Р. Скорер - Аэрогидродинамика окружающей среды (1115254), страница 27

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 27)

4.4. Движение в верхних слоях атмосферы; изобарические карты Карты распределения дэвления непрактично рисовать для каких бы то ни было абсолютных высот, кроме уровня земли. Вместо этого изображают линии равной высоты (изогнпсы) Рис. 4.4.1. Соотношение между юобарами на постоянной высоте н иаоаиниямн равной высоты иа иаобарнческой поверхности. для так называемых изобарических поверхностей. На рис. 4.4.1 показано вертикальное сечение иэобарической поверхности перпендикулярно к изобарам на высоте И. Если Лр — разность давлений в точках А н В, расположенных на высоте Ь, а давление в точке А', расположенной на высоте ЛЬ над точкой В, равно давлению в точке А, то Лр=дрбй.

Поэтому 1 др дИ =К р д. = дх (4.4.1) и изобары на высоте И могут быть представлены изолиниями на изобарической поверхности для данной точки. Уравнение геострофического ветра (4.3.4) при этом принимает вид дИ дх ' (4.4.2) величину потока между двумя иэобарами. Но там, где слева имеется область разрежения линий тока, а справа — область сгурцения, в потоке образуется эона конвергенции (помеченная буквой К на рисунке) и эона дивергенции в противоположном случае (буква Д). Так как ускорение приближенно равно (нн игаб)чю то абсолютная величина агеострофического ветра в соответствии с (4.3.6) определяется выражением па = — (чк нтаб) и, 1 ВРАШАЮШАЯСЯ ЗЕМЛЯ а карта изолиний на фиксированной изобарической поверхности становится очень похожей на карту изобар на постоянной высоте.

Преимущество последней заключается в том, что множитель й/) не зависит от плотности, а следовательно, и от абсолютной высоты, так что один и тот же масштабный множитель можно использовать для карт изолиний на любой высоте. 4.5. Термический ветер Если имеется горизонтальный градиент температуры, то горизонтальный градиент давления должен меняться с высотой, так как два соседних столба воздуха будут иметь различный 1 1 1 1 1 3 Р=Рг р рх с 1 Рис. 4.5.1. Соотношение термического ветра и расстояний межпу изобарияескими поверхностями. и, таким образом, д , Ао, д 1 дт 1 да ад ут ~ дх )р=сеаа~' (4.5.3) вес. Рис.

4.5.! представляет вертикальное сечение в атмосфере. перпендикулярное к горизонтальным изотермам, проведенным на поверхностях постоянного давления рз и рь Так как уравнение (4.4.2) выполняется для двух уровней, обозначенных индексами ! и 2, то разность геострофических ветров гзпн для этих двух уровней определяется соотношением где ЛЬ вЂ” толщина слоя между двумя изобарическими поверхностями.

Так как высота столба воздуха, если заданы площадь его горизонтального сечения и вес, пропорциональна температуре, то толщина слоя также пропорциональна температуре при заданном давлении. Это означает, что (4.5.2р глава р На уровне, где нзобарические поверхности горизонтальны, вертикальный градиент геострофнческого ветра направлен вдоль изотерм (низкая температура находится слева) и поэтому называется термическим ветром. Там, где изобарические поверхности негориэонтальны, требуется поправка, так что иа практике на картах изображают не изотермы, а изолинии равных расстояний между двумя изобарическими поверхностями, которые описывают разность между скоростями ветра на этих уровнях.

Это эквивалентно использованию выражения (4.5.1) вместо (4.5.3). Название «термический ветер» сохраняется, поскольку градиент ветра определяется температурным градиентом. 4.6. Оценка вертикальной скорости Перед специалистами по прогнозу погоды стоит проблема, связанная с тем, что образование облаков всех типов и выпадение осадков обусловлены восходящим движением воздуха, а исчезновение облаков происходит из-эа нисходящих потоков. Но вертикальную скорость воздуха над большой территоэвией трудно измерить вследствие малости ее величины (от 1О до 1 м/с). более того, иэ-за большой разбросанности измерительных пунктов и низкой точности измерений невозможно определить поле горизонтального ветра настолько подробно, чтобы по горизонтальным градиентам и и о можно было найти вертикальную составляющую ветра, хотя бы с помощью упрощенной модификации уравнения неразрывности: ~ ( ди + дч ) р (4.6.1) и= — — — и= —— 1 др 1 др (4.6.2) рУ ду ' х рУ дх ' то, очевидно, дих ди — + — =О, дх ду (4.6.3) Дополнительная трудность заключается в том, что, даже измерив поле давлений достаточно аккуратно для того, чтобы, предполагая ветер геострофическим, найти его компоненты, можно легко убедиться в том, что поле геострофического ветра не обладает дивергенцией, а следовательно, вертикальная скорость получается равной нулю.

