Влияние внутренних гравитационных волн в атмосферном пограничном слое на измерения характеристик турбулентности пульсационным методом

Полный текст

ВВЕДЕНИЕ

В устойчиво стратифицированном атмосферном пограничном слое (УАПС) при помощи дистанционных методов (радары, содары, лидары) регулярно наблюдаются субмезомасштабные волнообразные структуры с периодами от десятка секунд до нескольких десятков минут (например, [Камардин и др., 2014; Люлюкин и др., 2015; Banakh and Smalikho, 2023; Petenko et al., 2023; Зайцева и др., 2023]). Такие волнообразные структуры обычно атрибутируют как проявление внутренних гравитационных волн (ВГВ). ВГВ могут сопровождаться изменением турбулентного режима УАПС вследствие различных процессов: обрушения волн, нелинейного взаимодействия с фоновым течением, модулирования профилей ветра и температуры и т. п. (см., например, обзор [Sun et al., 2015a] и ссылки в нём).

Анализ членов, входящих в уравнение Тейлора-Гольдштейна, описывающего волны в линейном приближении, позволяет выделить некоторые механизмы, ответственные за возникновение волновых движений. По терминологии обзора [Carpenter, 2012] можно выделить волны плавучести (ВП) и вихревые волны. В отсутствие завихренности или сдвига ветра основной механизм генерации волн в устойчиво стратифицированном потоке – наличие плавучести, приводящей к возникновению возвращающей силы в случае отклонения воздушных частиц от статического равновесия. Вихревые волны могут возникать из-за волновой неустойчивости при ненулевой завихренности течения. К вихревым волнам, возникающим в устойчиво стратифицированном сдвиговом потоке также относят так называемые валы Кельвина-Гельмгольца (ВКГ), часто наблюдаемые в УАПС. В настоящей работе такой класс волновых движений мы будем обозначать как внутренние гравитационно-сдвиговые волны (ВГСВ).

Отметим, что наблюдаемые в УАПС периодические движения, как правило, являются нелинейными, хотя условия их возникновения и некоторые параметры удовлетворительно описываются линейной теорией. Зачастую регистрируемые цуги волн содержат небольшое количество колебаний с меняющимися амплитудой и/или частотой. На содарных и лидарных эхограммах регулярно наблюдаются периодические структуры различной вертикальной формы, из которых можно выделить случаи, предположительно относящиеся к вышеупомянутым классам ВП и ВГСВ [Люлюкин и др., 2015; Petenko et al., 2023; Зайцева и др., 2023; Banakh and Smalikho, 2023].

В последние два десятилетия, в связи с проблемами краткосрочного локального прогноза погоды высокого разрешения, усилился интерес к исследованиям взаимодействия волн и турбулентности в УАПС [Sun et al., 2004; Nappo et al., 2008; Viana et al., 2009; Durden et al., 2013; Sun et al., 2015b; Cava et al., 2015; Зайцева и др., 2018; Zaitseva et al., 2022; Banakh and Smalikho, 2023 и др.]. В работе [Sun et al., 2015b] показано, что прохождение ВП может приводить к модулированию профилей ветра и температуры и таким образом влиять на силу и знак потоков тепла и импульса. Кроме того, из-за волновых колебаний скорость ветра может превысить критическое значение, соответствующее переключению между режимами слабой и сильной турбулентности. Наиболее известный механизм передачи энергии от волновых движений к турбулентным в УАПС – обрушение волн вследствие развития конвективной или сдвиговой неустойчивости, но также возможны нелинейные взаимодействия между совпадающими волновыми и наибольшими турбулентными масштабами (см., например, обзор [Sun et al., 2015a] и ссылки в нём). Прохождение волны может сопровождаться процессами, приводящими к подавлению части спектра потоков тепла и импульса [Viana et al., 2009], увеличению спектра вертикальной компоненты скорости ветра и изменению его наклона [Banakh and Smalikho, 2023]. В экспериментальных [Vercauteren and Klein, 2015; Durden et al., 2013] и модельных [Rorai et al., 2014] исследованиях было показано, что периодические структуры, регистрируемые в сильно устойчивом АПС, оказывают большее влияние, чем в слабо устойчивом АПС. Численное моделирование [Jiang, 2021] показало, что интенсивность турбулентности увеличивается по мере роста валов ВКГ, ещё до начала их обрушения, причём рост кинетической энергии возмущений (в несколько раз) и потоков происходит не только внутри волнового слоя, но и под ним. Стандартные пульсационные методы расчёта характеристик турбулентности, применённые к временным рядам с волновыми колебаниями, могут привести к изменениям в оценках дисперсий компонент скорости ветра (до 60%) и турбулентных потоков, что было подтверждено измерениями вблизи земной поверхности [Nappo et al., 2008; Cava et al., 2015] и на высотах до 300 метров [Durden et al., 2013].

