В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика (1119248), страница 49
Текст из файла (страница 49)
Рассмотренная выше схема глобальной циркуляции атмосферы предполагает усреднение по достаточно большим периодам времени. Конечно, ежечасные и ежедневные реальные карты ветров заметно отличаются от схемы глобальной циркуляции в силу многих других локальных и региональных факторов. Уравнения движения. Локальные эффекты Рассмотрим далее основные закономерности динамики атмосферы на основе уравнения движения для частицы воздуха.
Как обычно, выбираем достаточно малую частицу по сравнению с внешними масштабами задачи, но достаточно большую по сравнению с размерами молекул, чтобы ее можно было считать частицей сплошной среды. В названных пределах выбор объема при разбиении сплошной среды на частицы не должен играть роли, поэтому уравнение движения целесообразно нормировать на обьем элементарной частицы и перейти к распределениям обьемной плотности сил и плотности ускорения среды.
Тогда уравнение движения будет иметь вид ~ дЪ' р —: — р ~ —, + (У'. 17)Ъ' = — т«Р + рд + рЬЪ' — 2р [й х Ъ'). гй ~д1 (14. 1) Здесь слева плотность частицы р, умноженная на ее ускорение. Справа несколько слагаемых, характеризующих объемную плотность массовых сил: обьемные плотности сил тяжести рд, кориолисовых сил — 2р[й х 1г'), сил трения ПЬЪ' и градиент давления тгР. Плотность сил трения определяется лапласианом скорости и коэффициентом 7«, характеризующим вязкость воздуха. Уравнение (14.1), называемое уравнением Навье Стокса, описывает течение вязкой сжимаемой жидкости или газа.
В целом, для описания движения сплошной среды кроме уравнения (14.1), характеризующего изменение плотности импульса вязкой жидкости, требуется уравнение непрерывности, а также уравнение 276 Гл. Ц. Осноеы динамики аспмосфсры. доеода и климат состояния сплошной среды и уравнения изменения энергии и энтропии вязкой жидкости. Строго говоря, уравнение НавьеСтокса, описывающее движение сплошной среды, это уравнение в частных производных, и полную производную по времени следует выражать через соответствующие частные производные, что приводит к нелинейности уравнения по скорости.
Иногда удобно пронормировать уравнение Навье--Стокса па плотность и переписать в следующей форме, где фигурируют соответствующие ускорения и кинематический коэффициент вязкости д = —: д Р— = — — С7Р + д + ЧЬЪ' — 2 (й х 1с). (14.2) (Й р Решение полной системы названных уравнений движения сплошной среды представляет собой весьма сложную задачу. Для илл1острации мы рассмотрим лишь два частных случая решения уравнения Навье- Стокса применительно к динамике атмосферы.
Вначале рассмотрим вертикальные составляющие уравнения Навье — Стокса. Основными слагаемыми в правой части (14.1) являются обьемная плотность силы тяжести и соответствующая вертикальная компонента градиента давления. Вертикальной составляющей кориолисового ускорения в (14.2) при обычных скоростях движения до сотни метров в секунду можно пренебречь (< 10 в) по сравнению с д. Если предположить малость вертикальных ускорений и пренебречь силами трения,.
получим уравнение гидростатики: Добавляя сюда уравнение состояния идеального газа и предположение об изотермичности, получим барометрическую формулу, как это уже было проделано в предыдущем разделе. Теперь рассмотрим уравнения (14.1), (14.2) в некоторой горизонтальной плоскости.
Если движения считать очень медленными, пренебречь ускорением и силой трения, то останутся следующие слагаемые: горизонтальный градиент давления и кориолисова сила. Отсюда получается уравнение геострофического ветра: 17Р = — 2Р[й х 11!, из которого видно, что скорость не направлена по градиенту давления. Она направлена перпендикулярно к градиенту давления, поскольку опи связаны через векторное произведение. Отметим, 1'л. Ц. Осноеы динамики атамосфсры. Погода и клттмата 277 что крупномасштабные процессы в атмосфере квазидвумерны и квазигеострофичны.
Подобные крупномасштабные движения воздушных масс хорошо видны на космических снимках. В область циклона с пониженным давлением стягиваются воздушные массы., поэтому спиралевидные облачные структуры с закручиванием против часовой стрелки являются естественными трассерами циклонов. Из области антициклона с повышенным давлением наблюдается также движение воздушных масс, но с вращением уже по часовой стрелке.
Кстати, типичная энергия циклонов (не тропических)— это 10 Дж. Для сравнения энергия мегатонной атомной бомбы 4 10гв Дж, т.е. циклон эквивалентен десяткам и сотням мегатопных бомб. Однако эта энергия распределена по большому пространству и вызывает лишь сравнительно медленное движение воздушных масс.
