Массачусетский технологический институт, февраль 1967 г. 9 страница

⇐ ПредыдущаяСтр 9 из 21Следующая ⇒

Можно было бы предположить, что характерные особенности циркуляции, выделенные в третью группу, подобно особенностям, входящим во вторую группу, отсутствуют в идеализированной атмосфере, но анализ численных решений показывает, что могут иметь место резкие изменения во времени средних значений [и] и [Т] даже в том случае, когда вариации u и T вдоль широтного круга отсутствуют. Это отличие объясняется тем, что интервалы времени, по которым производится осреднение, не ограничены, в то время как пространственные интервалы ограничены длиной окружности Земли. В идеализированной среде, циркулирующей над плоскостью, неограниченно простирающейся к западу и востоку, вероятно, [и] и [Т] не изменялись бы во времени, в то время как и и Т изменялись бы вдоль широтных кругов, если осреднение производилось бы по конечным интервалам времени.

Для реальной атмосферы наиболее известной особенностью, относящейся к третьей группе, является наличие непрерывно происходящих нерегулярных колебаний, сопровождающихся сменой систем с высокими и низкими значениями индекса циркуляции. Индекс зонального западного ветра, или просто зональный индекс, был впервые определен Россби (1939) как среднее значение направленной к западу компоненты геострофического ветра на уровне моря между 35 и 55° с. ш. Однако типичной ситуацией с низким значением индекса считается такая ситуация, когда скорости западных ветров не только меньше их средних значений, но и сама зона ветров также смещена ближе к экватору, в то время как северные и южные ветры выражены более четко. Противоположные условия характеризуют ситуацию, типичную для высоких значений зонального индекса циркуляции. Сменяющие друг друга максимумы и минимумы зонального индекса разделены интервалами времени от двух недель до двух месяцев, но эти интервалы не являются достаточно однородными, чтобы установить какую-либо периодическую зависимость. Понятие зонального индекса лежит в основе некоторых схем долгосрочного прогноза погоды.

Восточным ветрам также присущи нерегулярные флуктуации. Пассатные ветры почти постоянны по направлению и меняют лишь свою интенсивность, однако восточные ветры в полярных районах часто сменяются западными. В действительности обычно не наблюдается ни циклона, ни антициклона с центром в полюсе, и положительная или отрицательная величина [и] вблизи полюса показывает только циклонический это вихрь или антициклонический. Как отметил Минц (1954) в своем исследовании зональной циркуляции, осредненной за длительный интервал времени, восточные ветры в полярных районах северного полушария не обнаруживались бы, если бы осреднение проводилось за весь сезон; по существу, они являются некоторыми остаточными статистическими характеристиками.

От непериодических флуктуации, возникающих в средних широтах, резко отличаются колебания, имеющие место в экваториальных широтах в средней стратосфере. Как показывают результаты наблюдений, в течение последних десяти лет происходит периодическое чередование (с периодом немногим более двух лет) сильных восточных и западных ветров. Налагающиеся на этот процесс колебания с более коротким периодом значительно менее интенсивны. По-видимому, колебания поля и на различной долготе совпадают по фазе, поэтому [и] испытывает подобные же колебания. Эти колебания наиболее интенсивны на поверхности 30 мб, и фаза колебаний изменяется с высотой. Так называемые колебания с 26-месячным (или квазидвухгодичным циклом) обычно рассматриваются как явление, отличное от нерегулярных колебаний, которые преобладают в большей части атмосферы и являются предметом численных исследований (Рид, 1965). Наличие пяти или шести полных периодов, которые, конечно, не являются точными копиями один другого, не доказывает еще, что зональный ветер в экваториальном участке стратосферы будет и далее обнаруживать колебания, подчиняющиеся той же зависимости. Допуская, однако, что ветер продолжает испытывать колебания такого же типа, какие имели место с тех пор, как начались регулярные наблюдения за ними, его можно предсказывать с большой точностью на срок до двух лет и более. Несомненно, основываясь лишь на знании распределения, которое имело место ранее, нельзя предсказывать зональный индекс на срок, равный его полному циклу, намного меньшему двух лет (Немайес, 1950).

На конце спектра находятся колебания циркуляции, которые, вероятно, имели место при смене ледниковых и межледниковых эпох. Несмотря на, несомненно, очень большие колебания температуры трудно восстановить соответствующие колебания в поле скорости. Тем не менее, предполагается, что эти колебания очень сходны по характеру с колебаниями, характеризующими изменения зонального индекса, причем типы циркуляции с низким индексом преобладали в течение периода интенсивного оледенения (Виллет, 1949).