Цель представляемой работы – количественная оценка степени влияния цугов ВГСВ и ВП в УАПС на измеряемые традиционным пульсационным методом характеристики турбулентности в приземном слое. Для этого были использованы измерения, проводимые в Московской области на Звенигородской научной станции (ЗНС) Института физики атмосферы (ИФА РАН).

В разделе 2 описаны использованные в работе измерения и методы обработки данных. В разделе 3 представлены примеры анализа двух эпизодов волновой активности. Раздел 4 посвящён результатам статистического анализа результатов, полученных для 38 эпизодов ВГВ.

ИЗМЕРЕНИЯ И ОБРАБОТКА ДАННЫХ

Параметры ВГВ определялись по высотно-временным развёрткам эхо-сигнала содара (эхограммам). Средние профили скорости ветра и температуры измерялись с помощью содара и микроволнового температурного профилемера соответственно. Характеристики турбулентности в приземном слое рассчитывались по данным локальных измерений ультразвуковым термометром-анемометром.

Трёхантенный доплеровский содар серии ЛАТАН-3, разработанный в ИФА [Кузнецов, 2007], работал в моностатическом режиме на несущей частоте 2 кГц. Содар измерял вертикальные профили интенсивности эхо-сигнала, пропорциональной структурной характеристике температуры, и профили 3-х компонент скорости ветра. Измерения производились с разрешением 20 с по времени (цикл зондирования) и 20 м по высоте. Невысокое разрешение этих данных связано с тем, что они получены с помощью многофункционального стационарного содара, который несколько лет использовался для климатологических исследований в режиме непрерывного круглосуточного мониторинга АПС. Точность измерения горизонтальных компонент скорости ветра составляла ± 0.5 м/с, а вертикальной компоненты – ± 0.1 м/с.

Для измерений температуры воздуха в УАПС использовался микроволновый температурный профилемер МТР-5, данные которого обрабатывались по методике, разработанной в ФГБУ «ЦАО» и ФГБУ «Гидрометцентр РФ» [Кадыгров и др., 2015]. Профилемер измерял профили температуры в диапазоне высот от 0 до 600 м с разрешением 5 мин по времени и 50 м по высоте.

Для расчёта характеристик турбулентности были использованы микрометеорологические измерения компонент скорости ветра и акустической температуры, производимые при помощи ультразвукового термометра-анемометра марки USA-1 (так называемого соника). Соник был расположен на верхушке мачты высотой 56 м и производил измерения с частотой 10 Гц. Для каждого рассматриваемого эпизода временные ряды были предварительно вручную проверены на наличие ошибок и пробелов в измерениях. Для фрагментов записей длиной от 1.5 до 4 ч (в зависимости от длительности эпизода) была произведена корректировка направления осей методом двойного поворота (см., например, [Kaimal and Finnigan, 1994]).

