Полная версия

Главная arrow География arrow Климатология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ И ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ СТРАТОСФЕРЫ И МЕЗОСФЕРЫ

Основной источник тепла в стратосфере и мезосфере — поглощение УФ радиации 03, в меньшей степени — О,. Выхолаживание происходит за счет длинноволнового излучения С02, Н20 и 03 (рис. 6.7). Кривые нагрева и выхолаживания практически зеркальны. Коэффициент поглощения основных активных в длинноволновом диапазоне газов показан на рис. 6.8. Видно, что в «окне прозрачности» водяного пара (8—12 мкм) важную роль начинают играть малые газовые составляющие.

Вклад различных газов в величину скорости радиационного нагрева при поглощении коротковолновой радиации газами 0, 0, С0 Н0, N0и длинноволнового выхолаживания (К/сут) С0, 0 и Н0 на разных высотах

Рис. 6.7. Вклад различных газов в величину скорости радиационного нагрева при поглощении коротковолновой радиации газами 02, 03, С02< Н20, N02 и длинноволнового выхолаживания (К/сут) С02, 03 и Н20 на разных высотах

Поглощательная способность газами длинноволновой радиации

Рис. 6.8. Поглощательная способность газами длинноволновой радиации

Сравнение на рис. 6.9 фактической температуры и температуры радиационного равновесия, которая теоретически рассчитана с учетом только радиационного нагревания и охлаждения атмосферы, показывает, что в стратосфере в слое 30-60 км прогрев летнего полушария (в данном случае южного) соответствует радиационной модели. Выше, в мезосфере, напротив, зимнее (неосвещенное в полярных широтах) полушарие теплее летнего, хотя радиационный прогрев в летнем полушарии в области мезопаузы очень большой, т.е. фактическая температура оказывается далека от температуры радиационного равновесия. Кроме того, тропическая тропопауза намного холоднее тропопаузы средних и высоких широт, хотя из модели радиационного прогрева (рис. 6.9, а) этого не следует. Эти и другие особенности состояния средней атмосферы не могут быть объяснены без учета атмосферной циркуляции, в частности воздействия атмосферных волн, проникающих из тропосферы.

Радиационный прогрев

Рис. 6.9. Радиационный прогрев (положительные значения) и охлаждение (отрицательные значения), К/сут, связанные с поглощение УФ радиации молекулярным кислородом в верхней мезосфере и термосфере и озоном в стратосфере и мезосфере, а также с длинноволновым излучением газами 03, С02, Н20 (а); средние зональные значения температуры воздуха (°С), январь (б)

Рассмотрим основные черты поля давления и циркуляции в средней атмосфере. Высота изобарической поверхности пропорциональна средней температуре слоя (см. уравнение (1.20)). Поэтому в стратосфере над прогревающимся благодаря озону летним полушарием формируется зона высокого давления, над холодным зимним полушарием развивается полярный циклонический вихрь (изогипсы, характеризующие линии тока геострофического ветра, вытянуты вдоль широтных кругов (рис. 6.10, 6.11)). В южном полушарии форма полярного вихря ближе к окружности; в северном он имеет, как правило, более вытянутую форму, иногда с двумя центрами.

По периферии полярного стратосферного вихря располагается область сильных ветров (рис. 6.11, ср. рис. 1.8) — струйное течение на краю полярной ночи. Оно формируется в зоне больших меридиональных градиентов температуры (см. уравнение (1.21)) между областью, где господствует непрерывная полярная ночь, и более низкими широтами с суточной сменой дня и ночи.

Выше, в мезосфере, скорость западного переноса в зимнем полушарии нарастает (рис. 6.12), а максимум с высотой смещается в направлении тропиков и достигает 60 м/с на 60—70 км в зоне 30-40 с.ш. Выше скорость уменьшается. Этот эффект возникает благодаря воздействию гравитационных волн и будет рассмотрен далее при их описании.

Стратосферная перестройка западного переноса на восточный происходит в конце весны, начинаясь с верхних слоев в высоких широтах, она развивается вниз и в направлении тропиков. Ветры антарктического струйного течения по периферии полярного вихря более интенсивны, чем арктического, который в свой сезон позже (примерно на 2 мес.) возникает и раньше разрушается. Уже к февралю- марту скорости ветра в арктическом вихре снижаются. Антарктическое струйное течение начинает формироваться ранней осенью (в марте—апреле), исчезает поздней весной и даже в начале лета (октябрь-декабрь) .

