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 [Ωx V], сил трения p∆Vи 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.
Подобные
холодные ветры с гор имеют различные местные названия. Такое явление наблюдается
на Черноморском побережье в Крыму и в районе Новороссийска и называется бора.
Подобный ветер на средиземноморском побережье имеет название мистраль.
В целом динамика атмосферы определяется как процессами
глобальной циркуляции, так и локальными явлениями типа рассмотренных выше
бризов, муссонов, горно-долинных ветров и т. д.
Погода и климат
Термины «погода» и «климат» весьма часто употребляются и
хорошо всем известны. Под погодой понимается физическое состояние атмосферы у
поверхности Земли в данный момент времени. Физическое состояние атмосферы
характеризуется метеорологическими величинами (температура, давление, влажность,
ветер, облачность, осадки) и атмосферными явлениями (гроза, туман, пыльная
буря, метель и т.п.). Понятие
климата связано с режимом температуры и осадков (совокупности атмосферных
условий) на данной территории за длительный период времени. Можно сказать, что
климат — это «синтез погод». Однако нет общепринятого определения масштаба
времени, разделяющего синоптические процессы, формирующие погоду, и процессы
формирования климата, поэтому при обсуждении проблем изменений климата следует
уточнять о каком масштабе времени (и каких атмосферных условиях) идет речь.
Проблемы различий и изменений климата привлекали к себе внимание с незапамятных
времен. Еще древним грекам было понятно, что климат в
основном определяется средней высотой Солнца (широтой местности),
наклоном солнечных лучей. Само слово «климат» имеет греческое происхождение и
означает «наклон».
Процессы, определяющие погоду и климат, обусловлены как
внутренними факторами и динамикой системы геосфер Земли, так и внешними
факторами, прежде всего Солнцем. Прежде чем обсуждать проблемы погоды и
климата, рассмотрим превращения солнечной энергии в атмосфере. На рис. 14.5
приведен усредненный радиационно-тепловой баланс в атмосфере, полученный по
данным многочисленных измерений. Конечно, относительная величина всех составляющих
баланса энергии сильно меняется в зависимости от времени, погодных условий и
местности, однако анализ усредненных величин представляет существенный
интерес для физики атмосферы. Отметим, что цифры, определяющие
баланс энергии и представленные на рис. 14.5, могут отличаться в различных
источниках на 10-20%, что отражает несовершенство современных знаний об
энергетическом режиме Земли.
На
рис. 14.5 условно изображены два сорта излучения, одно — приходящее от Солнца,
с максимумом по интенсивности в оптическом диапазоне, другое — уходящее от
Земли. Уходящее излучение содержит как коротковолновое излучение, рассеянное и
отраженное атмосферой и поверхностью Земли, так и длинноволновое, связанное с
излучением самой планеты. Максимум этого длинноволнового излучения, как
отмечалось в гл. 12, лежит в инфракрасной области спектра с длиной волны Лm = 10 мкм. Если взять за 100%
излучение, которое приходит от Солнца, то примерно 31% от него отражается и
рассеивается атмосферой сразу: 17% облаками, 6% поверхностью земли и 8%
безоблачной атмосферой. Назад уходит примерно 31%, а 69% этого коротковолнового
излучения поглощается атмосферой (4% поглощается облаками, а 22% — безоблачной
атмосферой) и 43% Землей. В установившемся стационарном Причем атмосфера
излучает низкочастотное ИК излучение и вниз, в Землю (67 + 34 = 101%), а Земля
излучает в атмосферу 115% ИК излучения + 29% энергии скрытым теплом и
турбулентными потоками, что составляет 144% по энергии от падающего излучения.
Хотя поток энергии от поверхности Земли превышает 100%, никакого противоречия с
законом сохранения энергии здесь нет, поскольку Земля получает 43% по энергии
высокочастотным излучением и 101% (67 + 34 = 101%) низкочастотным ИК излучением
от атмосферы, что составляет те же 144%. Таким образом, между поверхностью
Земли и атмосферой благодаря парниковому эффекту возникают встречные потоки
энергии, которые дополнительно нагревают атмосферу и поверхность Земли.
