Массачусетский технологический институт, февраль 1967 г. 16 страница

⇐ ПредыдущаяСтр 16 из 21Следующая ⇒

В третьем методе используются уравнения для ω, обычно тоже в упрощенной форме, например, такой, как уравнение (73). Нет необходимости оценивать локальные изменения, но должны быть известны адвекции температуры и вихря. Это будет само по себе нарушать ранее существовавшее геострофическое равновесие. Предполагается, что поле вертикальных скоростей и соответствующее ему поле горизонтальной дивергенции должны быть такими, чтобы поддерживать геострофическое равновесие, компенсируя эффекты горизонтальной адвекции.

Используя поле вертикальной скорости, полученное с помощью любого из этих трех методов, можно рассчитать вертикальный перенос момента количества движения как функцию широты и высоты. Уместно спросить, что же мы получим, осуществив такой расчет.

Мы отмечали, что прямая оценка обмена моментом количества движения между атмосферой и Землей довольно груба, в связи с тем, что имеется некоторая неопределенность относительно законов приземного трения, кроме того, нашим общим недостатком является неучет влияния горных хребтов. Соответственно наши оценки, полученные при условии баланса, также не являются окончательными. Прямое изменение горизонтального переноса снимает некоторые из этих неясностей.

Иначе обстоит дело с рассчитанным вертикальным переносом. Полученные поля вертикальной скорости совершенно ненадежны по сравнению с известными из наблюдений полями горизонтальной скорости. Пренебрежение эффектами притока тепла или трением приводит к неверным значениям вертикальной скорости. Дополнительные ошибки могут возникнуть вследствие того, что производная по времени недостаточно хорошо аппроксимируется наблюдаемыми 12- и 24-часовыми изменениями. Хотя естественно ожидать, что рассчитанные значения вертикального переноса сравнимы со значениями горизонтального переноса, любое несовпадение между ними, несомненно, может быть объяснено неадекватностью полученного поля вертикальной скорости. Поэтому можно рассматривать значение вертикального переноса, которое получается при условии баланса с рассчитанным горизонтальным переносом, как наилучшую его оценку.

Заметим, что надежность результатов, полученных независимыми методами, тем более сомнительна, что в каждом случае расчеты производились по одним и тем же данным. Для оценки вертикальных скоростей использовались те же исходные материалы, что и для расчета горизонтального переноса. Можно также оценить вертикальные скорости с помощью метода, основанного на применении уравнения вихря, когда автоматически требуется, чтобы рассчитанные значения вертикального переноса согласовывались с рассчитанными значениями горизонтального переноса.

По рассчитанным значениям вертикального переноса можно судить об относительной роли вихревого переноса и меридиональной циркуляции. В недавнем исследовании Старра и Дикинсона (1964) вертикальные скорости оценивались с помощью адиабатического метода. Априори здесь не было причин для согласования рассчитанных значений вертикального переноса импульса и горизонтального переноса. Результаты Старра и Дикинсона показали, что необходимый вертикальный перенос должен осуществляться главным образом ячейками циркуляции, в то время как вихри почти не способны переносить момент количества движения по вертикали.

Пальмен и Ньютон (1967) также оценили вертикальный поток момента количества движения, осуществляемый ячейками циркуляции. Они исходили из наблюдений за меридиональной циркуляцией в северном. полушарии в зимний период (см. рис. 18). Затем они оценили поток по вертикали за счет вихрей как остаточный член и также получили, что основная часть вертикального переноса осуществляется ячейками циркуляции. По-видимому, существует небольшой направленный вниз вихревой перенос в тропиках и средних широтах. Как отмечали Пальмен и Ньютон, из этих расчетов никоим образом нельзя определить, какая часть переноса осуществляется за счет вихрей, имеющих размеры циклонов, и какая часть — за счет более мелкомасштабных движений.

Вертикальный перенос водяного пара требует иного подхода к рассмотрению. Поскольку влага, возвращающаяся на поверхность Земли в виде осадков, выпадает с некоторой промежуточной высоты, а не переносится с поверхности Земли движениями атмосферы, должен существовать результирующий восходящий перенос влаги в атмосфере в целом.

Необходимо отметить то обстоятельство, что значительные осадки выпадают даже на тех широтах, где испарение превышает осадки, и, за исключением полярных районов, существует значительное испарение даже на тех широтах, где осадки превышают испарение. На каждой широте влага, поступающая в атмосферу, при испарении должна переноситься вверх, к уровням, с которых происходит выпадение осадков, если только она не уносится в низкие широты за счет сильной дивергенции горизонтального переноса. В последнем случае на верхних уровнях должна существовать сильная конвергенция горизонтального переноса для того, чтобы компенсировать влагу, выпадающую в виде осадков. Нам не кажется, что меридиональная циркуляция может вызывать подобную конвергенцию, поскольку нижние ветви циркуляции, по-видимому, расположены ниже уровней, с которых выпадают осадки. В то же время верхние ветви ячеек циркуляции расположены выше тех уровней, где содержится основное количество влаги. При рассмотрении рис. 44 не обнаруживается никакой конвергенции переноса за счет вихрей над районами дивергенции, или над тем районом, где можно ожидать, что ячейки меридиональной циркуляции расходятся.

