Р. Скорер - Аэрогидродинамика окружающей среды (1115254), страница 30
Текст из файла (страница 30)
4.10. Ураганы В равд. 7.8 и 7.10 описаны процессы, в результате которых завихренность может образовываться за счет конвективных токов в облаках. Информация об облаках изложена более детально в равд. 11.10. Отправной точкой этого рассмотрения является то, что воздушная масса уже обладает абсолютной завихренностью в силу вращения Земли. Особенностью ураганов, которая отличает их от больших циклонов, является то, что для них требуется постоянный приток тепла для поддержания циркуляции. Таким источником тепла является дождь, так как при конденсации паров воды высвобождающееся тепло передается воздушной массе, в которой происходит конденса.
ция. Этот источник тепла существует только потому, что на уровне моря давление в центре урагана ниже, чем вокруг. Таким образом, температура в его центре на 3 — 5'С ниже, так как воздух, вовлекаемый в центр урагана, адиабатически расширяется. Вследствие этого там поддерживается более сильная конвекция. Воздух, движущийся у поверхности моря по спирали к центру урагана, будет замедляться из-за трения вследствие шероховатости поверхности и больших скоростей ветра. В отсутствие трения тангенциальная скорость относительно местной системы координат возрастала бы, как Г-' (à — расстояние от центра урагана), Однако по данным наблюдений скорость потока при приближении к центру возрастает лишь как г-пэ.
Вблизи центра вращение вокруг оси, связанное с вращением Земли, вносит слабый вклад и может не учитываться. Воздух извне проникает не до самого центра урагана, а лишь до внеш- ВРАШАЮШАЯСЯ ЗЕМЛЯ него края так называемого «глаза бури». «Глаз бури» вЂ” это область, свободная от облаков. Воздух в нее попадает сверху из стратосферы за счет низкого давления в центре урагана.
Стратосферный воздух в «глазу бури» ведет себя так же, как вода в воронке над сливом из ванны. Этот воздух очень теплый, так как исходит из стратосферы„ а также и очень сухой. Однако вблизи поверхности Земли он перемешивается с окружающим воздухом и иногда содержит облака. Периферийная часть стратосферного воздуха перемешивается с облаками, окаймляющими «глаз бури», и вследствие испарения облаков охлаждается. В результате образуется мощный нисходящий каскад холодного воздуха с внутренней стороны стены облаков по периферии «глаза» (см. рис.
11.10.2). В самом же кольце облаков„окружающих «глаз бури», воздух поднимается и растекается вовне ниже тропопаузы. При этом оттоке тапгенциальная скорость относительно местной системы координат убывает как г-', а на расстоянии трех или четырех радиусов «глаза бури» вращение расширяющегося облачного султана становится относительно Земли антициклональным.
Это явление будет рассмотрено в равд. 11.10. Когда воздух приближается к центру урагана, в области больших градиентов скорости, возникающих из-за быстрого увеличения тангенциальной скорости, конвективные облака вытягиваются в спиральную линию. При движении воздух охлаждается, увеличивая конвекцию, которая усиливается за счет агеострофического движения, порождающего конвергенцию, а также восходящего движения воздуха в области, к которой движется центр урагана. Небо проясняется быстрее всего в той четверти, откуда движется центр урагана.
Когда ураган проходит над сушей, его интенсивность быстро уменьшается, так как прекращается действие источника тепла. Часто безосновательно полагают, что это происходит из-за повышенного поверхностного трения над сушей, которое является важнейшей причиной заполнения центра низкого давления. Однако это предположение опровергается тем фактом„что когда холодный фронт «втягивается» в ураган в момент его движения от моря к суше, ураган будет существовать много дольше, прежде чем начнет подниматься давление в его центре.
Этим иллюстрируется то важное положение, что здесь проявляется воздействие поднимающегося теплого воздуха (либо холодного воздуха за холодным фронтом, либо окружающего воздуха, который не нагревался над морем), который одновременно вызывает и конвергенцию, и интенсивное вращение. Низкое давление создается как бы понижением стратосферы в «глазу бури», вследствие чего сверху поступает теплый воздух. ГЛАВА 4 Ураганы могут переродиться в среднеширотйые циклоны, если они доходят до достаточно высокой широты (скажем, 37') и регенерируют за счет притока холодного фронта.
Море здесь оказывается недостаточно теплым, чтобы стать источником тепла, необходимого для поддержания циркуляции урагана Море отдает тепло преимущественно в виде скрытой теплоты испаренной воды. В Тихом и Индийском океанах ураганы называются тайфунами. Общее их название — тропические циклоны. Они встречаются в Аравийском море, Бенгальском заливе, на западе Тихого океана и в Атлантическом океане в низких широтах.