Если
приравнять излучаемую Землей энергию равновесному излучению некоторого
эквивалентного черного тела, то получим аналогичную (12.3) оценку температуры с
дополнительным множителем 1,441/4 = 1,1, т.е. температура этого тела
будет составлять Т = 280 К. Согласно тем же экспериментальным данным
атмосфера излучает в ИК диапазоне 170% (67% — безоблачная атмосфера и 103% —
облака) энергии от первичного солнечного излучения. Если сопоставить излучаемую
атмосферой энергию
равновесному
излучению некоторого эквивалентного черного тела, то аналогично для оценки
температуры получим соотношение вида (12.3) с дополнительным множителем 1,71/4
= 1,14, что соответствует Т = 290 К. Конечно, атмосфера и поверхность
Земли заметно отражают падающее на них излучение, т. е. являются не абсолютно
черными, а «серыми» телами, однако при сопоставлении с излучением некоторого
эквивалентного черного тела это учитывается соответствующим коэффициентом
серости. Полученные оценки довольно близки к реальным средним температурам
атмосферы и поверхности Земли. Для более точного анализа необходим учет многих
факторов, в частности, неравновесности излучения Земли и атмосферы, процессов
переноса излучения, тепла, импульса и т. д.
Проблемы анализа динамики атмосферы и океана, предсказания
погоды и климата представляют собой сложный комплекс физических и
математических задач. Ранее прогнозы погоды основывались, как правило, на
экстраполяции уже зарегистрированных данных. Метеорологи анализировали карты
погоды, эволюцию областей высокого и низкого давления, движение и развитие
фронтов, распространение облачности и другие подобные факторы и на этой основе
давали прогноз. Искусство прогнозирования погоды состоит в учете многих
факторов и возможности предвидения изменения состояния атмосферы. В истории
метеорологии известно немало лиц, обладавших уникальными способностями в
прогнозировании погоды. На основе накопленного опыта они могли определять, как
будет в последующие дни меняться давление, положение фронтов и температура.
Однако опыт выдающихся прогнозистов практически не передается последующим
поколениям метеорологов.
В противоположность этому искусству метеорологов прошлого
современная наука прогнозирования основывается на использовании математических
моделей атмосферы и океана, поэтому используемые метеорологами современные
методы называются численными методами прогноза погоды. Реализация подобных
численных методов прогноза погоды стала возможной с 50-х годов XX в., когда появились соответствующие
электронно-вычислительные машины. Прогноз состояния атмосферы в данном месте на
срок до трех суток осуществляется путем интегрирования уравнений движения и
переноса в атмосфере. В таком временном интервале атмосферные процессы можно
считать адиабатическими, т.е. пренебрегать притоком энергии извне и диссипацией
энергии за счет вязкости. По известному начальному состоянию
атмосферы
рассчитываются временные и пространственные изменения. Поэтому для точного
прогноза погоды необходима детальная и точная информация о начальном состоянии
атмосферы. Требуемые исходные данные поставляет, главным образом, мировая сеть
метеостанций и сеть станций радиозондирования атмосферы. Высотные радиозонды,
запускаемые на воздушных шарах на высоты до 35 км измеряют температуру,
давление, влажность воздуха и передают эту информацию по радио, кроме того, с
Земли определяется и скорость ветра по положению радиозонда в пространстве.
Станции радиозондирования расположены в основном в экономически развитых
странах и отстоят друг от друга на расстояния порядка сотен километров. С
начала 60-х годов регулярно запускаются метеорологические спутники, которые
регистрируют распределения метеорологических параметров, осуществляют съемки
распределений облаков, циклонических систем и т. п. Особо ценны спутниковые
данные над океанами, где сеть метеорологических пунктов и станций радиозондирования
весьма разрежена. В соответствии с разработанными Всемирной метеорологической
организацией международным соглашением метеорологические данные со всего мира
передаются в мировые центры данных в Москве, Вашингтоне и Мельбурне, а также во
все национальные метеорологические учреждения.
Отметим, что ошибки, которые неизбежно вносятся в математическую
модель, главным образом из-за неточности измерений, в процессе расчета имеют
тенденцию к росту. Поэтому при расчете параметров состояния атмосферы на неделю
или более ошибки, как правило, становятся столь большими, что исчезает
возможность прогноза. Для предсказания на длительные сроки температуры,
усредненной по времени и пространству, детерминированное описание не дает
хороших результатов, и в этих случаях используются статистические методы
прогноза, основанные на представлении о линейной регрессии. На возможность
того, что малые возмущения начального состояния атмосферы могут привести со
временем к существенным изменениям конечного состояния атмосферы и создать
проблему предсказуемости, указывал А. Н. Колмогоров более 40 лет назад в
следующей образной форме: «Представим себе две одинаковые планеты с совершенно
идентичными состояниями атмосферы. Если на одной из них выйти на крыльцо и
махнуть платком, а на другой этого не сделать, то через какое-то время погода
на этих планетах станет совершенно различной».
