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

стигает максимума при ~ 2 - 105 слг3, а потом снова убывает.

Результирующая относительная скорость сi монотонно убывает с возрастанием N t .

По данным Маргетройда (рис. 8.11), в летний период в пре­ делах нижней термосферы восточные ветры более низких слоев переходят в западные. Новая смена направления ветров на во­ сточные прослеживается на высоте около 120 км. Зимой запад­ ный ветер господствует до высот 100—ПО км, и только выше этих уровней он сменяется на восточный. Восточные ветры наиболее интенсивны в высоких широтах и отмечаются до высоты 140 км, где возможно новое обращение ветра. Ветровой режим в нижней термосфере (80—130 км) осложняется наличием здесь прилив­ ных движений. Прилив­ ные движения стано­ вятся заметными еще в мезосфере, быстро воз­ растают с высотой, а в слое 80—110 км ампли­ туды приливных коле­ баний сравнимы с ве­ личиной среднего вет­ ра; в слое 110—130 км

они значительно пре­ восходят ее.

Известно, что при­ ливы в океанах вызы­

вов действие Луны при­ мерно в 2,2 раза больше действия Солнца. Поэтому период на­

ступления морских приливов почти совпадает с лунными полусутками.

Влияние атмосферных приливов сказывается наиболее отчет­ ливо в полусуточных колебаниях приземного давления атмосфе­ ры, которые более четко обнаруживаются в низких широтах. В умеренных и высоких широтах подобные колебания значитель­ но меньше и их удается обнаружить лишь после специальной об­ работки наблюдений. Объяснение таких колебаний встретило затруднение, так как если бы здесь действовали гравитационные силы, то лунное влияние было бы более значительным, чем сол­ нечное. Однако анализ наблюдений показал, что колебания, со­ ответствующие лунным суткам, практически очень малы. Поэто­ му для объяснения атмосферных приливных явлений привлекают термические причины, связанные с нагреванием от Солнца неко­

торых атмосферных областей, но тогда становится неясным полу­ суточный период колебаний, поскольку нагрев от Солнца имеет суточную периодичность. Объяснение здесь заключается в том, что атмосфера имеет свой период свободных колебаний, близкий к 12 ч, поэтому полусуточное колебание атмосферы усиливается вследствие резонансного эффекта.

Приливные колебания давления атмосферы вызывают соот­ ветствующие приливные компоненты ветра.

Данные радиолокационных наблюдений за метеорными сле­ дами показали, что вектор приливной компоненты в течение пе-

Рис. 8.13. Временные вариации меридиональной (о) и зо­ нальной (б) составляющих ветра {м/сек) на различных высотах

риода вращается по часовой стрелке в северном полушарии и против часовой стрелки — в южном. Временные вариации зо­ нальной и меридиональной компонент приливных течений пока­ заны на рис. 8.13. Амплитуда полусуточных колебаний на высоте 90 км может достигать величины 20 м/сек, а на уровне ПО км —

50 м/сек.

Кроме приливных движений, в слое 80—ПО км наблюдались флюктуации, имеющие значительно меньшие пространственные масштабы, но сравнимые с приливами по амплитуде.

Еще из наблюдений метеорных следов и серебристых облаков было известно, что на этих высотах (80—НО км) ветры очень из­ менчивы. Выше этого слоя эффекты молекулярной вязкости и тепловой диффузии приводят к диссипации энергии и затуханию турбулентности. Наблюдения за метеорными следами показы­ вают наличие здесь больших вертикальных градиентов ветра. Большие турбулентные вихри, по оценкам Гринхау и Ньюфилда,

162

имеют вертикальные размеры около 6 км, а время их жизни — 1—3 ч. Ниже 100 км для спектра турбулентности характерны ли­ нейные масштабы от десятков до сотен метров, скорости порядка 1 м/сек и временные масштабы от десятков до сотен секунд. Од­ нако сразу выше уровня 100 км турбулентность резко ослабляет­ ся и поток становится ламинарным; здесь все более резко прояв­ ляется действие молекулярной вязкости.

С.Ш.

