Главная Движущие cилы в атмосферe 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43 44 45 46 47 48 49 50 51 52 53 54 55 56 57 58 59 60 61 62 63 64 65 66 67 68 69 70 71 72 73 74 75 76 77 78 79 80 81 82 83 84 [ 85 ] 86 87 88 89 90 91 92 93 94 95 96 97 98 99 100 101 102 103 104 105 106 107 108 109 110 111 112 113 114 115 116 117 118 119 120 121 122 123 124 125 126 127 128 129 130 вокруг областей высокого (антициклоны) и низкого (циклоны) давления. Воздух имеет циклоническое враидеиие вокруг циклона, что и означает сам термин, т. е. против часовой стрелки (если смотреть сверху вниз) в Северном полушарии и по часовой стрелке в Южном полушарии; вокруг антициклона происходит антициклоническое вращение. Ветер у поверхности земли существенно отличается от геострофического. Один из способов выразить это отличие - определить геострофический ветер (ug, Vg) соотношениями fug = - др/ду, fvg = p~dp/dx (7.6.5) и выразить ветер на поверхности земли через геострофический. Это означает ослабление величины ветра (которое возрастает с уменьшением расстояния от поверхности) и изменение его направления в сторону низкого давления (типичный угол близок к 20°). На практике поправка зависит от устойчивости воздуха и от того, устанавливаются или нет условия равновесия. (Суточные вариации притока тепла и влияние рельефа поверхности противодействуют установлению равновесия над сушей). Отклонение от геострофики уменьшается с высотой и обычно весьма мало на высоте около 1 км. Подтверлсдеиие точности геострофического баланса в верхних слоях было получено в [265]. Хотя уравнения (7.7.3) и (7.6.4) и являются удобным способом выражения геострофического соотношения для поверхности Земли, для других слоев их более удобно выразить в изобарических координатах (см. разд. 6.17). При этом скорость на изобарической поверхности равна - 1и== - дФ1дх, (7.6.6) fu = - дФдy, (7.6.7) где Ф - геопотенциал этой поверхности. Эта запись используется иа практике как в метеорологии, так и в океанографии. Пре-HMyuj,ecTBo такой формы для метеорологии очевидно, так как из нее исключена плотность и поэтому карты ф иа разных уровнях по давлению имеют один и тот же масштаб для пересчета в скорость. В качестве примера иа рис. 7.8,6 приведены карты геопотеициальпои высоты (см. разд. 3.5) 200-миллибаровой поверхности. Ветры при этом давлении молено вычислить из (7.6.6), (7.6.7) и (3.5.2). 7.7. ОТНОСИТЕЛЬНЫЕ ГЕОСТРОФИЧЕСКИЕ ТЕЧЕНИЯ: ТЕРМИЧЕСКИЙ ВЕТЕР Феррель не только установил, что атмосфера находится примерно в гидростатическом и геострофическом равновесии, но и показал, как молено применить этот факт для расчета ветров Рис. 7.8. (а) (i) Динамическая высота поверхности Тихого океана относительно поверхности 1000 дбар (т. е. аномалия в разности геопотенцналов между двумя этими уровнями давления) в динамических метрах. Стрелками показано направление течения на поверхности относительно поверхности 1000 дбар. Точками обозначены места, в которых соответствующие значения были рассчитаны (согласно [658, рис. 1]). (ii) Аналогичная карта, показывающая динамическую высоту или аномалию геопотенцнала на поверхности 1000 дбар относительно поверхности 2000 дбар. Океанографы используют эти карты для определения течений вследствие затруднений в ощ)еделении абсолютной топографии поверхности давления. (б) Карты плотности дают эквивалентную информацию для атмосферы, например, (i) показывает разность в геопотенциальной высоте (м) в зимнее время между поверхностями 850 и 1000 мбар. Эти значения можно перевестл в среднюю температуру мелсду двумя уровнями в К путем умножения на 0,210. Интервал менаду линиями 10 м (2,1 К). Поскольку это поле близко к зональному, некоторые его свойства лучше видны, когда изображены отклонения от зонального среднего значения, как это сделано |
© 2011 - 2024 www.taginvest.ru
Копирование материалов запрещено |