Мы вынуждены прийти к заключению, что существует восходящий перенос влаги на всех широтах. Он может осуществляться за счет ячеек Хэдли в тропиках и, возможно, за счет обратных ячеек в высоких широтах. Однако между 20 и 40° с. ш., где движения в ячейках направлены вниз, восходящий перенос влаги должен осуществляться вихрями.

Этот перенос за счет вихрей мог бы осуществляться или циклонами и антициклонами, или за счет процессов конвекции в кучевых облаках, поскольку в каждой из этих систем имеется влажный воздух, который поднимается, и сухой воздух, который опускается. Зная уровни, с которых выпадают осадки, мы могли бы получить вертикальный перенос водяного пара как функцию широты и высоты.

Вертикальный перенос полной энергии представляется более сложным, потому что в атмосфере на разных уровнях существуют как источники, так и стоки энергии. Пальмен и Ньютон оценили вертикальный поток теплосодержания через поверхность 500 мб подобно тому, как они оценивали вертикальный перенос момента количества движения. При этом они использовали распределение источников и стоков в радиации, по данным Лондона (1957), горизонтальный поток теплосодержания за счет вихрей, по Лоренцу (1955), и за счет меридиональной циркуляции, по Пальмену и Вуорела (1963). Они разделили выделяющееся при конденсации тепло на части, относящиеся к уровням, лежащим выше и ниже поверхности 500 мб. С помощью метода, основанного на рассмотрении подъема воздуха по влажной адиабате, они получили как остаточный член вертикальный перенос водяного пара за счет вихрей. В низких и средних широтах был обнаружен восходящий поток. Этот перенос оказался более значительным, чем перенос за счет меридиональной циркуляции. В этой работе Пальмена и Ньютона отсутствуют какие-либо указания на роль вихрей различного масштаба. Однако они заметили, что конвекция, связанная с образованием кучевых облаков, играет важную роль, особенно в тропиках.

Метод разделения полной реализации скрытого тепла, основанный на наблюдениях за облаками, был использован Дэвисом (1963). Он обнаружил, что значительно меньшее количество скрытой теплоты реализуется выше уровня 500 мб, чем внизу. Иначе говоря, его результаты могут быть интерпретированы как указание на больший вертикальный перенос теплосодержания в верхние уровни.

Следствия процессов переноса

В ранних теориях общей циркуляции не рассматривался перенос момента количества движения и тепла, осуществляемый за счет вихрей. Если исходить из концепции зонально-осредненной циркуляции, конвергенция совершаемого вихрями переноса тепла играет роль некоторого источника тепла дополнительно к притоку тепла за счет радиации и мелкомасштабной турбулентной теплопроводности. Конвергенция вихревого переноса момента количества движения играет роль некоторой механической силы, действующей дополнительно к силам приземного трения и мелкомасштабной турбулентной вязкости. Не рассматривая этих процессов переноса, невозможно объяснить трехъячеистую структуру меридиональной циркуляции.

Хэдли отметил, что первоначальным следствием нагревания в низких широтах и выхолаживания в высоких широтах могло бы быть образование одной прямой ячейки циркуляции в каждом полушарии. Наличие этой ячейки обусловило бы возникновение воздушных течений, направленных к востоку и западу, и, следовательно, направленное к востоку и западу напряжение трения на поверхности. Томсон и Феррел сделали вывод, что воздействие напряжения трения на приземные западные ветры вызывало бы образование дополнительной обратной ячейки циркуляции в каждом полушарии. Томсон и впоследствии Феррел решили, что эта ячейка должна быть расположена, главным образом, в нижних слоях.

Элиассен (1952) изящным способом определил совместное влияние, оказываемое найденными ранее притоком тепла и механическим воздействием на устойчивое меридиональное движение, наложенное на обычный круговой вихрь. Используемое уравнение было, по существу, частным случаем сравнительно недавно выведенного м-уравнения. Он обнаружил, что некоторый локальный приток тепла вызывал бы направленный вверх поток, расположенный вдоль поверхности, соответствующей постоянному значению абсолютного момента количества движения. В то же время, направленное к востоку механическое воздействие вызывало бы поток, направленный к экватору и расположенный вдоль поверхности постоянной потенциальной температуры.

