Колебания продолжительности дня - Day length fluctuations

Для связанных долгосрочных вариаций см. ΔT (хронометраж). О регулярных изменениях продолжительности солнечных суток в течение года из-за наклона эклиптики и эксцентриситета орбиты Земли вокруг Солнца см. Уравнение времени.

В продолжительность дня, который увеличился за долгое время История Земли из-за приливные эффекты, также подвержен колебаниям на более коротком временном интервале. Точные измерения времени атомные часы и спутник лазерная дальность показали, что продолжительность дня (LOD) подвержена ряду различных изменений. Эти тонкие вариации имеют периоды от нескольких недель до нескольких лет. Их связывают с взаимодействием динамических атмосфера и сама Земля. В Международная служба вращения Земли и систем отсчета следит за изменениями.

Вступление

При отсутствии внешних крутящих моментов общая угловой момент Земли в целом система должна быть постоянной. Внутренние моменты возникают из-за относительных движений и перераспределения массы ядра Земли, мантии, коры, океанов, атмосферы и криосфера. Чтобы сохранить общую угловой момент константа, изменение углового момента в одной области обязательно должно уравновешиваться изменениями углового момента в других областях.

Движения земной коры (например, Континентальный дрифт ) или таяние полярной шапки - медленные вековые события. Характерное время связи между ядром и мантией оценивается примерно в десять лет, а так называемые «декадные флуктуации» Вращение Земли Считается, что эта скорость возникает в результате колебаний в ядре, передаваемых мантии.[1] Продолжительность дня (LOD) значительно варьируется даже для временных шкал от нескольких лет до недель (рисунок), а наблюдаемые колебания LOD - после устранения влияния внешних крутящих моментов - являются прямым следствием действия внутренних крутящих моментов. . Эти краткосрочные колебания, скорее всего, вызваны взаимодействием твердой Земли с атмосферой.

Наблюдения

Отклонение продолжительности светового дня от дня на основе СИ

Любое изменение осевой составляющей атмосферного угловой момент (AAM) должно сопровождаться соответствующим изменением момента импульса земной коры и мантии (в силу закона сохранения момента импульса). Поскольку момент инерции системы мантия-кора лишь незначительно зависит от нагрузки атмосферным давлением, для этого в основном требуется изменение угловая скорость твердой Земли; т.е., изменение LOD. В настоящее время LOD можно измерить с высокой точностью за время интегрирования всего в несколько часов.[2] и модели общей циркуляции атмосферы позволяют с высокой точностью определять изменения ААМ в модели.[3] Сравнение AAM и LOD показывает, что они сильно коррелированы. В частности, признается годовой период LOD с амплитудой 0,34 миллисекунды с максимумом 3 февраля и полугодовой период с амплитудой 0,29 миллисекунды с максимумом 8 мая.[4] а также 10-дневные колебания порядка 0,1 миллисекунды. Межсезонные колебания, отражающие Эль-Ниньо также наблюдались события и квазидвухлетние колебания.[5] В настоящее время существует общее согласие с тем, что большинство изменений LOD на временных масштабах от недель до нескольких лет вызвано изменениями в AAM.[6]

Обмен угловым моментом

Одним из средств обмена угловым моментом между атмосферой и негазообразными частями Земли является испарение и осадки. Огромные количества воды постоянно текут между океанами и атмосферой. По мере увеличения массы воды (пара) ее вращение должно замедляться из-за сохранения углового момента. Точно так же, когда он падает в виде дождя, скорость его вращения увеличивается, чтобы сохранить угловой момент. Любой чистый глобальный перенос водной массы из океанов в атмосферу или наоборот подразумевает изменение скорости вращения твердой / жидкой Земли, что будет отражено в LOD.[нужна цитата ]

Данные наблюдений показывают, что нет значительной временной задержки между изменением AAM и соответствующим ему изменением LOD в течение периодов, превышающих примерно 10 дней. Это подразумевает сильную связь между атмосферой и твердой Землей из-за поверхности трение с постоянной времени около 7 дней, время замедления Слой Экмана. Это время замедления является характерным временем для передачи осевого углового момента атмосферы к поверхности Земли и наоборот.

