Термальный ветер - Thermal wind

Реактивные потоки (показаны розовым цветом) - хорошо известные примеры термического ветра. Они возникают из-за горизонтальных температурных градиентов между теплыми тропики и холоднее полярные регионы.

В термический ветер это векторная разность между геострофический ветер на больших высотах минус, что на более низких высотах в атмосфере. Это гипотетическая вертикаль сдвиг ветра Это было бы, если бы ветры подчинялись геострофический баланс по горизонтали, а давление подчиняется гидростатический баланс по вертикали. Комбинация этих двух силовых балансов называется тепловой баланс ветра, термин, который можно обобщить и на более сложные горизонтальные баланс потока Такие как градиентный ветер баланс.

Поскольку геострофический ветер при данном уровне давления течет по геопотенциальная высота контуры на карте, а геопотенциал толщина слоя давления пропорционально виртуальная температура, следует, что тепловой ветер течет по толщине или температурным контурам. Например, тепловой ветер, связанный с градиентами температуры от полюса к экватору, является основным физическим объяснением струйный поток в верхней половине тропосфера, который представляет собой атмосферный слой, простирающийся от поверхности планеты до высот около 12-15 км.

Математически соотношение теплового ветра определяет вертикальную сдвиг ветра - изменение скорости или направления ветра с высотой. Сдвиг ветра в этом случае является функцией горизонтального градиента температуры, который представляет собой изменение температуры на некотором горизонтальном расстоянии. Также называемый бароклинный поток, тепловой ветер изменяется с высотой пропорционально горизонтальному градиенту температуры. Соотношение термического ветра получается из гидростатический баланс и геострофический баланс в присутствии температурный градиент вдоль поверхностей постоянного давления, или изобары.

Период, термин термический ветер часто считается неправильным, поскольку на самом деле он описывает изменение ветра с высотой, а не сам ветер. Однако можно рассматривать термический ветер как геострофический ветер который меняется с ростом, так что срок ветер кажется подходящим. В первые годы развития метеорологии, когда данных было мало, поле ветра можно было оценить, используя соотношение термического ветра и информацию о скорости и направлении приземного ветра, а также термодинамические зондирования на высоте.^[1] Таким образом, отношение термического ветра определяет сам ветер, а не только его сдвиг. Многие авторы сохраняют термический ветер прозвище, даже если оно описывает градиент ветра, иногда дает разъяснения по этому поводу.

Описание

Физическое объяснение

Термический ветер - это изменение амплитуды или знака геострофический ветер из-за горизонтального температурного градиента. В геострофический ветер это идеализированный ветер, который является результатом баланса сил по горизонтали. Когда вращение Земли играет доминирующую роль в гидродинамике, как в средних широтах, баланс между Сила Кориолиса и сила градиента давления развивается. Интуитивно понятно, что горизонтальная разница в давлении толкает воздух через эту разницу точно так же, как горизонтальная разница в высоте холма заставляет предметы скатываться вниз. Однако сила Кориолиса вмешивается и подталкивает воздух вправо (в северном полушарии). Это показано на панели (а) рисунка ниже. Баланс, который возникает между этими двумя силами, приводит к потоку, который параллелен горизонтальной разнице давления или градиенту давления.^[1] Кроме того, когда силы, действующие в вертикальном направлении, преобладают над вертикальными сила градиента давления и сила гравитации, гидростатический баланс происходит.

Геострофический ветер на разных изобарных уровнях в баротропной атмосфере (а) и в бароклинной атмосфере (б). Синяя часть поверхности обозначает холодную область, а оранжевая часть обозначает теплую область. Эта температурная структура ограничена поверхностью в (а), но распространяется на глубину жидкости в (б). Пунктирными линиями показаны изобарические поверхности, которые остаются с постоянным наклоном с увеличением высоты на (а) и с увеличением наклона с высотой на (b). Розовые стрелки показывают направление и амплитуду горизонтального ветра. Только в бароклинной атмосфере (б) они меняются с высотой. Такое изменение иллюстрирует тепловой ветер.

В баротропный В атмосфере, где плотность является функцией только давления, горизонтальный градиент давления будет вызывать геострофический ветер, постоянный с высотой. Однако, если вдоль изобар существует горизонтальный градиент температуры, изобары также будут изменяться в зависимости от температуры. В средних широтах часто существует положительная связь между давлением и температурой. Такое соединение вызывает увеличение наклона изобар с высотой, как показано на панели (b) рисунка слева. Поскольку изобары более крутые на больших высотах, связанная с ними сила градиента давления там сильнее. Однако сила Кориолиса такая же, поэтому результирующий геострофический ветер на больших высотах должен быть сильнее в направлении силы давления.^[2]

В бароклиника В атмосфере, где плотность является функцией как давления, так и температуры, могут существовать такие горизонтальные градиенты температуры. Разница в скорости горизонтального ветра с высотой, в результате чего возникает вертикальный сдвиг ветра, традиционно называемый термическим ветром.^[2]

Математический формализм

Геопотенциальная толщина атмосферного слоя, определяемая двумя разными давлениями, описывается уравнением гипсометрическое уравнение:

${ displaystyle Phi _ {1} - Phi _ {0} = R { overline {T}} ln left [{ frac {p_ {0}} {p_ {1}}} right] }$ ,

куда ${ Displaystyle , R ,}$ это конкретный газовая постоянная для воздуха, ${ displaystyle , Phi _ {n} ,}$ это геопотенциал на уровне давления ${ Displaystyle , п_ {п} ,}$ , и ${ displaystyle { overline {T}}}$ - средняя по вертикали температура слоя. Эта формула показывает, что толщина слоя пропорциональна температуре. При горизонтальном градиенте температуры толщина слоя будет наибольшей там, где температура наибольшая.