Очевидно, что режим стратосферной циркуляции в разных полушариях довольно схож в соответствующие сезоны, но имеются и различия. Они вызваны, с одной стороны, более низкой температурой стратосферы над полярными районами южного полушария и ее большими меридиональными градиентами. Это, как отмечалось в параграфе 6.1, приводит к увеличению скорости ветра и большей изоляции внутренней области полярного вихря над Антарктидой, что вызывает значительные потери озона в зимнее полугодие. Кроме того, межполушарные различия циркуляции в средней атмосфере определяются взаимодействием атмосферных волн с зональным потоком (подробно см. далее).

Высота изобарической поверхности 10 гПа, гп. м, средние многолетние значения за 1981-2010 гг

Рис. 6.10. Высота изобарической поверхности 10 гПа, гп. м, средние многолетние значения за 1981-2010 гг.:

а — январь; 6 — июль

Модуль скорости ветра м/с на высоте 10 гПа, средние многолетние значения за 1981 -2010 гг

Рис. 6.11. Модуль скорости ветра м/с на высоте 10 гПа, средние многолетние значения за 1981 -2010 гг.:

а — январь; б — июль

Зонально-осредненное среднее для января распределение зональной скорости ветра (м/с)

Рис. 6.12. Зонально-осредненное среднее для января распределение зональной скорости ветра (м/с):

западные ветры — положительный знак, сплошные линии, восточные — отрицательный знак, пунктир (ср. рис. 1.8, где подробно показана вертикальная структура поля средней зональной скорости ветра тропосферы и нижней стратосферы до высоты 30 км)

Стратосфера и мезосфера устойчиво стратифицированы, что замедляет вертикальный обмен. Идеализированная схема меридиональной и вертикальной циркуляции показана на рис. 6.13.

Схема вертикального и меридионального переноса в стратосфере

Рис. 6.13. Схема вертикального и меридионального переноса в стратосфере:

нижние стрелки — циркуляция Брюера — Добсона; верхние стрелки — циркуляция в мезосфере. Серым цветом показана область подъема тропосферного воздуха в районе ВЗК, которая из-за низких температур тропической тропопаузы выступает как «холодная

ловушка» для водяного пара

Стратосферная меридиональная циркуляция напоминает две крупномасштабные ячейки, в которых воздух из тропосферы поднимается в районе ВЗК и перенос происходит из тропических широт в высокие (циркуляция Брюера — Добсона). В мезосфере воздух переносится из теплого летнего полушария в холодное зимнее.

Подъем воздуха из тропосферы в стратосферу наиболее интенсивно происходит в районе ВЗК и сопровождается (см. параграф 6.1) его интенсивной дегидратацией. Поскольку тропическая тропопауза, через которую происходит проникновение основной массы воздуха из тропосферы в стратосферу, чрезвычайно холодная, то поднимающийся водяной пар здесь конденсируется («холодная ловушка»), кристаллы оседают вниз под действием силы тяжести, не оставаясь в стратосфере.

Интенсивность межширотного обмена заметно сильнее в зимнем полушарии. Это видно при сравнении скорости меридиональной компоненты скорости ветра северного и южного полушарий в январе (рис. 6.14). Меридиональный перенос направлен к полюсу не во всем зимнем полушарии, его распределение имеет вид планетарной волны. Это согласуется с полем давления в стратосфере (см. рис. 6.10), где нарушающий зональный перенос высотный гребень располагается над относительно теплой в это время поверхностью Тихого океана.

Рассмотрим атмосферные волны более подробно. При этом следует иметь в виду, что их анализ проводится с двух не во всем совпадающих точек зрения. С одной стороны, это теоретический анализ, и в этом случае волны рассматриваются как решение линеаризованных уравнений движения. С другой стороны, при анализе данных наблюдений могут выявляться определенные структуры последовательной пространственно-временной передачи сигнала в атмосфере, которые имеют свойства волн, которым часто трудно подобрать соответствующий теоретический аналог.

На синоптических картах присутствие волн в средней атмосфере хорошо выражено. Например, на рис. 6.15 видно, что при типичной зимней ситуации (слева) центр полярного стратосферного вихря сместился к Северной Европе, а над Западной Канадой и Алеутскими островами располагается высотный антициклон. Область холода располагается над Северной Атлантикой, а над Сибирью температура повышена. Такое распределение соответствует планетарной волне с зональным волновым числом к = 1. В правой части рис. 6.15 отражена ситуация, характерная для лета, когда волновая структура поля проявляется слабее. Изогипсы летнего стратосферного антициклона располагаются почти симметрично относительно полюса, волнообразно отклоняясь от показанных пунктиром широтных линий (вдоль внешней изогипсы к= 6).