Куо (1956) подобным же образом рассмотрел атмосферу. Он обнаружил, что в атмосфере возникает циркуляция с тремя ячейками. Если бы вихри любой интенсивности, не переносили ни момента количества движения, ни тепла, меридиональная циркуляция была бы более или менее похожа на циркуляцию, полученную Томсоном и Феррелом. Возмущения, которые, как предполагалось, не играли роли, на самом деле оказались бы не существенными. Если учесть потоки, показанные на рис. 41 и 47, ситуация изменится. Сильная дивергенция потока момента количества движения в низких широтах, особенно на уровне струйного течения, и сильная конвергенция в средних широтах обуславливают возникновение на верхних уровнях сходящихся воздушных течений, направленных к полюсу и экватору. Эти воздушные потоки встречаются в тропиках и опускаются вниз, образуя прямую ячейку в низких широтах и обратную ячейку в средних широтах. Ячейки налагались бы на меридиональное движение, которое существовало бы в противном случае. Более слабая дивергенция потока момента количества движения в полярных районах даст начало прямой ячейке в высоких широтах. Кроме того, дивергенция потока теплосодержания, простирающаяся далеко в средние широты, и конвергенция его вблизи полюса обусловливают восходящие движения в более высоких средних широтах и нисходящие движения в низких широтах, дополнительно усиливая прямую ячейку.

Точно так же, как вертикальные скорости могут быть оценены без использования ω-уравнения с помощью только одного уравнения вихря или одного уравнения переноса энергии, меридиональная циркуляция может быть оценена исходя из одних лишь данных о потоке момента количества движения или данных о потоке энергии. Короче говоря, всякая конвергенция осуществляемого вихрями потока момента количества движения и энергии, которая не балансируется действием силы трения или притоком тепла, должна балансироваться переносом, осуществляемым ячейками циркуляции. Следует учитывать, что может существовать неизвестный нам вертикальный перенос энергии за счет вихрей, а также то, что отсутствует четкая картина распределения притоков тепла. В связи с этим наиболее надежные результаты могут быть получены, если использовать данные о переносе момента количества движения.

Подобная методика была впервые применена Минцем и Лангом (1955). Так, если момент количества движения известен для каждой из четырех сторон некоторого прямоугольника,

например ACBD (рис. 50), если известен также осуществляемый вихрями горизонтальный перенос момента количества движения через стороны АВ и CD , если предположить еще, что полностью отсутствует какой-либо вертикальный перенос за счет вихрей или сил трения через стороны АС и BD и считать известным при этом поток массы через две смежные стороны АВ и АС, то поток массы через стороны ВС и BD легко вывести из соображений неразрывности. В качестве граничного условия принимается отсутствие потока массы через верхнюю границу атмосферы или «90-ю параллель». Мы можем оценить поток массы через любую поверхность, если известно полное поле горизонтального переноса, осуществляемого вихрями. В слое трения, где не справедливы сделанные выше допущения, циркуляция может быть получена из закона сохранения массы.

Минц и Ланг использовали оцененные по данным о геострофическом ветре значения потока момента количества движения, которые ранее определил Минц (1955), и предположили, что поток массы через поверхность 200 мб отсутствует.

Вследствие того, что делались некоторые грубые допущения, Минц и Ланг считали, что ими получена скорее некоторая модель, чем оценка меридиональной циркуляции. Тем не менее, по-видимому, полученные ими оценки столь же разумны, как и любые другие оценки, которые имелись в то время.

Подобную методику впоследствии использовал Холопейнен (1966). Методика упрощается, если точки А и В, а также С и D , лежат не на вертикальной прямой, а вблизи вертикальной прямой постоянного абсолютного момента количества движения. Можно начать расчеты с любой широты или от верхней границы атмосферы. Мы применили несколько модифицированную методику, используя значения потока момента количества движения, найденные Бачем, и полагая, что слой трения простирается вплоть до поверхности 850 мб. Полученное распределение меридиональной циркуляции показано на рис. 50. Обнаруживаются хорошо развитые ячейки Хэдли и Феррела. Вся картина весьма похожа на циркуляцию, полученную Минцем и Лангом для зимнего сезона, за исключением того, что обе ячейки оказались расположенными южнее.

Гилмен (1965) рассчитал меридиональную циркуляцию для зимы и лета в южном полушарии при помощи несколько видоизмененной методики. Он использовал значения потоков, полученные Обаси. Средняя (для зимы и лета) картина циркуляции, по Гилмену, также показана на рис. 50. Количество данных для южного полушария все еще совершенно недостаточно для осуществления прямого расчета меридиональной циркуляции. Поэтому данные, полученные Гилменом с помощью метода косвенного расчета, — лучшее, что имеется сейчас в нашем распоряжении. Вблизи экватора разработанная методика неприменима, и мы объединили два полушария, просто продолжив кривые, полагая, что противоположно направленные течения должны встречаться немного севернее экватора.

