Фру зонально-осредненная

На рис. 11.19,6 показано зонально осредненное течение, представляющее собой мощную ячейку циркуляции Гадлея с подъемом на широте максимального нагрева. Движения в сторону экватора связываются с восточными ветрами, а потоки к полюсу — с западными. Это объясняется с помощью принципа сохранения углового момента количества движения и того обстоятельства, что в линейной модели жидкость помнит свой угловой момент только той широты, на которой она только что находилась. Поэтому при пересечении экватора зональная скорость меняет знак. [c.199]

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. [c.202]

Некоторые предположения о том, какова должна быть реакция на подобное распределение нагрева, можно получить с по-мощью 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. 11.2L 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- [c.204]

При расчетах конвергенции указанных потоков [433 было показано, что эти эффекты не являются малозначимыми. Принято считать (см. обзоры [733, 169]), что притоки тепла и особенности рельефа с примерно одинаковой эффективностью генерируют зарегистрированные по данным наблюдений стационарные волны. Структура подобных волн, соответствующая зимнему периоду, показана на рис. 12.13. Аналогичные картины для летних условий построены по результатам расчетов в работе [849]. Как показывают расчеты потоков, выполненные в работах [434, 849], стационарные волны создают существенный вклад в зонально осредненные балансы тепла и импульса. Так, явно выраженный на рис. 12.13 подъем линий одинаковой фазы к западу говорит о существовании зимой достаточно сильного потока тепла в сторону полюса (см. разд. 12.7). И действительно, оказывается, что выше поверхности 500 мбар он не уступает по своей величине потоку, связанному с переносом в системе нестационарных вихрей, хотя у земли вклад вихрей все же является более весомым. В летний период поток тепла в системе стационарных волн очень мал. Стационарные волны также создают поток импульса, направленный на запад (см. разд. 12.3) в область струйного течения западного направления. Его величина составляет примерно половину аналогичного потока, переносимого нестационарными вихрями. Зимние потоки примерно в два раза сильнее летних. [c.287]

Для того чтобы более глубоко изучить природу зонально-осредненной циркуляции, рассмотрим уравнения для [и], [v] и ш]-составляющих скорости по координатам Я, ф, г, осредненных по долготе и по времени (здесь к — долгота, ф — широта, <г — логарифм давления, т. е. координата, введенная в разд. 6.17), а также уравнение для температуры [Г], осредненной таким же образом. Квадратные скобки обозначают зональное осреднение (отклонения от этого среднего будут отмечаться звездочкой сверху), а черта сверху — осреднение по времени (отклонение от осредненных по времени функций отмечается штрихом). Две составляющие скорости [v] и [w] могут быть выражены (см. (9.15.10)) посредством функции тока меридиональной циркуляции if). Из уравнения неразрывности (6.17.11) и определения р (6.17.29) следует, что функцию тока можно определить следующим образом [c.345]

Итак, зонально-осредненная циркуляция может быть описана посредством двух переменных г з и [Ф]. Поле ф, построенное по данным наблюдений для двух экстремальных сезонов, показано на рис. Л, а, на рис, 7,9 представлены поля [й] и [Т], связанные с [Ф]. Для определения распределений [Ф] и г мы имеем два уравнения, а именно осредненное уравнение для [c.345]

Рассмотрим результаты расчетов интегральных среднегодовых тепловых потоков в зональном осреднении для Мирового океана и отдельных океанов. Оценки проводились нами [88] по данным, осредненным для 10-градусных квадратов в рамках параметризации (2.75), (2.77). Результаты расчетов приводятся в табл. 4.4. [c.137]

Другая группа балансовых оценок базируется на использовании данных об океане, где уже теплообмен с атмосферой замыкает баланс, т, е. играет роль уходящего излучения в описанных выше работах. В этом случае обычно исходят из одномерного зонально осредненного уравнения переноса тепла в океане, записанного в дивергентной форме и проинтегрированного по некоторому слою толщиной h [c.162]

При опытных Откачках и нагнетаниях целесообразно применять несовершенные скважины. Они вызывают существенное изменение напоров в сравнительно ограниченной части водоносного пласта и позволяют производить зональные определения параметров по глубине вместо оценки их осредненных значений для всего пласта с помощью совершенных скважин, на что впервые было указано В. Д. Бабушкиным [8]. В пластах большой мощности несовершенные скважины могут оказаться единственно приемлемыми для опытных откачек и нагнетаний. Наконец, несовершенные скважины обходятся дешевле совершенных, [c.11]