Для аккуратного вычисления характеристик турбулентности необходимо выбрать время осреднения t_ср так, чтобы оно соответствовало положению минимума в спектре движений (спектральному провалу), который отделяет турбулентные флуктуации от крупномасштабных. В устойчиво стратифицированном течении выбор t_ср осложняется изменениями положения спектрального провала (связанными с нестационарностью), или же его отсутствием (в случае одновременного существования волн и турбулентности с одинаковыми масштабами). В настоящее время для построения спектральных разложений часто используется метод кратномасштабного разложения потоков (MultiResolutional Flux Decomposition, MRFD). Подробное описание метода расчётов спектров можно найти в работах [Howell and Mahrt, 1997; Vickers and Mahrt, 2003].

Были рассчитаны широко употребляемые характеристики турбулентности – турбулентная кинетическая энергия (ткэ), поток тепла (q) и поток импульса (τ) (см., например, [Kaimal and Finnigan, 1994]):

Ткэ = 0.5⟨u’² + v’² + w’²⟩                                                                   (1)

q = s_pρ⟨w’t’⟩                                                                                         (2)

τ = ρ⟨u’w’⟩                                                                                           (3)

где u’, v’, w’, t’ – отклонения от среднего компонент скорости ветра и температуры, угловые скобки обозначают осреднение по времени, c_p = 1007 Дж/кг·К, ρ = 1.23 кг/м³.

Время осреднения было выбрано равным 1 мин (см. напр., [Sun et al., 2015b; Vercauteren and Klein, 2015]). Для разных эпизодов волновой активности масштаб времени z/u_* мог сильно отличаться – от 70 с до 900 с. Здесь z=56 м – высота расположения термометра-анемометра; u_* = $\sqrt{-<u\text{'}w\text{'}>}$ с осреднением 30 минут.

В качестве количественной оценки степени изменения характеристик турбулентности, сопутствующего прохождению волн, рассматривались отношения r средних значений ткэ, q и τ во время наблюдения цуга волн к средним значениям этих параметров непосредственно перед волновым эпизодом:

r =                                                                                  (4)

где X – поток тепла, импульса или кинетическая энергия, угловые скобки обозначают среднее значение по промежутку времени до (индекс 1) и во время (индекс 2) наблюдения эпизода.

Вместе с отношением r по содарным данным и данным MTP-5 анализировались изменения вертикальных профилей ветра и температуры, осреднённых по 30 минутам, а также рассчитываемое на их основе градиентное число Ричардсона в нижних 100 м:

R_i =                                      (5)

где <T>, <ΔT/Δz> – средние значения температуры и её вертикального градиента в нижних 100 м,  <ΔU/Δz> – среднее значение вертикального сдвига горизонтального ветра или в нижних 100 м, или ниже ядра низкоуровневого струйного течения, g = 9.81 м с^-2, γ_а= 9.8 10^–3 К/м.

Исследованные в работе эпизоды волновой активности были отобраны из каталога волновых движений, наблюдавшихся на ЗНС в 2008–2015 гг. [Зайцева и др., 2023]. Выбирались эпизоды, соответствующие следующим критериям:

1. эпизод наблюдался с апреля по сентябрь (более 90% ВП были зарегистрированы именно в эти месяцы);
2. время начала и окончания эпизода на эхограмме чётко определяемы;
3. высота нижней границы слоя волновой активности не превышала 100 м;
4. длительность эпизода составляла от 20 до 120 мин.

Применение перечисленных критериев существенно сократило число рассматриваемых случаев. В первую очередь это связано с ограничением положения нижней границы волнового слоя: настройки содара не позволяли достоверно регистрировать периодические структуры с малыми масштабами и низко расположенным слоем волновой активности.

ПРИМЕРЫ ИЗМЕНЕНИЙ ХАРАКТЕРИСТИК ТУРБУЛЕНТНОСТИ В ПРИСУТСТВИИ ВОЛН

На рис. 1 представлены синхронные измерения содара и соника, произведённые во время прохождения цуга ВГСВ (24.04.2012). Эпизод регистрировался на эхограмме с 02:15 до 02:50.