Меридиональная компонента скорости ветра м/с на высоте 10 гПа, средние многолетние значения за 1981 -2010 гг., январь

Рис. 6.14. Меридиональная компонента скорости ветра м/с на высоте 10 гПа, средние многолетние значения за 1981 -2010 гг., январь:

положительные значения соответствуют направлению на север, отрицательные — на юг

Высота изобарической поверхности 10 гПа (км) и ее температура (К) в стратосфере зимой (18 февраля 1999 г., слева) и летом (9 мая 1999 г., справа) северного полушария

Рис. 6.15. Высота изобарической поверхности 10 гПа (км) и ее температура (К) в стратосфере зимой (18 февраля 1999 г., слева) и летом (9 мая 1999 г., справа) северного полушария

Важной моделью атмосферных волн являются волны Россби. Это волны планетарного масштаба, имеющие длину порядка нескольких тысяч километров и зарождающиеся в тропосфере. Их возникновение происходит благодаря вращению Земли и влиянию силы Кориолиса при возмущении зонального потока. Отклонению направления ветра от первоначального зонального могут способствовать крупные орографические препятствия или градиент температуры (океан—суша) вдоль круга широты. Последний фактор особенно значим в средних широтах северного полушария, где чередование океанов и континентов приводит к выраженному контрасту температуры, особенно зимой. Поскольку здесь вдоль круга широты два океана и два континента, то в тропосфере преобладают волны с волновым числом 2.

Рассмотрим пример формирования такой волны. Пусть в свободной тропосфере с запада на восток вдоль круга широты дует гео- строфический ветер. Его скорость зависит от широты и градиента давления (см. уравнение (1.16)). Предположим, что под влиянием крупномасштабного возмущения направление градиента давления отклонилось от первоначально меридионального и масса движущегося воздуха сместилась на более высокую широту. Сила Кориолиса / = 2cosincp на новой широте больше, поэтому после прекращения

влияния возмущения воздух начнет поворачивать обратно в направлении исходной широты. Вернувшись к ней, он по инерции пройдет дальше и сместится на более низкую широту, где вновь окажется в неустойчивом состоянии, так как там сила Кориолиса меньше силы градиента давления. Воздух вновь повернет к исходной широте. Движение приобретет волновой характер.

Решение уравнений гидродинамики для волн получается в случае линеаризации уравнений движения, когда волны рассматриваются как малые возмущения основного потока. Линеаризованное уравнение решается на так называемой (3-плоскости, поскольку для расчета параметра Кориолиса используется разложение в ряд Тейлора / = /о + Ру. Тогда фазовая скорость плоского распространения волны вдоль широты (У) в геострофическом зональном потоке, имеющем скорость ug, равна

где к и / — зональное и меридиональное волновые числа,

0 2cocos

(df п _

р =-= — — параметр Россби (см. параграф 1.4). При

г dy)y=Y

этом скорость основного потока (которая может быть функцией координат, но от времени считается не зависящей) становится, наряду с параметром Россби, параметром, определяющим свойства волн.

Выражение (6.10) отражает доплеровский эффект — фазовая скорость волн зависит от скорости движения среды, в которой волны распространяются. Фазовая скорость очень длинных волн может быть отрицательной, т.е. они перемещаются на запад, а короткие волны — на восток.

Особенность волн Россби, существенная для режима средней атмосферы, состоит в том, что они способны распространяться не только по горизонтали, но при определенных условиях подниматься из тропосферы в стратосферу. Можно показать (критерий Чарни — Дрезина), что такой процесс возможен только в том случае, если 0 g-cx< мкрит

или, в случае стационарных волн (с = 0), 0g< икрт. Это означает, что вертикальное распространение волн Россби возможно, только если скорость основного потока западная и не превышает некоторое

критическое значение, мкрит = p[*2+/2 + (/02/JV2)(l/4//2)]" , где

Н — высота слоя, в котором происходит распространение волны.

