Глава VII. Оболочки Земли в движении

Атмосферная циркуляция

Выше было указано, что в низких широтах постоянно существует избыточный приток тепла, а в высоких - его дефицит. Благодаря этому земная поверхность, а от нее и воздух должны в тропических зонах беспрерывно нагреваться, а в полярных областях охлаждаться. Но этого в действительности нет. Следовательно, избыток тепла из тропиков отводится каким-то образом к полюсам. Читатель уже, конечно, догадался, что отвод тепла осуществляют движения воздушных масс. Некоторую роль в этом играют также и морские течения.

Можно ожидать, что процесс переноса тепла в атмосфере подобен конвективному переносу тепла в комнате от горячей печи к холодному окну. При нагревании воздух расширяется, делается более легким и поднимается вверх. При охлаждении, наоборот, он сжимается, становится тяжелее и опускается вниз. Тяжелый холодный воздух стремится растечься из полярных районов внизу по всей земной поверхности и вытеснить более легкий тропический воздух вверх. Итак, казалось бы, что в атмосфере должно иметься замкнутое движение - циркуляция - воздуха в плоскости меридиана. Теплый воздух в тропиках поднимается вверх и оттекает к полюсам, обогревая при этом полярные области. У полюсов воздух охлаждается, опускается вниз и течет у земной поверхности к экватору, где он смягчает тропическую жару. В тропиках пришедший воздух довольно быстро нагревается и его движения повторяются по замкнутому кругу снова и снова. Ясно, что при такой циркуляции атмосферное давление у земной поверхности должно быть наиболее высоким у полюсов и наиболее низким - у экватора. В верхних слоях атмосферы распределение давления должно быть прямо противоположным: повышенным у экватора и пониженным у полюсов. При движении от экватора к полюсу оно должно непрерывно расти в нижней тропосфере и падать в верхних слоях атмосферы.

Однако самые примитивные наблюдения показывают, что ничего подобного в атмосфере нет. Поля давления и ветра в атмосфере, особенно в ее нижних слоях, настолько сложны, что не поддаются никакому строгому описанию. Не менее сложным образом они меняются и от одного момента времени к другому. Движения воздуха в атмосфере носят очень нерегулярный хаотический характер. Почему же ожидаемая из физических соображений циркуляция атмосферы не соответствует действительной?

Были проделаны лабораторные опыты с моделями атмосферы. Скорость вращения и контраст температур между "экваторами" и "полюсами" этих моделей мог меняться по желанию экспериментатора. Оказалось, что описанная выше меридиональная циркуляция наблюдается лишь при отсутствии вращения или при небольшой угловой скорости. С увеличением скорости вращения меридиональная циркуляция нарушается. Сначала появляются устойчивые волновые движения. При дальнейшем увеличении угловой скорости волны начинают разрушаться, возникают вихри. Движения становятся очень нерегулярными и хаотичными. По характеру они вполне соответствуют беспорядочным движениям воздушных масс в реальной атмосфере. Итак, отсутствие в атмосфере упорядоченной меридиональной циркуляции между экватором и полюсами объясняется в первую очередь большой скоростью вращения Земли вокруг своей оси.

Вращение Земли очень усложняет не только атмосферную циркуляцию, но и вообще любые движения, происходящие на поверхности Земли и в ее оболочках. Когда мы говорим о движении тела, мы понимаем под этим его перемещение по отношению к другим телам, т. е. по отношению к системе отсчета. Систему отсчета можно выбирать произвольно. При этом одно и то же движение тела в разных системах отсчета может выглядеть по-разному. Например, пассажир, находящийся в вагоне движущегося поезда, покоится по отношению к системе отсчета, связанной с вагоном, но движется по отношению к системе отсчета, связанной с неподвижными предметами на земной поверхности. Если поезд движется прямолинейно и с постоянной скоростью, то законы Ньютона справедливы в обеих из этих систем отсчета. Если же поезд движется с ускорением, то законы Ньютона выполняются только в системе отсчета, связанной с неподвижными предметами. В системе отсчета, связанной с вагоном, для их выполнения к обычным силам необходимо прибавить еще силу инерции. Эта сила направлена навстречу тому ускорению, с которым движется вагон. Если вагон замедляется, то сила инерции "толкает" предмет вперед в направлении движения. При ускорении поезда сила инерции "толкает" предмет назад.