Эпизодически эти циклоны, пересекая Малайский полуостров, движутся в Индийский океан и оттуда к Бенгалии. Они известны в Северной Австралии и в Восточно-Китайском море Сначала они движутся с востока в пассатах, но затем отклоняются вдоль восточных побережий континентов, встречаясь иногда с восточными ветрами, зарождающимися на западных побережьях Северной Америки и Японии.
Временами они из Карибского моря, пересекая Центральную Америку, попадают в восточную часть Тихого океана, а из Аравийского моря доходят до Южной Америки, где являются причиной губительного нашествия саранчи. Рис. 11.10.1 и 11.10.2 показывают типичное сечение развитого урагана и радарный снимок его вблизи побережья Флориды. Размеры урагана могут меняться очень существенно от случая к случаю, но обычно циркуляция и система облаков имеют 100 — 300 км в диаметре; «глаз бури» может быть от 5 до 50 км шириной; скорость ветра в центре меняется от очень малой до 7 — 10 м/с. Детальные описания этих драматических явлений можно найти в книгах Скорера С!опбз о! Йе %от!б и Таннехила Нигг!сапез.
Помимо сильного ветра наиболее серьезным последствием урагана является приливная волна, которая образуется„'когда совпадают естественный высокий прилив и сильный ветер с моря в правой четверти приближающегося шторма. Если скорость ветра при шторме такова, что в центре шторма такая волна достигает высоты 1 м над обычным уровнем мори, то, падая в прибрежное мелководье, волна резко увеличивается по высоте, так что в некоторых случаях суда водоизмещением до 5000 тонн выбрасывало на сушу на 400 м от берега. 4.11.
Спираль Экмана Рассмотрим случай обширной территории, над которой в каждом горизонтальном слое скорости ветра горизонтальны 171 ВРАЩАЮЩАЯСЯ ЗЕМЛЯ н постоянны по.направлению. Тогда уравнение (4.3.2) прини- мает вид (и — и,) у'= — „К -~-, д ди д ди ( — )У= — — К вЂ”, дг дг ' (4.11.2) Оригинальная теория Экмана относилась к движениям в океане, вызванным ветром. Тейлор применил эту теорию к атмосфере. Исследования Тейлора обобщены Брантом (1939).
Принимая классические допущения о том, что термический ветер отсутствует (т. е. геострофический ветер постоянен), а К не зависит от х, можно получить решение уравнений (4.11.2) в виде и + Ы вЂ” (и + М ) = Се "+о "'+'т, (4.11.3) где С и у — действительные константы, определяемые из гра- ничных условий. Здесь т' =,7'12К, (4.11А) причем т — положительная величина. Отрицательный показатель в действительной части экспоненты выбран на том основании, что на 'достаточно большой высоте ветер становится равным геострофическому. Теория Тейлора была предназначена для того, чтобы можно было, измерив отклонения от изобар направления приземного ветра, получить оценку величины К, когда неизвестен даже ее порядок.
В качестве граничного условия Тейлором было принято, что направления напряжений и приземного ветра совпадают. Это можно выразить, полагая и+И параллельным ди/да+(до/да при Я=О. Дополнительные подробности можно найти в книге Бранта. О= — — втапр+ЯХ1+ д К д . (4.11.1) 1 д ди Касательное напряжение (1.3.25) здесь выражено по типу вязкого напряжения через давление Р и турбулентную вязкость К, умноженную на градиент скорости.
Эта математическая форма удобна для представления напряжений Рейнольдса (см. равд. 7.3). Изменениями плотности р можно пренебречь почти всегда, за исключением тех ситуаций, когда они порождают термический ветер, который отражает изменения по вертикали горизонтального градиента давления. Градиент давления в соответствии с (4.3.4) можно представить при помощи геострофического ветра (ию ои); таким образом, выражение (4.11.1), переписанное для каждой из своих двух составляющих, приобретает вид ГЛАВА 4 172 Уравнение (4.11.3) показывает, что вектор горизонтального ветра асимптотически стремится к геострофическому по мере возрастания я вдоль спирали.
Для случая океана положительный показатель в экспоненте используется для описания течений, порожденных ветром, которые убывают по направлению вниз. Экман полагал, что иа поверхности океана геострофическое течение равно О. Это эквивалентно утверждению, что градиент давления в воздухе компенсируется чрезвычайно малым наклоном поверхности океана.
В этом случае уравнение Рис. 4.!!.!. Конвергенция в поверхностном слое океана пед действием антициклона. и — компонента скорое~и ветра вдаль иаобар. а о — компонента, направлекиак воине (от аитипиклонап вода в поверхностном слое двнжетск к центру высокого давлении. еепгер (4.11.2) принимает форму (У+ 1)Г = 1 УС "в ((У +1 ). (4.1 1.5) Решение уравнения (4.11.5) имеет вид (1 + 1)' = е" +" *(и,-)-1)',), (4.1 1.5) где К и гп — соответствующие коэффициенты для воды, а с!и+й'е — течение на поверхности.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
