Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
сфере, полученные в [521], также обнаруживают близкие свойства.
На рис. 11.19,6 показано зонально осредненное течение, представляющее собой мощную ячейку циркуляции Гадлея •с подъемом на широте максимального нагрева. Движения в сторону экватора связываются с восточными ветрами, а потоки к полюсу — с западными. Это объясняется с помощью принципа сохранения углового момента количества движения и того обстоятельства, что в линейной модели жидкость «помнит» свой угловой момент только той широты, на которой она только что находилась. Поэтому при пересечении экватора зональная скорость меняет знак.
На рис. 11.19,6 показана осредненная по широте циркуляция. Она связана только с частью вынуждающего воздействия, которая симметрична относительно экватора. На долготе района нагрева отмечаются восходящие потоки, а во всех других районах— опускание воздуха. Соответствующая циркуляция в атмосфере над Тихим океаном называется циркуляцией Уолкера.
Вынужденные стационарные решения, подобные приведенным выше, получены также при исследовании экваториальной циркуляции океана. Здесь в качестве воздействия выступает напряжение ветра, распределенное по поверхностному перемешанному слою. Для того, чтобы получить реалистичную структуру течений, необходимо рассчитывать большое число мод. Это продемонстрировал Мэкриэри [501]. Он использовал модель, в которой были специальным образом параметризованы вертикальная вихревая вязкость и вертикальная вихревая диффузия. Они были неизменны на каждом уровне и менялись по глубине, так что структура мод течения сохранялась и моды оставались независимыми друг от друга. Для каждой из мод были выписаны уравнения (11.14.1) — (11.14.3). Коэффициент трения возрастал с номером моды (г на самом деле можно считать пропорциональным c2n). Для нескольких первых мод трение было малосущественным, а напряжение ветра уравновешивалось градиентом давления. Соответственно, вклад этих мод в течение был невелик. Вместо этого, как показывает решение без учета изменений по оси х, основной вклад вносили те моды, которые были настолько сильно подвержены влиянию трения, что влияние восточной и западной границ становилось второстепенным по сравнению с локальными эффектами. Примеры полученных этим методом решений показаны на рис. 11.20.
11.15. ЦИРКУЛЯЦИЯ ТРОПИЧЕСКОЙ АТМОСФЕРЫ
В гл. 1 было показано, как в условиях горизонтальной однородности под влиянием сбалансированных радиационных и конвективных процессов формируется равновесный профиль температуры. Для обсуждения различных примеров была применена исключительно простая модель конвекции. В действительности же из-за наличия в атмосфере влаги конвективные процессы оказываются достаточно сложными. При адиабатическом подъеме объема влажного воздуха на некотором уровне (уровне конденсации) наступает насыщение, определенная часть водяного пара конденсируется и становится видимой как облако. Выделяемая при этом скрытая теплота конденсации придает воздуху дополнительную плавучесть и способствует дальнейшему подъему объема. Если в процессе подъема в выделенный объем не вовлекается окружающий воздух и все выделившееся екры-
тое тепло идет на его нагревание, то изменение температуры с давлением происходит по псевдоадиабатической насыщающей кривой (см. разд. 3.8) и эквивалентная потенциальная температура объема остается постоянной. Объем обладает плавучестью до тех пор, пока его эквивалентная потенциальная температура 0е превышает температуру окружающего воздуха. Поэтому он может подняться до уровня, на котором разность между температурой окружения и 0е становится равной нулю. В действительности из-за своих малых размеров большинство поднимающихся объемов разбавляются большим количеством окружающего воздуха, поэтому небольшие кучевые облака живут довольно короткое время. Кроме того, известны также и другие процессы, уменьшающие потенциал объема воздуха. К ним относится, например, испарение облачных капель. С другой стороны, крупные объемы поднимающегося воздуха разбавляются не столь сильно и могут подниматься выше. Для их небольшой доли эффект разбавления оказывается не слишком сильным, и они становятся способными достичь высот, где разница между температурой воздуха и эквивалентной потенциальной температурой равняется нулю. Подобные облака называются облачными башнями. Их максимальная высота сильно меняется в зависимости от температуры поверхности, поскольку теплый воздух может содержать значительно больше влаги, чем холодный. Например, эквивалентная потенциальная температура насыщенного воздуха с температурой 30°С (303 К) при поверхностном давлении равна 386 К, т. е. на 83° выше, чем у сухого воздуха. При стандартных условиях это придает объему насыщенного воздуха потенциал, позволяющий ему подняться примерно до уровня 100 мбар. Для сравнения укажем, что насыщенная частица с температурой 20°С (293 К) при поверхностном давлении имеет 0е = 333 К (на 42° больше, чем у сухого воздуха). Это сообщает ей потенциал, позволяющий достичь высоты сдавлением 300 мбар.
Характерные профили потенциальной и эквивалентной потенциальной температур для тропической атмосферы показаны на рис. 3.5. Профиль 0е обнаруживает уменьшение с высотой от поверхности до минимального значения на уровне около 650 мбар. Затем 0е начинает расти, но ее поверхностные значения достигаются не ранее, чем на уровне 200 мбар. Это говорит о возможности достижения облачными башнями больших высот.
