Турбулентність в атмосфері і гідросфері. Рух повітря в атмосфері і води в гідросфері в більшості випадків має турбулентний характер (див. Турбулентність ) . Т. в а. і р. грає велику роль, оскільки саме завдяки турбулентності відбуваються обмін кількістю руху і теплотою між атмосферою і океаном (включаючи, зокрема, зародження вітрових течій і хвиль в океані), випар з поверхні океану і суші, вертикальне перенесення тепла, вологи, солей, розчинених газів і різних забруднень, дисипація кінетичної енергії, розсіяння і флуктуації амплітуди і фази звукових, світлових і радіохвиль (включаючи мерехтіння зірок, флуктуації радіосигналів космічних апаратів, наддалеке телебачення і тому подібне).
Специфічними особливостями Т. в а. і р. є дуже широкий спектр масштабів турбулентних неоднородностей (від мм до тис. км. ) і істотний вплив вертикального розподілу щільності середовища на розвиток дрібномасштабної турбулентності.
Спектр масштабів турбулентності в атмосфері розпадається на синоптичну область (макротурбулентність) з масштабами набагато більше ефективної товщини атмосфери Н ~ 10 км. і квазідвовимірними (квазігоризонтальними) турбулентними неоднородностямі і мікрометеорологічну область з масштабами набагато менше Н і істотно тривимірними неоднородностямі. У проміжній мезометеорологичеськой області скільки-небудь інтенсивна турбулентність рідка. Макротурбулентність черпає енергію з великомасштабних неоднородностей припливу тепла до атмосфери від підстилаючої поверхні, а витрачає енергію головним чином на генерацію мікротурбулентності при гідродинамічній нестійкості вертикальних градієнтів швидкості вітру.
Нестійка стратифікація служить для мікротурбулентності джерелом, а стійка — стоком енергії; у першому випадку мікротурбулентність виявляється інтенсивною, в другому — слабкою. Властивості мікротурбулентності найбільш прості в приземному шарі атмосфери завтовшки в декілька десятків м-коду, в якому вертикальні турбулентні потоки імпульсу t і тепло q постійні. За умов квазістаціонарної і горизонтальною однорідності характеристики великомасштабних компонент такої турбулентності визначаються, окрім висоти z і швидкості тертя, також параметром плавучості b = g/t 0 і величиною q / c p r ( g — прискорення сили тяжіння, c p і r — питома теплоємність і щільність повітря, T 0 — середня температура). Виміряні масштабами довжини , часу L / u * і температури q / c p ru * , ці характеристики виявляються універсальними функціями безмірної висоти z / L або визначуваного нею числа Річардсона (где u і Т— швидкість вітру і температура).
Властивості океанічної мікротурбулентності визначаються типовою для дуже стійко стратифікованої рідини наявністю в океані вертикальної мікроструктури — довгоживучих квазіоднорідних шарів з товщиною ~ 1 м-код і менш, що розділяються поверхнями розриву температури і солоності. Турбулентність, зосереджена в цих шарах, слабка (не здатна руйнувати розділяючі шари поверхні розриву), має малі числа Рейнольдса (визначувані товщиною шарів), а тому далека від універсальної статистичної рівноваги і визначається особливостями кожного конкретного шару (а не його глибиною).
Літ.: Монін А. С., Яглом А. М., Статистична гідромеханіка, ч. 1, М., 1965, ч. 2, М., 1967; Монін А. С., Каменковіч Ст М., Корт Ст Р., Мінливість Світового океану, Л., 1974; Ламлі Дж.-Л., Пановський Г.-А., Структура атмосферної турбулентності, пер.(переведення) з англ.(англійський), М., 1966.
