Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
(в) Поскольку давление воздуха у поверхности (см. рис. 2.3) преимущественно находится в геострофическом равновесии с приповерхностным ветром, его распределение определяется распределением ветра, и следовательно, формируется за счет тех же самых процессов.
13.10.3. БАЛАНС ТЕПЛА
Рассмотрим сначала баланс тепла вертикального столба воздуха. В гл. 1 было показано, как в нем может устанавливаться радиационно-конвективное равновесие с поглощением тепла у земли и его переносом вверх по тропосфере за счет конвекции. В тропосфере эта модельная картина приводит к формированию баланса между радиационным выхолаживанием и конвективным потоком тепла. На большинстве широт наблюдается в качественном отношении именно такая ситуация соско-
ростями радиационного выхолаживания толщи атмосферы около ГК/сутки (см., например, [172]). Основной источник нагревания, природу которого можно связать с влиянием конвекции, объясняется высвобождением скрытого тепла. Скорость роста средней температуры при этом достигает значений, превосходящих 2°К/сутки [589]. В тропиках этот источник нагревания распространен по всей толще тропосферы, а в средних широтах он ограничен значительно более мелким слоем. Разность между членами, характеризующими эффекты радиации и конвекции, называется скоростью неадиабатического нагревания. Ее значения, полученные в расчетах [292], показаны на рис. 9.10 (они найдены непосредственно по оценкам адвективных членов, которые должны уравновешивать неадиабатические). Если бы меридиональный поток тепла отсутствовал, то на каждой широте устанавливалось бы радиационно-конвективное равновесие и скорость неадиабатического нагревания была бы равна нулю. Это должно приводить к значительно большим разностям температур между экватором и полюсом по сравнению с теми, которые наблюдаются реально. Можно было бы ожидать, что из-за существования меридиональных переносов член, соответствующий неадиабатическому нагреванию, будет положительным в тропиках и отрицательным в более высоких широтах. Из рис. 9.10 видно, что в действительности распределение источников тепла оказывается даже несколько более сложным. Нагревание отмечается не только в тропиках (0—10°), но и между 30 и 40° с. ш. Охлаждение имеется и в субтропиках, и в высоких широтах. Подобная структура является результатом распределения источников скрытого тепла, которое соответствует распределению осадков, показанному на рис. 2.6. Вторичный максимум на широтах 30—40° с. ш. связан с существующим в этих широтах поясом дождей. Иначе говоря, поскольку «конвективное» слагаемое включает в себя эффект высвобождения скрытого тепла (который зависит от переноса влажности), его уже нельзя рассматривать как чисто локальную реакцию по типу нагревания от поверхности. (Вклады различных членов в баланс влажности обсуждались в написанной Расмуссеном гл. 6 из [588].)
Неадиабатическое нагревание можно рассматривать как некоторую вынуждающую силу, которая выступает в уравнении баланса в виде члена, уравновешивающего два типа адвективных потоков — за счет вихрей и за счет осреднениой меридиональной циркуляции. Уравнение баланса тепла (см. (4.4.6) и
(6.17.13)), осредненное по времени и вдоль кругов широты, имеет вид
Г 1 [5] д [Г]/дф + [wj (kHs 1 [Г] + д [Т]/дг^) — (Qeddy + Qdiab)/p<V
где выражение
Qeddy/pCp = — г-1 sec cpd ((or)eddy cos ф)/дф —
— exp (zJyHs) д [{w J)eddy exp(— zJyHs)]/dz, (13.10.10)
представляет собой конвергенцию вихревого потока (вихревая составляющая, как и в (13.10.6), равна сумме нестационарного и постоянного слагаемых), a Qdiab/pc? характеризует скорость неадиабатического нагрева, измеренную в градусах в единицу времени.
Перед тем как будут рассмотрены отдельные слагаемые этого уравнения, полезно познакомиться с картиной осредненного по вертикали баланса энергии, приведенной на рис. 1.8. Из рисунка видно, что для формирования равновесного состояния между областью избытка энергии у экватора, получаемой за счет радиации, и областью ее дефицита у полюсов необходим поток энергии в сторону полюса. Заштрихованная область характеризует поток энергии в океане, а незаштрихованная — в атмосфере. Как видно, большая часть потока в средних широтах (с максимумом при 40—50° с. ш.) создается за счет нестационарных вихрей. (Отметим, что вклад потока скрытого тепла в максимальное значение составляет примерно 35%- Таблица, детально характеризующая различные вклады в поток, составлена в [602].) Поток, вызванный осредненной меридиональной циркуляцией, оказывается существенным вблизи экватора.
Сведения о (vT)e.ddy и (w*T)&ddy приведены в работах [432— 434, 589, 604, 806, 849]. В соответствии с теорией квазигеостро-фических движений основной вклад в Qeddy возникает из-за слагаемого в (13.10.10), включающего в себя горизонтальный поток (^Т4) eddy. Оно пропорционально вертикальной составляющей потока Эллиассена — Пальма, показанной на рис. 13.14. (Однако, поток [te/Г'] также может играть важную роль в перераспределении тепла по вертикали [184].) Основные особенности поля (wT’)eddy (см. рис. 13.14 и 13.15) таковы, что во внетропической зоне поток оказывается направленным преимущественно к полюсу. Наибольшие значения достигаются в поясе 40—50°, а абсолютные максимумы находятся у поверхности и на высоте 200 мбар. Таким образом, в поле потока тепла между 20 и 40° с. ш. имеется дивергенция (приводящая к охлаждению), а в области севернее 50° с. ш. — конвергенция (создающая потепление). Остальная часть адвективного потока возникает за счет осредненной меридиональной циркуляции, которая, как было показано ранее в этом разделе, возникает вне тропиков как реакция на вихри. Поэтому и поток тепла, переносимый этой циркуляцией, тоже можно рассматривать как влияние вихрей. В целом, распределение температуры воздуха во внетропической области можно трактовать как результат формирования