 

Рис. 1. Эпизод ВГСВ 24.04.2012. (а) Содарная эхограмма. (б) профили средней скорости ветра (чёрные линии, нижняя ось абсцисс) и температуры (серые линии, верхняя ось абсцисс). Время осреднения 30 минут. (в) радиальная скорость ветра по измерениям наклонной антенны на высотах 60, 80, 100 и 120 м. Временные ряды были сдвинуты относительно друг друга для наглядности. (г) горизонтальная скорость ветра (черная линия) и акустическая температура (серая линия). (д) вертикальная скорость ветра. По оси абсцисс везде кроме (б) отложено местное время. Панели (г) и (д) построены по данным измерений соника (высота 56 м). Ко временным рядам эхо-сигнала и радиальной скорости (панели (а) и (в)) для наглядности было применено скользящее осреднение по 1 минуте. Вертикальными пунктирными линиями обозначено время начала и конца волнового цуга.

 

Колебания с периодом около 3 мин наблюдались на содарной эхограмме, в содарных измерениях радиальной скорости (по измерениям наклонных антенн), а также в измерениях горизонтальной скорости и акустической температуры соником на высоте 56 м. Во временных рядах вертикальной скорости ветра (и по данным содара, и по данным соника) наблюдалось несколько колебаний в начале и конце эпизода. Среднее число Ричардсона до эпизода составляло ~ 0.16, во время – ~0.17, а после увеличилось до ~0.22. Частота Брента-Вяйсяля составляла ~ 3 · 10^–2 с^-1, частота колебаний – 1/180 ~ 6 · 10^–3 с^-1. Масштаб времени z/u* составлял ~ 300 с до начала эпизода и ~ 600 с во время.

В подавляющем большинстве исследованных случаев ВГСВ во временных рядах ветра и температуры, измеренных на мачте, не регистрировались колебания, соответствующие наблюдаемым на эхограмме. В представленном на рис. 1 эпизоде нижняя граница слоя волновой активности составляла около 40 м, что, по-видимому, и позволило регистрировать колебания в измерениях на мачте.

 

Рис. 2. Эпизод ВГСВ 24.04.2012. Кратномасштабные разложения потока тепла. По оси абсцисс отложено местное время, по оси ординат — масштаб времени (обратный частоте). Шкала представлена справа. Спектры рассчитаны через каждые 60 секунд.

 

На рис. 2 представлено спектральное разложение потока тепла для рассматриваемого случая. Для наглядного представления изменений спектров со временем, представлены расчёты через каждую минуту (так же, как в работе [Viana et al., 2009]). Каждый спектр рассчитывался по ряду длиной ~ 27 минут (2¹⁴ точек). До прохождения цуга ВГСВ (до 02:15) поток тепла был отрицателен на всех частотах выше ~ 0.04 Гц (с масштабами менее ~ 25 с). В начале эпизода наблюдался всплеск отрицательных значений потока тепла, с наибольшей интенсивностью на частотах ~ 0.02–0.01 Гц (50–100 с). Вскоре на всех частотах выше ~ 0.01 Гц (менее 100 с) знак потока сменился на положительный. После прохождения цуга ВГСВ поток тепла вновь стал отрицательным, однако, приближался к нулю уже на меньших частотах (~ 0.01 Гц), чем до начала эпизода (~ 0.04 Гц).

 

Рис. 3. Эпизод ВГСВ 24.04.2012. Временные ряды (а) ткэ, (б) потока импульса и (в) потока тепла, рассчитанные по данным измерений соника с осреднением в 1 минуту. Вертикальные линии указывают на время начала и окончания эпизода.

 

Таблица 1. Средние характеристики турбулентности и степень их усиления r для 19 эпизодов ВГВ

Диапазон значений
	ткэ, м² с-2	r	τ, Н м-2	|r|	q, Вт м-2	|r|
ВГСВ	0.09 ÷ 0.63	1.4 ÷ 2.9	-0.19 ÷ -0.01	2.3 ÷ 13.4	-21 ÷ -8	1.5 ÷ 3.2
ВП	0.13 ÷ 0.66	1.4 ÷ 16.8	-0.13 ÷ 0.01	1.3 ÷ 895	-28 ÷ 35	0.7 ÷ 33
Средние значения ( в скобках медианные значения)
ВГСВ	0.23±0.16	2.4±0.6 (2.4)	-0.07±0.05	5.6±3.8 (3.6)	-12±5	2.3±0.7 (2.2)
ВП	0.33±0.17	6.8±4.8 (5.7)	-0.06±0.05	108.5±295.4 (4.6)	-14±15	4.0±2.4 (4.5)

