Массачусетский технологический институт, февраль 1967 г. 10 страница

⇐ ПредыдущаяСтр 10 из 21Следующая ⇒

подсчитал напряжение трения над океаном, полагая безразмерный коэффициент сопротивления c_d равным 0,0013. Затем он определил моменты сил трения, которые должны иметь место, если напряжение трения над океаном репрезентативно для всего широтного пояса. Он исключил из рассмотрения полярные шапки, где моменты силы трения должны быть малы в любом случае. Уайт основывался в своих расчетах на обычных картах давления и упрощенных профилях основных горных хребтов.

Очевидно, что вращательным моментом, создаваемым горами, никоим образом нельзя пренебрегать в умеренных и субтропических широтах, где он обнаруживает тенденцию иметь тот же знак и порядок величины, что и момент силы трения. Если эти результаты справедливы также и для южного полушария, эффект вращательного момента за счет гор можно достаточно полно учесть путем увеличения коэффициента сопротивления С_d, правильное значение которого все равно недостаточно хорошо известно. Хатчингс и Томпсон (1962) нашли, что под влиянием относительно небольших Новозеландских Альп полный вращательный момент в своем широтном поясе возрастает почти на 10%, под влиянием более высоких Анд он может почти удвоиться. Возможно, появляется дополнительный вклад того же знака за счет холмов и других неровностей средних размеров, влияние которых, вероятно, не учтено в значении коэффициента Си, принятом Пристли.

Следует отметить важное значение кажущегося согласования величины вращательного момента, обусловленного горами, и момента сил трения. Если бы эти моменты были равны по величине, но противоположны по знаку, результирующий момент не мог бы быть получен из рассмотрения поля приземного ветра. Теория общей циркуляции, построенная для некоторой идеализированной однородной поверхности Земли, неприменима, таким образом, к реальной атмосфере.

Пристли обнаружил, что полученные им для средних широт значения вращательного момента недостаточно велики, чтобы сбалансировать значения вращательного момента для низких широт, и отметил, что это обстоятельство не может быть изменено просто путем увеличения коэффициента сопротивления у поверхности Земли. Затем Пристли умножил значения вращательного момента для средних широт на коэффициент, равный 1,4, который необходим для достижения баланса. Эти исправленные значения вращательного момента и значения переноса момента количества движения, вытекающие из условия удовлетворения закону сохранения момента количества движения, приведены на рис. 23. Вращательный момент, обусловленный горами, не содержится здесь в явной форме. Основной особенностью приведенного распределения является проявляющийся в обоих полушариях перенос через субтропические широты по направлению к полюсам.

Этот перенос сводится почти полностью к переносу относительного момента количества движения. Хотя переносной момент количества движения обычно по величине значительно больше относительного, он почти постоянен на каждой фиксированной широте, и при отсутствии заметного переноса массы хоть в какой-то мере существенный перенос момента количества движения, обусловленного вращением Земли, существовать не может. Действительно, поскольку переносной момент количества движения возрастает с высотой, прямая меридиональная ячейка циркуляции будет приводить к переносу по направлению к полюсу, в то время как суммарный поток массы через определенные широты потребует дополнительного потока переносного момента количества движения. Эти величины могут быть рассчитаны с помощью второго члена в левой части уравнения (88).

Интенсивная ячейка Хэдли, определяемая данными Пальмена и Вуорела (1963) и показанная на рис. 18, приводит к экстремальному переносу по направлению к полюсу момента количества движения, связанного с вращением Земли, равному 2,2*10²⁵ г -см/сек.² через параллель 12° с. ш. зимой. Однако имеется слабый перенос через эту же широту летом. Кроме того, вклад ячейки Хэдли фактически аннулируется направленным к экватору потоком момента количества движения, равным 1,4* 10²⁵ г • см/сек.², проходящим через параллель 12° с. ш., который обусловлен результирующим потоком массы. Экстремальные значения переноса по направлению к полюсу за счет потока массы равны 1,3 * 10²⁵ и 1,7 * 10²⁵ г • см/сек.² и расположены вблизи широтных кругов 35° с. ш. и 40° с. ш., где меридиональные ячейки циркуляции слишком слабы, чтобы давать ощутимый вклад. Сравнение с рис. 23 (где значения переноса достигают 20*10²⁵ и 40*10²⁵ г • см/сек.² в обоих полушариях) наводит на мысль, что основную часть полного переноса составляет перенос относительного момента количества движения. Можно не сомневаться, что величины, приведенные на рис. 22 и 23, имеют правильный знак и порядок, но по сравнению с данными рис. 20 и 21 эти значения менее точны. Вращательному моменту, обусловленному горами, уделялось слишком мало внимания; неясности в оценке момента силы трения объясняются отсутствием адекватных сведений о трении, особенно в условиях пересеченного рельефа.

