В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 41
Текст из файла (страница 41)
Ей, очевидно, благоприятствует существование области низкого давления с подветренной стороны гор —над морем.ПОДВЕТРЕННЫЕ ВОЛНЫКогда воздушный поток со скоростью v натекает на препятствие(горный хребет), с подветренной стороны могут возникнуть гравитационные волны, имеющие частотуесли атмосфера темодинамически устойчива. Однако амплитуда этихколебаний будет сложной функцией формы препятствия и высоты z в атмосфере, так что система образующихся волн будет тожесложной.Когда влажность воздуха достаточно велика, то в волнах образуются характерные чечевицеобразные облака, позволяющие легко наблюдать положение и размеры волн. Длина последних бывает порядка 10-40 км и увеличивается со скоростью ветра.
Развитию волнспособствует неустойчивость нижней атмосферы. Подветренные волны могут распространяться высоко в стратосферу. Наблюдения перламутровых облаков обнаруживают такие волны на высотах 23-30 кмнад горами Скандинавии высотой всего 2,5 км.Для склонов и долин характерны нисходящие ветры, когда склонохлаждается излучением, и восходящие течения, когда склон либодно долины обращены к нагревающим их солнечным лучам. Воздушные течения с гор и из долины, таким образом, меняются со временемдня и с сезоном. В больших горных долинах структура ветров сложна:например, днем поток ветра расходится вверх по склонам, сильнеенад освещенным солнцем склоном и т.д.Ветры на побережьях морей, озер, а иногда и больших рек, дующие днем с воды на сушу, а ночью обратно, называются бризами.В тропических странах бризы сильнее и дуют весь год, в умеренной зоне — слабее и заметны обычно лишь летом.
Бризы наблюдаются, например, на побережьях Черного и Каспийского морей, на Ладожском озере и Братском водохранилище.Дневной бриз возникает, когда суша нагревается сильнее моряи небольшой1 мбар/50 км) градиент давления направлен с моря на сушу. Поток ветра зарождается в открытом море сравнительно тонким слоем и постепенно приближается к берегу.
Вторжениеморского воздуха образует над берегом хорошо выраженный, хотяи небольшой, холодный фронт с наклоном 1/10-1/60, продвигающийся со скоростью 2 м/с. За ним темпеоатура понижается на 3-4°С,N360*Рис. 6.6. Средние ежечасные векторы ветра при бризе. Май, 1958-1962 гг., Кинлос,Шотландия. Восход солнца — 4 ч 30 мин, заход — 19 ч 30 мин. Направление ветра —от точек к центру графика; цифры у точек обозначают часы дня и ночииногда на 8°С, и упругость водяного пара, например, в тропическомбризе повышается на 7-8 мбар. В тропиках он существенно смягчаетчерты жаркого климата,В умеренной зоне максимум скорости дневного бриза (4-7 м/с)наблюдается на высоте 60-150 м, в тропиках (5-11 м/с) — на высоте 200-250 м. Вертикальные мощности его потока соответственно150-800 м и 1—2 км. Над ним существует обратный поток, такжедовольно мощный.
Бриз постепенно продвигается на сушу до 25-60км (в тропиках до 100-120 км).Одна из замечательных черт морского бриза — это поворот егонаправления в течение дня за Солнцем (рис. 6.6), т.е. вправо. Поворот продолжается и после того, как дневной бриз сменяется ночным, более слабым (скорость 1-2 м /с). Поворот бриза со временемозначает, что на его развитие влияет и сила Кориолиса. Гидродинамическая теория бриза сложна, много сложнее, чем теория ветров склонов, поскольку бриз — трехмерное явление, зависящее иО! времени.ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫОбщей циркуляцией атмосферы называют совокупность (систему) устойчивых воздушных течений большого масштаба — соизмеримого с размерами материков и океанов, охватывающих значительные слои атмосферы.
Изучать ее следует с учетом глобального взаимодействия атмосферы с океанами и континентами. Возмущения —волны, циклоны и т.п. — также входят в понятие циркуляции, хотяотносятся к движениям среднего масштаба.Общая циркуляция меняется с сезоном, и возмущения ее эволюционируют ото дня ко дню. Эти изменения существенны для прогнозапогоды, долгосрочного и краткосрочного.Поле течения воздуха зависит прежде всего от распределениятемпературы. В тропосфере до высоты — 10 км температура в общем понижается от экватора (области тепла) к полюсу (областихолода).
При этом горизонтальный градиент температуры дт /дп,определяющий термический ветер, зимой примерно вдвое больше,чем летом. Стратосфера, наоборот, холодна над тропическим поясом (~ —80°С), и градиент температуры направлен в обшем на юг,кроме полярной области зимой, где есть вторичная область холода(до —70°С).От поля температур зависит и поле давления. Зона низкого давления находится близ экватора, летом в Северном полушарии под~ 12° ели. Около 30° широты в обоих полушариях имеется субтропический пояс повышенного давления.