Во введении к книге мы немного обсудили вопрос о том, как атмосфера реагирует на воздействие солнечной радиации. Здесь, в конце книги, представляется уместным еще раз коснуться этой темы, учитывая положения, которые были развиты в основных главах. В гл. 1 было показано, что чисто радиационное равновесие неустойчиво, так как у поверхности земли воздух оказывается более легким, чем над ней, и в толще тропосферы возникает конвекция. Поэтому модели радиационно-конвективного баланса можно применять только для моделирования локального равновесия между эффектами радиации и конвекции. В принципе можно теоретически представить себе атмосферу, в которой этот баланс реализуется в среднем и независимо на каждой широте. В этом случае температура на экваторе будет сильно завышена, а на полюсах — сильно занижена. Разность температур экватор — полюс окажется при этом примерно в четыре раза больше значения 30 °К, которое характерно для осредненного распределения на рис. 7.9. В соответствии с соотношением термического ветра указанное распределение может находиться в равновесии с зональным потоком. Однако это приводит к значительно более сильному струйному течению, чем наблюдается в природе. [c.344]

Подводя итоги, следует отметить следующие особенности осредненного зонального поля ветра, которое показано на рис. 7.9. [c.352]

Рис. 13.12. Меридиональные разрезы зонально-осредненной потенциальной температуры и зонального ветра для (а) основного стационарного зонально-осредненного состояния в начале эксперимента, посвященного жизненному циклу возмущения (из [724, рис. 1а1) (б) зонально-осредненного распределения в конце жизненного цикла. Изолинии проведены через 5 К и 5 м/с. Изолиния нулевой скорости выделена толстой линией. (С любезного разрешения Б. Дж. Хоскинса.) (в) Полярная (Северный полюс) стереографическая проекция изолиний поверхностного давления (сплошные линии) и приповерхностной температуры (штриховые линии) после 5 суток интегрирования для показанного на рис. (а) возмущения с зональным волновым числом, равным 6. Первоначальная амплитуда колебаний приповерхностного давления была равна 1 мбар. В качестве возмущения взята наиболее быстро растущая мода. Изолинии проведены через 8 мбар и 8 К.

Итак, зонально-осредненная циркуляция может быть описана посредством двух переменных г) и [Ф]. Поле 11), построенное по данным наблюдений для двух экстремальных eзoJ oв, показано на рис. 1Л, а, на рис. 7.9 представлены поля [ ] и [c.345]

В левой части уравнения (13.10.9) основным является слагаемое, содержащее [ш ]. Оно соответствует либо нагреву, связанному с опусканием воздуха, либо охлаждению, вызванному его подъемом. Для зимы северного полушария зонально осредненное поле [ш ] приведено в [434]. Кроме того, это поле можно оценить и по рис. 1.7. В большинстве случаев значения получаются меньшими 1 мм/с. В приэкваториальной атмосфере на средних высотах значения Qdiab положительны и особенно велики. Нагрев здесь балансируется в основном за счет уменьшения [c.355]

Оказалось, что по интенсивности эти потоки превосходят в 3— 4 раза агеострофическое течение, вызванное воздействием вихрей. При зональном осреднении члены, характеризующие ускорение зонального потока, пропадают, и зонально осредненное меридиональное течение будет, как это уже было показано, сбалансированным с членами, выражающими влияние вихрей. [c.359]

Поведение малого волнового возмуш,ения произвольного зонального осредненного течения и у, г .) при условии, что изменения по у происходят достатачно медленно, описывается уравнением (12.9.8) с градиентом потенциальной завихренности, взятым из (12.9.4). Граничное условие равенства нулю вертикальной скорости = О на горизонтальной границе можно записать, подставляя волновую зависимость (12.9.7) в (12.9.6) [c.316]

