Распределение средних зимних и летних температур
Над центральной частью Тихого океана температура на 8° С выше, чем в январе, т. е. она равна 18° С. По мере того как мы приближаемся к западному побережью Америки, температура несколько понижается, а затем на материке быстро поднимается до максимума 30° С у г. Солт-Лейк-Сити. По мере приближения к восточному побережью США она снова понижается до 24° С. Над Атлантическим океаном температура повсеместно несколько выше 20° С. Пик температуры (28° С) наблюдается над Пиренейским полуостровом. Она снова несколько понижается над Средиземным морем, а затем над Турцией станет опять выше. Максимума (34° С) температура достигает в Синьцзян-Уйгурском автономном районе Китая. Над Японским морем температура понизится до 24° С, а к моменту нашего возвращения в центральную часть Тихого океана вновь примет значение 18—19° С. Два наших путешествия вокруг земного шара доказывают, что температура зависит не только от широты. Они показали, что значительно приятнее быть океанографом, чем исследователем суши. В то время как температура в открытой части океана изменяется в течение года от 10 до 18° С, над центральной частью США она поднимается от 0° и ниже зимой до 30° С летом. Над Азией это изменение даже больше — от —8° С зимой до 34° С летом. Районы побережья, в частности западные берега материков, имеют мягкий (умеренный) климат. Представим себе, что наши путешествия были бы по тому же маршруту, но не было бы океанов! Мы могли бы ожидать даже больших изменений температуры, чем те, которые наблюдались над Азией. С другой стороны, если мы выполним подобные же путешествия по 40° ю. ш., где очень мало суши, то увидим, что зонные изменения температуры здесь значительно меньше амплитуда только от 8 до 20° С). Годовое изменение получаемого солнечного тепла увеличивается по мере нашего движения от экватора к полюсам. Рассматривая различия в средних температурах января и июля, мы не всегда видим изменения непосредственно с широтой. Скорее мы находим амплитуду изменений на каждой широте. Например, в нашем втором путешествии по 40° с. ш. температура над открытой частью Тихого океана была 10° С в январе и 18° С в июле. Влияние атмосферы на солнечный свет Поглощение происходит не по всему спектру волн, а сосредоточено в серии его полос. Суммируя поглощение, обусловленное озоном, углекислым газом и водяными парами, получим прозрачность атмосферы. Атмосфера прозрачна в диапазоне от 0,3 до 0,7 мкм. В инфракрасном спектре остается несколько зон для волн с длинами менее 13 мкм, так называемых инфракрасных окон, в которых атмосфера прозрачна. Эти окна позволяют применять инфракрасную фотографию. В то время как атмосфера является прозрачной для большей части приходящей солнечной радиации, она почти непрозрачна для теплового радиационного излучения при температуре 300 К. Чтобы изучить влияние поглощения атмосферы на наш климат, мы должны теперь учесть приходящую и уходящую от Земли лучистую энергию.
Метеорологические станции всего мира непрерывно измеряют различные характеристики погоды, такие, как температура, ветер, осадки и атмосферное давление. Эти данные затем передаются в национальные бюро погоды, где их собирают, чтобы получить синоптический (одновременный) взгляд на погоду, и затем публикуют в виде карты погоды. Такая карта для США на 7 ч вечера (по поясному времени на восточном побережье США) 13 июля 1967 г. представлена. Наблюденное распределение атмосферного давления, приведенного к уровню моря, изображено жирной линией. Кроме того, показаны направление и скорость ветра и температуры для каждой метеостанции. Давление, измеренное в этот день над штатом Северная Дакота (США), оказалось высоким —1025 миллибар (мб). На первый взгляд кажется, что данные, нанесенные на карту погоды, противоречат нашей теории движения жидкостей.