К четвертой категории относятся многие хорошо известные синоптикам характерные особенности общей циркуляции. Это в первую очередь мигрирующие циклоны и антициклоны, а также тропические циклоны. Большие ложбины и гребни, образующие некоторое подобие волн в западном потоке, чаще встречаются на верхних уровнях, чем замкнутые циклоны и антициклоны. В то время как отдельные циклоны и антициклоны, и отдельные гребни и ложбины рассматривают обычно как некоторые вторичные циркуляционные системы, частота появления этих систем, их средняя интенсивность и среднее смещение за сутки, зависящие от географического местоположения, правильнее относить к некоторым дополнительным характеристикам именно общей циркуляции. Аналогично волновое число, или число основных ложбин (или гребней), пересекающих данный широтный круг, т. е. размещающихся на нем, также характеризует циркуляцию.

Наличие фронтов и фронтальных поверхностей также формирует некоторые характерные черты атмосферы, входящие в четвертую группу. В то время как прохождение фронта через отдельную местность обычно считается явлением мелкомасштабным, полярный фронт в целом — как поверхность разрыва, лежащая между массами воздуха тропического и полярного происхождения — часто рассматривается как характерная особенность общей циркуляции. Это играло существенную роль в некоторых теориях общей циркуляции. Так как положение полярного фронта постоянно колеблется, при рассмотрении осредненных по времени или по долготе полей скорости и температуры соответствующие ему поверхности разрыва не обнаруживаются.

Подобно этому внутритропическую зону конвергенции — основную зону, где на нижних уровнях наблюдается сходимость (конвергенция) воздушных течений, возникающих в южном и северном полушариях, простирающуюся вокруг экватора и почти всегда опоясывающую весь земной шар — логично отнести к особенностям общей циркуляции. Так как положение зоны внутритропической конвергенции тоже колеблется, при рассмотрении карт поля осредненной скорости она выглядит, скорее, как некоторая размытая область, а не как узкая переходная зона.

Такая особенность циркуляции, как наличие тропопаузы — поверхности, отделяющей стратосферу от тропосферы — не обнаруживается четко при рассмотрении осредненных полей температуры, так как положение тропопаузы также постоянно меняется. Убывание температуры с высотой, наблюдаемое в тропосфере, обычно резко прекращается на уровне тропопаузы, но в полях средних значений Т или [Т] этот переход происходит более постепенно. Чтобы четко определить положение тропопаузы в поле [Т], нужно произвести осреднение в новой системе координат, в которой роль вертикальной координаты играет высота над тропопаузой, а не абсолютная высота (над уровнем моря).

Наличие узкого меандрирующего струйного течения в каждом полушарии или нескольких струйных течений не может быть охарактеризовано с помощью какого-либо одного из членов уравнения (80). Максимум зонального западного ветра, который является такой известной особенностью поля [и], иногда отождествляется со струей. Однако при этом не получают ни полной средней интенсивности струи, ни ее местоположения в средних широтах. Поля средней скорости и на различных долготах имеют максимумы, расположенные на различных широтах и высотах. Если эти максимальные значения скорости усреднить по долготе, получим, согласно Кратчеру, для зимы_ значение 38 м/сек., в отличие от максимального значения [и], равного 34 м/сек. В то же время на меридиане 140° в. д. (чуть южнее Японии) оно достигает значения 65 м/сек. Аналогично поле [и] в различные моменты времени обладает максимальными значениями, расположенными на различных широтах и высотах. Но в отдельных точках скорость струйного течения, часто превышающая 100 м/сек., и полная амплитуда меандров обнаруживаются лишь по данным неосредненных наблюдений.

Глава IV

процессы, поддерживающие циркуляцию

В главе II мы рассмотрели физические законы, которым подчиняется циркуляции атмосферы, и уравнения динамики, выражающие эти законы в математической форме. В главе III были описаны некоторые особенности циркуляции, обнаруженные в результате наблюдений. Особое внимание при этом было уделено рассмотрению осредненных полей скорости ветра, температуры и содержания водяного пара. Объяснить наблюдаемую циркуляцию, используя физические законы, — такова стоящая перед нами задача.

Самым прямым путем в этом случае было бы решение системы уравнений динамики. В настоящее время удовлетворительных способов получения такого решения нет. Поэтому следует действовать иначе.