Зональная составляющая ветра на земле, которая наиболее эффективна для передачи осевого углового момента между Землей и атмосферой, является составляющей, описывающей жесткое вращение атмосферы.[7] Зональный ветер этой компоненты имеет амплитуду ты на экваторе относительно земли, где ты > 0 указывает на суперротацию и ты <0 указывает на ретроградное вращение относительно твердой Земли. Все другие параметры ветра просто перераспределяют AAM с широтой, эффект, который нивелируется при усреднении по земному шару.

Поверхностное трение позволяет атмосфере «улавливать» угловой момент от Земли в случае ретроградного вращения или передавать его на Землю в случае суперротация. При усреднении по более длительным временным шкалам обмен AAM с твердой Землей не происходит. Земля и атмосфера не связаны. Это означает, что зональная составляющая ветра на уровне земли, отвечающая за жесткое вращение, в среднем должна быть равна нулю. Действительно, наблюдаемая меридиональная структура среднего климатического зонального ветра на земле показывает западные ветры (с запада) в средних широтах за пределами примерно ± 30 °.о широта и восточные ветры (с востока) в низких широтах - пассаты - а также около полюсов (преобладающие ветры ).[8]Атмосфера получает угловой момент от Земли на низких и высоких широтах и ​​передает такое же количество на Землю на средних широтах.

Любое кратковременное колебание жестко вращающейся зональной компоненты ветра сопровождается соответствующим изменением LOD. Чтобы оценить порядок величины этого эффекта, можно считать, что вся атмосфера жестко вращается со скоростью ты (в м / с) без поверхностного трения. Тогда это значение связано с соответствующим изменением продолжительности дня. Δτ (в миллисекундах) как[нужна цитата ]

Годовая составляющая изменения продолжительности светового дня Δτ ≈ 0.34 мс тогда соответствует суперротации ты ≈ 0.9 м / с, а полугодовая составляющая Δτ ≈ 0.29 мс до ты ≈ 0.8 РС.

Рекомендации

  1. ^ Хиде, Р. (1989). «Колебания вращения Земли и топография границы раздела ядро ​​– мантия». Философские труды Королевского общества A: математические, физические и инженерные науки. 328 (1599): 351–363. Bibcode:1989RSPTA.328..351H. Дои:10.1098 / рста.1989.0040.
  2. ^ Робертсон, Дуглас (1991). «Геофизические приложения интерферометрии со сверхдлинной базой». Обзоры современной физики. 63 (4): 899–918. Bibcode:1991РвМП ... 63..899Р. Дои:10.1103 / RevModPhys.63.899.
  3. ^ Юбэнкс, Т. М .; Степь, Дж. А .; Дики, Дж. О .; Каллахан, П. С. (1985). "Спектральный анализ бюджета углового момента Земли". Журнал геофизических исследований. 90 (B7): 5385. Bibcode:1985JGR .... 90.5385E. Дои:10.1029 / JB090iB07p05385.
  4. ^ Розен, Ричард Д. (1993). «Осевой баланс импульса Земли и ее жидкой оболочки». Исследования по геофизике. 14 (1): 1–29. Bibcode:1993SGeo ... 14 .... 1R. Дои:10.1007 / BF01044076.
  5. ^ Carter, W.E .; Робинсон Д.С. (1986). «Изучение Земли с помощью интерферометрии со сверхдлинной базой». Scientific American. 255 (5): 46–54. Bibcode:1986SciAm.255e..46C. Дои:10.1038 / scientificamerican1186-46.
  6. ^ Hide, R .; Дики, Дж. О. (1991). «Переменное вращение Земли». Наука. 253 (5020): 629–637. Bibcode:1991Sci ... 253..629H. Дои:10.1126 / science.253.5020.629. PMID  17772366.
  7. ^ Волланд, Х. (1996). «Атмосфера и вращение Земли». Исследования по геофизике. 17 (1): 101–144. Bibcode:1996SGeo ... 17..101V. Дои:10.1007 / BF01904476.
  8. ^ Мургатройд Р.Дж. Структура и динамика стратосферы // Коби Г.А. (ред): Глобальная циркуляция атмосферы, Рой. Встретились. Soc., Лондон, стр. 159, 1969 г.

Смотрите также

дальнейшее чтение