Таким образом, получена картина горизонтального и вертикального переноса момента количества движения водяного пара и энергии, осуществляемого вихрями и меридиональной циркуляцией. Можно теперь спросить, как все это сказывается на полях переносимых величин или полях зональной компоненты скорости удельной влажности и температуры. Иногда считают, что сильные западные ветры на верхних уровнях поддерживаются за счет конвергенции горизонтального переноса момента количества движения. В некотором смысле это утверждение справедливо: там, где западные ветры достигают максимальных значений, имеется конвергенция горизонтального переноса. Однако не существует какого-либо простого соотношения, с помощью которого можно получить скорость западного ветра, исходя из поля переноса момента количества движения.

Так как, в конечном счете, любая конвергенция горизонтального или вертикального потока момента количества движения должна балансироваться за счет турбулентного трения, осредненное по времени поле сил трения можно получить, исходя из поля потока момента количества движения. Поэтому поле западных ветров может быть получено по данным о поле потока момента количества движения с такой же точностью, как и по данным о поле сил трения.

Есть основания полагать, что силы трения стремятся ослабить западные ветры в тех районах, где эти ветры наиболее сильны. Однако для атмосферы в целом точная связь между скоростью ветра и силами трения (если она, вообще, существует) пока неизвестна. Наиболее очевидна связь между скоростью ветра и трением у земной поверхности, где напряжение трения тормозит приземный ветер с силой, которая, если и не определяется точно скоростью ветра, то, по крайней мере, имеет тенденцию возрастать с увеличением скорости ветра. Поэтому конвергенция в течение длительного промежутка времени осредненного по вертикали горизонтального переноса момента количества движения в средних широтах обуславливает наличие приземного западного ветра в этих широтах. Если бы не было приземных западных ветров, и если бы конвергенция потока оставалась постоянной, момент количества движения продолжал бы накапливаться в средних широтах. Поскольку соотношение термического ветра всегда должно приближенно выполняться, и горизонтальный градиент температуры не должен становиться бесконечным, у поверхности Земли, в конце концов, должны появиться западные ветры. Точно так же дивергенция горизонтального потока момента количества движения обуславливает возникновение восточных ветров в низких широтах. Конечно, процессы, требующиеся для поддержания геострофического равновесия, могли бы сами по себе изменить перенос момента количества движения. Только в том случае, если мы постулируем, что должна сохраняться конвергенция потока момента количества движения, мы можем прийти к выводу, что приземные западные ветры должны появляться и сохраняться.

Подобные рассуждения справедливы и по отношению к переносу водяного пара. Конвергенция суммарного потока влаги не означает, что должны существовать высокие значения удельной влажности; она означает, что выпадают в виде осадков излишки водяного пара, получаемые за счет испарения и турбулентного переноса. В первом приближении можно предположить, что имеются высокие средние значения относительной влажности. Без исчерпывающего представления о горизонтальном и вертикальном переносе водяного пара, без столь же хорошего представления о поле температуры мало что можно сказать о распределении удельной влажности.

Горизонтальный и вертикальный перенос энергии легче поддается исследованию. Конвергенция потока энергии обуславливает наличие потерь энергии за счет излучения и турбулентной теплопроводности. До некоторой степени количество энергии, теряемой за счет излучения зависит от температуры, хотя присутствие водяного пара и облачность могут существенно усложнять эту зависимость. Поэтому при непрерывной конвергенции потока энергии температура должна расти до тех пор, пока эффекты излучения и турбулентной проводимости не смогут сбалансировать влияние переноса. Поэтому воздушные массы должны быть столь же теплыми или даже более теплыми, чем в том случае, когда учитывалась только радиация.

Таким образом, исчерпывающее представление о поле переноса энергии могло бы быть использовано для получения хорошего первого приближения распределения температуры по горизонтали и вертикали. Представление о поле потока момента количества движения позволило бы судить о распределении приземных восточных и западных ветров, но оно недостаточно полно характеризовало бы поле западного ветра на верхних уровнях. Зная потоки энергии и момента количества движения, мы могли бы получить поле ветра на верхних уровнях, исходя из данных о полях температуры и приземного ветра и использовав соотношения термического ветра. Этот метод давал бы наиболее удовлетворительные результаты в случае идеализированной сухой атмосферы. Не следует ожидать, что для реальной атмосферы полученные таким способом поля будут близки к реальным, так как учет влияния, которое оказывает водяной пар на поглощение и излучение радиации, очень сложен.

Дата добавления: 2021-07-19; просмотров: 81; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

⇐ Предыдущая 11 12 13 14 151617 18 19 20 Следующая ⇒

Мы поможем в написании ваших работ!