Из выражения для мкрит видно, что с ростом волнового числа быстро уменьшается диапазон зональной скорости ветра, при которой возможно вертикальное распространение волн Россби. Видно также, что помимо длины волны, мкрит зависит от устойчивости атмосферы и различно на разных широтах. При типичных условиях средних широт для стационарных волн Россби с волновым числом к = 1 г/крит ~ 50—70 м/с, для к = 2 мкрит ~ 30 м/с, для волн синоптического масштаба с длиной волны порядка 2000 км мкрит «1 м/с. Из этого следует, что легче всего по вертикали будут распространяться длинные волны с малым волновым числом. Чем короче волна, тем менее вероятно ее вертикальное распространение.

Наблюдения подтверждают, что обычно вертикально распространяются волны с волновыми числами 1—3. Поскольку наиболее эффективно это происходит при интенсификации западного переноса, то чаще всего распространение волн Россби в стратосферу происходит зимой (см. рис. 6.15). Кроме того, в средних широтах зимой особенно велико различие температуры океана и суши вдоль широты, что также способствует возникновению волн Россби.

Распространяясь вверх, волны Россби постепенно смещаются в направлении экватора. На высоте, где скорость зонального потока достигает критического значения, определяемого критерием Чарни — Дрезина, происходит обрушение волны, сопровождаемое замедлением зонального потока, перемешиванием воздуха и выравниванием его свойств на этой высоте. Поэтому на картах зона обрушения бывает хорошо видна по малоградиентным полям метеовеличин (температуры, скорости ветра, концентрации озона и др.), ограниченным узкими полосами больших градиентов потенциальной завихренности. Такой эффект часто отмечается с обращенной к экватору стороны струйного течения полярной ночи, или с обращенной к полюсу стороны субтропического струйного течения. Действительно, большая скорость струйных течений превосходит мкрит, а сами течения являются своеобразным барьером для распространения волн Россби.

Взаимодействие волн Россби с зональным потоком оказывает существенное влияние на долгоживущие аномалии зональной циркуляции в стратосфере и связанные с ними аномалии других показателей. Один из примеров такого влияния связан с внезапными стратосферными потеплениями.

Внезапные стратосферные потепления (ВСП) чаще всего наблюдаются зимой в высоких и средних широтах северного полушария (исключение — один случай в южном полушарии в 2002 г.) и проявляются в резком и быстром росте температуры, иногда на 50—70°С за 1 нед. При этом меняется знак меридионального градиента температуры, зимний полярный циклон может разделиться на несколько вихрей или сместиться на юг и в стратосфере сформируется антициклон. Все это приводит к тому, что зональный поток существенно замедляется или полностью меняется с западного на восточный. ВСП возникают в верхней стратосфере и затем распространяются на нижнюю стратосферу. Возвращение к нормальному зимнему режиму протекает медленнее, чем развитие потепления.

Считается, что формирование ВСП обусловлено динамическим взаимодействием стратосферы и тропосферы, которое прослеживается до высоты порядка 30—45 км. Т. Мацумо предположил, что возникновение ВСП может быть обусловлено взаимодействием планетарных волн (зональные волновые числа к = 1, 2) со средним потоком. Механизм Мацумо был дополнен анализом синоптических данных, что позволило определить фазы развития ВСП. В начальной фазе, предшествующей ВСП, в тропосфере устанавливается блокирующий циркуляционный процесс, который приводит к формированию меридионального переноса воздушных масс, и, как следствие, увеличению амплитуды планетарной волны, которая распространяется в стратосферу, приводя в зоне разрушения волны к замедлению зонального переноса или даже смене его на восточный. После этого проникновение планетарных волн в стратосферу прекращается, в стратосфере формируется антициклональный вихрь с нисходящими движениями в центре, которые вызывают адиабатический нагрев и представляют непосредственную причину стратосферного потепления. Через несколько дней после начала ВСП в тропосфере усиливается антициклогенез, что указывает на наличие динамической связи между стратосферной и тропосферной циркуляцией в этот период.

Гравитационные волны (ГВ) имеют иной механизм образования, чем волны Россби. ГВ возникают в атмосфере под воздействием сил плавучести при устойчивой стратификации, когда под воздействием какого-либо фактора воздушный поток вынужденно смещается по вертикали. Если помимо эффекта плавучести на гравитационные волны влияет сила Кориолиса, то их называют внутренними гравитационными волнами. Этот эффект значим, когда длина волны по горизонтали 300 км и более. Источником ГВ могут стать орографические препятствия, термические неоднородности, грозы, атмосферные фронты, струйные течения или конвекция.

