Жоғары және төменгі қабаттардағы геострофиялық желдің векторлық айырмасы
Thermal wind
Жоғары және төменгі қабаттардағы геострофиялық желдің айырмасы – атмосферадағы «термикалық жел» деп аталады. Температура градиенттері, қабаттық және реактивті ағындар туралы біліңіз.
Ағылшыншамен салыстырыңыз: абзацты басыңыз — түпнұсқа терезеде ашылады. Абзац астындағы EN түймесі оны мәтін ішінде көрсетеді.
Мазмұны
Кіріспе
Жоғары және төменгі биіктіктегі геострофиялық жел қозғалысының векторлық айырмасы
Vector difference of geostrophic wind movement at high and low altitudes
Атмосфера ғылымында жылулық жел – атмосферадағы жоғары биіктіктегі геострофиялық жел мен төменгі биіктіктегі геострофиялық желдің векторлық айырмасы. Бұл, егер желдер көлденеңде геострофиялық тепе-теңдікке, ал қысым тік бойда гидростатикалық тепе-теңдікке бағынса, болатын гипотетикалық тік жел қиылысы. Осы екі күш тепе-теңдігінің комбинациясы жылулық жел тепе-теңдігі деп аталады, бұл термин күрделі көлденең ағым тепе-теңдіктеріне де, мысалы, градиенттік жел тепе-теңдігіне де қолданылады. Геострофиялық жел белгілі бір қысым деңгейінде картадағы геопотенциалдық биіктік контурлары бойынша ағатындықтан және қысым қабатының геопотенциалдық қалыңдығы виртуалды температураға пропорционал болғандықтан, жылулық жел қалыңдық немесе температура контурлары бойынша ағатыны көрінеді. Мысалы, полюстен экваторға қарайғы температура градиенттерімен байланысты жылулық жел тропосфераның жоғарғы жартысындағы реактивті ағынның негізгі физикалық түсіндірмесі болып табылады, бұл атмосфералық қабат планета бетінен шамамен 12–15 км биіктікке дейін созылады. Математикалық тұрғыдан алғанда, жылулық жел қатынасы желдің тік қиылысын анықтайды – желдің жылдамдығының немесе бағытының биіктікке байланысты өзгеруін. Бұл жағдайда желдің қиылысы көлденең температура градиентінің функциясы болып табылады, ол температураның белгілі бір көлденең қашықтықтағы өзгеруі. Бароклиндық ағын деп те аталады, жылулық жел биіктікпен көлденең температура градиентіне пропорционал өзгереді. Жылулық жел қатынасы тұрақты қысым беттерінде немесе изобарларда температура градиенті болған кезде гидростатикалық және геострофиялық тепе-теңдіктен туындайды. Жылулық жел термині көбінесе дұрыс емес деп саналады, өйткені ол желдің өзін емес, биіктіктегі желдің өзгеруін сипаттайды. Дегенмен, жылулық желге биіктікке байланысты өзгеретін геострофиялық жел ретінде қарауға болады, сондықтан жел термині орынды болып көрінеді. Метеорологияның алғашқы жылдары, деректер аз болған кезде, жел өрісін жылулық жел қатынасы және жер бетіндегі желдің жылдамдығы мен бағыты туралы білімді, сондай-ақ жоғарыдағы термодинамикалық зондтаулардың нәтижелерін пайдалану арқылы бағалауға болады. Сонымен қатар, тік өлшемде әрекет ететін күштер тік қысым градиентінің күші мен гравитациялық күштің үстемдігі кезінде гидростатикалық тепе-теңдік пайда болады. Баротроптық атмосферада тығыздық тек қысымның функциясы болса, көлденең қысым градиенті биіктікпен тұрақты геострофиялық желді қозғалтады. Алайда, егер изобарлар бойымен көлденең температура градиенті болса, онда изобарлар температураға байланысты өзгереді. Орташа ендіктерде қысым мен температура арасында оң байланыс жиі кездеседі. Мұндай байланыс изобарлардың биіктігімен бірге еңістігін арттырады, суреттегі (b) панелінде көрсетілгендей. Изобарлар биіктікте тік болғандықтан, олармен байланысты қысым градиентінің күші оларда күштірек болады. Алайда, Кориолис күші бірдей, сондықтан жоғары биіктікте пайда болған геострофиялық жел қысым күшінің бағытында үлкен болуы керек. Бароклиндық атмосферада тығыздық қысым мен температураның функциясы болса, мұндай көлденең температура градиенттері болуы мүмкін. Бұл биіктікпен көлденең жел жылдамдығының айырмашылығы желдің тік қиылысы болып табылады, дәстүрлі түрде жылулық жел деп аталады.
