Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
В действительности xl сильно изменяется и по высоте, и с широтой. В этом случае для объяснения характера реакции атмосферы очень полезным является исследование с помощью метода траекторий лучей (см. разд. 8.12). В работе Кэроли и Хоскинса [392] было показано, что лучи имеют тенденцию отклоняться в направлении градиента xl. Поэтому области максимальных xl выступают в качестве волновода, а области низких значений xl волнами в основном обходятся. В стандартных зимних условиях, в тропосфере на широте 60° с. ш. применительно к волнам с единичным зональным волновым числом этот эффект состоит в сосредоточении волн в двух преобладающих траекториях. Волны, характеризующиеся преимущественно вертикальным начальным распространением, достигают высот 40— 50 км, потом отклоняются к экватору и поглощаются в окрестности широты 20°, где происходит смена западных ветров на восточные. Волны, имеющие в начальный момент преимущественно горизонтальное направление движения, локализуются в тропосфере и смещаются к экватору до широты примерно 10°.
и ду
2 N
дЛи
~д?
Р
'о
№-
Генерация стационарных волн может происходить не только за счет особенностей рельефа (влияние которых на движения планетарного масштаба было впервые рассмотрено в работе Чарни и Эллиассена [125]), но и под действием неадиабатических источников тепла [731]. Расчет их эффектов можно произвести, добавляя, как это было сделано в уравнении (9.13.5), в правую часть формулы (12.8.12) слагаемое, характеризующее влияние плавучести. Кроме того, генерация стационарных волн может происходить и за счет нестационарных возмущений, если они возникают в благоприятных для этого областях (зонах штормов, например) и могут вызывать конвергенцию завихренности (в уравнении (12.8.11) она выступает как вынуждающая сила) или тепла (другая вынуждающая сила в уравнении
(12.8.12)). При расчетах конвергенции указанных потоков [433] было показано, что эти эффекты не являются малозначимыми. Принято считать (см. обзоры [733, 169]), что притоки тепла и особенности рельефа с примерно одинаковой эффективностью генерируют зарегистрированные по данным наблюдений стационарные волны. Структура подобных волн, соответствующая зимнему периоду, показана на рис. 12.13. Аналогичные картины для летних условий построены по результатам расчетов в работе [849]. Как показывают расчеты потоков, выполненные в работах [434, 849], стационарные волны создают существенный вклад в зонально осредненные балансы тепла и импульса. Так, явно выраженный на рис. 12.13 подъем линий одинаковой фазы к западу говорит о существовании зимой достаточно сильного потока тепла в сторону полюса (см. разд. 12.7). И действительно, оказывается, что выше, поверхности 500 мбар он не уступает по своей величине потоку, связанному с переносом в системе нестационарных вихрей, хотя у земли вклад вихрей все же является более весомым. В летний период поток тепла в системе стационарных волн очень мал. Стационарные волны также создают поток импульса, направленный на запад (см. разд. 12.3) в область струйного течения западного направления. Его величина составляет примерно половину аналогичного потока, переносимого нестационарными вихрями. Зимние потоки примерно в два раза сильнее летних.
Вертикальная структура зарегистрированного по данным наблюдений поля стационарных волн представляет большой интерес. Во внетропических широтах (типичными примерами которых являются разрезы по параллелям 45° с. ш. и 60° с. ш. на рис. 12.13) структура воли имеет «баротропный» характер, так что возмущения совпадают по знаку на всех уровнях (вплоть до высоты поверхности 100 мбар). В тропиках, напротив, структура волн бароклинна, и знаки возмущений на верхних уровнях (скажем, 200 мбар) обычно противоположны знакам возмущений на нижних уровнях. Баротропный характер возмущений
Рис. 12.13. Сечения по долготе и высоте функций, представляющих собой отклонения осредненных по времени геопотенциальных высот от зонально-симметричного распределения. Выполнены вдоль параллелей (а) 60° с. ш., (б) 45° с. ш. и (s) 25° с. ш. Изолинии проведены через 50 м. В нижней части рисунка показан рельеф поверхности. Горизонтальное распределение представлено на рис. 7.8. На рис. (г) показано соответствующее отклонение от зонально-симметричных значений осредненной по времени меридиональной скорости на уровне 300 мбар. Изолинии проведены через 2 м/с. (Из [434, рис. 2а — с и 10Ь].)
2
Рис. 12.13(г) (продолж.)
во внетропичееких районах указывает на то, что при их изучении основное внимание полезно обратить на исследование особенностей распространения возмущений по горизонтали. Полагая в (12.9.15) т = 0 и используя определение (12.9.10), можно получить формулу для изменений с широтой меридионального волнового числа I:
l'2 = %l — k2. (12.9.17)
Предельное волновое число определяется по соотношению (12.9.16), в котором для согласования с предположением о ба-ротропиом характере процесса необходимо пренебречь изменениями U по z. Используя данные о ветре на поверхности 300 мбар, Хоскинс и Кэроли [353] обнаружили область больших значений xL, соответствующую зональному волновому числу 7, на экваториальной стороне западного струйного течения, центр которого находится на широте 30° с.ш. На обращенной к полюсу стороне течения происходило быстрое уменьшение %ь
