несколько циклонических спиралей с разными направлениями вращения в Северном и Южном полушариях.
Рассмотрим систему глобальной циркуляции атмосферы. Сильнее всего наша планета нагревается в районе экватора, здесь больше падает и поглощается солнечной энергии на единицу площади. Там же идет сильное испарение, образование облаков и туч, большое количество осадков, и теплый воздух поднимается вверх. Таким образом, образуется глобальная ячейка циркуляции (ячейка Хэдли (Гадлея)): теплый воздух поднимается от экватора и опускается где-то в области 30-х широт. Отсюда следует, что в районе 30-х широт находится область высокого давления — область субтропических циклонов. Соответственно ветры от 30-х широт дуют по направлению к экватору, где находится область низкого давления — экваториальная ложбина и внутритропические зоны конвергенции. В районе 60-х широт также образуется область низкого давления, и между 30-ми и 60-ми широтами формируется еще одна ячейка глобальной циркуляции (ячейка Ферреля). Наконец между 60-й широтой и полюсом формируется полярная ячейка глобальной циркуляции с областью высокого давления на полюсе (полярный антициклон).
Система глобальной циркуляции атмосферы хорошо объясняется в рамках геострофического приближения (см. рис. 9.1). Ветры, которые дуют из области 30-х широт к экватору, отклоняются вправо (в Северном полушарии) и приобретают преобладающее северо-восточное направление — это так называемые северо-восточные пассаты. В Южном полушарии пассаты имеют юго-восточное направление. В целом пассаты, дующие из областей высокого давления 30-х широт к экватору, имеют общее восточное направление. Ветры, которые дуют из области высокого давления 30-х широт к области низкого давления 60-х широт, имеют общее западное направление, это так называемый западный перенос. Полярные ветры имеют восточное направление.
Отметим некоторые дополнительные особенности системы глобальной циркуляции атмосферы. Как сказано выше, в Северном полушарии между 30 и 60° преобладают западные ветры, а в Южном полушарии эти ветры заметно сильнее. Это связано с тем, что в 40-х широтах мы имеем фактически единый океан, не прерываемый континентами, только с узкой полосой суши в Южной Америке. Здесь над океаном ветры испытывают заметно меньшее торможение, разгоняются и образуют область
знаменитых «ревущих сороковых» широт, весьма опасных для мореплавателей. Кстати, и циклоны в Южной Атлантике почти не зарождаются. Есть еще любопытные исторические названия. В пору покорения Нового Света (конец XV-XVI в.) район максимума давления Северного полушария — 30-е широты получили название «конских» широт, потому, что очень часто в районе этих широт корабли попадали в штиль. А длительное стояние в штиль сокращало запасы воды и приводило к тому, что лошадей приходилось выбрасывать за борт, и их в ту пору много плавало в этих широтах.
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 объем элементарной частицы и перейти к распределениям объемной плотности сил и плотности ускорения среды. Тогда уравнение движения будет иметь вид
Здесь слева плотность частицы р, умноженная на ее ускорение. Справа — несколько слагаемых, характеризующих объемную плотность массовых сил: объемные плотности сил тяжести рg, кориолисовых сил — 2р [Ω x V], сил трения p∆V и градиент давления VP. Плотность сил трения определяется лапласианом скорости и коэффициентом µ∆V, 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
состояния сплошной среды и уравнения изменения энергии и энтропии вязкой жидкости. Строго говоря, уравнение Навье-Стокса, 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 на плотность и переписать в следующей форме, где фигурируют соответствующие ускорения и кинематический коэффициент вязкости :
Решение полной системы названных уравнений движения сплошной среды представляет собой весьма сложную задачу. Для иллюстрации 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 объемная 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 (< 10-3) 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:
из которого видно, что скорость не направлена по градиенту давления. Она направлена перпендикулярно к градиенту давления, поскольку они связаны через векторное произведение. Отметим,
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 1017 Дж. Для сравнения энергия мегатонной атомной бомбы 4 • 1015 Дж, т. е. циклон эквивалентен десяткам и сотням мегатонных 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 1019 Дж. Мощные тропические циклоны традиционно именуют ураганами (английское название — hurricane) в Атлантике и тайфунами на Тихом океане. Скорость ветра в ураганах и тайфунах достигает 20-40 м/с и более, что приводит к существенным разрушениям, наводнениям, цунами и другим стихийным бедствиям. Нашествиям тропических циклонов подвержены в основном Атлантическое побережье США, Карибский регион, Юго-Восточная Азия, Индонезия, Австралия. Достаточно редко тайфуны заходят к нам, на дальневосточное побережье России. Поскольку мощные тропические циклоны представляют 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 существуют 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. Когда наступает день и ярко светит солнце, суша практически сразу прогревается, значительно быстрее воды. Причина в том, что теплоемкость воды гораздо больше, чем теплоемкость существующих грунтов, кроме того, вода прогревается на значительную глубину, поэтому
представляет собой более емкий резервуар тепла, чем практически не 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, являются муссоны. Сравнительно устойчивая муссонная циркуляция наблюдается в Экваториальной Африке, на восточной и южной периферии Азии. Достаточно сильно это явление проявляется на полуострове Индостан. Летом хорошо прогревается сам полуостров и воздушные массы над ним, образуется область низкого давления, и ветер дует с моря. Естественно, это очень влажный ветер, который вызывает сезон дождей. В зимние месяцы суша охлаждается быстрее окружающего 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 давления над материками типично для внетропических широт: летом давление понижено, а зимой повышено.
Рассмотрим так называемые горно-долинные ветры. Здесь ситуация отличается от предыдущих примеров тем, что происходят неадиабатические процессы. Выше был рассмотрен фён, 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 подъем воздуха, который может прогреваться на склоне. Такой подъем с внешним нагревом будет, конечно, неадиабатическим. Тогда при прогреве воздуха на 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 на ИК излучение и заметно охлаждается.