Различая геострофический ветер, ${ displaystyle mathbf {v} _ {g} = { frac {1} {f}} mathbf {k} times nabla _ {p} Phi}$ (куда ${ Displaystyle ; е ;}$ это Параметр Кориолиса, ${ displaystyle mathbf {k}}$ является вертикальным единичным вектором, а индекс «p» в операторе градиента обозначает градиент на поверхности с постоянным давлением) по отношению к давлению и интегрируется по уровню давления ${ Displaystyle , п_ {0} ,}$ к ${ displaystyle , p_ {1} ,}$ , получаем уравнение теплового ветра:

${ displaystyle mathbf {v} _ {T} = { frac {1} {f}} mathbf {k} times nabla _ {p} ( Phi _ {1} - Phi _ {0} )}$ .

Подставляя гипсометрическое уравнение, получаем форму, основанную на температуре,

${ displaystyle mathbf {v} _ {T} = { frac {R} {f}} ln left [{ frac {p_ {0}} {p_ {1}}} right] mathbf { k} times nabla _ {p} { overline {T}}}$ .

Обратите внимание, что тепловой ветер находится под прямым углом к горизонтальному градиенту температуры, против часовой стрелки в северном полушарии. В южном полушарии смена знака ${ Displaystyle ; е ;}$ меняет направление.

Примеры

Адвекционный поворот

На (а) происходит адвекция холода, поэтому термический ветер заставляет геострофический ветер вращаться против часовой стрелки (для северного полушария) с высотой. На (b) происходит теплая адвекция, поэтому геострофический ветер вращается с высотой по часовой стрелке.

Если составляющая геострофического ветра параллельна градиенту температуры, термический ветер заставит геострофический ветер вращаться с высотой. Если геострофический ветер дует с холодного воздуха на теплый (холодный адвекция ) геострофический ветер перевернется против часовой стрелки с высотой (для северного полушария), a явление известный как обратный ветер. В противном случае, если геострофический ветер дует с теплого воздуха на холодный (теплая адвекция), ветер изменится. по часовой стрелке с высотой, также известной как изменение направления ветра.

Обратный ветер и изменение направления позволяют оценить горизонтальный градиент температуры с данными из атмосферное зондирование.

Фронтогенез

Как и в случае с адвективным поворотом, при перекрестномизотермический составляющей геострофического ветра, происходит обострение градиента температуры. Тепловой ветер вызывает поле деформации и фронтогенез может возникнуть.

Струйный поток

При движении существует горизонтальный градиент температуры. север -юг вдоль меридиан потому что кривизна Земли позволяет больше солнечное отопление на экватор чем на полюсах. Это создает западный геострофическая ветровая картина формируется в средних широтах. Поскольку тепловой ветер вызывает усиление ветра скорость с высотой западный узор усиливается до тех пор, пока тропопауза, создавая сильное ветровое течение, известное как струйный поток. В Северный и Южное полушарие демонстрируют похожие модели струйного течения в средних широтах.

Самая сильная часть струйных течений должна находиться в непосредственной близости, где перепады температур самые большие. Из-за суши в северном полушарии наибольшие температурные контрасты наблюдаются на восточном побережье Северной Америки (граница между канадской холодной воздушной массой и Гольфстримом / более теплой Атлантикой) и Евразии (граница между северным зимним муссоном / сибирской холодной воздушной массой. и теплый Тихий океан). Поэтому самые сильные бореальные струйные течения зимой наблюдаются над восточным побережьем Северной Америки и Евразии. Поскольку более сильный вертикальный сдвиг способствует бароклинная нестабильность, наиболее быстрое развитие внетропические циклоны (так называемый бомбы ) также наблюдается у восточного побережья Северной Америки и Евразии.

Отсутствие суши в Южном полушарии приводит к более постоянной струе с долготой (т.е. более зонально-симметричной струе).

дальнейшее чтение

Холтон, Джеймс Р. (2004). Введение в динамическую метеорологию. Нью-Йорк: Academic Press. ISBN 0-12-354015-1.

Васкес, Тим (2002). Справочник по прогнозированию погоды. ISBN 0-9706840-2-9.

Валлис, Джеффри К. (2006). Динамика атмосферных и океанических флюидов. ISBN 0-521-84969-1.

Уоллес, Джон М .; Хоббс, Питер В. (2006). Атмосферная наука. ISBN 0-12-732951-X.

[:0-1] а ^б Кушман-Ройзен, Бенуа (1994). Введение в геофизическую гидродинамику. Prentice-Hall, Inc. ISBN 0-13-353301-8.

[:1-2] а ^б Холтон, Джеймс (2004). Введение в динамическую метеорологию. Эльзевир.

[1]

[2]