Файл: Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник.pdf

§ 2. ВЕТРОВОЙ РЕЖИМ ВЕРХНЕЙ СТРАТОСФЕРЫ

Верхняя стратосфера занимает слой от уровня 24—25 км до стратопаузы (около 50—55 км). Этот слой характеризуется ро­ стом температуры с высотой, а следовательно, и большой устой­ чивостью.

Характерной особенностью верхней стратосферы является хо­ рошо развитая зональная циркуляция. Зимой здесь преобладают западные ветры, которые усиливаются с высотой, достигая мак­ симальных значений на уровне стратопаузы. Летом развиваются восточные ветры, скорость которых также увеличивается с высо-

Рис. 8.3. Сезонное распределение зональной (пунк­ тирная линия) и меридиональной (сплошная линия) составляющих по месяцам в Уайт-Сэндсе (штат Нью-Мексико)

той. В отличие от зимних западных ветров увеличение скорости восточных ветров продолжается и выше стратопаузы. Сезонный ход циркуляции в верхней стратосфере по данным ракетных из­ мерений в Уайт-Сэндсе (штат Нью-Мексико) показан на рис. 8.3. Здесь по оси ординат отложены величины средней (сплошные ли­ нии) и меридиональной (пунктир) составляющих скорости ветра в слое толщиной 10 км с центром на уровне 50 км. Западные и южные ветры считаются положительными, восточные и север­ ные — отрицательными.

На рис. 8.3 показано, что зимние западные ветры зарождают­ ся вблизи периода осеннего равноденствия и быстро образуют сильный поток, распространяющийся на все полушарие. Макси­ мальное развитие западных ветров наблюдается в первой поло­ вине декабря. В середине зимы в течение нескольких дней резко уменьшается скорость западных потоков; иногда появляются во­ сточные ветры. После этого вновь восстанавливается западная циркуляция, хотя она менее интенсивна, чем в начале зимы. Этот период резких перемен в стратосферной циркуляции называют

153

периодом зимних штормов. Именно с ним связаны происходя­ щие в стратосфере внезапные потепления.

Вначале апреля западная циркуляция начинает разрушаться

ипроисходит весенняя перемена ветров. В мае начинают зарож-

даться восточные ветры, которые постепенно усиливаются и до­ стигают максимума в июле. Летняя циркуляция значительно

более постоянна, чем зимняя. Ее разрушение происходит в тече­ ние августа и сентября в период осенней перемены ветров.

Осенняя перемена ветров в полярных областях происходит на месяц раньше, чем в низких широтах. Вблизи экватора смена во­

154

сточных и западных потоков происходит четыре раза в год. Ме­ ридиональная компонента сравнительно мала, причем в течение года преобладают южные составляющие ветра.

На рис. 8.4—8.9 показано последовательное развитие зональ­ ной циркуляции на уровне стратопаузы в различных широтах се­ верного и южного полушарий. В первую половину месяца после весеннего равноденствия в северном полушарии западные ветры начинают затухать, но еще сохраняются. В это время в южном полушарии наступает осень и развиваются западные ветры, т. е. в данный период на высоте 50 км над всем земным шаром уста-

навливаются западные ветры (рис. 8.4). Во второй половине апреля в узкой зоне около 20° с. ш. появляются восточные ветры. В это время Солнце начинает нагревать полярную верхнюю ат­ мосферу, и в северном полушарии возникает восточная состав­ ляющая термического ветра.

В дальнейшем восточная циркуляция развивается с двух сто­ рон — со стороны низких широт и из полярных областей, и в конце концов эти две циркуляционные системы объединяются

(рис. 8.5).

Восточная циркуляция распространяется также на юг и к се­ редине мая она пересекает экватор и проникает затем в южное полушарие (рис. 8.6). Зимние западные ветры достигают макси­ мального развития в конце периода начала зимы перед началом зимних штормов. Восточные ветры проникают в зимнее полуша­ рие до широт 15—20° и существуют в течение четырех месяцев. Зимние западные ветры максимальны в области широт около 45°, а летние восточные имеют максимум в широтном поясе

20—30°.

155

Максимальные скорости восточных ветров около 50 м/сек, а западных — 100 м/сек. В пограничной области в пределах зим­ него полушария между восточными и западными ветрами в зоне 10—20° широты образуется экваториальный фронт стратопаузы.

точные колебания на этих уровнях противоположны по фазе: на высоте 45 км максималь­ ные скорости ветра наблюдаются в полночь, а на высоте 58 км — в полдень. Такой суточный ход объясняют влиянием сжатия и расширения воздуха при нагревании его за счет поглощения ра­ диации озонным слоем.

§ 3. ВЕТРОВОЙ РЕЖИМ МЕЗОСФЕРЫ

Мезосфера располагается в среднем между уровнем страто­ паузы (50—55 км) и высотой 80 км. В нижней половине мезосфе­ ры (до высоты 70 км) в течение года горизонтальный градиент температуры направлен от полюса к экватору, в результате чего там и наблюдается восточный термический ветер. Вследствие этого в пределах мезосферы зимний западный ветер уменьшает свою скорость с высотой, а летний восточный ветер усиливается при этом, достигая максимума в верхней мезосфере (70—80 км). В ней существует температурный градиент, направленный от зим­ ней мезопаузы к летней, что обусловливает западный термиче­ ский ветер. Атмосферная циркуляция в мезосфере гораздо более изменчива по сравнению с циркуляцией в стратосфере и харак­ теризуется большими значениями меридиональных составляю­ щих. Меридиональные составляющие приводят к возникновению вертикальных движений в районе мезопаузы, которые могут предполагаться лишь ориентировочно. В районе летней холодной