Естественно выбрать такую систему отсчета, в которой движение выглядит наиболее просто. Однако далеко не из всех систем отсчета можно вести наблюдения. Поэтому человек вынужден зачастую довольствоваться системами, в которых движение выглядит чрезвычайно сложно, но из которых удобно вести наблюдения за движением данного тела. Например, за всеми движениями в атмосфере, гидросфере и в недрах Земли мы наблюдаем практически только с земной поверхности. Поэтому в геофизике, метеорологии, океанологии и т. д. используется система отсчета, связанная с земной поверхностью. Но Земля не покоится. Она участвует в суточном и годовом движениях. Различные точки земной поверхности при этом движутся не с одинаковыми и не с постоянными скоростями. Поэтому в системе координат, связанной с земной поверхностью, любое движение выглядит довольно сложно. Законы Ньютона в этой системе координат выполняются лишь в том случае, если к обычным силам прибавить еще силы инерции - центробежную силу и силу Кориолиса. Последняя названа так в честь впервые указавшего на ее существование французского физика Кориолиса.

В уравнениях динамики атмосферы и океана, как правило, учитывается лишь наиболее важная горизонтальная составляющая К силы Кориолиса, возникающей из-за суточного вращения Земли:

где ρ - плотность воздуха, ω - угловая скорость вращения Земли, φ - широта, V - скорость движения тела. Она всегда действует под прямым углом к направлению движения вправо в северном полушарии и влево - в южном. Именно под действием горизонтальной составляющей силы Кориолиса в северном полушарии происходят такие процессы, как подмывание водой правых берегов рек; более быстрое изнашивание правого рельса на железных дорогах; деривация пуль и артснарядов; отклонения воздушных масс, движущихся с севера на запад, с запада - на юг, с юга - на восток и т. д. В случае рассмотренной выше меридиональной циркуляции действие силы Кориолиса приведет к тому, что в нижних слоях атмосферы, где холодный воздух течет от полюсов к экватору, должны дуть восточные ветры, в верхних слоях, где теплый воздух оттекает к полюсам,- западные ветры. Фактически же наблюдаемая циркуляция воздуха гораздо сложнее.

Чтобы разобраться в хаосе атмосферных движений, широко применяют метод осреднения наблюдаемых полей ветра, атмосферного давления, температуры и т. п. как по времени, так и по пространству. Эти поля меняются особенно сильно по меридиану и высоте. Поэтому осреднение по пространству часто сводят лишь к осреднению по долготе или рассматривают разрезы атмосферы по меридиану.

Рис. 50. Изменение среднего атмосферного давления с широтой на уровне моря

Оказывается, что даже осредненное по времени и долготе атмосферное давление меняется в направлении меридиана (рис. 50) сложнее, чем можно было предположить из рассмотрения термического режима атмосферы. На уровне моря при движении от полюсов к экватору оно не уменьшается постоянно, а лишь сначала очень слабо уменьшается, но, начиная с широты около 65°, быстро растет, достигает максимума в субтропиках на широте около 30° и далее падает, образуя вблизи экватора ложбину низкого давления. Таким образом, помимо повышенного давления у полюсов и пониженного давления около экватора, в реальной атмосфере имеются мощные субтропические максимумы около 30° и субполярные депрессии около 65° северной или южной широты. Лишь по мере подъема вверх изменение давления выравнивается. Субтропические зоны высокого давления смещаются к экватору, а субполярные депрессии - к полюсам. В верхней тропосфере давление уже непрерывно растет от экватора к полюсам. Летом этот рост значительно слабее, чем зимой.

Рис. 51. Зональная циркуляция нижних слоев атмосферы в январе (справа) и в июле (слева): Е - области восточных ветров; W - области западных ветров. Скорости ветра даны в м/сек

Распределение осредненного по долготе (зонального) ветра в нижнем 15-километровом слое атмосферы иллюстрирует рис. 51.

Видно, что в умеренных широтах у земной поверхности преобладают западные ветры, т. е. воздух переносится с запада на восток. При подъеме вверх зона западных ветров расширяется. Скорость ветра увеличивается, достигая максимума под тропопаузой. Наиболее сильные ветры отмечаются в области разрыва тропопаузы на широтах около 35° северной или южной широты. Скорость ветра здесь резко увеличивается. Она достигает в среднем 50 м/сек. Это так называемые субтропические струйные течения. Интересна история их открытия. Во время второй мировой войны американские летчики совершали боевые полеты с Гавайских островов на Японию. Иногда они попадали в затруднительное положение. Их бомбардировщики зависали, оставаясь неподвижными над районами вылета, в то время как приборы показывали скорость полета свыше 400 км/час. "Виновниками" были очень сильные встречные (западные) ветры струйных течений, о существовании которых до того времени не знали. Струйное течение мысленно можно представить в виде волнообразно изгибающейся вокруг полушария трубы, в которой заключены ветры с особо большими скоростями. В отдельных случаях в центре струи скорость ветра достигает 200 м/сек. При пересечении струи снизу вверх скорость ветра сначала быстро нарастает, а затем убывает. Толщина струи составляет несколько километров, а ширина - несколько сот километров.

