слое при равновесном его состоянии достаточно измерить скорость ветра на двух уровнях. Однако, для более точного определения коэффициента турбулентности не рекомендуется ограничиваться двумя уровнями, целесообразно использовать графический метод, изложенный в настоящей курсовой работе. При равновесном состоянии приземного слоя коэффициент турбулентности линейно растет с высотой. При неизменной шероховатости поверхности коэффициент турбулентности при равновесном состоянии приземного слоя прямо пропорционален скорости ветра, а при одинаковой скорости ветра коэффициент турбулентности увеличивается с возрастанием шероховатости поверхности. Используя данные о Zo разных поверхностей (табл. 1), можно вычислять коэффициент турбулентности по измерению ветра на одном уровне.

При неустойчивом состоянии приземного слоя, т. е. при понижении температуры с высотой, коэффициент турбулентности больше, чем при равновесном, и наоборот, устойчивому — инверсионному состоянию приземного слоя соответствует меньший коэффициент турбулентности. При неустойчивом состоянии коэффициент турбулентности растет с высотой быстрее, чем по линейному закону. Наоборот, при устойчивом состоянии коэффициент турбулентности растет с высотой медленнее, чем при равновесном состоянии. Таким образом, при нейтральной стратификации вертикальные профили u (z) и q (z) принимают вид чисто логарифмической зависимости, а коэффициент турбулентности линейно растет с высотой; при стратификации, близкой к безразличной, профиль коэффициента турбулентности линейно-квадратический, а профили скорости, потенциальной температуры и массовой доли водяного пара — линейно-логарифмические.

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ

Динамическая метеорология /Под ред.

Лайхтмана Д.Л. Л.: Гидрометеоиздат. — 1976. — 608 с. Finnigan J.

T urbulens in Plant Canopies. — //A nnual Review of Fluid Mechanics, 2000, V.32, p.519−571.Baldocci D.Biometeorology. W ind Turbulence. C.

anopy Air Space: Observation and Principles. — B erkley: University of California, 2008, 220 p.Струнин. М. А. Турбулентность и турбулентный обмен в пограничном слое атмосферы над неоднородной поверхностью. — Автореферат на соискание степени доктора физико-математических наук. Москва, 2006, 42 с.