Математически этот факт выражается следующим образом: так как компоненты геострофического ветра равны вгэшэющзяся земля если пренебречь горизонтальным градиентом величины р~, который настолько незначителен, что не позволяет получить какуюлнбо заметную величину для ш. На практике во всех случаях вариации величины р~ не вызывают появления вертикальных движений. Иными словами, вертикальное движение связано с агеострофическоГг компонентой ветра. Мы не рассматриваем здесь математический аппарат, используемый при численном прогнозе погоды, а хотим изложить основные понятия о механизмах, посредством которых вертикальные движения можно связать с измеримыми и по возможности легко наблюдаемыми явлениями.

Многим зти соображения помогут понять смысл того, что они видят в небе или на карте погоды, и сделать собственный прогноз или употребить с ббльшей пользой имеющийся официальный. Если ветер можно считать геострофическим, то вертикальных движений, как мы видели выше, быть не может, так что. зти движения определяются агеострофической компонентой ветра. Вместе с вертикальным движением должно происходить растяжение столба воздуха, поскольку скорость воздуха у поверхности Земли равна нулю. Атмосфера почти целиком обладает завихренностью, так как она вращается вместе с Землей Даже в антициклонах вектор абсолютной завихренности положителен, т.

е. направлен в ту же сторону, что и вектор скорости вращения Земли (хотя по абсолютной величине он, очевидно, меньше). Следовательно, растяжение вихревых линий увеличивает завихренность, по крайней мере вблизи поверхности Земли. На некоторой большей высоте вертикальный столб воздуха должен будет подвергнуться вертикальному сжатию и в нем возникнет горизонтальная дивергенция потока, а зто вызовет уменьшение вертикальной компоненты эавихренности до величины, вероятно, меньшей, чем абсолютная величина вектора- скорости вращения Земли. Вследствие этого относительно поверхности Земли циркуляция оказывается антициклонической.

Следовательно, вблизи подстилающей поверхности в атмосфере должно происходить увеличение циклонической завихренности, порождающей восходящие потоки. Это означает увеличение циркуляции по контуру данного размера вблизи. подстилающей поверхности. Отсюда следует возрастание градиента давления и падение давления в центре, под поднимающимся воздухом. Такова логика взаимосвязи между падением давления и подъемом воздуха. Восходящие потоки в свою- очередь связаны с образованием облаков и осадков.

Таким образом, подъем воздушных масс связан не столько с низким. сколько с падающим давлением. Раньше полагали, что низкое. ГЛАВА « 4.7. Теория развития центров низкого давления Сатклиффа Термин «развитие» используется для описания процесса образования центров низкого давления и сопровождающих его вертикальных движений и погодных явлений. Мы сосредоточим внимание на поле горизонтальных ускорений, которые в отсутствие сил трения являются причиной всех агеострофических движений.

Пусть индексы 1 и 2 соответствуют значениям вектора на двух различных уровнях, пгаг), обозначает Горизонтальные составляющие оператора градиента, а штрих характеризует разность значений на двух уровнях. Тогда ч'=ч,— ч,, а ускорение на верхнем уровне будет равно дч2 дч2 дч2 — = — + (о2 . Кгаб„) ч2 = дг + (ч, ° "габ„) ч, + + (ч' пгаб„) ч, +(ч, пгаб,) ч'.

(4,7,1) (4.7.2) давление служит причиной дождя, и эта связь иногда объяснялась тем, что сила трения вызывает приток воздуха в область низкого давления (детали такого процесса уже рассматривались нами в гл. 3). Однако следует подчеркнуть, что возникновение дождя связано, главным образом, с ложбинами низкого давления, что воздушные массы эа ними очень часто опускаются и свободны от облаков и что вертикальные движения возникают, главным образом, при подъеме теплого и опускании холодного воздуха и имеют мало общего с силами трения.

Верно, что силы трения вызывают течения, направленные в область низкого давления, но зто обычно приводит лишь к заполнению центров низкого давления, поскольку трение уменьшает циркуляцию. Поэтому на практике прогнозисты оценивают вертикальные движения по наблюдениям завихренности поля геострофического ветра и другими соответствующими способами. Интенсивность вертикальных потоков может быть непосредственно определена по известному полю давлений; она равна (!/рГ)272р. Эта завихренность возрастает вследствие конвергенции в нижних слоях, а центры низкого давления формируются или углубляются за счет той же конвергенции. Создающаяся таким образом конвергенция далеко превосходит ту, которая получается за счет трения в тех широтах, где вращение Земли играет важную роль.

Вблизи экватора, где пренебрежимо мала вертикальная компонента вектора вращения Земли, больших градиентов давления не образуется. ВРАШАЮЩАЯСЯ ЗЕМЛЯ Поэтому — „' — — „' = (ч' . кгаб„) ч, + ~ — + ч, афтаб,1ч'. (4,7.3) В соответствии с (4.3.6) агеострофическое движение возникает полностью за счет ускорения. Восходящее движение связано с конвергенцией внизу и дивергенцией наверху, а также с возрастанием циклонической циркуляции и падением давления в нижних слоях. Уравнение (4.7.3) описывает разность ускорений между верхним и нижним слоями, которая количественно определяет циклогенез. Эта разность выражается через поле ветра в нижнем слое чь адвекцию за счет термического ветра ч игаб, и производную поля термического ветра ч', действующего в верхнем слое (где ч=чт).

Характеристики

Список файлов книги