В приэкваториальных областях у земной поверхности дуют относительно устойчивые северо-восточные (в северном полушарии) и юго-восточные (в южном полушарии) ветры. Они называются пассатами. Пассаты северного и южного полушарий разделены экваториальной зоной "затишья". В ней наблюдаются пониженное атмосферное давление и сходимость воздушных течений. Казалось бы, что в приэкваториальных областях наверху должна наблюдаться обратная картина. На высотах в северном полушарии там должны дуть юго-западные, а в южном полушарии - северо-западные ветры. Однако рис. 51 показывает, что в приэкваториальных областях на высоте, как и в нижних слоях, преобладают восточные ветры.

В полярных районах при тщательном осреднении у земной поверхности обнаруживаются слабые восточные ветры. Однако уже на небольших высотах они сменяются западными.

Описанная система зональных ветров и атмосферного давления тропосферы подвержена значительным вариациям во времени. Наиболее закономерными из них являются сезонные колебания. Системы зональных ветров тропосферы и экстремумов приземного атмосферного давления смещаются в течение года по меридиану вслед за Солнцем. Правда, амплитуда этих смещений составляет всего несколько градусов дуги меридиана, в то время как Солнце смещается от экватора в северное и южное полушария на 23,5°. Летом ветры и экстремумы атмосферного давления значительно ослабевают, а зимой - усиливаются.

Циркуляция в верхних слоях атмосферы изучена еще мало. Установлено, что в верхней стратосфере зимой дуют сильные западные ветры. Особенно сильны они в умеренных широтах на высоте стратопаузы (55 км). Их скорость здесь достигает в среднем 100 м/сек. Летом выше 15-20 км господствуют восточные ветры. Максимальная скорость их - около 70 м/сек - отмечается в субтропической стратопаузе. Над экватором в слое от 18 до 30 км прослеживается квазидвухлетняя цикличность в смене направления ветра. Один период (примерно 16 месяцев) здесь дуют восточные ветры, а другой (около 10 месяцев) - западные. Полный цикл может длиться от 20 до 30 месяцев, а в среднем около 26 месяцев. Поэтому квазидвухлетнюю цикличность называют еще и 26-месячной. Выше 35 км над экватором наблюдается полугодовая цикличность. В переходные сезоны (весна и осень) преобладают западные ветры, а зимой и летом - восточные. Какие же силы движут воздух?

Динамика атмосферных движений определяется тремя силами: силой градиента атмосферного давления, силой Кориолиса и силой трения.

Сила градиента давления возникает из-за различия давлений атмосферы в двух точках, находящихся в одной и той же горизонтальной плоскости. Под действием этой силы воздух стремится течь от более высокого давления к более низкому. После возникновения движения на воздух большое влияние оказывают силы Кориолиса и сила трения. Первая, как уже говорилось выше, отклоняет воздух вправо, а вторая тормозит его движение.

Сила трения возникает из-за того, что самый нижний слой воздушного потока как бы прилипает к земной поверхности. Скорость ветра у земной поверхности равна нулю. Но это еще не значит, что молекулы воздуха покоятся. Помимо поступательного движения молекулы воздуха совершают тепловое хаотическое движение. Попадая из области прилипания в более высокие движущиеся слои воздуха, они сталкиваются там с молекулами, имеющими поступательное движение, и тормозят их. В свою очередь молекулы из этого медленно движущегося слоя проникают в более высокий и более быстро движущийся слой и тормозят его. Так торможение распространяется на значительную толщину нижнего слоя атмосферы. Это торможение можно рассматривать как результат действия некоторой силы. Ее называют силой молекулярного трения. Когда были проведены измерения силы трения, то оказалось, что фактическая сила трения в атмосфере в сотни тысяч раз больше силы молекулярного трения. Сразу стало ясно, что главную роль в передаче торможения от подстилающей поверхности вверх играют не отдельные молекулы, а значительно большие по массе объемчики воздуха. Дело в том, что движения в атмосфере практически всегда турбулентны.