Влияние вращения Земли на движение жидкостей
Рассмотрим воду в состоянии покоя в цилиндрическом сосуде. Уровень воды в сосуде будет горизонтальным. Вращение сосуда в направлении, обратном движению часовой стрелки, имитирует вращение Земли. Вследствие центробежной силы вода будет отбрасываться от центра сосуда к его краям. Поверхность воды примет вогнутую форму, так что наклон уровня уравновесит центробежную силу. Заметим, что под действием той же самой центробежной силы Земля сплющена у полюсов и расширена у экватора. Поверхность Северного Ледовитого океана расположена на 21 км ближе к центру Земли по сравнению с поверхностью океана у экватора. Если плавающее тело стационарно относительно сосуда, то силы сбалансированы, т. е. наклон уровенной поверхности в сторону полюса точно уравновешен центробежной силой, приложенной к телу. Что произойдет, если мы попытаемся двигать плавающее тело относительно вращающегося сосуда? Во-первых, рассмотрим движение тела против часовой стрелки, т. е. на восток. Так как это движение равносильно увеличению скорости вращения относительно полюса, то в результате центробежная сила будет увеличиваться. А так как это увеличение не сбалансируется формой водной поверхности, то предмет будет двигаться в направлении к внешней стороне, т. е. к экватору. Тело поэтому будет отклоняться вправо. Рассмотрим следующий случай — движение предмета по часовой стрелке, т. е. к западу. Теперь центробежная сила будет уменьшаться, так что тело будет двигаться по направлению к полюсу по наклонной водной поверхности. Заметим, что снова наблюдается отклонение вправо. Другой силой, которую необходимо включить в рассмотрение при экспериментах с жидкостями, является сила трения. После перемешивания воды в стакане сила трения постепенно уменьшит скорость движения воды до полного покоя. Вода в маленьком стакане остановится гораздо быстрее, чем в ванне. Это объясняется тем, что трение зависит от быстроты изменения скорости с расстоянием. У стенок стакана жидкость покоится, а в центре еще движется. Следовательно, изменения скорости значительны уже на расстоянии 1 см. Напротив, в ванне те же самые изменения скорости наблюдаются на расстоянии Десятков сантиметров. В результате скорость диссипации (рассеяния) энергии движения здесь меньше. В атмосфере и океане мы имеем дело с расстояниями по вертикали порядка километров и по горизонтали порядка тысяч километров. В результате соответствующие эффекты трения уменьшаются по крайней мере в 104 раз (на 1 км—10 см). 1аким образом, трение, которое доминирует в лабораторных экспериментах, становится несущественным при масштабах, сравнимых с атмосферой и океаном. В результате силы градиента давления и Кориолиса становятся преобладающими, а сила трения (хотя и всегда присутствует) — относительно менее важной. Различные силы контролируют поведение жидкостей в зависимости от масштаба движения — соизмеримого с человеком или глобального. Наша интуиция, основанная на масштабах движения, соизмеримых с человеком, мало помогает в понимании процессов масштаба атмосферы и океана.
Вертикальное движение влажного воздуха
Водяной пар, содержащийся в воздухе, вызывает интересный эффект при поднятии и опускании воздушных масс. Вблизи океана воздух будет почти насыщен водяным паром. Как только такой воздух начинает подниматься, он расширяется и, таким образом, охлаждается. Однако охлажденный воздух еще содержит ту же самую массу водяного пара на единицу массы воздуха, и в результате он становится перенасыщенным водяным паром. Перенасыщение приводит к фазовому превращению водяного пара в капли жидкой воды. Одновременно фазовое превращение пара в жидкость освободит тепло испарения, нагревая таким образом воздух. Это нагревание вследствие конденсации будет противодействовать охлаждению, вызванному расширением поднимающегося вверх воздуха, и приведет к меньшему падению температуры с высотой, чем можно было бы ожидать при подъеме сухого воздуха. Чтобы проиллюстрировать эффект действия водяного пара на вертикальный температурный градиент в воздухе, рассмотрим следующий пример. Пусть воздух, первоначально находящийся при давлении 1 бар и температуре 27° С, поднимется до уровня, где давление составит 0,8 бара, что соответствует примерно высоте 2 км. Если воздух сухой, падение давления вызовет понижение температуры до 8° С. Если же воздух насыщенный, он содержит 23 г-кг-1 водяного пара при 27° С. Как только воздух расширится и охладится, его способность удерживать влагу уменьшится. При 0,8 бара этот воздух будет насыщен при температуре 19° С с содержанием влаги 17 г-кг-1. Таким образом, конденсация 6 г водяного пара в 1 кг воздуха уменьшит охлаждение воздуха на 11° С. Если бы воздух при давлении 1 бар был холоднее, его способность удерживать влагу была бы меньшей, и поэтому количество сконденсированной влаги было бы также меньшим. В результате при расширении падение температуры было бы большим. А что произошло бы, если бы воздух при температуре 27° С и давлении 1 бар был яе полностью насыщен влагой? Предположим, что этот воздух имел относительную влажность 78%. Содержание влаги тогда должно быть равно 18 г-кг-1. Так как воздух расширяется и охлаждается, относительная влажность его увеличивается, пока не достигнет 100% при давлении 0,953 бара и температуре 22° С. В этой точке произойдет конденсация. При давлении 0,8 бара этот воздух имеет температуру 16° С и конечное содержание водяного пара 14,5 г-кг-1.
Эти результаты суммированы ниже:
Начальная относительная влажность, % 0 78 100
Температура при давлении 0,8 бара, °С 8 16 19
При подъеме воздуха без дополнительного притока внешнего тепла водяной пар вызывает два эффекта. Он уменьшает скорость падения температуры и приводит к конденсации воды и, следовательно, к образованию облаков. Водяной пар изменяет также удельный объем воздуха. Средняя молекулярная масса воздуха равна 28,8, в то время как молекулярная масса воды — только 18. Таким образом, влажный воздух при тех же самых значениях давления и температуры будет иметь несколько меньшую плотность, поскольку более легкие молекулы воды заменят молекулы воздуха. Поэтому при одних и тех же температуре и давлении влажный воздух поднимается над сухим. Если бы влажный воздух и сухой воздух поднимались вместе, влажный воздух охлаждался бы медленнее и его плотность была бы меньше по сравнению с сухим воздухом. Эти свойства воздуха благоприятны для процесса его взаимодействия с морем. Как только сухой воздух опускается, он приходит в контакт с поверхностью моря. Затем молекулы воды покидают море и насыщают воздух влагой. Насыщенный воздух поднимается, позволяя менее насыщенному воздуху опуститься и прийти в контакт с морской поверхностью, где энергия Солнца испаряет морскую воду, чтобы вновь насытить воздух.