Градиент давления, направ-ленный от этого пояса к экватору, создает пассаты — ветры в Северном и Южном полушариях.В более высоких широтах имеются пояса пониженного давления,особенно глубокие в Южном полушарии. Там материк Антарктики как бы окружен цепью циклонических областей (обычно имеется6-7 центров их).Циркуляция верхней тропосферы и нижней стратосферы распадается на три зоны: тропическую зону повышенного давления с малымиградиентами давления, с разреженными изогипсами и большими, ноне сильными антициклонами над океанами и две зоны высоких широт, в которых давление уменьшается быстро к полюсам и ветры(в основном западные) усиливаются с высотой.
Потоки “западногопереноса” окружают каждый полюс обширным и сильным вихрем —околополярным циклоном.ЦИРКУЛЯЦИЯ ТРОПИЧЕСКОЙ зоныЦиркуляция тропической зоны охватывает почти половину поверхности земного шара. Она является большой термодинамическоймашиной, превращающей тепло океана (в том числе скрытое тепло водяного пара) в кинетическую энергию атмосферы. Циркуляция эта включает нисходящее движение в упомянутых ранее субтропических антициклонах, потоки очень устойчивых пассатных ветров и восходящее движение в областях северной и южной конвергенции.
Вместе с расходящимся от внутритропической зоны конвергенции верхним течением такая схематизированная циркуляция называется иногда ячейкой Гадлея, как в Северном, так и в Южномполушарии.В области внутритропической зоны конвергенции осредненнаяпримерно по квадрату 300 х 300 км в слое 1000-850 мбар дивергенцияскорости div V составляет — —1,4 • \0~ 5 с-1 и скорость w восходящегодвижения на уровне 900 мбар — около 1 см/с. Последнее переноситвверх около 390 Вт/м2 тепла конденсации, что соответствовало быиспарению “на месте” около 480 см воды в год.
Очевидно, во внутритропической зоне конвергенции с большой площади поверхности океана собирается и уносится вверх пар. Положение и смещение указанной зоны, таким образом, определяют и работу упомянутой термодинамической машины, и взаимодействие тропической атмосферы иокеана. Между южной и северной внутритропической зонами конвергенции имеется сравнительно сухая зона. Пассаты в общем устойчивые ветры. Из-за малости силы Кориолиса в тропической зоне пассаты дуют в направлении, составляющем большой угол к изобарам. Ихвертикальная мощность сильно меняется с сезоном, увеличиваясьзимой (до 9 км) и уменьшаясь летом близ внутритропической зоныконвергенции с ее переменными и слабыми ветрами. В потоке пассатаиногда возникают возмущения.
В частности, там наблюдаются восточные волны — ложбины пониженного давления, движущиеся кзападу со скоростью 7-12 м/с. Средняя длина таких волн L — 3100 кми период т — 3 сут.Сходны с восточными волнами также муссонные депрессии, летомпроходящие над Индией на запад и слабо выраженные в поле давления. Они дают много осадков.В тропической стратосфере существует смена восточных и западных ветров с 26-месячным периодом. Западный поток со скоростьюоколо 15 м /с формируется в средней стратосфере выше 30 км ираспространяется вниз, постепенно затухая и уступая потом местоаналогичному восточному потоку.Ц И Р К У Л Я Ц И Я У М ЕРЕН Н Ы Х Ш И РО ТЗападный ветер, преобладающий в значительной части тропосферы и нижней стратосферы за пределами 30-34° ю.ш.
и с.ш., можнорассматривать как термический ветер, создаваемый направленным кполюсам градиентом температур, наибольшим между 30 и 70° с.ш.Ближе к полюсу и градиенты и ветры ослабевают.Заметим, что всякий меридиональный обмен воздухом междутропиками и полярной областью должен создавать западные составляющие ветра в высоких широтах и восточные — в низких. Действительно, например, в переносимых к полюсу потоках должен сохраняться момент вращения около земной оси, направленный на востоки наибольший в низких широтах. Аналогично восточная составляющая возникает в течениях, направленных от полюса.Зональный западный поток, т.е.
поток вдоль параллели, можетбыть устойчивым, если возникшее в какой-либо области малое еговозмущение — от более теплой подстилающей поверхности, горногохребта и т.д. — вскоре затухает. Он будет неустойчивым там, гдетакие возмущения вырастают в большие волны или циклоны. И неустойчивость и поведение возмущения зависят при этом от полягеострофического ветра — от бароклинности атмосферы.Пусть в бароклинной атмосфере поверхности равной потенциальной температуры (изэнтропические поверхности) поднимаются поднебольшим углом к северу, т.е. в направлении отрицательных х.Положим, что геострофический поток направлен к востоку и скоростьего равна v .
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
