ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В АТМОСФЕРЕ И ГИДРОСФЕРЕ.
Движение
воздуха в атмосфере и воды в гидросфере в большинстве случаев имеет турбулентный
характер (см. Турбулентность). Т. в а. и г. играет большую роль,
т. к. именно благодаря турбулентности происходят обмен количеством движения
и теплотой между атмосферой и океаном (включая, в частности, зарождение
ветровых течений и волн в океане), испарение с поверхности океана
и суши, вертикальный перенос тепла, влаги, солей, растворённых газов и
различных загрязнений, диссипация ки-нетич. энергии, рассеяние и флуктуации
амплитуды и фазы звуковых, световых и радиоволн (включая мерцание звёзд,
флуктуации радиосигналов космич. аппаратов, сверхдальнее телевидение и
т. п.).
Специфич. особенностями Т. в а. и г.
являются очень широкий спектр масштабов турбулентных неоднородностей (от
мм
до тыс. км) и существенное влияние вертикального распределения
плотности среды на развитие мелкомасштабной турбулентности.
Спектр масштабов турбулентности в атмосфере
распадается на синоптич. область (макротурбулентность) с масштабами
намного больше эффективной толщины атмосферы Н10 км и квазидвумерными
(квазигоризонтальными) турбулентными неоднородностями и микроме-теорологич.
область с масштабами намного меньше Н и существенно трёхмерными
неоднородностями. В промежуточной мезометеорологич. области сколько-нибудь
интенсивная турбулентность редка. Макротурбулентность черпает энергию из
крупномасштабных неоднородностей притока тепла к атмосфере от подстилающей
поверхности, а затрачивает энергию гл. обр. на генерацию микротурбулентности
при гидродинамич. неустойчивости вертикальных градиентов скорости ветра.
Неустойчивая стратификация служит для
микротурбулентности источником, а устойчивая - стоком энергии; в первом
случае микротурбулентность оказывается интенсивной, во втором - слабой.
Свойства микротурбулентности наиболее просты в приземном слое атмосферы
толщиной в неск. десятков м, в к-ром вертикальные турбулентные потоки
импульса т и тепла q постоянны. При условиях квазистационарности
и горизонтальной однородности характеристики крупномасштабных компонент
такой турбулентности определяются, кроме высоты z и скорости трения
, также параметром плавучести
и величиной
(g - ускорение
силы тяжести,
- удельная
теплоёмкость и плотность воздуха, То - средняя темп-pa).
Измеренные масштабами длины
,
времени
и темп-ры
,
эти характеристики оказываются универсальными функциями безмерной высоты
z/L
или определяемого ею числа Ричардсона
(где v и Т - скорость ветра и темп-ра).
Свойства океанич. микротурбулентности
определяются типичным для очень устойчиво стратифицированной жидкости наличием
в океане вертикальной микроструктуры - долгоживущих квазиоднородных слоев
с толщинами 1 м и менее, разделяемых поверхностями разрыва темп-ры
и солёности. Турбулентность, сосредоточенная в этих слоях, слаба (не способна
разрушать разделяющие слои поверхности разрыва), имеет малые числа
Рейнольдса (определяемые толщинами слоев), а потому далека от универсального
статистич. равновесия и определяется особенностями каждого конкретного
слоя (а не его глубиной).
Лит.: Монин А. С., Яглом А.
М., Статистическая гидромеханика, ч. 1, М.. 1965, ч. 2, М., 1967; Монин
А. С., Каменкович В. М., Корт В. Г., Изменчивость Мирового океана, Л.,
1974; Ламли Дж.-Л., Пановский Г.-А., Структура атмосферной турбулентности,
пер. с англ., М., 1966. А. С. Монин.
А Б В Г Д Е Ё Ж З И Й К Л М Н О П Р С Т У Ф Х Ц Ч Ш Щ Ъ Ы Ь Э Ю Я