Горизонтальные движения воздуха
Вертикальные движения важны для обмена влагой между океаном и атмосферой. Большая часть энергии переноса между океаном и атмосферой представляет собой теплоту испарения; таким образом, вертикальные движения воздуха оказывают большое влияние на энергетический бюджет моря. Движения воздуха, с которыми мы все хорошо знакомы,— ветры — в основном горизонтальны. Мы уже знаем, что ветры определяются распределением давления и вращением Земли. Если мы имеем карту погоды, показывающую распределение атмосферного давления на уровне моря, то можем составить представление о скоростях и направлениях ветров. Что, однако, определяет циркуляцию атмосферы? Хотя непосредственная причина — это распределение давления, но оно само является следствием приходящей солнечной радиации и уходящего излучения Земли. Ветры суть отклик на дифференциальное нагревание и охлаждение атмосферы.
Теория Хэдли
Простая теория, объясняющая ветры, была выдвинута Хэдли в 1735 г. Вследствие вращения Земли воздух, движущийся к экватору, отклоняется так, что в результате возникают ветры, дующие с востока на запад. Таким образом, Хэдли указал на эффект вращения Земли за 100 лет до опубликования теории Кориолиса и привлек эту теорию для объяснения пассатов. Пассаты, постоянные ветры со скоростью 500—750 см-с-1, занимают пояса между широтами 25 и 5° в каждом полушарии. Хотя теория Хэдли объясняет пассаты, однако, рассуждая так и дальше, мы должны были бы потребовать, чтобы ветры на всех широтах имели то же самое направление, что и пассаты. Прежде чем исследовать, как теория Хэдли может быть модифицирована, рассмотрим среднее распределение ветров на поверхности Земли.
Общая циркуляция
В отличие от постоянных пассатов, ветры умеренных широт не имеют определенного направления как в области низкого, так и в области высокого давления. Пример этого мы видели на карте погоды. Бели мы осредним векторы ветра за некоторый период времени и вдоль каждой параллели, то получим климатическую среднюю, общую циркуляцию. Благодаря такому осреднению северные и южные составляющие ветров исчезнут и останутся в основном Ветры с западной и восточной составляющими. Вдоль экватора расположена область низкого давления и ветры здесь слабые. Это район штилей, где парусные суда имеют очень малую скорость движения. С 5° широты по обе стороны от экватора мы входим в район постоянных пассатов, который распространяется почти до 25° широты. Эти ветры были благоприятными для исследовательских и торговых судов. Далее к полюсу расположен район так называемых конских широт с очень малыми скоростями ветра и высоким давлением. Здесь с 30 до 35° широты почти нельзя заранее предсказать направление ветров. Далее к северу от 35 до 55° мы попадаем в район переменных западных ветров. Затем мы оказываемся в субполярном районе низкого давления. Далее к северу, от 65° широты и до полюса, ветры в среднем дуют с востока (восточные ветры).
Воздух и циркуляция атмосферы. Циркуляция из трех ячеек
Мы видим, что общая циркуляция атмосферы не соответствует простой модели Хэдли. Между пассатами и ветрами околополюсных областей расположен широкий пояс с преобладающими западными ветрами. Ошибка модели Хэдли проистекала из предположения о том, что нагревание и охлаждение атмосферы ограничивается земной поверхностью. Таким образом, модель Хэдли слишком проста. Вместо циркуляции с одной ячейкой мы пришли к картине циркуляции с тремя ячейками.
Лабораторные эксперименты
Для выяснения природы общей циркуляции атмосферы Фальц в 50-е годы в Чикагском университете выполнил лабораторные эксперименты с вращающимися сосудами. Цилиндр, наполненный водой, нагревался на периферии и охлаждался в центре. Таким образом моделировалось различие в нагревании между экватором и полюсом. Когда цилиндр оставался неподвижным, вода поднималась у его края (экватора) и наверху текла к центру (полюсу), где она опускалась и дцлее следовала вдоль дна сосуда к его периферии. Когда сосуд медленно вращался, возникала циркуляция Хэдли с отклонением меридиональных течений. Как только скорость вращения цилиндра увеличивалась, ячейка Хэдли разрушалась в серию вихрей, напоминающих циклоны и антициклоны на карте погоды. При дальнейшем возрастании скорости вращения возникало еще большее число циркуляционных ячеек. Вращение, таким образом, разрушало простую циркуляцию и способствовало возникновению теплых и холодных вихрей, которые перемещались из экваториальной и полярной областей в сторону средних широт.
