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 в (ii). Интервал между линиями теперь 9 м (1,9 К), и возникает разность между нагреванием океана и выхолаживанием континентов. Нет необходимости использовать такие карты для ветров, поскольку высоту поверхностей давления можно измерять непосредственно. Например, (f Ciii) (iii) показывает среднюю высоту (м) 200 мб поверхности в зимнее время, когда ветры близки к своим максимальным значениям. Интервал между линиями 100 м. (Все три рисунка любезно предоставил G. Н. White; они основаны на данных NMC, собранных N.-C. Lau.) в верхнем слое атмосферы по измерениям поверхностного давления и наблюдениям за температурой. Из-за отсутствия иной информации ветры Ферреля на высоте 3 мили были вычислены в предположении, что температура вплоть до этого уровня ие слишком отлична от ее значения на поверхности. В настояш,ее время подъемы радиозондов в атмосферу (и погружения самописцев солености, температуры и глубины в океан) являются обычным делом, так что можно получить точную информацию об изменениях температуры и влажности (или температуры и солености) с изменением давления. Плотность как функцию давления дает уравнение состояния. Геопотенциал можно вычислить из уравнения гидростатики (3.5.6): ciф = -.±.==-Vsdp. (7.7.1) Информация с радиозондов часто записывается с помощью значений в точках, в которых происходит существенное изменение градиента температуры. При соединении этих точек прямыми линиями на термодинамических диаграммах получается хорошая аппроксимация профиля (см. разд. 3.9). Графический метод расчета изменений геопотенциала с помощью этих диаграмм рассматривается, например, в [264, гл. 3]. Динамическую высоту любой изобарической поверхности в атмосфере можно вычислить, зная поверхностное давление. В океане это не так, поскольку возвышение свободной поверхности относительно геопотенциала обычно неизвестно. Однако разности динамических высот заданных изобарических поверхностей все же можно вычислить, так что оказывается возможным вычислить геострофическую скорость на одном уровне относительно скорости на другом уровне. Значения температуры и солености в океане, получаемые по записям STD (соленость - температура--глубина) и CTD (проводимость-температура- глубина), записываются в отчетах морских судов и передаются в центр данных в виде значений на некоторых стандартных горизонтах с некоторой дополнительной информацией о точках, где происходят изменения градиента. Если информация получается с помощью бутылок Нансена, которые записывают температуру и берут образец воды для анализа на заданных заранее глубинах, то значения на этих глубинах также приводятся. Созданы стандартные программы для вычисления на ЭВМ значений плотности и динамической высоты. Для вычисления последней плотность задается в виде аномалии удельного объема б, определяемой как отклонение удельного объема Vs == от его значения при том же давлении, температуре 0°С и обычной солености 35 г/л, т. е. 6 = Уз (S, Т, р) - Us (35, О, р). (7.7.2) |
© 2011 - 2024 www.taginvest.ru
Копирование материалов запрещено |