Представленные в своей обычной форме уравнения динамики характеризуют физические процессы, которые оказывают непосредственное влияние на какую-либо величину. Например, уравнение переноса энергии показывает, что температура может изменяться при воздействии адвекции, адиабатического сжатия или расширения и результирующего притока тепла. Иногда имеется возможность, используя данные наблюдений, оценить влияние каждого процесса, в течение долгого срока воздействующего на некоторые характеристики циркуляции. Оценка каждого из воздействующих факторов не будет сама по себе истолкованием циркуляции, поскольку она не объясняет, почему каждый фактор имеет именно то значение, которое получено. Тем не менее, понимание относительной важности отдельных процессов может оказаться очень полезным при формулировании некоторой качественной теории или при оценке достоверности любого истолкования циркуляции, которое может быть предложено.

Требования баланса

Рассмотрим общую массу воды, содержащуюся в объеме атмосферы, лежащем севернее данной широты. Эта величина может время от времени возрастать за счет испарения с подстилающей поверхности или уменьшаться за счет осадков, вы- падающих на земле. Она может также возрастать (или убывать) за счет втекания (или вытекания) влажного воздуха через южную границу рассматриваемой области. Количество влаги, испарившейся севернее данной широты, обязательно должно уравновешиваться количеством осадков, выпадающих там же, но, если осредненные за длительный период времени скорость испарения и осадки не балансируют друг друга, должен существовать перенос соответствующего количества водяного пара в данный объем (или из данного объема), балансирующий дефицит или избыток испарения. Необходимость выполнения этого условия вытекает из требования баланса при переносе влаги

в атмосфере. Чисто условно считается, что разность испарения и осадков определяет направление переноса, а не наоборот; это ни в коем случае не означает, что именно один процесс является причиной, а другой — следствием.

Пока известно, что испарение превышает осадки в субтропических широтах, тогда как в средних и высоких широтах, а также вблизи экватора осадки превышают испарение. Следовательно, движение потоков воздуха в атмосфере должно быть таким, чтобы осуществлялся перенос водяного пара из субтропиков как в более низкие, так и в более высокие широты. Компенсирующий обратный перенос осуществляется за счет океанических течений, рек и подземных потоков воды.

Имеется ряд оценок средних годовых величин испарения и осадков на различных широтах. Рис. 20 иллюстрирует результаты, полученные Селлерсом (1966) для всего земного шара. Меридиональный перенос водяного пара к северу был получен по разности между осадками и испарением (рис. 21). Наиболее характерными особенностями здесь являются экстремальные значения в тропиках и средних широтах. Следует отметить такую интересную деталь, как перенос через экватор в северном направлении, необходимый для поддержания внутритропической зоны конвергенции, среднее положение которой слегка смещено к северу.

Распределение по широте количества осадков (рис. 21, кривая 1) получено в основном путем обработки непосредственных измерений. Над открытой поверхностью океана наблюдения, однако, почти полностью отсутствуют, а результаты измерений количества осадков на островных станциях могут существенно отличаться от тех, которые были бы получены непосредственно для океана. Распределение испарения по широте

построено в основном по данным работ Будыко и его сотрудников (1956, 1963). Над океаном испарение рассчитывалось по эмпирическим формулам, учитывающим зависимость от температуры, влажности и скорости ветра, а над сушей оно рассчитывалось по данным об осадках и стоке как одна из компонент водного баланса. Оценкам испарения и осадков было уделено немало внимания, но из-за многих неясностей мы не можем считать их окончательными.

Для удобства расчетов желательно выразить баланс влаги в атмосфере в аналитической форме. Если проинтегрировать общую формулу (10) по всему объему области, лежащей севернее широты φ₁ использовать (11) и затем произвести осреднение по времени, то получим

где X может быть любой скалярной величиной, значение [ ρXv ] измерено на широте φ, и предполагается, что оно не «переносится» атмосферными движениями через нижнюю границу рассматриваемого объема. Некоторая аппроксимация уравнения (84), полученная путем интегрирования (47) по массе, заключенной в указанном объеме, и использования (48), имеет вид

В выражении (84) средние по времени и вдоль широтных кругов (величины с чертой и в скобках) вычислены при фиксированных значениях координат φ и z ; в выражении (85) — при фиксированных φ и р. Последнее выражение более пригодно для расчетов в тех случаях, когда имеются данные на стандартных изобарических поверхностях.