Как и в случае водного баланса, моменты сил не являются причиной, обуславливающей перенос момента количества движения. Если в процессе циркуляции не переносился бы момент количества движения в средние широты, то приземные западные ветры просто не могли бы иметь места.

Рассмотрение баланса полной энергии представляет более сложную задачу. Происходит не только обмен энергией между атмосферой и подстилающей поверхностью Земли, но как атмосфера, так и подстилающая поверхность получают энергию от Солнца и отдают ее во внешнее пространство посредством излучения. Целесообразно рассмотреть вначале баланс энергии системы атмосфера—суша—океан в целом, а затем более сложный баланс энергии атмосферы.

Приходящая солнечная радиация, которая является исходной движущей силой для атмосферной и океанической циркуляции, проявляется в больших количествах в низких широтах и в меньших количествах — в высоких. Часть этой энергии отражается или рассеивается обратно в окружающее пространство и в дальнейшем не играет роли в балансе энергии. Остаток поглощается атмосферой и поверхностью Земли. Наибольшие значения поглощенной радиации так же, как и суммарной, отмечаются в низких широтах.

Энергия, возвращаемая в пространство атмосферой и земной поверхностью, также максимальная в низких широтах, хотя отличие от энергии в более высоких широтах и не столь значительно, как можно было бы ожидать, судя по существующему контрасту температуры. Большая часть уходящей радиации связана с водяным паром, находящимся на верхних уровнях в атмосфере, которые в низких широтах оказываются такими же холодными, как и верхние уровни в высоких широтах. В результате этого появляется значительный избыток тепла в низких широтах. Отсюда следует, что фактически через все широтные круги должен существовать направленный к полюсу перенос энергии. Этот перенос может осуществляться как в атмосфере, так и в океане.

В отличие от явно недостаточного количества оценок составляющих баланса момента количества движения, имеются много- численные оценки величины приходящей и уходящей радиации. Кривые на рис. 24 построены по значениям, заимствованным Селлерсом (1966) из различных источников. Кривая 1 характеризует широтное распределение средней солнечной радиации, достигающей условной верхней границы атмосферы. Сравнивая эти значения с количеством поглощенной радиации, можно убедиться, что альбедо (доля отраженной или рассеянной обратно в пространство радиации) составляет около 30% в низких широтах и более 50% в полярных районах. На рис. 25 приведено распределение результирующего радиационного потока и обусловленного его широтными различиями меридионального пере-

носа энергии к северу. Наиболее четко проявляющаяся особенность кривой состоит в том, что экстремальные значения располагаются в средних широтах.

При использовании обычных методов оценки величин уходящей радиации требуется учитывать излучение различных компонент атмосферного воздуха в различных интервалах длин волн. Полученные значения уходящей радиации значительно отличаются друг от друга. С недавних пор в этих целях стало возможным использовать прямые спутниковые измерения. На рис. 26 приводятся для сравнения величины уходящей длинноволновой радиации: рассчитанные (см. также рис. 24) и полученные Уин-стоном (1967) путем обработки данных спутниковых наблюдений за год. Полностью не решена еще задача градуировки установленных на спутниках радиометров, поэтому было бы преж- девременным заменять полученные ранее (в известной степени условные) значения новыми. Однако общий вид кривой, построенной по спутниковым данным, представляет существенный интерес. Явно выраженный относительный минимум, расположенный на 5° с. ш., фактически существует вблизи экватора

в течение всего года. Видимо, он возникает благодаря наличию внутритропической зоны конвергенции, в которой вода в жидком (облака) и парообразном состояниях содержится обычно до очень больших высот, а, следовательно, излучение происходит при более низкой, чем на соседних широтах, температуре. Некоторые расчеты, произведенные до появления данных измерений со спутников, также указывали на наличие подобного, хотя и менее четко выраженного, минимума к северу от экватора.

Наличие притока тепла (широтные различия суммарного радиационного потока) может рассматриваться как причина возникновения переноса энергии лишь в том смысле, что приток тепла, в конечном счете, обусловливает атмосферную и океаническую циркуляции. Если бы за счет циркуляции не переносилось так много энергии, как это происходит в действительности, в низких широтах было бы теплее, а в высоких широтах — холоднее, и различия суммарного радиационного потока в этих широтах не были бы столь велики.