Вихри и общая циркуляция
Вследствие вырождения простой циркуляции в вихри район западных ветров умеренных широт становится ареной взаимодействия циклонов и антициклонов. Возникает вопрос: эти вихри черпают энергию из циркуляции западных ветров или же сами снабжают энергией общую циркуляцию атмосферы? ^Когда мы нагнетаем воду через трубы, мы пытаемся избежать турбулентности. Если при этом все же и образуются вихри, они возмущают обычное движение жидкости и поэтому рассеивают энергию, принуждая быстрее нагнетать воду, для того чтобы поток имел ту же самую скорость. Когда конструктор самолета стремится избежать возникновения турбулентности в хвостовой струе самолета, он вынужден уменьшить скорость. В атмосфере, однако, ситуация иная. Холодные воздушные массы в умеренных широтах стремятся опуститься, а теплые — подняться. В результате потенциальная энергия превращается в кинетическую энергию ветра. Виктор Старр из Массачусетского технологического института показал, что циклоны и антициклоны умеренных широт не рассеивают энергию западных ветров. Более того, вихри сами отдают свою энергию западным ветрам. Таким образом, неупорядоченные вихри теплого и холодного воздуха умеренных широт, движение которых метеорологи могут предсказать только на очень короткий период времени, вызывают общую циркуляцию воздуха в направлении с запада на восток.
Влияние вертикальных движений в атмосфере на испарение и осадки
Вертикальная компонента общей циркуляции атмосферы должна оказывать сильное влияние на испарение и осадки у земной поверхности. Как мы уже видели, при подъеме воздуха происходит его охлаждение вследствие расширения, что приводит к перенасыщению влагой и выпадению осадков. С другой стороны, при опускании воздуха происходит его нагревание вследствие сжатия; это вызывает недонасыщение водяным паром. Когда этот воздух перемещается над океаном, можно ожидать значительного испарения морской воды и восстановления потерянной воздухом влаги. Оценки широтного изменения испарения и осадков в север, ном полушарии показаны в логарифмическом масштабе на рис. 9.9. Количество воды, которое может выпасть в осадки или испариться, зависит от влагоемкости воздуха. Отмечается увеличение и осадков, и испарения от полюса к экватору, так как в этом же направлении повышается температура и поэтому воздух способен содержать больше воды. Общее содержание влаги в вертикальном столбе атмосферы также увеличивается от 0,4 г-см-2 у Северного полюса до 4 г-см-2 у экватора. Чтобы лучше представить себе картину влияния вертикального движения, рассмотрим отношения осадков или скорости испарения к содержанию влаги. Эти отношения дадут нам число циклов полного обновления влаги в столбе воздуха за год (за счет либо испарения, либо осадков). Кривая отношения осадков к содержанию водяного пара имеет два максимума — у 55° и у экватора, где один цикл совершается раз в шесть дней. Эти максимумы соответствуют районам восходящего движения в нашей модели циркуляции, состоящей из трех ячеек. Можно было ожидать существования второго пика у Северного полюса, однако это не подтверждается наблюдениями. За этим исключением, данные по испарению и осадкам подтверждают картину вертикальных движений.
Поле давления и преобладающие ветры у земной поверхности
Если бы Земля была полностью покрыта водой, модель циркуляции с тремя ячейками была бы более близка к фактической. Однако среднее давление и ветровая система в значительной степени определяются распределением суши и моря. В главе б мы видели, что география Земли оказывает сильное влияние на средние летнюю и зимнюю температуры. Давайте теперь исследуем среднее распределение давления и ветров в январе и июле. Вначале обратимся к условиям в январе. В северном полушарии зимой преобладает область высокого давления над Азией и Северной Америкой (с несколько меньшим максимумом), в то время как над океаном давление понижено. В южном полушарии давление ниже над материками, чем над океаном. Отсутствие крупных масс суши определяет здесь более ровное поле давления. В июле возникает противоположная ситуация. Годовой ход давления над Азией вызывает интересное явление над Индией. Зимой над Индийским океаном ветры дуют на юго-запад. Этот поток сухого воздуха вызывает сильное испарение над сушей и смежным океаном. В июле ситуация меняется: ветры дуют с Индийского океана на северо-восток, в сторону материка. Влажный океанический воздух, достигая теплого материка, приносит с собой обильные осадки (муссонные Дожди). Воздух весьма сжимаем. При подъеме он расширяется, совершает работу против атмосферы и охлаждается. Одновременно его способность удерживать водяной пар уменьшается, происходит конденсация влаги в виде образования облаков 11 выпадения осадков. Конденсация, высвобождая теплоту испарения, уменьшает вертикальный температурный градиент в атмосфере. Общая циркуляция атмосферы в каждом из полушарий состоит из трех ячеек, которые обусловливают в свою очередь ветровую систему. В районах преобладания восходящих движений наблюдается превышение осадков над испарением, в зонах нисходящих воздушных масс — превышение испарения. Фактическая циркуляция усложняется распределением суши и морей на Земле. Наибольшие годовые изменения температуры над материками вызывают годовой ход муссонов над северной частью Индийского океана. Поверхность моря представляет собой арену взаимодействия океана и атмосферы. Эта зона между океаном и атмосферой не является резкой границей между жидкой и газообразной оболочками Земли. Поверхность океана представляет собой транзитную зону, где осуществляется обмен веществом и энергией, связующее звено в цепи взаимодействия океана и атмосферы. Так же как нельзя понять атмосферу, не учитывая ее взаимодействия с океаном, так невозможно понять и океан, не рассматривая его взаимодействия с атмосферой через поверхность моря.