Под турбулентным движением понимают такое движение, при котором отдельные объемчики воздуха перемещаются по неправильным хаотическим траекториям с поперечными и даже обратными отклонениями от направления общего смещения. Из-за турбулентности ветер представляет собой быструю смену порывов и затиший. Скорость его изменяет свою величину и направление случайным образом.

Турбулентный характер атмосферных движений приводит к тому, что вместе с отдельными молекулами торможение распространяют и объемчики воздуха. Так как масса их гораздо больше массы отдельных молекул, то и сила турбулентного трения значительно превышает силу молекулярного трения.

Сила трения всегда направлена в сторону, противоположную направлению ветра. Она убывает при удалении от земной поверхности вверх. На высоте 1-2 км сила трения сходит на нет. Нижний 1-2-километровый слой атмосферы, в котором наряду с силами градиента давления и Кориолиса существенную роль играет сила турбулентного трения, называется планетарным пограничным слоем. В этом слое в случае установившегося движения сила градиента давления G уравновешивается суммой сил Кариолиса К и турбулентного трения R (рис. 52). Поскольку сила турбулентного трения уменьшается с высотой, то при подъеме вверх ветер усиливается и поворачивает вправо (в северном полушарии). Такая тенденция имеет место до верхней границы планетарного пограничного слоя, где сила трения становится равной нулю. Выше этой границы расположена свободная атмосфера, в которой сила градиента давления в случае установившегося прямолинейного движения уравновешивается силой Кориолиса G = К (рис. 53). Поскольку К = 2ρω sin φV, то легко определить скорость ветра

где ρ - плотность воздуха, ω - угловая скорость суточного вращения Земли, φ - широта. Эта скорость называется скоростью геострофического ветра. Она пропорциональна величине градиента давления и направлена вдоль линий равного давления - изобар. Скорость геострофического ветра примерно в два раза больше скорости ветра на высоте флюгера и отклоняется от него вправо в среднем на 25°.

Рис. 52. Схема сил, действующих на частичку воздуха в планетарном пограничном слое атмосферы: G - сила градиента давления; К - сила Кориолиса; R - сила турбулентного трения; V - скорость ветра

Рис. 53. Схема сил, действующих на частичку воздуха в свободной атмосфере

Понятие геострофического ветра широко используется в метеорологии. Благодаря ему по известному полю давления или движения легко получить поло движения или давления в атмосфере. Лишь в приэкваториальных районах, где К очень мало, понятие геострофического ветра теряет смысл. Там нет четко выраженной связи между распределением давления у Земли и ветром.

Поле атмосферного давления меняется в пространстве и во времени значительно более плавно, чем поле ветра. Поэтому в метеорологии, как правило, поле ветра вычисляют с помощью геострофического соотношения (29) по наблюденному полю давления.

Основная проблема, стоящая перед метеорологами, состоит в том, чтобы построить строгую теорию, которая позволяла бы вычислять поле давления или поле движения по известным величинам потока солнечной радиации, радиуса Земли, угловой скорости, ускорения силы тяжести, по физическим характеристикам подстилающей поверхности и другим, так называемым внешним, параметрам задачи. Эта проблема настолько сложна, что не решена сейчас и вряд ли ее удастся когда-либо решить до конца. Смысл возникающих при этом трудностей состоит в том, что в атмосфере одновременно протекает множество взаимосвязанных явлений, причем эти явления связаны не простой причинной зависимостью, а образуют бесчисленное количество цепочек обратной связи.

В качестве примера обратной связи рассмотрим зависимость процессов образования облачности и нагревания подстилающей поверхности. Казалось бы, что связь между этими процессами проста - с увеличением нагревания подстилающей поверхности усиливаются конвективные восходящие токи воздуха и как следствие образуется повышенное количество облаков. Но ведь с увеличением облачности уменьшается поток солнечной радиации. Подстилающая поверхность начинает охлаждаться, что должно в конечном итоге привести к размыванию облачности, и все повторится сначала.

Как уже отмечалось выше, мгновенная картина атмосферной циркуляции очень сложна. Движение воздуха в атмосфере складывается из наложенных друг на друга течений самых различных масштабов. Эти течения имеют в основном вихревой характер. Поперечные размеры встречающихся в атмосфере вихрей меняются от долей сантиметра до нескольких тысяч километров. Непосредственному наблюдению доступны лишь очень редко встречающиеся вихри, средних размеров - смерчи, пыльные вихри, вихри, связанные с грозами. Мелких и очень крупных вихрей, находясь на земной поверхности, мы не видим. Первые из них проявляются в порывистости ветра. Они рассматриваются как элементы турбулентности и описываются статистически. Крупные вихри определяют погоду Земли. Они хорошо видны на синоптических картах. Выделяют антициклоны, циклоны и тропические циклоны, или тайфуны. Каждый из них изучают индивидуально^*.