Для высот более 110 км Кинг и Коул произвели расчет вет­ ров, используя модель атмосферы по Яккиа (рис. 8.14). Расчет проводился на основе численного решения системы уравнений движения, которая записывается в векторном виде:

где обозначения приняты, как в уравнении (4.3). Вертикальный профиль N t аппроксимируется выражением

где N т — максимальная концентрация на уровне zm, Я — вер­ тикальный масштаб атмосферы. Профиль величины р показан

Величина силы барического градиента рассчитывалась по формулам

Рис. 8.15. Вертикальный профиль коэффициента ц

На рис. 8.17 по результатам расчета показана система ветров северного полушария на уровне 300 км при Nm = 106-слг3, что соответствует дневному времени, а на рис. 8.18 N m — 3* 105 см~3, что характерно для ночного времени. Как видно из рис. 8.17, днем средняя скорость ветра составляет около 45 м/сек, а на­ правление ветра близко к направлению барического градиента. В данном случае вследствие высоких значений Nm сила ионного торможения превышает намного кориолисову и инерционную си­ лы. Например, направление ветра вдоль линии 15-3 совпадает с направлеием градиента от точки максимального давления на экваторе в 15 ч через полюс к точке минимального давления на экваторе в 03 ч.

164

Рис. 8.17. Распределение вектора ветРис. 8.18. Распределение ветра в се­ ра в северном полушарии, рассчитанверном полушарии, рассчитанное для

106 см~г

2 КМ

Рис. 8.19. Вертикальный профиль мери­ Рис. 8.20. Вертикальный профиль диональной и , широтной составляющих величины отношения сил вязкости ветра (в м/сек) на широте 45° в 15 ч к силе барического градиента

местного времени

165

На рис. 8.17 скорость ветра порядка 140 м/сек; здесь влияние ионного торможения значительно меньше. Так, для 15 ч в высо­ ких широтах, где велика сила Кориолиса, ветер имеет компонен­ ту, направленную на восток, а в низких широтах ветер направлен на запад, так как здесь велико влияние инерциальной силы.

Профиль меридиональной и широтной составляющих ветра приведен на рис. 8.19. Из рисунка видно, что на высотах более 500 км скорость почти не меняется с высотой, что объясняется влиянием вязкости. На рис. 8.20 изображен вертикальный про­ филь величины отношения силы вязкости к силе градиента давле­ ния. Рисунок показывает, что роль вязкости сильно возрастает выше 350 км. В слое 220—350 км сила вязкости не превышает 25% силы градиента давления, и здесь вязкостью в первом при­ ближении можно пренебречь. Наблюдения за спутниками, проведенные Кинг-Хили в диапазоне высот 200—300 км путем точных определений вариаций углов наклонения орбиты, пока­ зали наличие на этих высотах сильного западного ветра со ско­ ростью около 100 м/сек. Дальнейшее усовершенствование этих наблюдений позволит уточнить нам знания о ветровом режиме термосферы.

§ 5. ТУРБУЛЕНТНЫЙ РЕЖИМ НИЖНЕЙ СТРАТОСФЕРЫ

Широко известно, что турбулентный обмен играет определяю­ щую роль в переносе тепла, влаги и количества движения в по­ граничном слое атмосферы. Развита турбулентность и в пределах всей тропосферы. В ряде исследований показано, что турбулент­ ный обмен играет важную роль в формировании и эволюции тро­ посферных облаков. С турбулентностью непосредственно связана болтанка самолетов.

Долгое время среди метеорологов было распространено мне­ ние, согласно которому турбулентность в стратосфере или пол­ ностью отсутствует, или она очень слабая. Основанием для та­ кого предположения служил известный факт: в нижней стратосфере преобладает сильно устойчивая (чаще всего — изо­ термическая или инверсионная) термическая стратификация, которая, как известно, препятствует развитию турбулентного об­ мена. Однако в последние десятилетия все чаще стали обращать внимание на то, что в стратосфере наблюдаются сильная неодно­ родность поля температуры по горизонтали и, как следствие, большие вертикальные градиенты (сдвиги) скорости ветра (р). Согласно критерию Ричардсона, увеличение р2 способствует ро­ сту энергии турбулентных движений и более высокому уровню турбулентности.

Наблюдения показывают, что в стратосфере возможны столь же значительные скорости ветра, как и в тропосфере. Так, 24/1 1963 г. над Симферополем отмечена скорость 140 м/сек на высоте

166