В случае если стратификация атмосферы неустойчива, ГВ не распространяются. Под воздействием ГВ частица воздуха испытывает колебания, опускаясь и поднимаясь, и при этом ее температура меняется по адиабатическому закону. Если при подъеме в верхней точке колебания она оказывается холоднее окружающего воздуха, то двинется обратно вниз. Если окружающий воздух стратифицирован неустойчиво, то поднявшаяся частица окажется теплее него и будет продолжать подниматься. Гравитационное колебание затухает.

Вертикальное распространение ГВ и взаимодействие их с зональным потоком влияет на циркуляцию средней атмосферы, в том числе способствует сначала увеличению скорости ветра в средней атмосфере, а затем ее уменьшению с высотой в верхней мезосфере (см. рис. 6.12), а также тому, что температура мезосферы зимой выше, чем летом. Рассмотрим, как это происходит.

Будем считать, что распространение гравитационной волны вверх происходит без затухания. В этом случае плотность волновой энергии Е сохраняется постоянной:

где АХ — колебательная скорость волнового движения (в случае ГВ — в направлении перпендикулярном распространению волны), А — его амплитуда, X — частота. Плотность воздуха с высотой убывает, поэтому для сохранения энергии согласно (6.11) должна возрастать амплитуда волны и, следовательно, ее колебательная скорость. С высотой скорость волнового движения и его амплитуда достигают критического значения, и волна обрушивается, передавая импульс воздушному потоку.

Гравитационные волны могут тормозить или ускорять основной поток. Такое явление называют гравитационно-волновым сопротивлением. В отличие от волн Россби, где условие обрушения волны определяется критерием Чарни — Дрезина, обрушение ГВ происходит, когда фазовая скорость волны достигает значения зональной скорости основного потока. Высота, на которой происходит обрушение волн, называется критической и зависит от вертикального волнового числа распространяющейся волны и от направления фонового потока. Чем больше волновое число, тем раньше происходит обрушение волны. Если волна направлена навстречу фоновому потоку, то за счет эффекта Доплера по мере распространения волны вверх волновое число растет. Обрушение таких гравитационных волн происходит на высоте 20—30 км. При этом импульс, передаваемый при обрушении «встречной» волны, ускоряет фоновый поток. Если волна распространяется в том же направлении, что и основной поток, то благодаря эффекту Доплера ее вертикальное волновое число будет уменьшаться, и она будет проникать до средней и верхней мезосферы (70—90 км). Обрушение «попутной» волны будет тормозить основной поток. Таким образом, под влиянием обрушения «встречных» гравитационных волн в стратосфере с высотой сначала происходит увеличение скорости ветра (см. рис. 6.12), а в верхней мезосфере обрушение «попутных» Г В тормозит основной поток.

Известно, что если на поток, находящийся в геострофическом равновесии, начинает действовать сила, замедляющая его (в данном случае гравитацонно-волновое сопротивление), то поток отклоняется от геострофического в сторону низкого давления. Поэтому, как следует из рис. 6.11, 6.12 и видно на рис. 6.13, в мезосфере общий меридиональный поток будет направлен от летнего полушария, где давление высокое, к зимнему. Тогда для соблюдения условий неразрывности в высоких широтах летнего полушария воздух должен подниматься (при этом подъем сопровождается адиабатическим снижением температуры), в зимнем — опускаться, а температура — адиабатически понижаться. Поэтому в мезосфере в полярных широтах зимнего полушария поднимающийся воздух нагревается, оказываясь теплее, чем в летнем. Температура мезосферы в полярных районах летом снижается настолько, что возможно образование серебристых облаков.

Наличие волн в мезосфере впервые было определено по колебаниям интенсивности свечения неба. Лидарные наблюдения показали, что благодаря волновым движениям в мезосфере формируются слои с вертикальными градиентами температуры, близкими к адиабатическим, и даже с сильными инверсиями. Эти волны могут оказывать влияние на фотохимические процессы мезосферы и нижней термосферы. Кроме того, фотохимические процессы могут усиливать или ослаблять амплитуду ГВ и даже способствовать их разрушению в районе мезопаузы.