В особую группу выделяют сильные тропические циклоны, энергия которых достигает 101э Дж. Мощные тропические циклоны традиционно именуют ураганами (английское название 1тшт1сапе) в Атлантике и тайфунами на Тихом океане. Скорость ветра в ураганах и тайфунах достигает 20 — 40 мтс и более., что приводит к существенным разрушениям, наводнениям, цунами и другим стихийным бедствиям. Нашествиям тропических циклонов подвержены в основном Атлантическое побережье США, Карибский регион, Юге-Восточная Азия, Индонезия, Австралия.
Достаточно редко тайфуны заходят к нам, на дальневосточное побережье России. Поскольку мощные тропические циклоны представлятот большую опасность, существуют различные службы наблюдения за ними, которые классифицируют их (ураганам и тайфунам присваиваются имена), определяют и прогнозируют траектории их движения. Космический снимок тропического циклона приведен на рис. 14.3. Наряду с глобальной циркуляцией атмосферы существутот движения воздуха, связанные с локальными пространственными и временными факторами. Природа локальных ветров также имеет простое физическое объяснение. Первый пример таких локальных ветров и перемещений воздушных масс это так называемые морской и береговой бризы (рис. 14.4, а).
Когда наступает день и ярко светит солнце, суша практически сразу прогреваетсят значительно быстрее воды. Причина в том, что теплоемкость воды гораздо болыпе, чем теплоемкость существующих грунтов, кроме того, вода прогревается на значительнуто глубину, поэтому 278 Гл. 14. Оенооы динамики атмосферы. Погода и нлиманг Рис.
14.3. Космический снимок тропического циклона представляет собой более емкий резервуар тепла, чем практически пе пропускающий оптическое и ИК излучение грунт. Воздух над сушей также прогревается быстрее. Далее прогревающийся воздух расширяется, плотность его понижается и нагретый воздух поднимается вверх. В результате над сушей образуется область низкого давления, в отличие от области более высокого давления над морем. Естественно, из области высокого давления в область низкого давления подтягивается прохладный воздух с моря морской бриз. Циркуляция замыкается, и получается некоторый локальный круговорот вокруг берега. Здесь предполагается, что берег не содержит высоких гор, следовательно отсутствует заметный адиабатический подъем или опускание воздуха.
Ночью имеет место противоположная ситуация. Суша быстро остывает, а вода отдает тепло значительно медленнее, поэтому ночью наоборот дует береговой бриз с суши на море. Такого рода ветры имеют естественную суточную периодичность. Примером ветров, связанных с сезонной периодичностью нагрева, являк)тся муссоны. Сравнительно устойчивая муссонная циркуляция наблюдается в Экваториальной Африке, на восточной и южной периферии Азии. Достаточно сильно это явление проявляется на полуострове Индостан (рис.
14.4, 6~. Летом хорошо прогревается сам полуостров и воздушные массы над Гл. Ц. Осколы динамики атмосферы. Погода и климат 279 з - ° -в) ~е-- "— а «б -- береговой бриз тецл вода холе вода Индийский океан д Индийский океан Радиационное ыхелазаиванне ое не 3 ы р, „«х и и и и Рис.14.4. Схемы локальных ветров: а) морской н береговой бризы; б) муссоны; а) горно-долинные ветры давления над материками типично для внетропических широт: летом давление понижено, а зимой повышено. ним, образуется область низкого давления, н ветер дует с моря. Естественно, это очень влажный ветер, который вызывает сезон дождей.
В зимние месяцы суша охлаждается быстрее окружазотцего океана. Поскольку океан и воздушные массы над ним теплее, здесь образуется область низкого давления, и зимой сухие ветры дуют с континента на море. Отметим, что такое поведение 280 Гл. Ц. Ооноеы динамики а«пмооферы.
!догода и климат Рассмотрим так называемые горно-долинные ветры (рис. 14.4, в). Здесь ситуация отличается от предыдущих примеров тем, что происходят неадиабатические процессы. Выше был рассмотрен фен, когда воздушные массы адиабатически поднимаются в гору, охлаждаются и с осадками теряют запас влаги, а при спуске с горы происходит адиабатический нагрев воздуха. В случае достаточно больших вершин и протяженных склонов гор происходит длительный подьем воздуха, который может прогреваться на склоне. Такой подъем с внешним нагревом будет, конечно, неадиабатическим.
Тогда при прогреве воздуха па склоне долинный ветер, дующий из долины на гору, становится теплым. И наоборот, горный ветер достаточно долго втекает по склону гор в долину, и существуют условия для его радиационного охлаждения (ясное небо), он теряет энергию па ИК излучение и заметно охлаждается.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
