Массачусетский технологический институт, февраль 1967 г. 8 страница
На рис. 1 и 2 представлено распределение поля [и] зимой в северном полушарии и летом в южном (с октября по март), а также зимой в южном полушарии и летом — в северном (с апреля по сентябрь), рассчитанное независимо Бачем (1954) и Обаси (1963). В этих исследованиях был использован ограниченный ряд данных наблюдений. Так, Бач использовал данные для северного и южного полушарий только за 1950 г., а Обаси — за 1958 г. Однако оба эти исследования отличаются от аналогичных работ других авторов тем, что они полностью основаны на ветровых наблюдениях, в то время как исследования, в которых использовались более обширные выборки данных, содержат значения скорости ветра, оцененные по полю давления. Кроме того, Бач и Обаси использовали одинаковую методику расчета, а количество станций (145), имевшихся в южном полушарии в 1958 г., сравнимо с количеством станций (81), имевшихся в северном полушарии в 1950 г.
Методика расчета состоит в определении средних по времени значений и на поверхностях 850, 700, 500, 300, 200 и 100 мб для каждой станции по всем имеющимся данным. Затем эти средние наносятся на карту полушария и проводятся изолинии. Далее снимаются значения и в узлах пересечения стандартных меридианов и параллелей, и уже эти значения усредняются по долготе, чтобы получить оценку величин [и].
Наиболее полные сведения о ветрах в северном и южном полушариях, по нашему мнению, содержатся в работах Крат-
|
|
|
чера (1959, 1961), который построил карты и и других статистических характеристик на изобарических поверхностях 850, 700, 500, 300, 200 и 100 мб, а также вертикальные разрезы, расположенные через 10 градусов долготы. Осреднить данные, приведенные Кратчером, было сравнительно просто; полученные в результате осреднения значения [и] приведены на рис. 3 и 4 соответственно для зимы (декабрь—февраль) и лета (июнь—август).
Данные Кратчера для большинства районов получены путем обработки данных по крайней мере за 5 лет наблюдений, что
существенно превосходит интервал осреднения в исследовании Бача. Однако мы предпочли не объединять результаты Кратчера и Обаси на одной диаграмме, так как они получены при использовании различных вычислительных методик и, вероятно, не позволяют провести надежное сравнение характеристик для обоих полушарий. В частности, в районах с редкой сетью станций ветрового зондирования Кратчер использовал значения ветра, рассчитанные с помощью формулы градиентного ветра по картам барической топографии, а не пользовался более простым выражением геострофического ветра.
Тщательное исследование Хисти и Стефенсона (1958) охватывает оба полушария и основывается также на результатах наблюдений в течение пяти лет. Вертикальные разрезы для января и июля приводятся на рис. 5 и 6. В этой работе данные о ветре использовались лишь для района тропиков. Севернее 25° с. ш. и южнее 25° ю. ш. значения скорости ветра оценивались с помощью геострофических соотношений по картам барической топографии.
|
|
|
Наконец, мы должны упомянуть детальное и часто цитируемое исследование Минца (1954), основанное, по существу, на всех репрезентативных данных, имевшихся на 1950 г. Скорости ветра также оценивались по геострофическим формулам всюду, за исключением района между 20° северной и 20° южной широты. Кроме антарктического района, данные Минца по южному полушарию ограничивались долготами Австралии и Новой Зеландии. Поэтому мы приводим лишь его значения [и] для северного полушария (рис. 7 и 8).
Бач (см. рис. 1) обнаружил, что максимальное значение скорости западного ветра зимой равно 23 м/сек. Этот максимум расположен немного ниже уровня 200 мб на широте около 35° с. ш. На рис. 3, однако, видно, что это максимальное значение увеличивается до 34 м/сек. и находится немного южнее. На рис. 5 максимум расположен здесь же, но скорость достигает 37 м/сек. Наконец, на рис. 7 приведено максимальное значение, по Минцу; оно расположено южнее 30° с. ш. и равно 42 м/сек. Ввиду большого разброса точек, трудно утверждать, что количественные характеристики среднего зонального поля ветра хорошо известны.
|
|
|
Некоторый разброс, правда, легко может быть объяснен. Бач счел необходимым в своих расчетах, отнесенных к зимнему периоду, объединить данные для шести месяцев, с октября по март, чтобы получить достаточное количество материала. Кратчер и Минц имели в распоряжении ряд наблюдений большей протяженности и использовали данные лишь для трех зимних месяцев, с декабря по февраль, когда ветры сильнее, чем в октябре и ноябре, и, наконец, Хисти и Стефенсон использовали данные за один лишь январь.