156

мезопаузы должны существовать восходящие потоки воздуха за счет расширения нижележащей стратопаузы, которая нагревает­ ся от солнечной радиации. В районе теплой зимней мезопаузы соответственно развиваются нисходящие движения. На рис. 8.11 изображен меридиональный разрез зонального ветра до высот 80—100 км. Как видно из рисунка, зимние западные ветры на­ блюдаются вплоть до высот 100—110 км, причем скорости их уменьшаются непрерывно с высотой в пределах мезосферы, тог­ да как летние восточные ветры здесь с высотой усиливаются. Максимальные скорости восточных ветров наблюдаются на

Рис. 8.11. Меридиональный разрез среднего зонального ветра на высотах от 30 до 120 км в периоды солнце­ стояния

уровне 60—70 км\ выше 70 км летом восточный ветер ослабевает и на высоте 80—90 км сменяется на западный. Средний профиль зонального ветра по ракетным данным в пункте Уоллоис-Айленд (умеренная широта) показан на рис. 8.1. По этим данным лет­ ние восточные ветры в умеренных широтах достигают максимума в средней мезосфере (60—65 км), хотя они достаточно велики и в мезопаузе и только выше 80 км резко уменьшаются и перехо­ дят на западные в пределах термосферы. Зимой западные ветры ослабевают с высотой и достигают минимума в начале зимы на высоте 75 км. Другой минимум лежит выше мезопаузы. Макси­

Что касается меридиональной составляющей, то в нижней части мезосферы преобладают южные ветры, максимальные скорости которых лежат в пределах от 50 до 100 м/сек.

157

$ 4. ВЕТРЫ В ТЕРМОСФЕРЕ. АТМОСФЕРНЫЕ ПРИЛИВЫ

Воздушные течения в термосфере экспериментально исследо­ ваны более всего в слое 80—ПО км по ракетным данным, а так­ же по оптическим и радиолокационным измерениям движения метеорных следов. Кроме того, измерялись и ионосферные дрей­ фы в области Е (100—120 км). В остальной части ионосферы вет­ ры рассчитываются с учетом тех или иных атмосферных моделей при помощи уравнения движения, куда входят, кроме обычно рассматриваемых, силы взаимодействия ионизированных частиц с нейтральной средой. Эти силы возникают вследствие того, что ионизированные частицы стремятся двигаться вдоль силовых ли­ ний магнитного поля Земли, благодаря чему направление их дви­ жения, вообще говоря, отличается от направления движения нейтральных частиц, которое обусловлено гидродинамическими силами — градиентом давления и вязкостью. Возникающее при этом воздействие ионизированных частиц на движение частиц нейтральной среды при их взаимном соударении носит название силы ионного торможения. Величина силы ионного торможения

Еt в расчете на единицу массы нейтральных частиц составляет:

(4.1)

где pi и р — плотности ионизированной и нейтральной среды соответственно, vf — частота соударений нейтральных частиц

с ионами, ct — вектор скорости движения ионов, с — вектор скорости ветра.

на отношение концентрации ионов к концентрации нейтральных частиц.

заряд иона, с — скорость света. Вектор с(- представляет собой компоненту скорости ветра вдоль силовой линии магнитного по­ ля. Это верно в том случае, если на соответствующих высотах

нет заметных электрических полей. —►

Пусть t — единичный вектор, взятый вдоль направления маг­ нитной силовой линии, тогда

158

С учетом ионного торможения уравнение движения нейтраль­ ной среды в векторной форме запишется следующим образом:

р- — коэффициент вязкости.

Проанализируем равномерные горизонтальные движения воз­ духа с учетом силы ионного торможения, барического градиента и кориолисовой силы, т. е. будем пренебрегать ускорениями и си­ лами вязкости. Направим ось X на юг, ось Y — на восток, а ось Z — по вертикали вверх. Тогда силовые линии магнитного поля будут практически проходить в меридиональной плоскости XZ. Найдем проекции силы ионного торможения на оси X и Y. В со* ответствии с формулой (4.2) имеем

F ix = («А + СА) f * >

Fly {сх^х~Ь су^у) ^у•

Но сх = ы ; Су = V ; tx = cos J ; ty = 0, т. е.

Fix= и cos2 J ,

F ly = 0.

Здесь и и v — составляющие скорости ветра по осям X и У, / — магнитное наклонение.

Проектируя уравнение (4.3) по осям X и Y и учитывая приня­ тые условия, получим систему уравнений движения

159

щие и и и равны составляющим геострофического ветра ug и vg. Если концентрация ионов настолько велика, что /СХ, то из урав­ нений (4.4) и (4.5) непосредственно получаем, полагая I = 0:

1 др

рХ sin2 J дх ’

1 др

рХ ду '

Это означает, что в данном случае ветер направлен перпендику­ лярно к изобарам в направлении низкого давления. В общем слу­ чае ветер направлен под некоторым углом к изобарам в сторону низкого давления.

Возьмем частный случай барического поля, когда градиент давления направлен вдоль меридиана к югу, т. е. ug — 0, а v g = — cg, где cg — величина скорости геострофического ветра. Тогда из выражений (4.6) и (4.7) получим

практически от высоты не зависит и равна 5,2- 10 10 смг/сек, по­ этому X зависит здесь только от концентрации ионов Nt .

На рис. 8.12 показана зависимость щ, щ и с, —] / u* + v\ от Nt

на широте 45° (/ » 70°). Из рисунка видно, что геострофическая составляющая —v\ при возрастании ’N t непрерывно убывает, тогда как поперечная составляющая иi вначале возрастает, до-

160