 

На рис. 3 представлены временные ряды потоков тепла и импульса, а также турбулентной кинетической энергии. Отношения r оказались равны: для ткэ r = 0.7, для вертикального потока тепла (q) r = 0.8, для потока импульса (τ) r = 0.4.

 

Рис. 4. То же что на рис. 1, но для эпизода ВП 11.06.2009.

 

На рис. 4 представлены синхронные измерения, произведённые содаром и соником во время прохождения цуга ВП (11.06.2009). Колебания с периодом 5–6 минут наблюдались с 21:30 до 22:00 на содарной эхограмме, а также во временных рядах горизонтальной и вертикальной компонент скорости ветра, и в измерениях акустической температуры. Началу регистрируемого на эхограмме эпизода предшествовало резкое снижение температуры и усиление ветра (в 20:45–21:15), а также несколько колебаний ветра и температуры (в 21:15–21:30). Число Ричардсона до, во время и после эпизода составляло соответственно ~ 0.22, 0.84, 0.28. Частота Брента-Вяйсяля составляла ~ 2.5 · 10^–2 c^-1, частота колебаний составляла ~ 3 · 10^–3 c^-1. Масштаб времени z/u* составил ~ 130 с до начала эпизода и ~ 500 с во время.

 

Рис. 5. То же, что на рис. 2, но для эпизода ВП 11.06.2009.

 

На рис. 5 представлено спектральное разложение потока тепла для рассматриваемого случая. До начала эпизода поток тепла принимал отрицательные значения почти на всех частотах, наибольший вклад вносили структуры с частотами менее ~0.005 Гц (масштабы более 200 с). После прихода цуга на частотах менее ~ 0.04 Гц (масштабы более ~ 25 с) знак потока сменился на положительный. В это же время вклад структур с более высокими частотами, сохранив отрицательные значения, снизился по абсолютным значениям. После окончания эпизода на всех частотах поток тепла постепенно снизился.

 

Рис. 6. То же, что на рис. 3 , но для эпизода ВП 11.06.2009.

 

На рис. 6 представлены временные ряды ткэ, а также потоков тепла и импульса для цуга волн плавучести. Прохождению цуга сопутствовал резкий, но кратковременный всплеск турбулентности. Отношения r оказались равны: для ткэ r = 6.1, для вертикального потока тепла (q) r = 0.7, для потока импульса (τ) r = 23. Низкое отношение r для потока тепла обусловлено тем, что в первую половину эпизода наблюдался положительный вертикальный поток, а во вторую – отрицательный, из-за чего среднее значение потока тепла во время регистрации цуга оказалось мало.

Статистика влияния волн на турбулентность

Было исследовано 38 эпизодов волновой активности: 28 цугов ВГСВ и 10 цугов ВП. Для всех случаев были рассчитаны ткэ и потоки импульса, для 23 цугов также были рассчитаны потоки тепла.

После анализа метеорологических условий, поведения характеристик турбулентности и степени их изменения исследованные случаи были разделены на две группы. К первой группе были отнесены эпизоды, в которых изменения ткэ не превышали 20% (т. е. |r|<1.2), а также цуги, для которых невозможно сделать однозначного вывода о степени их влияния из-за меняющихся условий. Все остальные случаи были отнесены ко второй группе: в общей сложности 10 эпизодов ВГСВ и 10 эпизодов ВП.

Диапазон значений характеристик турбулентности во время наблюдения эпизодов из второй группы и степени их усиления представлены в табл. 1. Разброс значений ткэ и потока импульса τ схожи для обоих классов волн. Четырём цугам ВП сопутствовали положительные потоки тепла. Диапазоны значений отношений r для цугов ВП шире, чем для цугов ВГСВ. Значения характеристик турбулентности при наблюдении цугов ВГСВ и ВП оказались, в среднем, близки, а степени усиления r, сопутствующие прохождению цугов ВП, заметно выше, чем для цугов ВГСВ.