Над центральной частью Тихого океана температура на 8° С выше, чем в январе, т. е. она равна 18° С. По мере того как мы приближаемся к западному побережью Америки, температура несколько понижается, а затем на материке быстро поднимается до максимума 30° С у г. Солт-Лейк-Сити. По мере приближения к восточному побережью США она снова понижается до 24° С. Над Атлантическим океаном температура повсеместно несколько выше 20° С. Пик температуры (28° С) наблюдается над Пиренейским полуостровом. Она снова несколько понижается над Средиземным морем, а затем над Турцией станет опять выше. Максимума (34° С) температура достигает в Синьцзян-Уйгурском автономном районе Китая. Над Японским морем температура понизится до 24° С, а к моменту нашего возвращения в центральную часть Тихого океана вновь примет значение 18—19° С. Два наших путешествия вокруг земного шара доказывают, что температура зависит не только от широты. Они показали, что значительно приятнее быть океанографом, чем исследователем суши. В то время как температура в открытой части океана изменяется в течение года от 10 до 18° С, над центральной частью США она поднимается от 0° и ниже зимой до 30° С летом. Над Азией это изменение даже больше — от —8° С зимой до 34° С летом. Районы побережья, в частности западные берега материков, имеют мягкий (умеренный) климат. Представим себе, что наши путешествия были бы по тому же маршруту, но не было бы океанов! Мы могли бы ожидать даже больших изменений температуры, чем те, которые наблюдались над Азией. С другой стороны, если мы выполним подобные же путешествия по 40° ю. ш., где очень мало суши, то увидим, что зонные изменения температуры здесь значительно меньше амплитуда только от 8 до 20° С). Годовое изменение получаемого солнечного тепла увеличивается по мере нашего движения от экватора к полюсам. Рассматривая различия в средних температурах января и июля, мы не всегда видим изменения непосредственно с широтой. Скорее мы находим амплитуду изменений на каждой широте. Например, в нашем втором путешествии по 40° с. ш. температура над открытой частью Тихого океана была 10° С в январе и 18° С в июле. Влияние атмосферы на солнечный свет Поглощение происходит не по всему спектру волн, а сосредоточено в серии его полос. Суммируя поглощение, обусловленное озоном, углекислым газом и водяными парами, получим прозрачность атмосферы. Атмосфера прозрачна в диапазоне от 0,3 до 0,7 мкм. В инфракрасном спектре остается несколько зон для волн с длинами менее 13 мкм, так называемых инфракрасных окон, в которых атмосфера прозрачна. Эти окна позволяют применять инфракрасную фотографию. В то время как атмосфера является прозрачной для большей части приходящей солнечной радиации, она почти непрозрачна для теплового радиационного излучения при температуре 300 К. Чтобы изучить влияние поглощения атмосферы на наш климат, мы должны теперь учесть приходящую и уходящую от Земли лучистую энергию.
Карта погоды
Метеорологические станции всего мира непрерывно измеряют различные характеристики погоды, такие, как температура, ветер, осадки и атмосферное давление. Эти данные затем передаются в национальные бюро погоды, где их собирают, чтобы получить синоптический (одновременный) взгляд на погоду, и затем публикуют в виде карты погоды. Такая карта для США на 7 ч вечера (по поясному времени на восточном побережье США) 13 июля 1967 г. представлена. Наблюденное распределение атмосферного давления, приведенного к уровню моря, изображено жирной линией. Кроме того, показаны направление и скорость ветра и температуры для каждой метеостанции. Давление, измеренное в этот день над штатом Северная Дакота (США), оказалось высоким —1025 миллибар (мб). На первый взгляд кажется, что данные, нанесенные на карту погоды, противоречат нашей теории движения жидкостей.
