Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Природа конвективных процессов по данным наблюдений была рассмотрена, например, в монографии Риля [673]. Считается, что горячие неразбавленные облачные башни занимают в конкретный момент времени одну тысячную часть площади тропиков, но в них происходит подъем основной массы воздуха. Объем воздуха может подняться до вершины башни за время
порядка нескольких часов. Опускание воздуха до нижних уровней, которое происходит в пространстве между облаками, требует одного — двух месяцев. Если бы опускание происходило адиабатически, то воздух сохранял бы свою потенциальную температуру и приходил бы к земле с температурой, большей на 80 градусов той температуры, с которой он начинал подъем. Однако радиационное выхолаживание со скоростью 1—2град/сут приводит к соответствующему наблюдаемому распределению температур. Таким образом и устанавливается радиационноконвективное равновесие. При этом также необходимо учитывать дополнительное перемешивание из-за облаков меньших размеров, особенно в области условной неустойчивости (см. разд. 3.8), где 0е уменьшается с высотой. В этой области наиболее неустойчивыми к малым возмущениям оказываются движения малых горизонтальных размеров. Однако поскольку они испытывают сильное разбавление окружающим воздухом, вырасти до больших высот они не могут. Для движений с большими горизонтальными пространственными масштабами эффект разбавления уже не столь важен, поэтому они осуществляют обмен в большой толще воздуха. Итак, во внимание необходимо принять полный ансамбль облаков различных размеров. В работе Аракавы и Шуберта [28] была развита подобная модель конвекции. В ней учитывается полный ансамбль облаков и соответствующих физических механизмов, и она предложена в такой форме, которая позволяет использовать ее в численной крупномасштабной модели атмосферы.
В действительности, в тропиках условия пространственно неоднородны, поэтому конвекция и радиация уравновешиваются не везде. Различия в эффектах этих двух процессов (а также вклады других процессов, которые обычно оказываются менее важными) приводят к формированию неадиабатических притоков тепла. (См. на рис. 9.10 зонально осредненное распределение.) В тропической тропосфере максимальные по высоте притоки отмечаются примерно на уровне поверхности 500 мбар, а по пространству они концентрируются в зонах теплой и влажной подстилающей поверхности (с высокой эквивалентной потенциальной температурой). Осредненные вертикальные скорости на уровне 500 мбар можно приближенно определить по формуле (9.15.8) (см. табл. 9.1 из работы [589]), т. е. они оказываются пропорциональными притоку тепла. Вертикальные скорости направлены вверх, когда система получает тепло, т. е. когда выделение скрытой теплоты превосходит радиационное выхолаживание. Карты вертикальных движений на высоте 500 мбар в июне — августе [589, рис. 9.1 и 9.2] демонстрируют концентрацию восходящих потоков с максимальными значениями порядка 100 мбар/сутки в районе Индонезии между 90° и 140° в. д. и 10° и 25° с. ш.
200м4ар
Рис. 11.21. Карта осредненных ветров на поверхности 850 мбар (верхняя часть) и 200 мбар (нижняя часть) в июле. По Бугарту. (Воспроизведено с разрешения Г. Риля [673, рис. 1.13].) Сплошные линии разделяют области восточных западных ветров. Штриховыми линиями на нижнем рисунке показаны положения квазипостоянных циклонических центров.
100
ISO
200
300
о. 400
CS
ю
Е 500
•| 700 850 1000
180°j-.o!l60 140 120 100 80 6 0 40 20 0 20 4 0 6 0 80 100 120 140 ( 60 180°А&
Тихаи I [Атлантика I \#нЗи8сми\ I Тихий
океан 1 1 1 1 океан 1 1 океан
Рис. 11.22. Зональный поток массы в июне — августе, осреднениый в поясе 0—10° с. ш. Линии не соответствуют линиям тока, но дают достаточно хорошее представление поля скорости, связанного с циркуляцией Уолкера. (Из-[589, рис. 9.3], с разрешения MIT Press.)
Некоторые предположения о том, какова должна быть реакция на подобное распределение нагрева, можно получить с помощью моделей, аналогичных рассмотренным в предыдущем разделе [248], хотя объяснения, почему нагрев имеет это распределение, они не дают. Общая картина ветров на уровнях 850 и 200 мбар для этого времени года показана на рис. 11.21. Сравнение с представленными на рис. 11.19 результатами, которые получены по простой модели с нагревом около 120° в. д., обнаруживает много общих признаков. В частности, можно отметить восточные пассатные ветры к востоку от области нагрева,, движение в сторону полюса в самой зоне нагрева, циклоническую циркуляцию на западной периферии зоны, и наиболее яркую совпадающую деталь — западную струю, направленную в. южную часть этой зоны. Зонально осредненная меридиональная циркуляция показана на рис. 1.7,6. Она обнаруживает четко-выраженную ячейку Гадлея с восходящими потоками в летнем полушарии. Эти данные также можно сравнить с рис. 11.19. На рис. 11.22 представлен зональный поток массы на параллели 5° с. ш. Основная восходящая ветвь находится на долготе Индонезии, несколько менее сильная локализована над Южной Америкой. Любую из них можно сопоставить с восходящим потоком, который получен в зоне источника тепла по модельному решению, показанному на рис. 11.19, в. Особое внимание при-