In atmospheric science, the thermal wind is the vector difference between the geostrophic wind at upper altitudes minus that at lower altitudes in the atmosphere. It is the hypothetical vertical wind shear that would exist if the winds obey geostrophic balance in the horizontal, while pressure obeys hydrostatic balance in the vertical. The combination of these two force balances is called thermal wind balance, a term generalizable also to more complicated horizontal flow balances such as gradient wind balance. Since the geostrophic wind at a given pressure level flows along geopotential height contours on a map, and the geopotential thickness of a pressure layer is proportional to virtual temperature, it follows that the thermal wind flows along thickness or temperature contours. For instance, the thermal wind associated with pole to equator temperature gradients is the primary physical explanation for the jet stream in the upper half of the troposphere, which is the atmospheric layer extending from the surface of the planet up to altitudes of about 12–15 km. Mathematically, the thermal wind relation defines a vertical wind shear – a variation in wind speed or direction with height. The wind shear in this case is a function of a horizontal temperature gradient, which is a variation in temperature over some horizontal distance. Also called baroclinic flow, the thermal wind varies with height in proportion to the horizontal temperature gradient. The thermal wind relation results from hydrostatic balance and geostrophic balance in the presence of a temperature gradient along constant pressure surfaces, or isobars. The term thermal wind is often considered a misnomer, since it really describes the change in wind with height, rather than the wind itself. However, one can view the thermal wind as a geostrophic wind that varies with height, so that the term wind seems appropriate. In the early years of meteorology, when data was scarce, the wind field could be estimated using the thermal wind relation and knowledge of a surface wind speed and direction as well as thermodynamic soundings aloft. In addition, when forces acting in the vertical dimension are dominated by the vertical pressure gradient force and the gravitational force, hydrostatic balance occurs. In a barotropic atmosphere, where density is a function only of pressure, a horizontal pressure gradient will drive a geostrophic wind that is constant with height. However, if a horizontal temperature gradient exists along isobars, the isobars will also vary with the temperature. In the mid latitudes there often is a positive coupling between pressure and temperature. Such a coupling causes the slope of the isobars to increase with height, as illustrated in panel (b) of the figure to the left. Because isobars are steeper at higher elevations, the associated pressure gradient force is stronger there. However, the Coriolis force is the same, so the resulting geostrophic wind at higher elevations must be greater in the direction of the pressure force. In a baroclinic atmosphere, where density is a function of both pressure and temperature, such horizontal temperature gradients can exist. The difference in horizontal wind speed with height that results is a vertical wind shear, traditionally called the thermal wind.
Адвакция бұрылысы
Егер геострофиялық желдің бір компоненті температура градиентіне параллель болса, жылулық жел геострофиялық желдің биіктікпен айналуына себеп болады. Егер геострофиялық жел суық ауадан жылы ауаға қарай соқса (суық адвекция), онда геострофиялық жел биіктікпен (Солтүстік жарты шар үшін) сағат тіліне қарсы айналады, бұл құбылыс желдің кері бұрылуы деп аталады. Ал егер геострофиялық жел жылы ауадан суық ауаға қарай соқса (жылы адвекция), жел биіктікпен сағат тілімен айналады, бұл желдің бұрылуы деп аталады. Желдің кері бұрылуы және бұрылуы атмосфералық зондтау деректері арқылы көлденең температура градиентін бағалауға мүмкіндік береді.