^* (В некоторых случаях крупные вихри рассматривают как элементы макротурбулентности и описывают статистически.)

Антициклоны - это области повышенного давления. Воздух в них циркулирует вокруг точки с максимальным давлением в направлении часовой стрелки в северном полушарии и против часовой стрелки - в южном. Размеры антициклонов весьма разнообразны - от 10 000 км у устойчивых субтропических, полярных и зимних континентальных антициклонов до нескольких сот километров у некоторых подвижных ядер высокого давления. В антициклонах имеют место нисходящие движения воздуха, что приводит к размыванию облачности. Погода в них обычно ясная, со слабыми ветрами или штилем.

Циклоны представляют собой области низкого давления, в которых воздух циркулирует вокруг центра против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке - в южном. Поперечник циклонов меняется от нескольких сот до нескольких тысяч километров. Средние скорости ветра в циклоне равны 20-30 м/сек. При движении к центру циклона ветер ослабевает до штиля. Погода в циклонах различна в разных его частях. В общем же в циклонах преобладают восходящие движения воздуха, что приводит к образованию мощной облачности и выпадению затяжных осадков. Заметим, что у хорошо развитых циклонов облачность имеет характерную спиральную структуру. Благодаря этому они бывают отчетливо видны на глобальных снимках Земли из космоса.

Тайфуны - это тропические циклоны. Они имеют значительно меньшие размеры, чем обычные циклоны, встречающиеся во внетропических широтах. Давление в центре тайфуна значительно ниже, чем в обычных циклонах. Вследствие этого скорости ветра в тайфунах исключительно велики. Иногда они достигают 100 м/сек. Столь сильные ветры производят колоссальные разрушения на пути следования тайфуна. Бедствия, вызванные ураганными ветрами, усугубляются проливными дождями и сильнейшими грозами.

Срок жизни всех этих крупных атмосферных вихрей составляет несколько дней. Поэтому, прослеживая их движение по синоптическим картам, метеорологи могут своевременно предупреждать население о надвигающейся опасности.

Из всех встречающихся в атмосфере вихрей самым бурным и разрушительным является торнадо, или смерч. Поперечник торнадо составляет несколько сот метров, а срок жизни - всего ≈ 10 мин. Циркуляция воздуха в торнадо может происходить как по часовой стрелке, так и против. Скорость ветра в торнадо усиливается до 200- 300 м/сек. Такой чудовищный ветер способен скручивать металлические столбы и разбивать в щепки толстые деревья. На своем пути торнадо производит жесточайшие разрушения. Некоторые явления, сопровождающие торнадо, столь фантастичны, что вызывают недоумение. Например, отмечены случаи, когда ветер поднимал в воздух человека или даже автомашину, переносил их на сотни метров и опускал невредимыми на землю.

Источником энергии всех движений в атмосфере является солнечная радиация. Атмосфера - это своего рода тепловая машина. Нагревателем ее служат тропики, а холодильником - полюсы. Она беспрерывно превращает поступающую от Солнца тепловую энергию в кинетическую энергию движения воздуха. Коэффициент полезного действия тепловой машины "Атмосфера", как и любой другой тепловой машины, прямо пропорционален разности температур между нагревателем (экватором) и холодильником (полюсами) и обратно пропорционален температуре нагревателя. По ориентировочным оценкам, КПД тепловой машины "Атмосфера" равен 2%. Это значит, что только 2% поглощаемой планетой Земля солнечной радиации превращается в кинетическую энергию ветра. Так как Земля поглощает за секунду примерно 1,2×10²⁴ эрг, то мощность тепловой машины "Атмосфера" составляет около 2,4×10²² эрг/сек. Общая кинетическая энергия атмосферных движений почти постоянна и равна ≈10²⁸ эрг.

При работе тепловой машины "Атмосфера", как и любой другой машины, непрерывно переносится тепло от нагревателя-экватора к холодильнику-полюсам. Этот перенос осуществляют в основном циклоны и антициклоны. Из всего количества избыточного тепла, получаемого Землей в низких широтах, тепловая машина "Атмосфера" переносит к полюсам около 90% тепла. А что же переносит остальные 10% тепла, необходимого для установления теплового равновесия высоких и низких широтных зон?