Еще более сложно исследование радиационного режима атмосферы. Нет необходимости включать в понятие полной энергии все ее возможные формы, но если даже ограничиться рассмотрением одной какой-то формы энергии, то придется учитывать тогда и все другие ее формы, в значительных количествах прямо или косвенно переходящих в данную. Для системы атмосфера — подстилающая поверхность (суша или океан) важны такие формы энергии, как кинетическая, потенциальная и внутренняя, причем внутренняя энергия включает в себя тепловую внутреннюю энергию и скрытую энергию фазовых превращений. Кроме того, может осуществляться горизонтальный перенос энергии за счет сил барического градиента.

Прежде чем приступить к описанию энергетического баланса атмосферы, следует отметить, что имеется некоторая неясность в определении переноса энергии атмосферой и океаном в отдельности. Эта неопределенность является результатом двух обстоятельств. Во-первых, внутренняя и потенциальная энергия определяются с точностью до аддитивной константы. Эта неопределенность может быть устранена единообразным выбором начала отсчета, использование различных нулевых отметок может привести к получению различных картин баланса энергии. Во-вторых, существует обмен массой между атмосферой и океаном и, следовательно, имеется результирующий поток массы в пределах атмосферы и в пределах океана.

Обычно уровень моря принимают за уровень с нулевой потенциальной энергией. В этом случае не происходит обмена потенциальной энергией между атмосферой и океаном, хотя Земля и будет получать некоторое количество потенциальной энергии при выпадении осадков с больших высот. Аналогично, в качестве абсолютного нуля температуры обычно выбирают температуру, при которой внутренняя тепловая энергия равна нулю. В этом случае отношение горизонтального переноса энергии за счет внутренних сил давления к переносу внутренней тепловой энергии будет равно R / c_v или 2/5. Сумма упомянутых двух величин, определяющая перенос тепла, для единицы массы равна с_рТ.

Можно считать, что скрытая энергия воды равна нулю в одном из двух состояний — жидком или парообразном. Чаще предполагают, что она равна нулю в жидкой фазе. В этом случае океанические течения не переносят скрытой энергии, но атмосферные движения осуществляют перенос значительного ее количества по направлению к полюсу в средних широтах. Если же считают, что в парообразном состоянии вода не обладает скрытой энергией, то, наоборот, океанические течения переносят огромное количество отрицательной скрытой энергии по направлению к экватору в средних широтах. В конечном счете, при этом перенос океаническими течениями существенно превышает незначительный атмосферный перенос.

В любом случае для атмосферы должен выполняться закон сохранения энергии. Это следует учитывать при выборе фазового состояния воды, обладающего нулевым уровнем внутренней энергии. Если выбрана жидкая фаза, то полное количество радиации, полученной или излученной атмосферой, внутренней тепловой энергии, переносимой к атмосфере от подстилающей поверхности, и скрытой энергии, поступающей в атмосферу при испарении, должно сбалансироваться переносом потенциальной, кинетической и скрытой энергии, а также теплосодержания в пределах атмосферы. Если же за начало отсчета принята парообразная фаза, то при испарении атмосфера не получает дополнительной энергии, но осадки приводят к убыли отрицательной скрытой энергии, т. е. в итоге к росту энергии.

Если определить величину N , входящую в уравнение (84),. как

Член pv в левой части выражает работу сил давления на единичной площадке, лежащей на южной границе. Как уже отмечалось, в сухой атмосфере этот член был бы пропорционален члену ρlv , который выражал бы перенос внутренней энергии. В реальной атмосфере член pv также пропорционален переносу тепловой внутренней энергии.

Строго говоря, уравнение (90) неточно, так как при его выводе мы пренебрегли переносом массы через земную поверхность. Однако оно может быть использовано, если считать, что функция I включает в себя как тепловую, так и скрытую внутреннюю энергию, и если прирост скрытой энергии за счет испарения с поверхности земли включен в член Q . В противном случае, в член I может быть включена лишь тепловая внутренняя энергия, тогда реализация скрытой теплоты при конденсации может быть включена в член Q .

На рис. 27 показаны величины энергии, получаемой или теряемой атмосферой при различных процессах, причем учитывается испарение, а не выпадение осадков. Численные значения

также приведены по Селлерсу. Распределение суммарной энергии, отдаваемой атмосферой в окружающее пространство, и соответствующий перенос энергии показаны на рис. 28. Распределение переноса энергии в этом случае также описывается сравнительно гладкой кривой с экстремальными значениями, лежащими в области средних широт.