 

Рис. 7. Диаграмма рассеяния Ri и r для ткэ (а), q (б) и τ (в). Кружками отмечены значения для ВГСВ, треугольниками — для ВП.

 

На рис. 7 представлена диаграмма рассеяния степени усиления |r| рассмотренных характеристик турбулентности и числа Ричардсона Ri. Для эпизодов ВП коэффициент линейной корреляции R степени усиления ткэ и Ri составил 0.78, для эпизодов ВГСВ – 0.49. Коэффициент линейной корреляции усиления потока импульса |r| и Ri для ВП (при исключении одного эпизода с очень высоким r) составил 0.53, а для пары τ – Ri составило 0.77 (без исключения эпизодов). При этом корреляция значений τ до эпизода с числом Ричардсона (ВП) составила 0.44. Для эпизодов ВГСВ степени усиления |r| и Ri показывают слабую связь (с коэффициентами корреляции ~ 0.3–0.4). Также прослеживается тенденция к увеличению степени усиления ткэ с уменьшением значения ткэ до эпизода (коэффициенты корреляции для ВГСВ и ВП составили соответственно –0.53 и –0.66), в то время как связь значения ткэ во время наблюдения эпизода со степенью усиления не наблюдается.

Измеряемые в УАПС характеристики турбулентности варьируются в широком интервале и могут отличаться на несколько порядков. Например, в работах [Mahrt and Vickers, 2006; Banta et al., 2007] для случаев от экстремально слабой до сильной турбулентности в УАПС были рассчитаны значения потока импульса τ ~ 10^–3 ÷ 10⁰ Н м^-2 и потока тепла q~ 0.1 Вт м^-2 ÷ 100 Вт м^-2. В работе [Sun et al., 2012] слабо турбулизованному УАПС соответствовали ткэ не превышающие нескольких десятых м²с^-2, а сильно турбулизованному – от десятых долей до нескольких единиц м²с^-2. Бóльшие значения ткэ также регистрируются, например, в работах [Potekaev et al., 2021; Shamanaeva et al., 2018] показано, что в нижних 50 м в ночное время ткэ может возрастать до 50 м²с^-2.

Представленные в разных работах оценки рассчитанных во время прохождения волн характеристик турбулентности на высотах 10–50 м разнятся как по значению, так и по знаку потоков. Например, в работе [Durden et al., 2013] отмечено, что на высоте 34 м потоки тепла для двух эпизодов волновой активности, отличавшихся степенью устойчивости УАПС, составляют +2 Вт м^-2 и –39 Вт м^-2, потоки импульса по модулю равны 5 · 10^–3 и 0.3 Н м^-2, а ткэ равны 5 · 10^–2 и 1.2 м²с^-2. В экспериментальных работах [Sun et al., 2004; Nappo et al., 2008; Cava et al., 2015] и при моделировании [Jiang, 2021] разброс получаемых значений не превышает вышеуказанного.

В работе [Cava et al., 2015] обнаружено, что отфильтровывание вклада волны в рассчитываемые турбулентные потоки в среднем снижает их на 20–50%, а снижение ткэ может достигать 60%. С другой стороны, в работе [Durden et al., 2013] на примере двух волновых эпизодов было показано, что при сильной устойчивости волновой вклад в потоки и ткэ составлял ~ 20–50%, а при слабой ~ 5%. Эти результаты указывают на то, что степень воздействия волн зависит от того, насколько интенсивна фоновая турбулентность.

При численном моделировании цуга ВКГ в устойчиво стратифицированном пограничном слое при положительном сдвиге ветра [Jiang, 2021] увеличение кинетической энергии возмущений составило 2.1 раза, что согласуется с нашими оценками. Кроме того, в работе [Jiang, 2021] показано, что высота расположения слоя волновой активности может повлиять на степень воздействия цуга на пограничный слой, что может объяснить большой разброс полученных нами оценок.