Вероятно, важна также и систематическая погрешность, обычно присутствующая в данных ветровых наблюдений. Одной из основных причин отсутствия данных на верхних уровнях являются очень сильные ветры, которые выносят шары-пилоты из поля зрения прибора, прежде чем они достигнут наибольшей высоты. В действительности, вся совокупность данных о ветре
на верхних уровнях (в меньшей степени это касается наблюдений последних лет) обладает систематической погрешностью и смещена в сторону слабых ветров. Данные о ветре, полученные по геострофическим формулам, лишь в слабой степени подвержены влиянию этой погрешности, так как хотя сильный ветер и приводит к тому, что данные о давлении (так же, как и о ветре) иногда отсутствуют, при оценке интенсивности воздушного течения используются сведения о давлении не внутри области сильного течения, а по обе стороны от нее.
|
|
|
Кроме того, даже при отсутствии этой погрешности использование геострофического приближения систематически завышает значения скоростей ветра в районах сильных западных ветров. В свободной атмосфере ветер, равный по величине геострофическому, не обладал бы горизонтальным ускорением и, следовательно, стремился бы быть направленным по траектории большого круга. Но в среднем траектории в поясе западных ветров имеют почти ту же кривизну, что и широтные круги, и, следовательно, средние ветры имеют скорости меньше геострофической. Используя формулы (45), (47) и (48) и произведя осреднение, получим
Последний член в уравнении (81), вероятно, мал. Предшествующий ему член трудно оценить, но так как этот член исчезает при осреднении по вертикали, он должен быть знакопеременным. Оставшиеся члены зависят от статистических характеристик, которые оценить несложно. Карты Кратчера содержат распределения величин v и стандартных отклонений компонент скорости u и v, по которым могут быть оценены значения [и2] и [v5]. Холопейнен (1966) оценил среднегодовой агеострофический зональный ветер [и] — [ ug ] (см. рис. 9). Для зимнего периода [ ug ] превышает [и] на 2,3 м/сек. на поверхности 200 мб и 30° с. ш. и несовпадение между собой карт на рис. 3 и 5, таким образом, почти объяснено.
Чтобы наше объяснение несовпадения результатов тремя упомянутыми выше причинами не казалось слишком поспешным, заметим, что эти же причины будут справедливы и для южного полушария. Максимум скорости ветра [и], полученный Обаси при обработке данных ветрового зондирования для зимы, должен был бы превышать по величине значение, приводимое Хисти и Стефенсоном. Однако сопоставление рис. 2 и 6 обнаруживает несущественное различие. Оказывается, что некоторые различия между оценками должны возникать вследствие огра- ничейного объема данных: различные выборки неизбежно дадут различные средние значения.
Несмотря на только что указанные количественные различия, качественные особенности поля [и] достаточно хорошо известны. У поверхности Земли имеются хорошо известные пассатные ветры. В полярных районах преобладают западные ветры, но наблюдаются также и восточные. Направленная на восток компонента скорости ветра везде возрастает с высотой до поверхности 200 мб, за исключением низких широт летом в северном полушарии. От уровня 200 мб до значительно более высокого уровня, 100 мб, эта компонента убывает везде, кроме
высоких широт зимой, где она продолжает расти. В южном полушарии зимой наблюдается двойной максимум. Некоторое разногласие существует лишь по поводу экваториальных районов, где, по данным Минца, обнаруживаются восточные ветры на всех уровнях, тогда как в других упомянутых выше исследованиях отмечается существование западных ветров вблизи поверхности 200 мб зимой.
Так как геострофический ветер, в общем, дает довольно хорошую оценку величины [и], несмотря на имеющуюся тенденцию завышать при этом скорости западных ветров, многие из перечисленных характеристик особенностей этого поля можно объяснить, исходя из рассмотрения поля температуры. На рис. 10 и 11 приведены вертикальные разрезы, построенные Пейксото (1960), дополненные на уровнях 50 и 30 мб значениями, полученными Пенгом (1963), (1965); расчеты были выполнены по
методике, аналогичной используемой Бачем. Данные Пейксото также относятся лишь к 1950 г., и сеть станций использована им, по существу, та же, что Бачем; данные, полученные Пенгом, относятся к 1958 г.
