В разд. 2 приведены сведения об идеализированной глобальной циркуляции атмосферы. Исходной посылкой для обоснования модели является разная степень нагрева воздуха в районе экватора и в полярных областях. Как результат возникают меридиональные воздушные течения, стремящиеся ослабить контраст температур. Однако тут вступает в действие сила Кориолиса, которая нарушает простую картину и приводит к возникновению зональных западных и восточных ветров.
К аналогичным выводам можно прийти также, исходя из более простого рассмотрения, базирующегося на законе сохранения момента количества движения [61]. Такой подход более нагляден и уже только поэтому заслуживает изложения. Хотя в рамках предлагаемой концепции многие важные детали остаются за рамками рассмотрения, ее ценность заключается также и в том, что мы получаем новую интегральную характеристику динамики атмосферы, удобную для характеристики глобальных изменений климата.
В атмосфере у
земной поверхности в низких широтах господствуют ветры, имеющие восточную
составляющую скорости, в умеренных и высоких - западную. Смена знака зональной
(то есть, усредненной по долготе) циркуляции происходит в так называемых
«конских» широтах вблизи широты 
, где располагаются
зоны штилей. Такое распределение скорости зонального ветра с широтой хорошо
аппроксимируется эмпирической формулой:
u » C (2/3 - sin2q)
где q = π/2 - j, С – константа.
В последние десятилетия было установлено, что колебания интенсивности зональной циркуляции атмосферы сопровождаются изменениями скорости вращения Земли. Усиление зональной циркуляции происходит за счет притока момента количества движения (импульса) от Земли, ослабление за счет его стока к Земле. И еще одна особенность: момент импульса зональных ветров относительно Земли не равен нулю, и атмосфера в целом вращается вокруг полярной оси быстрее Земли. Говорят, что имеет место суперротация атмосферы.
Осредненный за год тепловой баланс экваториальных и тропических областей положителен, полярных - отрицателен. Другими словами, атмосфера подогревается в низких широтах и охлаждается в высоких.
Нагретый воздух имеет меньшую плотность, чем холодный. Поэтому между экватором и полюсами существует градиент плотности. В поле силы тяжести неоднородное по горизонтали распределение плотности инициирует конвективные движения. Воздух под действием архимедовых сил стремится перемешаться так, чтобы уничтожить градиент плотности.
Однако источники тепла и холода восстанавливают его. Поэтому конвективные движения поддерживаются непрерывно. Эти движения осуществляются, как оказывается, не в форме замкнутых между экватором и полюсами ячеек циркуляции, а в виде неупорядоченного турбулентного перемещения крупных воздушных масс в меридиональном направлении.
Воздушные массы из низких широт прорываются далеко к полюсам, из высоких широт - проникают к экватору. Характерные размеры таких макротурбулентных образований по горизонтали порядка тысячи километров, по вертикали - в сотни раз меньше (10-20 км.).
Понятно, что макротурбулентное перемешивание приводит к выравниванию распределений всех субстанций, имеющих ненулевой градиент в направлении меридиана. Это плотность, температура, влага, примеси, энергия, момент импульса и т.д. Перенос последнего играет важнейшую роль в формировании зональной циркуляции.
Давайте посмотрим за движением атмосферы из инерциальной, например, гелиоцентрической, системы координат. При отсутствии разогрева атмосфера покоится относительно поверхности Земли, но вращается вместе с нею вокруг оси. При этом удельный момент количества движения (приходящийся на единицу массы) распределен по закону (рис. 18.1)
l = W R2 sin2q
l = |V´r| = Wr2 = wR2sin2q.
Вектор l направлен вдоль оси вращения Земли. Таким образом, удельный момент импульса непрерывно убывает от экватора к полюсам. Среднее значение lср в атмосфере
lср = ò rldV /∫ r´dV = IW / M » 0.674´WR02.
Здесь R0 – радиус Земли, I - момент инерции атмосферы, М - масса атмосферы. Интегрирование ведется по всему объему атмосферы. Кстати, для однородной сферической пленки lср=0.6666WR02, а разница между этими числами характеризует эффекты влияния вертикальной протяженности атмосферы на распределение ее момента импульса.
Широта, на которой l=lcp легко находится из условия sin2q=0.674. Она равна ±35°. В низких широтах l>lcp , в высоких - |j|>35° l<lcp.
В результате макротурбулентного горизонтального перемешивания распределение по широтам удельного момента импульса в атмосфере стремится выровняться. В низших широтах он убывает, в умеренных широтах (где l<lcp) - растет. Полная аналогия с выравниванием распределения температуры[1].
Уважаемый посетитель!
Чтобы распечатать файл, скачайте его (в формате Word).
Ссылка на скачивание - внизу страницы.