При рассмотрении теплового баланса, члены, описывающие горизонтальную адвекцию средним движением, уже нельзя считать малыми, как в зонально-осредненном случае. По порядку величины они совпадают с остальными членами. Вместе с тем получается [434, рис. 20], что слагаемое, характеризующее вертикальную адвекцию (связанную с осреднеиным по времени течением) преимущественно имеет знак, противоположный знаку члена, выражающего горизонтальную адвекцию (также за счет среднего по времени течения). (Если течение будет направлено вдоль линий равной энтропии, то оно в точности скомпенсирует горизонтальную адвекцию.) Результаты расчета неадиабатических притоков тепла на поверхности 700 мбар как остаточного члена, определяемого несбалансированностью адвекции, показаны на рис. 13.17. Отметим большие положительные значения у восточных берегов континентов. Положение района больших притоков тепла на уровне 700 мбар в западной части Северной Атлантики соответствует областрг мощных потоков тепла из океана в атмосферу, которая видна из рис. 2.7. Это заставляет еще раз обратить внимание на связь явлений в атмосфере и океане и подчеркивает единство этой системы. Проведенное выше обсуждение позволяет составить определенное представление о характере процессов, протекающих в системе атмосфера— океан. Однако ее природа чрезвычайно сложна и еще очень многое предстоит исследовать [c.359]

Зонально осредненные характеристики энергообмеиа на границе океан—атмосфера для Мирового океана и отдельных акваторий неоднократно публиковались различными авторами [17, 41, 42, 88, 92, 156, 288, 298, 419, 421], и в этом смысле нет недостатка в материале для сопоставления. Детальные исследования радиационного баланса системы Земля—атмосфера предприняты [c.135]

Используя данные [17] о значениях радиационного баланса, нам удалось рассчитать тепловой баланс поверхности океанов в зональном осреднении. Результаты также приводятся в табл. 4.4. Оценки в целом совпадают с [17, 40, 42], хотя отмечаются более значительные дефициты в Северной Атлантике, составляющие в сумме около 10 Вт. Являясь наиболее интенсивным поставщиком тепла в атмосферу, северная часть Атлантического океана отдает тепла намного больше, чем получает за счет радиации. Аномальная энергоактивность Северной Атлантики подтверждается аномалиями температуры ее поверхности, достигающими по оценкам [104] 5—8°С (рис. 4.8). Заметим, что эта аномалия была известна океанологам давно. В дальнейшем при анализе меридиональных потоков нам предстоит выяснить ее генезис. [c.142]

На основе упомянутых выше данных п подхода к разделению изменчивости иа сезонную, межгодовую н внутригодовую изменчивость были рассчитаны усредненные значения по 5-градусньш зонам Северной Атлантики от экватора до 65° с. ш. дисперсий сезонной, межгодовой и внутригодовой изменчивости в температуре воды, температуре и влажности воздуха, скорости ветра и атмосферном давлении, а также в изменчивости уровня океана. Указанные дисперсии всех параметров (кроме уровня) определялись для каждого 5-градусного квадрата и затем усреднялись по широтной зоне. Изменчивость уровня отдельно рассматривалась по западному и восточному побережью. А при ее зональном усреднении использовались характеристики уровня на островных станциях (о. Исландия, Бермудские, Азорские острова и о-ва Зеленого Мыса). В первую очередь представляет интерес зонально осредненная картина изменений вклада отдельных составляющих в общую дисперсию. Меридиональная изменчивость дисперсии каждого упомянутого параметра представлена на рис. 5.1 следующим образом. На каждой широте общая дисперсия принималась за 100 % и определялись в процентах межгодовая (площадь [c.199]

В последние годы получил применение обобщенный зональный метод, предложенный проф. Ю. А. Сурино-вым. Этот метод в отличие от классических зональных методов позволяет определять и проводить численные ис следования не только характеристик, осредненных в пределах отдельных зон, но и, что особенно важно, локальных характеристик лучистого теплообмена как в граничных, так и во внутренних точках излучающих систем. Этот метод, использующий конечные линейные системы алгебраических уравнений для локальных разрешающих угловых коэффициентов излучения, был применен [c.55]

Зональные методы базируются на конечных линейных системах алгебраических уравнений, аппроксимирующих интегральные уравнения излучения. Обобщенный зональный метод, предложенный Ю. А. Суриновым, в отличие от классических зональных методов позволяет определять и проводить численные исследования не только характеристик, осредненных в пределах отдельных зон, но и локальных характеристик лучистого теплообмена как в граничных, так и во внутренних точках излучающих систем. Этот метод, использующий конечные линейные системы алгебраических уравнений для локальных разрешающих угловых коэффициентов излучения, был применен [130] для расчета полей значений всех основных локальных разрешающих энергетических характеристик излучения применительно к различным постановкам задач и различным излучающим системам. [c.217]

