научная статья по теме ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В СВОБОДНОЙ АТМОСФЕРЕ ЗЕМЛИ, МАРСА И ВЕНЕРЫ (ОБЗОР) Астрономия

Текст научной статьи на тему «ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В СВОБОДНОЙ АТМОСФЕРЕ ЗЕМЛИ, МАРСА И ВЕНЕРЫ (ОБЗОР)»

АСТРОНОМИЧЕСКИЙ ВЕСТНИК, 2007, том 41, № 5, с. 387-416

УДК 523.42-852

ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В СВОБОДНОЙ АТМОСФЕРЕ ЗЕМЛИ, МАРСА И ВЕНЕРЫ (ОБЗОР)

© 2007 г. М. Н. Изаков

Институт космических исследований РАН, Москва Поступил в редакцию 18.12.2006 г.

Турбулентность в атмосферах планет земной группы играет важную роль: усиливая процессы переноса и диссипацию энергии движений, она влияет на тепловой режим, динамику и состав атмосферы. В частности - создает гомосферу, область, где состав и молярная масса не зависят от высоты, и гетеросферу, где относительные концентрации более легких атмосферных компонент быстрее увеличиваются с высотой. Турбулентность в планетарном пограничном слое атмосферы существенно влияет на погоду и климат. Ее изучению посвящено множество экспериментальных и теоретических работ. Картина турбулентности в свободной атмосфере много сложнее и она изучена гораздо меньше, хотя данные о ней важны для решения таких важных проблем, как безопасность полетов самолетов, антропогенные влияния на озоносферу и ряд других. Сложность картины турбулентности в свободной атмосфере определяется тем, что существует несколько источников ее энергии, распределенных во времени и пространстве случайным образом. Поэтому при интерпретации экспериментов и расчете теоретических моделей приходится делать ряд упрощающих предположений, что делает необходимым постоянное сравнение и уточнение различных данных. В настоящем обзоре суммированы экспериментальные и теоретические данные о турбулентности в свободной атмосфере Земли, Марса и Венеры, о ее влиянии на структуру и динамику атмосферы и о проблемах, связанных с ее описанием.

PACS: 96.12. Jt,96.30.Ea,96.30.Gc,47.27.T-

ВВЕДЕНИЕ

Турбулентность многократно ускоряет процессы диффузии, вязкости, теплопроводности и диссипации энергии движений, оказывая существенное влияние на состав, термический режим и динамику атмосферы. Влияние турбулентности на климат и погоду на Земле существенно в планетарном пограничном слое атмосферы, и описанию этого влияния посвящено множество экспериментальных и теоретических работ (Монин, Яглом, 1965; 1967; Зилитинкевич, 1970; Panofsky, Dutton, 1984). Картина турбулентности в свободной атмосфере много сложнее, она исследована гораздо меньше (Винниченко и др., 1976; Sidi, Da-laudier, 1990). Некоторые авторы считают, что в свободной атмосфере турбулентность присутствует лишь локально в пространстве и времени, в отдельных слоях толщиной от метра до километра (Panofsky, Dutton, 1984; Wyngaard, 1992). Ниже показано, что турбулентность в атмосферах Земли, Марса и Венеры присутствует всегда, от поверхности планеты до высоты 100-140 км.

Данные о турбулентности в свободной атмосфере необходимы для решения ряда важных проблем, таких как: безопасность полетов самолетов на больших высотах; влияние антропогенных загрязнений на концентрацию озона; влияние вулканических выбросов на радиационный режим атмосферы и климат; влияние атмосферы

на астрономические наблюдения; распространение в атмосфере радионуклидов, лазерного излучения и радиоволн (Andrews и др., 1987; Винниченко и др., 1976).

В настоящей статье суммированы экспериментальные и теоретические данные о турбулентности в свободной атмосфере Земли, Марса и Венеры, о ее влиянии на структуру и динамику атмосферы и о проблемах, связанных с ее описанием. Сначала рассмотрена атмосфера Земли, где имеется много экспериментальных данных. Это помогает при рассмотрении атмосфер Марса и Венеры, где данные пока немногочисленны.

Турбулентные вихри, имеющие масштабы, много меньшие шкалы высот, трехмерны, а имеющие много большие масштабы - квазидвумер-ны. Совокупность первых называют (не очень удачно) "микротурбулентность", совокупность вторых - "макротурбулентность". При описании турбулентности различных масштабов вводят коэффициенты турбулентной диффузии, вязкости и теплопроводности. При этом необходимо учитывать пространственный и временной масштабы усреднения, зависящие от метода измерения или решаемой задачи. Следует различать две группы турбулентных коэффициентов переноса. Если в эксперименте или модели учитывается влияние только трехмерной турбулентности, используются почти изотропные микротурбулентные коэффициенты переноса. Такие коэффициенты нахо-

дятся в экспериментах, в которых измеряются турбулентные пульсации температуры, плотности и/или скорости ветра и их спектры. Они используются в уравнениях гидродинамических моделей атмосферы для параметризации подсеточ-ной турбулентности. Если учитывается влияние турбулентности всех масштабов (трехмерные и квазидвумерные вихри) получаются макротурбу-лентные коэффициенты переноса, сильно анизотропные (отношение горизонтального к вертикальному коэффициенту диффузии порядка 104-105). Такие коэффициенты рассчитывают по профилям концентраций компонент атмосферы, время установления которых значительно, а также - по турбулентным потокам, рассчитанным в гидродинамических моделях. Если авторы не различают макро- и микрокоэффициенты переноса, они часто делают ошибочные выводы.