Влияние вращения Земли на движение жидкостей
Рассмотрим воду в состоянии покоя в цилиндрическом сосуде. Уровень воды в сосуде будет горизонтальным. Вращение сосуда в направлении, обратном движению часовой стрелки, имитирует вращение Земли. Вследствие центробежной силы вода будет отбрасываться от центра сосуда к его краям. Поверхность воды примет вогнутую форму, так что наклон уровня уравновесит центробежную силу. Заметим, что под действием той же самой центробежной силы Земля сплющена у полюсов и расширена у экватора. Поверхность Северного Ледовитого океана расположена на 21 км ближе к центру Земли по сравнению с поверхностью океана у экватора. Если плавающее тело стационарно относительно сосуда, то силы сбалансированы, т. е. наклон уровенной поверхности в сторону полюса точно уравновешен центробежной силой, приложенной к телу. Что произойдет, если мы попытаемся двигать плавающее тело относительно вращающегося сосуда? Во-первых, рассмотрим движение тела против часовой стрелки, т. е. на восток. Так как это движение равносильно увеличению скорости вращения относительно полюса, то в результате центробежная сила будет увеличиваться. А так как это увеличение не сбалансируется формой водной поверхности, то предмет будет двигаться в направлении к внешней стороне, т. е. к экватору. Тело поэтому будет отклоняться вправо. Рассмотрим следующий случай — движение предмета по часовой стрелке, т. е. к западу. Теперь центробежная сила будет уменьшаться, так что тело будет двигаться по направлению к полюсу по наклонной водной поверхности. Заметим, что снова наблюдается отклонение вправо. Другой силой, которую необходимо включить в рассмотрение при экспериментах с жидкостями, является сила трения. После перемешивания воды в стакане сила трения постепенно уменьшит скорость движения воды до полного покоя. Вода в маленьком стакане остановится гораздо быстрее, чем в ванне. Это объясняется тем, что трение зависит от быстроты изменения скорости с расстоянием. У стенок стакана жидкость покоится, а в центре еще движется. Следовательно, изменения скорости значительны уже на расстоянии 1 см. Напротив, в ванне те же самые изменения скорости наблюдаются на расстоянии Десятков сантиметров. В результате скорость диссипации (рассеяния) энергии движения здесь меньше. В атмосфере и океане мы имеем дело с расстояниями по вертикали порядка километров и по горизонтали порядка тысяч километров. В результате соответствующие эффекты трения уменьшаются по крайней мере в 104 раз (на 1 км—10 см). 1аким образом, трение, которое доминирует в лабораторных экспериментах, становится несущественным при масштабах, сравнимых с атмосферой и океаном. В результате силы градиента давления и Кориолиса становятся преобладающими, а сила трения (хотя и всегда присутствует) — относительно менее важной. Различные силы контролируют поведение жидкостей в зависимости от масштаба движения — соизмеримого с человеком или глобального. Наша интуиция, основанная на масштабах движения, соизмеримых с человеком, мало помогает в понимании процессов масштаба атмосферы и океана.
Вертикальное движение влажного воздуха
Водяной пар, содержащийся в воздухе, вызывает интересный эффект при поднятии и опускании воздушных масс. Вблизи океана воздух будет почти насыщен водяным паром. Как только такой воздух начинает подниматься, он расширяется и, таким образом, охлаждается. Однако охлажденный воздух еще содержит ту же самую массу водяного пара на единицу массы воздуха, и в результате он становится перенасыщенным водяным паром. Перенасыщение приводит к фазовому превращению водяного пара в капли жидкой воды. Одновременно фазовое превращение пара в жидкость освободит тепло испарения, нагревая таким образом воздух. Это нагревание вследствие конденсации будет противодействовать охлаждению, вызванному расширением поднимающегося вверх воздуха, и приведет к меньшему падению температуры с высотой, чем можно было бы ожидать при подъеме сухого воздуха. Чтобы проиллюстрировать эффект действия водяного пара на вертикальный температурный градиент в воздухе, рассмотрим следующий пример. Пусть воздух, первоначально находящийся при давлении 1 бар и температуре 27° С, поднимется до уровня, где давление составит 0,8 бара, что соответствует примерно высоте 2 км. Если воздух сухой, падение давления вызовет понижение температуры до 8° С. Если же воздух насыщенный, он содержит 23 г-кг-1 водяного пара при 27° С. Как только воздух расширится и охладится, его способность удерживать влагу уменьшится. При 0,8 бара этот воздух будет насыщен при температуре 19° С с содержанием влаги 17 г-кг-1. Таким образом, конденсация 6 г водяного пара в 1 кг воздуха уменьшит охлаждение воздуха на 11° С. Если бы воздух при давлении 1 бар был холоднее, его способность удерживать влагу была бы меньшей, и поэтому количество сконденсированной влаги было бы также меньшим. В результате при расширении падение температуры было бы большим. А что произошло бы, если бы воздух при температуре 27° С и давлении 1 бар был яе полностью насыщен влагой? Предположим, что этот воздух имел относительную влажность 78%. Содержание влаги тогда должно быть равно 18 г-кг-1. Так как воздух расширяется и охлаждается, относительная влажность его увеличивается, пока не достигнет 100% при давлении 0,953 бара и температуре 22° С. В этой точке произойдет конденсация. При давлении 0,8 бара этот воздух имеет температуру 16° С и конечное содержание водяного пара 14,5 г-кг-1.
Эти результаты суммированы ниже:
Начальная относительная влажность, % 0 78 100
Температура при давлении 0,8 бара, °С 8 16 19
При подъеме воздуха без дополнительного притока внешнего тепла водяной пар вызывает два эффекта. Он уменьшает скорость падения температуры и приводит к конденсации воды и, следовательно, к образованию облаков. Водяной пар изменяет также удельный объем воздуха. Средняя молекулярная масса воздуха равна 28,8, в то время как молекулярная масса воды — только 18. Таким образом, влажный воздух при тех же самых значениях давления и температуры будет иметь несколько меньшую плотность, поскольку более легкие молекулы воды заменят молекулы воздуха. Поэтому при одних и тех же температуре и давлении влажный воздух поднимается над сухим. Если бы влажный воздух и сухой воздух поднимались вместе, влажный воздух охлаждался бы медленнее и его плотность была бы меньше по сравнению с сухим воздухом. Эти свойства воздуха благоприятны для процесса его взаимодействия с морем. Как только сухой воздух опускается, он приходит в контакт с поверхностью моря. Затем молекулы воды покидают море и насыщают воздух влагой. Насыщенный воздух поднимается, позволяя менее насыщенному воздуху опуститься и прийти в контакт с морской поверхностью, где энергия Солнца испаряет морскую воду, чтобы вновь насытить воздух.