Вертикальные разрезы, основанные, по-видимому, на наиболее полной совокупности данных, получены Пальменом и Ньютоном (1967) (рис. 12 и 13). Они основаны на подробных картах Голди и др. (1958), которые построены главным образом по Данным наблюдений, проведенных в течение 1941—1952 гг.
В районах с редкой сетью радиозондирования были использованы некоторые самолетные (или аэростатные) данные.
В отличие от оценок [и], различные оценки [7] количественно хорошо согласуются между собой. Можно предположить, что несколько завышенная температура, полученная Пейксото для зимы, и заниженная — для лета, объясняется тем, что он использовал при расчете на зимний и летний период данные за шесть месяцев (соответственно с октября по март и с апреля по сентябрь), в то время как Пальмен и Ньютон использовали данные только для января и июля. Можно добавить, что ни один из упомянутых исследователей не оценивал поле температуры по ветровым наблюдениям, используя геострофические соотношения.
Одним из свойств поля температуры, не имеющим аналога в поле геострофического ветра, является изменение характера температурного профиля с высотой. Благодаря этой особенности атмосфера разделяется на тропосферу, где (за исключением низких уровней в полярных районах зимой) температура убывает с высотой, и лежащую выше стратосферу, где (также за исключением полярных районов зимой) температура с высотой не убывает. Тропопауза, разделяющая эти два слоя, не обнаруживается четко при рассмотрении осредненных полей температуры, и мы коснемся ее позже.
Как следует из геострофических соотношений, увеличение значений [и] с высотой в тропосфере эквивалентно убыванию [Т] по направлению к полюсу. Уменьшение [и] в стратосфере эквивалентно росту [Т] в стратосфере по направлению к полюсу. В полярных районах в середине зимы температура убывает по направлению к полюсу даже в стратосфере, и скорость западных ветров там возрастает с высотой. Вблизи экватора, где геострофические соотношения менее всего применимы, не обнаруживается никаких существенных изменений поля [Т] в горизонтальной плоскости.
Пейксото и Кризи (1965) произвели также оценку значений зонально-осредненной удельной влажности [ q ], используя данные по северному полушарию за 1958 г. К этому времени по сравнению с 1950 г. данных стало значительно больше, так как существовало уже 345 станций, результаты наблюдений которых могли быть использованы. Методика вычислений в данном случае была аналогична методике Бача. Полученные вертикальные разрезы приведены на рис. 14 и 15.
У поверхности земли в тропических широтах величина [а] принимает очень большие значения; фактически [ q ] превышает значение, которое оно должно было бы иметь в условиях насыщения, если бы температура была на несколько градусов ниже.
Таким образом, значения [ q ] уменьшаются как с высотой, так и по направлению к более высоким широтам, и в первом приближении они определяются полем [Т]. В целом изменения влажности q близки по характеру к изменениям удельной насыщающей влажности qs . Некоторые интересные особенности поля влажности легко увидеть, рассмотрев поле зонально-осредненной относительной влажности [ q / qs ]- На рис. 16 и 17 представлены
поля этой величины, оцененные Лондоном (1957) для тропосферы. Отличительной их чертой является существование «сухого» участка в субтропических районах на средних уровнях, как зимой, так и летом.
Другие оценки (см. Манабе и др., 1965) указывают на значительно более низкие значения относительной влажности в верхней тропосфере. Выше 500 мб все оценки, по-видимому, основываются на очень ограниченном количестве данных.
Рассмотрим, наконец, меридиональную циркуляцию, т. е. поле [ v ] и поле [со], связанные уравнением неразрывности. В отличие от поля [и], которое часто неплохо аппроксимирует мгновенные значения компоненты и, поле [ v ] является, по существу, некоторой остаточной статистической характеристикой, которая получается при осреднении компонент скорости v , больших по величине, но имеющих противоположные знаки. Исключением
являются лишь пассаты, которые имеют составляющую, постоянно направленную к экватору. Следовательно, оценки [ v ] менее достоверны, чем оценки [и], которые и сами являются надежными лишь до некоторой степени. На рис. 18 и 19 представлены новые оценки осредненной по времени меридиональной циркуляции, полученные Пальменом и Вуорела (1963) для зимы и Вуорела и Туоминеном (1964) для лета.