В практических целях можно принять, что перенос скрытой энергии в атмосфере пропорционален переносу воды, который должен существовать, чтобы уравновесить разность между испарением и осадками. Тогда перенос остальных видов энергии должен сбалансироваться результирующим поступлением радиации, внутренней энергии, переносимой от поверхности Земли, и скрытой энергии, освобождающейся при конденсации. Этот же результат можно было бы получить непосредственно, если считать, что вода в парообразном состоянии не обладает скрытой энергией.

Кривые, приведенные на рис. 29, получены на основании кривых на рис. 21, 25 и 28. Они характеризуют перенос океаническими течениями внутренней тепловой энергии и перенос атмосферными движениями потенциальной и кинетической энер-

гии, а также скрытой энергии. Как уже отмечалось, обычно считается, что скрытая энергия переносится атмосферными движениями, но если принять менее распространенное условие, при котором водяному пару приписывается нулевая скрытая энергия, этот перенос будет осуществляться главным образом за счет океанических течений.

Кривая переноса внутренней энергии океаническими течениями также имеет по одному экстремуму в каждом полушарии. Отличительной особенностью кривых 2, 3 является их относительная нерегулярность по сравнению с кривой 1. Ход кривых 2 и 3 (рис. 29) в тропических широтах различен. Простое объяснение этого, требующее, однако, проверки, сводится к тому, что воздух, втекающий во внутритропическую зону конвергенции, обладает запасами скрытой энергии, по мере того, как этот воздух поднимается, происходит выпадение осадков и осуществляется переход скрытой энергии в тепловую внутреннюю энергию и потенциальную энергию, которые затем выносятся из зоны конвергенции.

Следует подчеркнуть, что кривые на рис. 29 характеризуют перенос, рассчитанный по результатам наблюдаемого обмена водяным паром, моментом количества движения и энергией между атмосферой и окружающей ее средой (или системой подстилающая поверхность — атмосфера и окружающей средой). Хотя основные особенности этого переноса были известны уже много лет, но лишь недавно появилась возможность оценить его непосредственно по результатам наблюдений.

Первые теории общей циркуляции

Прежде чем рассмотреть, каким образом можно полностью удовлетворить условиям баланса, остановимся на взглядах, которые высказывались в прошлом. Так называемые теории общей циркуляции (были ли это действительно попытки объяснить процессы циркуляции, исходя из системы уравнений динамики, или они просто сводились к некоторым схемам, описывающим циркуляцию, но не объясняющим ее) возникали в большом количестве в течение XIX и начале XX столетий. Бержерон (1928) как-то заметил, что существует столько теорий, сколько авторов. Мы не сможем не только рассмотреть, но даже упомянуть большинство из этих теорий, попытаемся только определить те идеи, которые оказали существенное влияние на развитие науки и обеспечили современный уровень знаний.

Сейчас сравнительно легко определить, согласуется ли в своих главных чертах какая-либо предложенная схема общей циркуляции с результатами наблюдений, и отвергнуть схему, не удовлетворяющую этому требованию. Оценивая какую-либо из старых теорий общей циркуляции, следует помнить, что совокупность данных, характеризующих так называемую наблюдаемую циркуляцию, не была еще получена перед второй мировой войной и что вплоть до середины XIX века даже такая хорошо известная особенность строения атмосферы, как наличие стратосферы, не была открыта. Таким образом, характерной особенностью некоторых из ранних схем был их умозрительный характер по отношению к циркуляции в районах, где не имелось наблюдений.

Приняв, что основные законы однозначно определяют процессы циркуляции, придем к следующему выводу: если окажется, что какая-либо предложенная ранее схема противоречит данным наблюдений, она обязательно будет противоречить и уравнениям динамики. Следует отметить, что может быть много различных схем циркуляции, удовлетворяющих уравнениям динамики. Более того, даже если внешние условия однозначно определяли бы циркуляцию, то за счет несущественного различия в постановке граничных условий могут быть получены резко отличающиеся друг от друга картины циркуляции. На это обстоятельство ссылался Бержерон (1928) как на одну из причин способствующих возникновению большого количества различных теорий.

Дата добавления: 2021-07-19; просмотров: 68; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

⇐ Предыдущая 5 6 7 8 91011 12 13 14 Следующая ⇒

Мы поможем в написании ваших работ!