Горизонтальные движения воздуха
Вертикальные движения важны для обмена влагой между океаном и атмосферой. Большая часть энергии переноса между океаном и атмосферой представляет собой теплоту испарения; таким образом, вертикальные движения воздуха оказывают большое влияние на энергетический бюджет моря. Движения воздуха, с которыми мы все хорошо знакомы,— ветры — в основном горизонтальны. Мы уже знаем, что ветры определяются распределением давления и вращением Земли. Если мы имеем карту погоды, показывающую распределение атмосферного давления на уровне моря, то можем составить представление о скоростях и направлениях ветров. Что, однако, определяет циркуляцию атмосферы? Хотя непосредственная причина — это распределение давления, но оно само является следствием приходящей солнечной радиации и уходящего излучения Земли. Ветры суть отклик на дифференциальное нагревание и охлаждение атмосферы.
Теория Хэдли
Простая теория, объясняющая ветры, была выдвинута Хэдли в 1735 г. Вследствие вращения Земли воздух, движущийся к экватору, отклоняется так, что в результате возникают ветры, дующие с востока на запад. Таким образом, Хэдли указал на эффект вращения Земли за 100 лет до опубликования теории Кориолиса и привлек эту теорию для объяснения пассатов. Пассаты, постоянные ветры со скоростью 500—750 см-с-1, занимают пояса между широтами 25 и 5° в каждом полушарии. Хотя теория Хэдли объясняет пассаты, однако, рассуждая так и дальше, мы должны были бы потребовать, чтобы ветры на всех широтах имели то же самое направление, что и пассаты. Прежде чем исследовать, как теория Хэдли может быть модифицирована, рассмотрим среднее распределение ветров на поверхности Земли.
Общая циркуляция
В отличие от постоянных пассатов, ветры умеренных широт не имеют определенного направления как в области низкого, так и в области высокого давления. Пример этого мы видели на карте погоды. Бели мы осредним векторы ветра за некоторый период времени и вдоль каждой параллели, то получим климатическую среднюю, общую циркуляцию. Благодаря такому осреднению северные и южные составляющие ветров исчезнут и останутся в основном Ветры с западной и восточной составляющими. Вдоль экватора расположена область низкого давления и ветры здесь слабые. Это район штилей, где парусные суда имеют очень малую скорость движения. С 5° широты по обе стороны от экватора мы входим в район постоянных пассатов, который распространяется почти до 25° широты. Эти ветры были благоприятными для исследовательских и торговых судов. Далее к полюсу расположен район так называемых конских широт с очень малыми скоростями ветра и высоким давлением. Здесь с 30 до 35° широты почти нельзя заранее предсказать направление ветров. Далее к северу от 35 до 55° мы попадаем в район переменных западных ветров. Затем мы оказываемся в субполярном районе низкого давления. Далее к северу, от 65° широты и до полюса, ветры в среднем дуют с востока (восточные ветры).
Воздух и циркуляция атмосферы. Циркуляция из трех ячеек
Мы видим, что общая циркуляция атмосферы не соответствует простой модели Хэдли. Между пассатами и ветрами околополюсных областей расположен широкий пояс с преобладающими западными ветрами. Ошибка модели Хэдли проистекала из предположения о том, что нагревание и охлаждение атмосферы ограничивается земной поверхностью. Таким образом, модель Хэдли слишком проста. Вместо циркуляции с одной ячейкой мы пришли к картине циркуляции с тремя ячейками.
Лабораторные эксперименты
Для выяснения природы общей циркуляции атмосферы Фальц в 50-е годы в Чикагском университете выполнил лабораторные эксперименты с вращающимися сосудами. Цилиндр, наполненный водой, нагревался на периферии и охлаждался в центре. Таким образом моделировалось различие в нагревании между экватором и полюсом. Когда цилиндр оставался неподвижным, вода поднималась у его края (экватора) и наверху текла к центру (полюсу), где она опускалась и дцлее следовала вдоль дна сосуда к его периферии. Когда сосуд медленно вращался, возникала циркуляция Хэдли с отклонением меридиональных течений. Как только скорость вращения цилиндра увеличивалась, ячейка Хэдли разрушалась в серию вихрей, напоминающих циклоны и антициклоны на карте погоды. При дальнейшем возрастании скорости вращения возникало еще большее число циркуляционных ячеек. Вращение, таким образом, разрушало простую циркуляцию и способствовало возникновению теплых и холодных вихрей, которые перемещались из экваториальной и полярной областей в сторону средних широт.
