Stratul limită planetar

Stratul limită planetar („ stratul limită atmosferic ”, „stratul de frecare”) este stratul inferior al învelișului gazos al planetei , ale cărui proprietăți și dinamică sunt în mare măsură determinate de interacțiunea cu suprafața solidă (sau lichidă) a planetei ( așa-numita „ suprafață de bază ”).

Datorită interacțiunii moleculare, a acțiunii vâscozității , gazul se „lipește” de suprafața pe care se mișcă. Din acest motiv, un gradient mare al vitezei fluxului de aer are loc direct la suprafața planetei . Datorită dimensiunii semnificative a proceselor hidrodinamice din atmosferă , numărul Reynolds depășește semnificativ valoarea critică, la care fluxul își pierde caracterul laminar și devine turbulent . Grosimea stratului limită al atmosferei depinde de viteza medie de curgere în „atmosfera liberă” deasupra stratului limită, de rugozitatea suprafeței subiacente și, de asemenea, de eterogenitatea termică (stratificarea) acestui strat. Stratul limită atmosferic este acea parte a troposferei care este supusă variațiilor diurne. În condiții normale pe Pământ, grosimea stratului limită planetar este de aproximativ 1-3 km.

Proprietățile stratului limită planetar determină în mare măsură fluxurile verticale turbulente de căldură, umiditate și impuls, precum și curenții locali ordonați vertical ( fenomene convective , efecte orografice), datorită cărora interacțiunea dinamică și termică a atmosferei cu suprafața subiacentă. Se efectuează.

Procesele fizice care au loc în stratul limită al atmosferei fac obiectul studiului într-o secțiune separată a meteorologiei dinamice . Stratul superior al oceanului este, de asemenea, un strat limită. Interacțiunea dintre atmosferă și ocean este concentrată în straturile lor limită.

La rândul lor, trei straturi se disting în stratul limită planetar:

Strat de rugozitate

Efectul vâscozității aerului asupra dinamicii stratului limită depinde în esență de rugozitatea suprafeței subiacente. Caracteristica integrală a înălțimii efective a neregulilor de relief, care afectează curgerea peste acesta, este „parametrul de rugozitate z 0 ”. Există probleme de modelare matematică a dinamicii unui flux turbulent în interiorul stratului în care se află elementele de relief - „stratul de rugozitate”. Astfel de sarcini includ modelarea fluxului în interiorul acoperirii vegetale, în interiorul zonei urbane, în stratul de undă de tranziție dintre atmosferă și ocean. În astfel de probleme, forma suprafeței, care este limita curgerii, este atât aleatorie, cât și în mișcare. Din punctul de vedere al fizicii matematice, este necesar să se găsească o soluție la un sistem de ecuații diferențiale într-o condiție la limită stocastică. O abordare pentru rezolvarea unei astfel de probleme a fost propusă într-o serie de lucrări [1] [2] [3] [4] .

Strat de suprafață

Partea inferioară a stratului limită al atmosferei, de 50-100 m grosime, se numește „stratul de suprafață al atmosferei”. În acest strat, în condiții staționare, există un echilibru între forța gradientului baric și forța de frecare turbulentă, iar fluxurile verticale de căldură turbulente și cantități sunt aproximativ constante în înălțime. În această aproximare, ecuațiile hidrodinamicii pot fi reduse la o soluție simplă, de la care a pornit teoria stratului limită atmosferic. În stratul de suprafață al atmosferei se observă cele mai mari valori ale gradienților verticali de temperatură, direcția și viteza vântului (forfecarea vântului ).

Stratul Ekman

Pe măsură ce distanța față de suprafața de bază crește, rolul forței de frecare scade, viteza vântului crește rapid odată cu înălțimea, iar forța Coriolis asociată acesteia crește influența acesteia. Ca rezultat al acțiunii combinate a trei forțe (forța de frecare, forța Coriolis și forța gradientului baric), vântul se rotește spiralat cu înălțimea cu un unghi de ~ 20°–40° în direcția vântului geostrofic . Virajul vântului cu înălțimea în stratul limită atmosferic se numește „spirala Ekman” . Acest efect se manifestă în mod clar în deviația direcției de derive a gheții de la vectorul vitezei vântului geostrofic, descoperit pentru prima dată de Fridtjof Nansen în timpul expediției polare din 1893-1896. la bordul Framului. Teoria fenomenului a fost prezentată de Wagn Walfried Ekman în 1905, după care această parte a atmosferei este numită „stratul Ekman”. Deasupra este o „atmosferă liberă”.

Sunt utilizate rezultatele cercetărilor în fizica stratului limită atmosferic

Vezi și

Note

  1. ↑ Popov A. M. Modelarea stratului limită planetar al atmosferei în stratul de rugozitate // Izvestiya AN SSSR. Fizica atmosferei și oceanului. 1975. - T. 11. - Nr. 6. - S. 574-581.
  2. ↑ Popov A. M. Despre transportul turbulent într-un strat de rugozitate // Izvestiya AN SSSR. Fizica atmosferei și oceanului. 1976. - T. 12. - Nr. 10. - S. 1095-1097.
  3. ↑ Popov A. M. Condiții la interfață și problema închiderii ecuațiilor de dinamică a atmosferei și a mării // Izvestiya AN SSSR. Fizica atmosferei și oceanului. 1976. - T. 12. - Nr. 9. - S. 899-905.
  4. ↑ Voronov G. I., Kriegel A. M. Structura curgerii turbulente în învelișul de vegetație // Bulletin of Agricultural Science. 1986. - Nr. 3 (354). - S. 131-134.
  5. ↑ Berlyand M.E. Probleme moderne de difuzie atmosferică și poluare atmosferică. - L .: Editura Hidrometeorologică, 1975. - 448 p.

Literatură

  Accesați articolul Wikidata  Dicționare și enciclopedii
În cataloagele bibliografice