Учебник по тропической метеорологии Г. Г. Тараканов

бережье Африки, примыкающее к Гвинейскому заливу, а севернее преобладают северо-восточные ветры (рис. 2.8).

В северном полушарии направление пассатов востоко-северо- восточное, а в южном востоко-юго-восточное. Зимой пассаты имеют более значительную меридиональную составляющую по сравнению с летом. Так, в январе среднее направление пассатов северного полушария около 50°, а в июле — около 70°. Направление пассатов южного полушария в июле (зимой) около 130°, а в январе (летом) 110°.

Р и с . 2.8. Л и н и и т о к а на у р о в н е м о р я (восточное п о л у ш а р и е ) з а июль (а) и я н в а р ь (б) .

На географическом экваторе в январе преобладают северо-

В январе максимальная скорость ветра наблюдается на широте около 10° в северном полушарии и второй максимум — н а широте около 20° в южном полушарии. В это время прослеживаются три максимума: на 30° с. ш., на 5 и 35° ю. ш. В июле главный максимум скорости ветра располагается примерно на

otcf

• -Еще.в .1945 г. Флетчер обратил внимание на сравнительно частое появление западных ветров в экваториальной зоне, кото-

в свете рассмотренного распределения ветра и давления представляется некоторой аномалией. Первоначально западные ветры в экваториальной зоне считали случайным явлением или даже связывали с ошибочными измерениями. По мере накопления данных измерений стало ясно, что зона западных ветров объективная реальность.

ЭЗЗВ в восточном полушарии в течение года мигрирует вдоль экватора. Ее обнаруживают в Африке и Индийском океане, в Индонезии и Северной Австралии. Иногда она распространяется и на западную часть Тихого океана. В западном полушарии ЭЗЗВ выражена слабее. Судя по картам, составленным Флоцом, можно предполагать, что западные ветры могут наблю-

ваториальной полосе восточного полушария западные ветры характерны для всего года. Средняя ширина ЭЗЗВ в нижней тропосфере около 6°, на побережье Гвинейского залива, в западной

Непрерывная полоса западных ветров прослеживается только на средних многолетних климатических картах. Ежедневные наблюдения указывают на большую изменчивость ветра в этой полосе. На ежедневных картах погоды экваториальные западные ветры можно наблюдать только на отдельных участках.

2.4. СВЯЗЬ ПОЛЕЙ ВЕТРА И ДАВЛЕНИЯ

Поскольку параметр Кориолиса в тропиках очень мал, а на экваторе равен нулю, то геостофические соотношения в тропической зоне плохо выполняются. Нарушение геострофических соотношений представляет наиболее серьезную проблему для

.анализа метеорологических полей и прогноза погоды в тропиках. Многие эмпирические связи и модели, успешно применяемые

vм/с

Рис. 2.11. Среднее распределение

становится просто невозможной . В какой - то части тропической

На рис. 2.11 представлено среднее распределение по широтам скоростей геострофического и действительного ветров на верхней границе слоя трения. Севернее 20° с. ш. отклонения геострофического ветра от действительного незначительны, но они быстро увеличиваются по направлению к экватору. На широте 10° средняя разность между наблюдаемым и геострофическим ветром достигает 9 м/с, т. е. ошибка превышает значение скорости ветра. Действительный ветер везде оказывается слабее

и результирующего ветра в восточной части приэкваториальной

ного ветра все больше и больше отклоняются от геострофического. Обращает на себя внимание то, что направление действительного ветра весьма близко к направлению силы барического градиента, а в отдельных случаях имеет место полное совпадение (4,5° с. ш.). В июле—августе ось экваториальной ложбины поднимается далеко к северу. На рисунке хорошо прослеживается зона конвергенции, связанная с ложбиной. Эта

В ряде случаев лучшие результаты дает вычисление циклострофического ветра. В сравнительно малых по размерам циклонах (в тропической зоне размеры циклонов в среднем ь еньше, чем в умеренной) центробежные силы уравновешивают силу барического градиента. Цикдострофйческий ветер применительно к тропическим циклонШ~является:4гаШюго лучшим при-

по геострофическим Соотношениям получаются скорости 200—

250 м/с, а при расчете по циклострофическим — 70—75 м/с.

Циклострофический баланс может существовать только при циклонической кривизне воздушного потока, так как в случае антициклонической кривизны центробежная сила и градиент давления действуют в одном направлении. Это, в частности, привело к гипотезе о невозможности существования антициклонов в экваториальной зоне. Однако наблюдения не подтвердили этой гипотезы.

В тропиках на верхней границе слоя трения воздушный поток направлен так, что пересекает изобары. Более того, даже выше этого уровня ветер направлен под углом к изобарам (изогипсам). На этом основании делались предположения о том, что малые градиенты давления (геопотенциала), обычно наблюдаемые в тропиках, уравновешиваются силой турбулентного тре-

по данным измерений в ТРОПЭКС-72 и ТРОПЭКС-74, показали, что такие предположения не имеют достаточных оснований. Значение силы трения оказалось меньше значения градиента геопотёнциала (примерно на два порядка),.