Если q — отношение плотности влаги к общей плотности влажного воздуха, то

где Е₀ — скорость испарения с поверхности Земли, Р₀ — осадки на поверхности Земли. Таким образом, заменяя в уравнении (85) X на q , получим уравнение водного баланса

Левая часть уравнения (87) описывает полный перенос влаги через широту φ₁ Выражение, стоящее в правой части, было использовано при построении кривой на рис. 21, описывающей перенос водяного пара и полученной по данным о величинах Е₀ и Р₀, приведенных на рис. 20. Отметим, что в большинстве приложений не учитывается горизонтальный перенос воды в жидком и твердом состояниях, т. е. предполагается, что q — удельная влажность.

Следует подчеркнуть, что испарение и осадки обуславливают перенос влаги лишь в том смысле, что если они существуют, то должен существовать и перенос. Они не могут рассматриваться как причина переноса. Если посредством воздушных течений влага не могла бы быть перенесена, например, в экваториальную зону, то там просто наблюдались бы меньшие количества осадков или большее испарение. В атмосфере не осуществляется в больших количествах обмен сухим воздухом с окружающей средой. Требования баланса для сухого воздуха, поэтому очень просты: не может существовать в течение длительного времени отличный от нуля суммарный поток сухого воздуха через какую-либо широту. Отсюда следует, что через каждую широту имеется некоторый результирующий поток воздуха, равный результирующему потоку атмосферной влаги. Величины потока массы через параллель 40° с. ш., например, были бы таковы, как если бы на всех высотах существовал некоторый однородный воздушный поток, направленный к северу и движущийся со скоростью 0,3 см/сек. Тот факт, что через каждую широту не существует результирующего потока именно сухого, а не влажного воздуха, для большинства задач несуществен, но при оценках энергетического баланса его все же следует принимать во внимание.

Баланс абсолютного момента количества движения аналогичен водному балансу. Может осуществляться обмен моментом количества движения между атмосферой и подстилающей средой, а также горизонтальный перенос момента количества движения за счет воздушных течений. Хотя отдельные массы воздуха даже приближенно не сохраняют момента количества движения, однако, момент сил давления приводит к переносу момента количества движения только от одной долготы к другой, а момент сил трения — почти только к переносу в вертикальном направлении. Таким образом, обмен моментом количества движения между подстилающей поверхностью и объемом атмосферы, лежащим к северу от данной широты, должен уравновешиваться переносом момента количества движения через эту широту.

Как уже давно отметил Хэдли, в области пассатов имеется направленное к западу напряжение трения, и момент количества движения переносится здесь в направлении от подстилающей поверхности к атмосфере. В средних широтах, где преобладают западные ветры, момент количества движения переносится в обратном направлении (к поверхности Земли). Имеется дополнительный слабый перенос к атмосфере в полярных районах.

Напряжение трения часто рассматривают как единственный механизм обмена моментом количества движения между атмосферой и Землей, но там, где имеются горы, холмы или более мелкие неоднородности рельефа, может действовать и другой механизм. Если существует разность давления в горизонтальной плоскости (поперек горного хребта), воздух будет с силой «толкать» горы в сторону низкого давления, а гора, следовательно, «толкать» воздух в сторону высокого давления. Хотя на первый взгляд кажется естественным считать, что воздух накапливается на наветренной стороне гор, и потому приводит там к увеличению момента силы трения, в действительности это совсем не очевидно, так как многие горные хребты так велики, что разность давления поперек них зависит в основном от положения мигрирующих циклонов и антициклонов.

где ∑ pe и ∑ p_w — суммы давлений на восточной и западной сторонах гор или других неровностей земной поверхности, пересекающих рассматриваемый широтный круг, То_х—направленная к востоку составляющая напряжения трения Tо на уровне земной поверхности. Члены в левой части уравнения (88) характеризуют перенос относительного момента количества движения и момента Ω.

На рис. 22 показано широтное распределение момента силы трения, полученное Пристли (1951), и вращательного момента, обусловленного горами к северу от 25° с. ш., по Уайту (1949), и к югу от 25° с. ш. по Холопейнену (1966), который использовал в своих расчетах данные Ие и Шу (1958). Пристли с помощью обычной эмпирической формулы

Дата добавления: 2021-07-19; просмотров: 77; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

⇐ Предыдущая 4 5 6 7 8910 11 12 13 Следующая ⇒

Мы поможем в написании ваших работ!