Разность векторов геострофического ветра на разных высотах

Введение

Векторная разность движения геострофического ветра на больших и малых высотах.

В атмосферной науке тепловой ветер представляет собой векторную разность между геострофическим ветром на больших высотах и геострофическим ветром на малых высотах в атмосфере. Это гипотетический вертикальный сдвиг ветра, который существовал бы, если бы ветры подчинялись геострофическому равновесию в горизонтальном направлении, а давление – гидростатическому равновесию в вертикальном направлении. Сочетание этих двух балансов сил называется балансом теплового ветра, термин, который можно обобщить и на более сложные балансы горизонтального потока, такие как баланс градиентного ветра. Поскольку геострофический ветер на заданном уровне давления течет вдоль геопотенциальных линий высоты на карте, а геопотенциальная толщина слоя давления пропорциональна виртуальной температуре, следует, что тепловой ветер течет вдоль линий толщины или температуры. Например, тепловой ветер, связанный с температурными градиентами от полюса к экватору, является основным физическим объяснением струйного течения в верхней половине тропосферы – атмосферного слоя, простирающегося от поверхности планеты до высот около 12–15 км. Математически, соотношение теплового ветра определяет вертикальный сдвиг ветра – изменение скорости или направления ветра с высотой. В данном случае сдвиг ветра является функцией горизонтального градиента температуры, то есть изменения температуры на некотором горизонтальном расстоянии. Также называемый бароклинным потоком, тепловой ветер изменяется с высотой пропорционально горизонтальному градиенту температуры. Соотношение теплового ветра является следствием гидростатического и геострофического равновесия в присутствии градиента температуры вдоль поверхностей постоянного давления, или изобар. Термин «тепловой ветер» часто считается неточным, поскольку он описывает изменение ветра с высотой, а не сам ветер. Однако можно рассматривать тепловой ветер как геострофический ветер, изменяющийся с высотой, поэтому термин «ветер» представляется уместным. В ранние годы метеорологии, когда данных было мало, поле ветра можно было оценить, используя соотношение теплового ветра и знания скорости и направления поверхностного ветра, а также термодинамических зондирований в верхних слоях атмосферы. Кроме того, гидростатическое равновесие возникает, когда силы, действующие в вертикальном направлении, доминируют сила градиента давления и сила тяжести. В баротропной атмосфере, где плотность является функцией только давления, горизонтальный градиент давления приводит к геострофическому ветру, который постоянен с высотой. Однако, если вдоль изобар существует горизонтальный градиент температуры, изобары также будут изменяться с температурой. В средних широтах часто наблюдается положительная связь между давлением и температурой. Такая связь приводит к увеличению наклона изобар с высотой, как показано на панели (b) рисунка слева. Поскольку изобары на больших высотах круче, связанная с ними сила градиента давления там сильнее. Однако сила Кориолиса остается неизменной, поэтому результирующий геострофический ветер на больших высотах должен быть больше в направлении силы давления. В бароклинической атмосфере, где плотность является функцией как давления, так и температуры, могут существовать такие горизонтальные градиенты температуры. Различие в горизонтальной скорости ветра с высотой, которое возникает, является вертикальным сдвигом ветра, традиционно называемым тепловым ветром.

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.

Поворот по адвекции

Если компонент геострофического ветра параллелен градиенту температуры, то термический ветер будет вызывать вращение геострофического ветра по высоте. Если геострофический ветер дует из холодной воздушной массы в теплую (холодная адвекция), геострофический ветер будет отклоняться влево (против часовой стрелки) с высотой (для северного полушария), явление, известное как смещение ветра назад (backing). В противном случае, если геострофический ветер дует из теплой воздушной массы в холодную (теплая адвекция), ветер будет отклоняться вправо (по часовой стрелке) с высотой, также известное как смещение ветра вперед (veering). Смещение ветра назад и вперед позволяют оценить горизонтальный градиент температуры по данным атмосферного зондирования.

Фронтогенез

Как и в случае отклонения адвекции, когда присутствует поперечная к изотермам составляющая геострофического ветра, происходит усиление градиента температуры. Тепловой ветер вызывает поле деформаций и может развиться фронтогенез.

Струйный поток

Горизонтальный температурный градиент возникает при движении с севера на юг вдоль меридиана, поскольку кривизна Земли обеспечивает большее солнечное нагревание на экваторе, чем на полюсах. Это приводит к формированию западного геострофического ветра в средних широтах. Поскольку тепловой ветер обуславливает увеличение скорости ветра с высотой, западный поток усиливается до тропопаузы, формируя мощный ветровой поток, известный как струйное течение. Северное и Южное полушария демонстрируют схожие структуры струйного течения в средних широтах. Наиболее интенсивная часть струйного течения располагается вблизи областей с наибольшими температурными градиентами. Из-за наличия суши в Северном полушарии, наибольшие температурные контрасты наблюдаются на восточном побережье Северной Америки (граница между канадской холодной воздушной массой и Гольфстримом/более тёплой Атлантикой) и в Евразии (граница между бореальным зимним муссоном/сибирской холодной воздушной массой и тёплым Тихим океаном). Следовательно, самые сильные бореальные зимние струйные течения наблюдаются над восточным побережьем Северной Америки и Евразии. Поскольку более сильный вертикальный сдвиг способствует бароклинной неустойчивости, наиболее быстрое развитие внетропических циклонов (так называемых "бомб") также наблюдается вдоль восточного побережья Северной Америки и Евразии. Отсутствие крупных массивов суши в Южном полушарии приводит к более стабильному струйному течению по долготе (то есть к более зонально симметричному струйному течению).