Помимо планетарных волн Россби и гравитационных волн на состояние средней атмосферы оказывают влияние и другие типы волн, способные распространяться по вертикали. Так, в тропиках существуют так называемые «захваченные» волны. К ним относятся экваториальные волны Кельвина и Россби-гравитационные волны. Они возникают за счет смены знака параметра Кориолиса на экваторе и перемещаются в зональном направлении. Их амплитуда максимальна вблизи экватора и быстро убывает с удалением от него. Экваториальные волны Кельвина распространяются на восток с фазовой скоростью около 30 м/с, вертикальная длина волны составляет около 10 км, типичные волновые числа — 1—3. Смешанные Россби- гравитационные волны движутся на запад, имеют вертикальную длину волны 6—8 км и волновые числа 4—5 вдоль широты. Оба типа волн переносят энергию и импульс до высот 30—40 км. Волны Кельвина разрушаются в зоне стратосферного западного переноса, усиливая его. Россби-гравитационные волны, напротив, обрушиваются в зоне восточного потока в стратосфере, также способствую его усилению.

Согласно теории Холтона (J. Holton) и Линдзена (R. Lindzen), именно благодаря взаимодействию среднего потока с волнами Кельвина и смешанными Россби-гравитационными волнами в районе экватора в стратосфере существует такое явление, как квазидвух- летняя цикличность (КДЦ). Наблюдения показывают, что в экваториальной зоне годовой цикл перекрывается изменчивостью с периодом около 24—33 мес. Особенно заметно это проявляется в зо- нально-осредненном поле ветра. Примерно каждые два года происходит смена западных средних зональных ветров на восточные и обратно в зоне между примерно 12° с.ш. и ю.ш. Смена направления ветра вначале проявляется в средней стратосфере и далее распространяется вниз со скоростью около 1 км в месяц (рис. 6.16). Это колебание имеет почти постоянную амплитуду (15 м/с для западной компоненты ветра и 30 м/с для восточной) между уровнями 35 и 22 км, но быстро затухает между уровнем 22 км и тропопаузой.

Несмотря на то, что КДЦ проявляется в первую очередь в тропиках, исследования показывают связь КДЦ с некоторыми процессами во внетропической зоне, например, с внезапными стратосферными потеплениями, — при восточной фазе КДЦ вероятность внезапных стратосферных потеплений увеличивается.

Наряду с перечисленными типами волн в средней атмосфере существуют волны приливные. Это так называемые солнечные (суточные и полусуточные) и лунные (полусуточные) приливы. Приливы в атмосфере наряду с другими волнами вносят вклад в формирование возмущений в полях метеорологических показателей.

Присутствие приливных волн было обнаружено по наблюдениям за приземным атмосферным давлением в тропиках, показавшим небольшие (около 0,1 гПа), но регулярные суточные и внутрисуточные изменения. В средних широтах выявить такие приливы сложно, поскольку за счет циклонической деятельности велика изменчивость атмосферного давления. Позднее благодаря спутниковым и аэрологическим наблюдениям, дистанционному зондированию атмосферы, приливные циклы были обнаружены во всей толще атмосферы не только для давления, но и для других метеорологических показателей, в том числе температуры, скорости ветра.

Высотно-временная диаграмма скорости зональной компоненты ветра (м/с)

Рис. 6.16. Высотно-временная диаграмма скорости зональной компоненты ветра (м/с)

с выраженным проявлением КДЦ

Солнечные (термические) приливы регулируются циклическим поглощением солнечной радиации озоном в средней атмосфере и выделением (поглощением) тепла при фазовых переходах водяного пара в тропосфере. Существует два типа солнечных приливов: мигрирующие и немигрирующие. Фазовая скорость мигрирующих приливов направлена на запад и совпадает со скоростью движения Солнца. Основными мигрирующими приливами являются суточный (период Т= 24 ч и зональное волновое число к = 1) и полусуточный (Т= 12 ч и & = 2). Немигрирующие приливы имеют фазовую скорость, отличную от скорости движения Солнца, и могут распространяться на запад, восток или оставаться стоячими. Наибольшие амплитуды имеют немигрирующие составляющие атмосферных суточных колебаний с зональными волновыми числами к = 0,2 и полусуточные компоненты с к = 1,3. Источниками немигрирующих приливов являются долготные неоднородности нагрева, обусловленные распределением поглощающих газов (паров воды в тропосфере и озона в стратосфере), а также взаимодействие мигрирующих приливов со стационарными планетарными волнами. В случае совпадения периода приливных колебаний и свободных собственных колебаний атмосферы может возникнуть резонанс, увеличивающий приливное влияние в десятки и более раз — до 2 гПа на экваторе и 0,7 гПа в средних широтах.

Лунные полусуточные приливы связаны с гравитационным воздействием Луны. Они дают амплитуды давления, в среднем равные 0,08 гПа в тропиках и 0,03 гПа в средних широтах.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>