Приведенные кривые являются линиями тока для потока массы. С помощью уравнений (42) и (48) можно ввести функцию тока ψ для полного потока массы, удовлетворяющую соотношениям:
Здесь функция w обращается в нуль на земной поверхности, а в вышележащих слоях может быть определена по значениям [v].
Обычно меридиональная циркуляция состоит из одной или более меридиональных ячеек, причем каждая представляет собой круговое движение вокруг некоторой области, где значения w экстремальны. Ячейка, в которой поднимается нагретый и опускается охлажденный воздух, называется термически направленной, или прямой, ячейкой циркуляции. В обратной ячейке циркуляции поднимается более холодный и опускается нагретый воздух. Картина циркуляции, предложенная Хэдли, содержит по одной прямой ячейке циркуляции в каждом полушарии. Как будет показано в пятой главе, в термически вынужденной циркуляции (циркуляции, обусловленной притоком тепла) в прямой ячейке за счет притока тепла создается кинетическая энергия; в обратной ячейке имеет место противоположный эффект, и обратная ячейка циркуляции должна черпать кинетическую энергию из других участков циркуляции.
На рис. 18 приведена хорошо выраженная прямая ячейка циркуляции в низких широтах, называемая теперь ячейкой Хэдли. В высоких широтах имеется более слабая обратная ячейка циркуляции. Когда в северном полушарии лето, ячейка Хэдли, расположенная в южном полушарии, проникает в северное полушарие. Поток, направленный к экватору, в ячейке Хэдли расположен главным образом в пограничном слое, в то время как обратный поток не располагается равномерно по оставшейся части атмосферы, а сконцентрирован вблизи верхней границы тропосферы. Следует отметить, что полученные оценки [ v ] и [ω] существенно различаются. Такер (1959), например, обнаружил зимой
менее интенсивную ячейку Хэдли, хорошо развитую обратную ячейку в средних широтах и четкие признаки еще одной прямой ячейки циркуляции в полярных районах. Осредненная за большой промежуток времени меридиональная циркуляция также может быть оценена с помощью различных косвенных методов. Мы не рассматриваем подобные оценки как характеристики наблюдаемой циркуляции и поэтому отложим их описание до следующей главы.
Вихревое и неустановившееся движение
Как уже отмечалось, чтобы получить достаточно полное представление о характерных чертах циркуляции, объединенных ранее в три (оставшиеся не рассмотренными) категории, потребовался бы нереально большой набор карт. Мы опишем только некоторые из основных качественных особенностей циркуляции. Количественные оценки влияния этих особенностей на поля средних величин [U], [Т] и [ g ] будут рассмотрены в следующей главе.
Характерные особенности, отнесенные ко второй категории, служат для того, чтобы отличать климат одной местности от климата другой, лежащей на той же широте, и широко используются в климатологии. Этих особенностей не существовало бы в идеализированной атмосфере над планетой, где географические особенности не зависят от долготы местности. Поэтому они не рассматриваются в большинстве гидродинамических исследований, лишь в некоторых исследованиях вводится упрощенное идеализированное описание океанов и материков.
Обычно зимой за исключением очень низких широт наблюдается тенденция к образованию над материками областей с высоким давлением на уровне моря и антициклональной циркуляцией, а над океанами — с низким давлением и циклонической циркуляцией. Летом в основном преобладает обратная картина везде, кроме очень высоких широт. Эта тенденция наиболее четко обнаруживается при рассмотрении азиатских зимних и летних муссонов; зимой — интенсивных антициклонических образований с центрами над северной Азией и летом — столь же интенсивных циклонов, центры которых расположены над южной Азией. Исландский и алеутский циклоны (или минимумы), появляющиеся зимой, также относятся к подобным образованиям. В южном полушарии, где меньше материков, эта тенденция выражена менее заметно.
Зимой температура обычно ниже над материками и выше над океанами, летом наблюдается противоположная картина. Следовательно, в соответствии с формулами термического ветра интенсивность муссонов уменьшается с высотой. Поле темпера- туры подвергается воздействию циркуляции воздуха, и исландский и алеутский циклоны (наиболее холодные в их западной части), как следует из уравнения термического ветра, смещаются с высотой к западу. На средних и верхних уровнях в тропосфере в западном потоке имеются две основные ложбины, расположенные вблизи восточных побережий северной Америки и Азии. В южном полушарии осредненный по времени поток почти параллелен широтным кругам.
Дата добавления: 2021-07-19; просмотров: 71; Мы поможем в написании вашей работы! |
Мы поможем в написании ваших работ!