Так как картина атмосферной турбулентности и связанных с ней волн очень сложна, вводится ряд упрощений, как при интерпретации экспериментальных данных, так и при расчете моделей. Поэтому необходимым этапом исследований является сравнение экспериментальных и модельных данных, позволяющее уточнять те и другие.

ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В СВОБОДНОЙ АТМОСФЕРЕ ЗЕМЛИ

О роли турбулентности в планетных атмосферах

Турбулентность возникает из-за различных не-устойчивостей атмосферных движений (Монин, 1988; Шакина, 1990). Ее главная роль - поддержание такой скорости диссипации энергии в планетарных процессах, при которой приток энергии солнечной радиации на планету равен оттоку энергии уходящей планетной ИК-радиации. Действительно, планета есть открытая неравновесная система (Николис, Пригожин, 1979; Климонтович, 1995), где все процессы идут за счет поглощаемого ею потока солнечной радиации, несущего определенную энергию, а также (как показал Макс Планк) - энтропию и температуру (Ландау, Лиф-шиц, 1964; Oxenius, 1986). Разность притока энтропии на планету и ее оттока (при упрощающем предположении, что спектры солнечной и уходящей планетной радиации близки к спектру абсолютно черного тела) выражается так (Callies, Herbert, 1988; Изаков, 1989; 1997):

4/Ф Ф 41 - (1)

А s=31

Здесь - приток энергии солнечной радиации, поглощенный планетой, Фр - отток энергии планетной ИК-радиации, Ts и Tp - температуры солнечной и планетной радиации. Как показали измерения со спутников, в среднем по поверхности планеты и за год, приток и отток энергии равны, Фр = Фэ (Kandel, 1990). Так как температура сол-

нечной радиации - около 6000 К, тогда как температура уходящей ИК-радиации на Земле - около 300 К, отток энтропии много больше ее притока. Именно рост энтропии (или расход негэнтропии), а не расход энергии, как обычно говорят, является мерой всех происходящих на планете процессов. Все реальные процессы на планете, в том числе атмосферные движения, диссипативны. В этих процессах энергия, пришедшая на планету, в конечном счете, диссипирует в тепло и уносится в космос потоком уходящей ИК-радиации. Но скорость молекулярной диссипации недостаточна для поддержания баланса энтропии. Турбулентный каскад энергии от больших к малым вихрям ускоряет диссипацию на много порядков, в соответствии с ростом энтропии. Кроме того, турбулентность ускоряет процессы переноса. Так в плотных слоях атмосферы, где создается парниковый эффект, длина пробега ИК-фотонов мала, и турбулентные вихри, вместе с ИК-потоком, переносят тепло в верхние слои, откуда ИК-радиация уходит в космос. Таким образом, турбулентность атмосферы и океана является важным звеном механизма, поддерживающего квазистационарные условия на планете (климат).

По приближенным оценкам, на Земле на поддержание теплового режима расходуется около 70% притока негэнтропии, на испарение воды -около 20%, а на все динамические процессы в атмосфере и океане - 3%-4%. На Венере, где воды очень мало, на поддержание теплового режима расходуется около 85% притока негэнтропии, а на динамику атмосферы - около 15% (Изаков, 1989).

Характеристики турбулентности до высоты 30 км по данным радиозондов

Прямые измерения турбулентных пульсаций температуры и скорости ветра, регулярно проводимые во многих географических пунктах термометрами и анемометрами, поднимаемыми на баллонах до высоты около 30 км, показывают постоянное присутствие турбулентных пульсаций в тропосфере и нижней стратосфере от поверхности до указанной высоты. На рис. 1 приведен профиль температуры, измеренный в Японии, на широте около 35°с.ш. (Т8^а и др., 1991), а также -профили пульсаций температуры и их средне-квадратического значения и профиль частоты плавучести (частоты Бранта-Вяисяля), N = = [(£/0)(Э0/Эг)]1/2 = (^Г/7)1/2. Здесь г - высота, Т -температура, 0 - потенциальная температура, 0 = = Т(ро/р)к , к = у/(у - 1), у = ср/су); Г - параметр статической устойчивости (равный разности истинного и адиабатического градиентов температуры); размерность N - радиан/с (Монин, 1988; Госсард, Хук, 1978). Если N < 0, Г < 0, стратификация конвективно неустойчива, и конвекция стремится быстро возвратить стратификацию к нейтральной, при которой вертикальный градиент темпера-

40

30 -

|20

10 -

150 200 250 300 -2 Temperature, K

2

t, K

10-3 10-2 10-1

10°

10-

10-

rz K2

n2, (rad2/s2)

Рис. 1. Профиль температуры по радпозондовым измерениям в Японии, а также профили пульсаций температуры, их среднеквадратического значения и профиль квадрата частоты плавучести N (Т8иёа и др., 1991).

туры равен ее адиабатическому градиенту. Если же N2 > 0 (как на рис. 1), стратификация конвективно устойчива, и в атмосфере распространяются волны плавучести (внутренние гравитационные волны), в которых возвращающая сила есть сила Архимеда. При этом динамическая устойчивость или неустойчивость, а следовательно, - существование или отсутствие турбулентности, определяется, как показано ниже, числом Ричардсона. Спектры пульсаций, приведенные ниже, показывают, что в атмосфере одновременн

Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.

Показать целиком