На основании приведенных рассуждений можно предположить, что расчет ветра по нолю давления в тропиках вообще невозможен. Вместе с тем потребность "в решении таких задач существует, так же как существует потребность в решении обратных задач, т. е. в расчете градиентов геопотенциала по данным о ветре. Последнее особенно важно в задачах численного прогноза. Попытки связать поля ветра и давления делались и продолжают делаться. Ниже мы рассмотрим несколько вариантов возможного подхода к решению этой задачи.

Еще в 1951 г. Граймс предложил записать уравнения горизонтального движения в следующей форме:

а вместо обычного давления входит.динамическое. Эти соотношения отражают взаимосвязь ...поля давления и ветра в наиболее общей форме. Вероятно, они должны описывать установившееся движение даже там, где кориолисов параметр становится очень маленьким и отклоняющая сила вращения Земли не может сбалансировать градиент давления. Учет относительного вихря делает такую балансировку возможной. Тогда движение происходит по тем же законам, что и в случае геострофйческого ветра умеренных широт. Однако абсолютный вихрь нельзя рассматривать как постоянную величину. В высоких широтах северного полушария он положителен, в высоких широтах области южного полушария отрицателен. Следовательно, где-то в экваториальнойобласти должна существовать граница (или узкая переходная зона) между положителньыми и отрицательными значениями абсолютного вихря).

В рассматриваемом случае Q.,-^-0, и, следовательно, в узкой переходной зоне формулы (2.4.2) имеют тот же недостаток, что и обычные геострофические соотношения. Изолиния Qrt —0 полу-

otcf

Следовательно, скорость ветра определяется не только локальным градиентом геопотенциала, но и инерционными свойствами потока. Расчет скорости ветра по формулам (2.4.4) затруднен, так как искомый параметр (скорость ветра) входит также и в правую часть уравнений.

Уравнениями (2.4.3) можно воспользоваться для расчета градиента геопотенциала по данным о ветре. Эта операция для тропиков и особенно для экваториальной области не лишена

ибо точность определения геопотенциала сравнима со значениями градиентов геопотенциала.

Если есть сведения о поле ветра, то значения составляющих градиента геопотенциала определяются по следующим соотно-

Для целей объективного анализа, численного прогноза' погоды и моделирования атмосферных процессов требуется про-

Майера, Нитта и Ховермейла. Метод, получивший название динамического согласования, осуществляется путем многократного численного интегрирования полных уравнений попеременно на один шаг вперед, а затем назад с помощью схем, обеспечивающих селективное подавление мелкомасштабных возмущений. В качестве такой схемы численного интегрирования по времени широко применяется, например, схема Эйлера с пересчетом.

Суть динамического согласования можно кратко пояснить следующим образом. При интегрировании уравнений прогностической модели на шагах вперед происходит модификация и взаимное приспособление полей. В процессе приспособления возникают гравитационные волны, которые схемой численного интегрирования по времени селективно подавляются. На шагах назад осуществляется возврат к исходному моменту времени. При этом крупномасштабные черты полей практически остаются такими же, какими они были в исходный момент времени, а мелкомасштабные возмущения оказываются в значительной степени отфильтрованными.

Многократное повторение процедуры попеременного интегрирования уравнений по схеме «прогноз вперед—назад», которую называют псевдопрогнозом, приводит к определенному равнове-

otcf

сию полей. Эти поля принимаются в качестве согласованных. Таким образом, динамическое согласование достигается с помощью итерационных процедур, признаком сходимости которых является наступление равновесия для согласуемых полей.

Динамическое согласование представляет по существу один из вариантов решения задачи о взаимном приспособлении полей, которая ранее обстоятельно исследовалась в работах Кибеля и Обухова.

Итерационные процедуры могут быть построены так, что в процессе псевдопрогноза меняются все согласуемые поля, т. е. происходит взаимное приспособление полей. Такое согласование называется свободным. Наряду со свободным согласованием псевдопрогноз может осуществляться так, что одно из по-

неизменным и тем самым моделируется приспособление поля ветра к полю давления. В таком варианте динамическое согласование может использоваться для расчетов поля ветра по полю давления (геопотенциала) в экваториальной зоне.

Рассмотрим задачу динамического согласования применительно к баротропной и бароклинным моделям по полным уравнениям.

Для согласования в рамках баротропной модели восполь-

где Ф—геопотенциал, остальные обозначения общепринятые. Согласование с помощью бароклинной модели рассмотрим на основе квазистатической системы полных уравнений в системе координат X, Y, без учета трения и неадиабатических

эффектов:

otcf