В
определенном смысле, еще более сложной проблемой является проблема анализа и
предсказания климатических изменений. Если в случае предсказания погоды существует
возможность постоянного сравнения «теории» (результатов численных расчетов) с
«практикой» и последующей корректировки методов прогноза, то для предполагаемых
климатических изменений на протяжении десятков, сотен и более лет такая
возможность существенно ограничена. Земная климатическая система включает в
себя все основные геосферы: атмосферу, гидросферу, литосферу, криосферу и
биосферу. Следует отметить сложность структуры и взаимосвязей в земной
климатической системе, ее неоднородность, нелинейность и нестационарность.
Облака
атмосферные,
скопление в атмосфере продуктов конденсацииводяного пара в виде
огромного числа мельчайших капелек воды или кристалликов льда либо тех и
других. Аналогичные скопления непосредственно у земной поверхности называется туманом.
облака — существенный погодообразующий фактор, определяющий формирование и
режим осадков, влияющий на тепловой режим атмосферы и Земли и т.д. облака
покрывают в среднем около половины небосвода Земли и содержат при этом во
взвешенном состоянии до 109 т воды. Облака являются важным звеном влагооборота
на Земле, они могут перемещаться на тысячи км, перенося и тем самым
перераспределяя огромные массы воды.
Образование
облаков связано с возникновением в атмосфере областей с высокой относит.
влажностью. Наличие в атмосфере огромного числа мельчайших частиц, играющих
роль ядер конденсации, обеспечивает появление зародышевых капель уже при
достижении насыщения. Условия же насыщения создаются в результате охлаждения
воздуха, вызванного, например, расширением его при упорядоченном подъеме на фронтах
атмосферных (так образуются облака Ns и системы Ns—As—Ac), при
неупорядоченном турбулентном перемешивании или волновых движениях (St, Sc, Ac),
при конвективном подъеме (Cu, Cu Cong, Cb), при отекании горных препятствий
(Ac) и др. Дальнейшее охлаждение воздуха приводит к появлению избыточного пара,
который поглощается растущими каплями. Т. о., первоначально капли растут
преимущественно за счёт конденсации водяного паратмосфера Затем по мере их
укрупнения, всё большую роль начинают играть процессы столкновения и слияния
капель друг с другом (т. н. коагуляция облачных элементов).
Коагуляционный механизм — основной механизм роста облачных капель радиусом
более 30 мкм. При отрицательных температурах облака могут быть капельные
(переохлажденные), кристаллические или смешанные, т. е. состоящие из капель и
кристаллов. Малые размеры облачных капель позволяют им долго сохраняться в
жидком виде и при отрицательных температурах. Так, при —10 °С облака в половине
случаев капельные, в 30% — смешанные и лишь в 20% кристаллические.
Переохлажденные же капли в облака встречаются вплоть до —40 °С. Пересыщение над
кристаллами значительно больше, чем над каплями (насыщающая упругость водяного
пара над льдом ниже, чем над водой), благодаря чему в смешанных О. кристаллы
растут значительно быстрее капель, что способствует выпадению осадков.
Многообразны и
сложны физические процессы, управляющие развитием облаков Возникнув на ядрах
конденсации, облачные капли растут, перемещаются внутри облака, выносятся за
его пределы и испаряются. Время жизни облачных частиц может быть во много раз
меньше времени жизни облака в целом. Цикл жизни облака в целом завершается его
испарением. Выпадение осадков способствует уносу воды и ускоряет процесс
разрушения облака. Длительное существование облака объясняется малыми
скоростями падения частиц (капли радиусом 1—10 мкм падают со скоростью 0,05—1,2
см/сек), наличием восходящих движений воздуха, которые не только поддерживают
облачные частицы, но и вместе с турбулентными движениями обеспечивают приток
водяного пара и способствуют зарождению новых частиц.
Список использованной литературы
1.
Трухин В. И., Показеев К. В., Куницын В. Е. Общая и
экологическая геофизика. — М.: ФИЗМАТЛИТ, 2005. — 576 с.
2.
Мейсон Б.
Дж. Физика облаков / Перевод с англ. – Л.: Гидрометеоиздат, 1961. – 541 с.
3.
Качурин
Л. Г. Физические основы воздействия на атмосферные процессы. – Л.:
Гидрометеоиздат, 1989.
4.
Роджерс
Р.Р. Краткий курс физики облаков/Пер. с англ. – Л.: Гидрометеоиздат, 1979. –
231 с.