Вихри и общая циркуляция
Вследствие вырождения простой циркуляции в вихри район западных ветров умеренных широт становится ареной взаимодействия циклонов и антициклонов. Возникает вопрос: эти вихри черпают энергию из циркуляции западных ветров или же сами снабжают энергией общую циркуляцию атмосферы? ^Когда мы нагнетаем воду через трубы, мы пытаемся избежать турбулентности. Если при этом все же и образуются вихри, они возмущают обычное движение жидкости и поэтому рассеивают энергию, принуждая быстрее нагнетать воду, для того чтобы поток имел ту же самую скорость. Когда конструктор самолета стремится избежать возникновения турбулентности в хвостовой струе самолета, он вынужден уменьшить скорость. В атмосфере, однако, ситуация иная. Холодные воздушные массы в умеренных широтах стремятся опуститься, а теплые — подняться. В результате потенциальная энергия превращается в кинетическую энергию ветра. Виктор Старр из Массачусетского технологического института показал, что циклоны и антициклоны умеренных широт не рассеивают энергию западных ветров. Более того, вихри сами отдают свою энергию западным ветрам. Таким образом, неупорядоченные вихри теплого и холодного воздуха умеренных широт, движение которых метеорологи могут предсказать только на очень короткий период времени, вызывают общую циркуляцию воздуха в направлении с запада на восток.
Влияние вертикальных движений в атмосфере на испарение и осадки
Вертикальная компонента общей циркуляции атмосферы должна оказывать сильное влияние на испарение и осадки у земной поверхности. Как мы уже видели, при подъеме воздуха происходит его охлаждение вследствие расширения, что приводит к перенасыщению влагой и выпадению осадков. С другой стороны, при опускании воздуха происходит его нагревание вследствие сжатия; это вызывает недонасыщение водяным паром. Когда этот воздух перемещается над океаном, можно ожидать значительного испарения морской воды и восстановления потерянной воздухом влаги. Оценки широтного изменения испарения и осадков в север, ном полушарии показаны в логарифмическом масштабе на рис. 9.9. Количество воды, которое может выпасть в осадки или испариться, зависит от влагоемкости воздуха. Отмечается увеличение и осадков, и испарения от полюса к экватору, так как в этом же направлении повышается температура и поэтому воздух способен содержать больше воды. Общее содержание влаги в вертикальном столбе атмосферы также увеличивается от 0,4 г-см-2 у Северного полюса до 4 г-см-2 у экватора. Чтобы лучше представить себе картину влияния вертикального движения, рассмотрим отношения осадков или скорости испарения к содержанию влаги. Эти отношения дадут нам число циклов полного обновления влаги в столбе воздуха за год (за счет либо испарения, либо осадков). Кривая отношения осадков к содержанию водяного пара имеет два максимума — у 55° и у экватора, где один цикл совершается раз в шесть дней. Эти максимумы соответствуют районам восходящего движения в нашей модели циркуляции, состоящей из трех ячеек. Можно было ожидать существования второго пика у Северного полюса, однако это не подтверждается наблюдениями. За этим исключением, данные по испарению и осадкам подтверждают картину вертикальных движений.
Поле давления и преобладающие ветры у земной поверхности
Если бы Земля была полностью покрыта водой, модель циркуляции с тремя ячейками была бы более близка к фактической. Однако среднее давление и ветровая система в значительной степени определяются распределением суши и моря. В главе б мы видели, что география Земли оказывает сильное влияние на средние летнюю и зимнюю температуры. Давайте теперь исследуем среднее распределение давления и ветров в январе и июле. Вначале обратимся к условиям в январе. В северном полушарии зимой преобладает область высокого давления над Азией и Северной Америкой (с несколько меньшим максимумом), в то время как над океаном давление понижено. В южном полушарии давление ниже над материками, чем над океаном. Отсутствие крупных масс суши определяет здесь более ровное поле давления. В июле возникает противоположная ситуация. Годовой ход давления над Азией вызывает интересное явление над Индией. Зимой над Индийским океаном ветры дуют на юго-запад. Этот поток сухого воздуха вызывает сильное испарение над сушей и смежным океаном. В июле ситуация меняется: ветры дуют с Индийского океана на северо-восток, в сторону материка. Влажный океанический воздух, достигая теплого материка, приносит с собой обильные осадки (муссонные Дожди). Воздух весьма сжимаем. При подъеме он расширяется, совершает работу против атмосферы и охлаждается. Одновременно его способность удерживать водяной пар уменьшается, происходит конденсация влаги в виде образования облаков 11 выпадения осадков. Конденсация, высвобождая теплоту испарения, уменьшает вертикальный температурный градиент в атмосфере. Общая циркуляция атмосферы в каждом из полушарий состоит из трех ячеек, которые обусловливают в свою очередь ветровую систему. В районах преобладания восходящих движений наблюдается превышение осадков над испарением, в зонах нисходящих воздушных масс — превышение испарения. Фактическая циркуляция усложняется распределением суши и морей на Земле. Наибольшие годовые изменения температуры над материками вызывают годовой ход муссонов над северной частью Индийского океана. Поверхность моря представляет собой арену взаимодействия океана и атмосферы. Эта зона между океаном и атмосферой не является резкой границей между жидкой и газообразной оболочками Земли. Поверхность океана представляет собой транзитную зону, где осуществляется обмен веществом и энергией, связующее звено в цепи взаимодействия океана и атмосферы. Так же как нельзя понять атмосферу, не учитывая ее взаимодействия с океаном, так невозможно понять и океан, не рассматривая его взаимодействия с атмосферой через поверхность моря.