If a component of the geostrophic wind is parallel to the temperature gradient, the thermal wind will cause the geostrophic wind to rotate with height. If geostrophic wind blows from cold air to warm air (cold advection) the geostrophic wind will turn counterclockwise with height (for the northern hemisphere), a phenomenon known as wind backing. Otherwise, if geostrophic wind blows from warm air to cold air (warm advection) the wind will turn clockwise with height, also known as wind veering. Wind backing and veering allow an estimation of the horizontal temperature gradient with data from an atmospheric sounding.
Фронтогенез
Адвекциялық бұрылыс сияқты, геострофтық желдің көлденең изотермиялық компоненті болғанда температура градиенті күшейеді. Термиялық жел деформациялық өріс тудырады және фронтогенез дамуы мүмкін.
As in the case of advection turning, when there is a cross isothermal component of the geostrophic wind, a sharpening of the temperature gradient results. Thermal wind causes a deformation field and frontogenesis may occur.
Жанар ағыны
Солтүстік-оңтүстікке қарай меридиан бойымен қозғалғанда көлденең температура градиенті пайда болады, себебі Жердің қисықтығы экваторда полюстерге қарағанда күннің күштірек қыздыруына мүмкіндік береді. Бұл орта ендіктерде батыс геострофиялық жел үлгісінің қалыптасуына себеп болады. Жылулық жел биіктікпен жел жылдамдығының артуын қамтамасыз ететіндіктен, батыс үлгісі тропопаузаға дейін қарқындылығын арттырады, нәтижесінде реактивті ағын деп аталатын күшті жел ағыны пайда болады. Солтүстік және Оңтүстік жарты шарлар орта ендіктерде ұқсас реактивті ағын үлгілерін көрсетеді. Реактивті ағынның ең күшті бөлігі температура градиенттерінің ең жоғары болатын жерлерге орналасады. Солтүстік жарты шардағы құрлықтардың болуына байланысты, ең үлкен температура контрасттары Солтүстік Американың шығыс жағалауында (Канаданың суық ауа массасы мен Гольфстрим/жылы Атлантика мұхиты арасындағы шекара) және Еуразияда (Солтүстік қысқы муссон/Сібірдің суық ауа массасы мен жылы Тынық мұхиты арасындағы шекара) байқалады. Сондықтан, ең күшті Солтүстік қысқы реактивті ағындар Солтүстік Америка мен Еуразияның шығыс жағалауында байқалады. Желдің тік қимасының күшті болуы бароклиникалық тұрақсыздықты күшейтеді, сондықтан экстратропикалық циклонның (сонымен қатар "бомба" деп те аталады) ең жылдам дамуы Солтүстік Америка мен Еуразияның шығыс жағалауында байқалады. Оңтүстік жарты шарда құрлық массаларының аздығы, бойлық бағытында тұрақты реактивті ағынға (яғни, аймақтық симметриялы реактивті ағынға) әкеледі.
A horizontal temperature gradient exists while moving North South along a meridian because curvature of the Earth allows for more solar heating at the equator than at the poles. This creates a westerly geostrophic wind pattern to form in the mid latitudes. Because thermal wind causes an increase in wind velocity with height, the westerly pattern increases in intensity up until the tropopause, creating a strong wind current known as the jet stream. The Northern and Southern Hemispheres exhibit similar jet stream patterns in the mid latitudes. The strongest part of jet streams should be in proximity where temperature gradients are the largest. Due to land masses in the northern hemisphere, largest temperature contrasts are observed on the east coast of North America (boundary between Canadian cold air mass and the Gulf Stream/warmer Atlantic) and Eurasia (boundary between the boreal winter monsoon/Siberian cold air mass and the warm Pacific). Therefore, the strongest boreal winter jet streams are observed over east coast of North America and Eurasia. Since stronger vertical shear promotes baroclinic instability, the most rapid development of extratropical cyclones (so called bombs) is also observed along the east coast of North America and Eurasia. The lack of land masses in the Southern Hemisphere leads to a more constant jet with longitude (i. e. a more zonally symmetric jet).