Простейшие примеры связаны с баротропным течением, для моделирования которого можно использовать вертикально осредненные уравнения. Для примера рассмотрим течение в модельном океане, имеющем форму зонального канала и подверженном действию восточного напряжения ветра X. Ситуация сходна с той, которая изучается в модели Антарктического циркумполярного течения. При отсутствии трения модель поведет себя как решение Хафа, обсуждавшееся в разд. 9.14. Скорости будут линейно расти со временем. Однако, как показали Манк и Пальмен [579], трение может ограничить рост скорости. В работе [579] было использовано боковое трение, но можно построить аналогичную модель с привлечением в качестве стабилизирующего фактора и донного трения. При этом равновесие достигается за промежуток времени порядка времени спин-апа , определяемый формулой (9.12.6). В стационарном состоянии имеется зональное течение восточного направления со скоростью и, величина которой в соответствии с первым из уравнений (9.9.10) такова, что придонное напряжение оказывается сбалансированным с поверхностным. При использовании для расчета напряжения ламинарной формулы (9.6.4) скорость и дается формулой [c.68]

Рис. 11.19. Решение вынужденных уравнений теории мелкой воды с источником тепла (или испарением), который сосредоточен в полосе долгот л <2ае. Распределение по широте определяется формулой (11.14.13) и характеризуется максимумом к северу от экватора. Стрелки на рис. (а) обозначают горизонтальные скорости, сплошные линии — вертикальные скорости, распределение которых сходно с распределением функции нагрева. Движение направлено вверх внутри замкнутых кривых, лежащих к северу от экватора, и имеет максимум при л = О, у = ае. Линии на нижнем рисунке соответствуют изобарам. Расстояния по осям измеряются в единицах, равных а . (По [248, рис. 3].) (б) Меридиональная циркуляция в том случае, когда реакция интерпретируется как бароклинный отклик на нагрев с синусоидальным распределением по вертикали. Верхний рисунок иллюстрирует зональное течение Е — восточные ветры, W — западные), а нижний — меридиональный поток (циркуляция Гадлея). (По Г248, рис. 3].) (в) Осредненный по широте зональный поток (циркуляция Уолкера), трактуемый аналогично, т. е. как бароклинная реакция. (По [248, рис. 1с].)

Рис. 11.22. Зональный поток массы в июне — августе, осредненный в поясе О—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.)

Рис. 12.13. Сечения по долготе и высоте функций, представляющих собой отклонения осредненных по времени геопотенциальных высот от зональносимметричного распределения. Выполнены вдоль параллелей (а) 60° с. ш., (б) 45°с.ш. и (в) 25°с.ш. Изолинии проведены через 50 м. В нижней части рисунка показан рельеф поверхности. Горизонтальное распределение представлено на рис. 7.8. На рис. (г) показано соответствующее отклонение от зонально-симметричных значений осредненной по времени меридиональной скорости на уровне 300 мбар. Изолинии проведены через 2 м/с. (Из [434, рис. 2а — с и 10Ь].)

Рис. 13.16. Векторы потенциального нестационарного вихревого потока западной составляющей импульса на поверхности 250 мбар в зимний период. Изолинии демонстрируют соответствующее осредненное поле зонального ветра на поверхности 250 мбар (изолинии проведены через 10 м/с). Показанное поле ветра получается представлением потока в виде суммы бездивергентной (для которой можно определить функцию тока) и потенциальной частей. Последняя может быть записана как градиент скалярной величины, (Из. [435, рис. 9].)

Теория бароклииной неустойчивости позволяет продемонстрировать формирование в атмосфере циклонических возмущений и определить их структуру в начальный отрезок времени. Аналогичным образом неустойчивость среднего течения приводит к генерации океанских вихрей. Вместе с тем, вихри (этот термин включает в себя и атмосферные возмущения) не могут расти неограниченно и их осредненный эффект можно оценить только в том случае, если привлечь дополнительную информацию о развитии вихрен до стадии зрелости, об их затухании, взаимодействии с другими возмущениями и т. д. Применительно к атмосфере полезную для нонимания процесса картину дает анализ поведения возмущений по отношению к заданному весьма реалистичным образом зональному потоку (такому, например, который показан на рис. 13.12, а). Горизонтальные градиенты температуры при этом преимущественно сосредоточены в поясе широт 30—60° с. ш. и создают струйное течение иа широте 45° и уровне 200 мбар. В работах [723, 724] было рассмотрено поведение возмущения относительно этого потока, которое первоначально имело структуру наиболее быстро растущей моды с зональным волновым числом, равным 6, и малую амплитуду (максимальное возмущение давления равнялось [c.339]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология