Термальный ветер

В науке об атмосфере тепловой ветер представляет собой разность векторов между геострофическим ветром на верхних высотах и ветром на более низких высотах в атмосфере . Это гипотетический вертикальный сдвиг ветра , который существовал бы, если бы ветры подчинялись геострофическому балансу по горизонтали, а давление подчинялось бы гидростатическому балансу по вертикали. Комбинация этих двух балансов сил называется тепловым балансом ветра , термин, который также можно обобщить на более сложные балансы горизонтального потока, такие как баланс градиентного ветра .

Поскольку геострофический ветер при данном уровне давления течет по изолинам геопотенциальной высоты на карте, а геопотенциальная толщина слоя давления пропорциональна виртуальной температуре , то следует, что тепловой ветер течет по изолинам толщины или температуры. Например, тепловой ветер, связанный с температурными градиентами от полюса к экватору, является основным физическим объяснением струйного течения в верхней половине тропосферы , которая представляет собой слой атмосферы, простирающийся от поверхности планеты до высоты около 12 м. –15 км.

Математически соотношение теплового ветра определяет вертикальный сдвиг ветра – изменение скорости или направления ветра с высотой. Сдвиг ветра в этом случае является функцией горизонтального градиента температуры, который представляет собой изменение температуры на некотором горизонтальном расстоянии. Термический ветер, также называемый бароклинным потоком , меняется с высотой пропорционально горизонтальному градиенту температуры. Связь теплового ветра является результатом гидростатического баланса и геострофического баланса при наличии градиента температуры вдоль поверхностей постоянного давления или изобар .

Термин «тепловой ветер» часто считают неправильным, поскольку на самом деле он описывает изменение ветра с высотой, а не сам ветер. Однако можно рассматривать тепловой ветер как геострофический ветер , который меняется с высотой, поэтому термин «ветер» кажется подходящим. На заре метеорологии, когда данных было недостаточно, поле ветра можно было оценить, используя соотношение теплового ветра и знание скорости и направления приземного ветра, а также термодинамические измерения на высоте. ^[1] Таким образом, соотношение теплового ветра определяет сам ветер, а не только его сдвиг. Многие авторы сохраняют название «термальный ветер» , хотя оно описывает градиент ветра, иногда предлагая пояснения на этот счет.

Описание

Физическое объяснение

Термический ветер — это изменение амплитуды или знака геострофического ветра из-за горизонтального градиента температуры. Геострофический ветер — это идеализированный ветер, возникающий в результате баланса сил в горизонтальном измерении. Всякий раз, когда вращение Земли играет доминирующую роль в гидродинамике, как, например, в средних широтах, баланс между силой Кориолиса и силой градиента давления развивается . Интуитивно понятно, что горизонтальная разница давления толкает воздух через эту разницу точно так же, как горизонтальная разница в высоте холма заставляет объекты катиться вниз по склону. Однако вмешивается сила Кориолиса и подталкивает воздух вправо (в северное полушарие). Это показано на панели (а) рисунка ниже. Баланс, который возникает между этими двумя силами, приводит к потоку, который параллелен горизонтальной разности давлений или градиенту давления. ^[1] Кроме того, когда в силах, действующих в вертикальном измерении, преобладают сила вертикального градиента давления и сила гравитации , гидростатический баланс . возникает

В баротропной атмосфере, где плотность является функцией только давления, горизонтальный градиент давления вызывает геострофический ветер, постоянный с высотой. Однако если вдоль изобар существует горизонтальный градиент температуры, изобары также будут меняться в зависимости от температуры. В средних широтах часто наблюдается положительная связь между давлением и температурой. Такая связь приводит к увеличению наклона изобар с высотой, как показано на панели (b) рисунка слева. Поскольку на больших высотах изобары более крутые, соответствующая сила градиента давления там сильнее. Однако сила Кориолиса одинакова, поэтому результирующий геострофический ветер на больших высотах должен быть больше в направлении силы давления. ^[2]

В бароклинной атмосфере, где плотность является функцией как давления, так и температуры, могут существовать такие горизонтальные градиенты температуры. Разница между горизонтальной скоростью ветра и высотой представляет собой вертикальный сдвиг ветра, традиционно называемый тепловым ветром. ^[2]

Математический формализм

Геопотенциальная толщина слоя атмосферы, определяемая двумя разными давлениями, описывается гипсометрическим уравнением :

$\Phi _{1}-\Phi _{0}=\ R{\overline {T}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]$ ,

где $\,R\,$ - удельная газовая постоянная воздуха, $\,\Phi _{n}\,$ это геопотенциал на уровне давления $\,p_{n}\,$ , и ${\overline {T}}$ – усредненная по вертикали температура слоя. Эта формула показывает, что толщина слоя пропорциональна температуре. При наличии горизонтального градиента температуры толщина слоя будет наибольшей там, где температура наибольшая.

Дифференцируя геострофический ветер, $\mathbf {v} _{g}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}\Phi$ (где $\;f\;$ – параметр Кориолиса , $\mathbf {k}$ — вертикальный единичный вектор, а индекс «p» в операторе градиента обозначает градиент на поверхности постоянного давления)по давлению и интегрировать по уровню давления $\,p_{0}\,$ к $\,p_{1}\,$ , получим уравнение теплового ветра:

$\mathbf {v} _{T}={\frac {1}{f}}\mathbf {k} \times \nabla _{p}(\Phi _{1}-\Phi _{0})$ .

Подставив гипсометрическое уравнение, получим форму, зависящую от температуры:

$\mathbf {v} _{T}={\frac {R}{f}}\ln \left[{\frac {p_{0}}{p_{1}}}\right]\mathbf {k} \times \nabla _{p}{\overline {T}}$ .

Обратите внимание, что термический ветер дует под прямым углом к горизонтальному градиенту температуры, против часовой стрелки в северном полушарии. В южном полушарии смена знака $\;f\;$ переворачивает направление.

Примеры

Адвективный поворот

Если компонент геострофического ветра параллелен градиенту температуры, тепловой ветер заставит геострофический ветер вращаться с высотой. Если геострофический ветер дует из холодного воздуха в теплый (холодная адвекция ), геострофический ветер будет поворачиваться с высотой против часовой стрелки (для северного полушария), явление , известное как попутный ветер. В противном случае, если геострофический ветер дует из теплого воздуха в холодный (теплая адвекция), ветер будет поворачиваться по часовой стрелке с высотой, что также известно как изменение направления ветра.

Попутный и поворотный ветер позволяют оценить горизонтальный градиент температуры по данным зондирования атмосферы .

Фронтогенез

Как и в случае адвекционного разворота, при наличии кросс- изотермической составляющей геострофического ветра происходит обострение градиента температуры. Термический ветер вызывает деформационное поле и может произойти фронтогенез .

Реактивный поток

Горизонтальный градиент температуры существует при движении с севера на юг вдоль меридиана, поскольку кривизна Земли обеспечивает больший солнечный нагрев на экваторе, чем на полюсах. Это создает западный геострофический ветер, который формируется в средних широтах. Поскольку термический ветер вызывает увеличение скорости ветра с высотой, интенсивность западного направления увеличивается вплоть до тропопаузы , создавая сильный ветровой поток, известный как реактивное течение . Северное Южное и полушария демонстрируют схожие модели струйных течений в средних широтах.

Самая сильная часть струйных течений должна находиться там, где температурные градиенты самые большие. Из-за суши в северном полушарии наибольшие контрасты температур наблюдаются на восточном побережье Северной Америки (граница между канадской холодной воздушной массой и Гольфстримом/более теплой Атлантикой) и Евразии (граница между бореальным зимним муссоном и сибирской холодной воздушной массой). и теплый Тихий океан). Поэтому наиболее сильные бореальные зимние струйные течения наблюдаются над восточным побережьем Северной Америки и Евразии. Поскольку более сильный вертикальный сдвиг способствует бароклинной неустойчивости , наиболее быстрое развитие внетропических циклонов (так называемых бомб ) наблюдается также вдоль восточного побережья Северной Америки и Евразии.

Отсутствие суши в Южном полушарии приводит к более постоянной долготе струи (т.е. к более зонально-симметричной струе).

Ссылки

^ Jump up to: ^а ^б Кушман-Руазен, Бенуа (1994). Введение в геофизическую гидродинамику . Прентис-Холл, Inc. ISBN 0-13-353301-8 .
^ Jump up to: ^а ^б Холтон, Джеймс (2004). Введение в динамическую метеорологию . Эльзевир.

Дальнейшее чтение

Холтон, Джеймс Р. (2004). Введение в динамическую метеорологию . Нью-Йорк: Академическая пресса. ISBN 0-12-354015-1 .

Васкес, Тим (2002). Справочник по прогнозированию погоды . Погодные графические технологии. ISBN 0-9706840-2-9 .

Валлис, Джеффри К. (2006). Гидродинамика атмосферы и океана . ISBN 0-521-84969-1 .

Уоллес, Джон М.; Хоббс, Питер В. (2006). Атмосферная наука . Эльзевир Академик Пресс. ISBN 0-12-732951-Х .

[:0-1] Jump up to: ^а ^б Кушман-Руазен, Бенуа (1994). Введение в геофизическую гидродинамику . Прентис-Холл, Inc. ISBN 0-13-353301-8 .

[:1-2] Jump up to: ^а ^б Холтон, Джеймс (2004). Введение в динамическую метеорологию . Эльзевир.

[1]

[2]