Заключение

По данным измерений в пригородной местности был проведён анализ влияния 28 цугов внутренних гравитационно-сдвиговых волн и 10 цугов волн плавучести в УАПС на характеристики турбулентности, измеряемые в приземном слое. Эпизоды волновой активности регистрировались и классифицировались путём визуального анализа содарных эхограмм [Зайцева и др., 2023]. Значения турбулентной кинетической энергии, а также потоков тепла и импульса рассчитывались по данным пульсационных измерений на мачте. В качестве количественной меры степени изменения указанных характеристик во время прохождения волн рассматривались отношения среднего значения величин во время наблюдения волновой активности к значению, осреднённому по 30 или 60 минутному промежутку времени до начала эпизода.

Рассмотренные эпизоды были разделены на две группы: 1) случаи, в которых изменение ткэ составило менее 20%, а также эпизоды, для которых невозможно сделать однозначного вывода о степени влияния; 2) остальные случаи, в которых ткэ увеличилось более, чем на 20%. Только 10 из 28 цугов ВГСВ и 9 из 10 цугов ВП были отнесены ко 2 группе Для этих 19 эпизодов были сделаны количественные оценки значений характеристик турбулентности и их изменений. Диапазоны исследованных величин оказались широкими. В среднем значения характеристик турбулентности близки для цугов обоих классов. Однако, степени усиления, связанные с прохождением цугов ВП, в среднем выше.

Было замечено, что для цугов ВП повышение числа Ричардсона происходит одновременно с повышением потока импульса и степени усиления турбулентной кинетической энергии. Для цугов ВГСВ наблюдается более слабая корреляция характеристик турбулентности и степени их изменения с числом Ричардсона. Для цугов обоих классов большее увеличение турбулентной кинетической энергии наблюдалось в случаях с более низким значением ткэ до прохождения цугов. В то же время связи между степенью усиления и значением ткэ во время наблюдения эпизода не обнаружено.

Увеличение измеряемых характеристик турбулентности, с одной стороны, может быть связано с реальным усилением турбулентного обмена, вызываемым воздействием волновых цугов. С другой стороны, при наличии нестационарных колебаний во временных рядах ветра и температуры возникают трудности с определением «истинно турбулентных» флуктуаций и их отделением от нетурбулентных вариаций. Даже выбор времени осреднения, заведомо меньшего периода колебаний [Nappo et al., 2008] не обязательно избавляет от ошибок, например, при расчёте турбулентной кинетической энергии, а также потоков импульса и скаляров [Cava et al., 2015].

БЛАГОДАРНОСТИ

Работа выполнена в рамках выполнения государственного задания Института физики атмосферы им. А. М. Обухова РАН № FMWR-2022–0017.

Об авторах

Д. В. Зайцева

Институт физики атмосферы им. А. М. Обухова РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: zaycevadv@gmail.com
Россия, Пыжевский пер., д. 3, 119017, Москва

М. А. Каллистратова

Институт физики атмосферы им. А. М. Обухова РАН

Email: zaycevadv@gmail.com
Россия, Пыжевский пер., д. 3, 119017, Москва

В. С. Люлюкин

Институт физики атмосферы им. А. М. Обухова РАН; Московский государственный технический университет им. Н. Э. Баумана

Email: zaycevadv@gmail.com
Россия, Пыжевский пер., д. 3, 119017, Москва; ул. 2-я Бауманская, д. 5, к.1, 105005, Москва

Р. Д. Кузнецов

Финский метеорологический институт, Динамикум

Email: zaycevadv@gmail.com
Финляндия, площадь Эрик Пальмен, 1, FI-00101 Хельсинки

Д. Д. Кузнецов

Институт физики атмосферы им. А. М. Обухова РАН

Email: zaycevadv@gmail.com
Россия, Пыжевский пер., д. 3, 119017, Москва

Список литературы

Дополнительные файлы