Tepelný vítr - Thermal wind - Wikipedia

Tento článek má několik problémů. Prosím pomozte vylepši to nebo diskutovat o těchto problémech na internetu diskusní stránka. (Zjistěte, jak a kdy tyto zprávy ze šablony odebrat) Tento článek obsahuje seznam obecných Reference, ale zůstává z velké části neověřený, protože postrádá dostatečné odpovídající vložené citace. Prosím pomozte zlepšit tento článek představuji přesnější citace. (Únor 2011) (Zjistěte, jak a kdy odstranit tuto zprávu šablony) tento článek vyžaduje pozornost odborníka na meteorologii. Přidejte prosím důvod nebo a mluvit parametr k této šabloně pro vysvětlení problému s článkem. Meteorologie WikiProject může pomoci s náborem odborníka. (Září 2012) (Zjistěte, jak a kdy odstranit tuto zprávu šablony)

Proudové proudy (zobrazené růžově) jsou známé příklady tepelného větru. Vznikají z horizontálních teplotních gradientů mezi teplem tropy a chladnější polární oblasti.

The tepelný vítr je vektorový rozdíl mezi geostrofický vítr ve vyšších nadmořských výškách minus v nižších nadmořských výškách v atmosféře. Je to hypotetická vertikální oblast střih větru to by existovalo, kdyby větry poslouchaly geostrofická rovnováha ve vodorovné poloze, zatímco tlak poslouchá hydrostatická rovnováha ve svislé poloze. Kombinace těchto dvou silových rovnováh se nazývá bilance tepelného větru, termín zobecnitelný i na složitější horizontální bilance toku jako spád větru Zůstatek.

Vzhledem k tomu, že geostrofický vítr při dané úrovni tlaku teče podél geopotenciální výška obrysy na mapě a geopotenciál tloušťka tlakové vrstvy je úměrná virtuální teplota, z toho vyplývá, že tepelný vítr proudí podél obrysů tloušťky nebo teploty. Například tepelný vítr spojený s teplotními přechody mezi póly a rovníkem je primárním fyzikálním vysvětlením pro jet stream v horní polovině troposféra, což je atmosférická vrstva sahající od povrchu planety až do nadmořských výšek asi 12-15 km.

Matematicky vztah tepelného větru definuje vertikálu střih větru - změna rychlosti nebo směru větru s výškou. Střih větru je v tomto případě funkcí horizontálního teplotního gradientu, což je změna teploty v určité horizontální vzdálenosti. Také zvaný baroklinický tok, tepelný vítr se mění s výškou v poměru k horizontálnímu teplotnímu gradientu. Vztah tepelného větru vyplývá z hydrostatická rovnováha a geostrofická rovnováha v přítomnosti a teplotní gradient podél ploch s konstantním tlakem, nebo isobary.

Termín tepelný vítr je často považován za nesprávné pojmenování, protože ve skutečnosti popisuje spíše změnu větru s výškou než samotný vítr. Lze však na tepelný vítr pohlížet jako na geostrofický vítr to se liší s výškou, takže termín vítr se zdá být vhodné. V raných létech meteorologie, kdy byla data vzácná, bylo možné větrné pole odhadnout pomocí vztahu tepelného větru a znalostí rychlosti a směru povrchového větru, jakož i termodynamických sond ve vzduchu.^[1] Tímto způsobem působí vztah tepelného větru tak, že definuje samotný vítr, nikoli jen jeho střih. Mnoho autorů si ponechává tepelný vítr přezdívka, i když popisuje gradient větru, někdy nabízí objasnění v tomto smyslu.

Popis

Fyzické vysvětlení

Tepelný vítr je změna amplitudy nebo znaménka geostrofický vítr kvůli horizontálnímu teplotnímu gradientu. The geostrofický vítr je idealizovaný vítr, který je výsledkem rovnováhy sil podél horizontální dimenze. Kdykoli rotace Země hraje dominantní roli v dynamice tekutin, jako ve středních zeměpisných šířkách, rovnováha mezi Coriolisova síla a tlakově gradientní síla se vyvíjí. Intuitivně vodorovný rozdíl tlaku tlačí vzduch přes tento rozdíl podobným způsobem, že vodorovný rozdíl ve výšce kopce způsobí, že se objekty sjíždějí z kopce. Coriolisova síla však zasáhne a postrčí vzduch doprava (na severní polokouli). To je znázorněno v panelu (a) na obrázku níže. Rovnováha, která se vyvíjí mezi těmito dvěma silami, vede k toku, který se vyrovná vodorovnému tlakovému rozdílu nebo tlakovému gradientu.^[1] Navíc, když silám působícím ve svislé dimenzi dominuje svislost tlakově gradientní síla a gravitační síla, hydrostatická rovnováha dojde.

Geostrofický vítr na různých izobarických úrovních v barotropní atmosféře (a) a v baroklinické atmosféře (b). Modrá část povrchu označuje chladnou oblast, zatímco oranžová část označuje teplou oblast. Tato teplotní struktura je omezena na povrch v bodě (a), ale prochází hloubkou tekutiny v bodě (b). Tečkované čáry ohraničují isobarické povrchy, které zůstávají na konstantním sklonu se zvyšující se výškou v (a) a zvyšují se sklon s výškou v (b). Růžové šipky znázorňují směr a amplitudu horizontálního větru. Pouze v baroklinické atmosféře (b) se mění s výškou. Taková variace ilustruje tepelný vítr.

V barotropní atmosféra, kde hustota je pouze funkcí tlaku, bude horizontální tlakový gradient řídit geostrofický vítr, který je konstantní s výškou. Pokud však podél isobarů existuje horizontální teplotní gradient, budou se isobary také měnit s teplotou. Ve středních zeměpisných šířkách často existuje pozitivní vazba mezi tlakem a teplotou. Takové spojení způsobuje, že sklon isobarů se zvyšuje s výškou, jak je znázorněno v panelu (b) obrázku vlevo. Protože izobary jsou ve vyšších nadmořských výškách strmější, je tam přidružená síla tlakového gradientu silnější. Coriolisova síla je však stejná, takže výsledný geostrofický vítr ve vyšších nadmořských výškách musí být větší ve směru tlakové síly.^[2]

V baroklinický atmosféra, kde hustota je funkcí tlaku i teploty, mohou existovat takové horizontální teplotní přechody. Výsledkem rozdílu v horizontální rychlosti větru a výšce je vertikální střih větru, tradičně nazývaný termální vítr.^[2]

Matematický formalismus

Geopotenciální tloušťka atmosférické vrstvy definovaná dvěma různými tlaky je popsána v hypsometrická rovnice:

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

kde ${ displaystyle , R ,}$ je konkrétní plynová konstanta pro vzduch, ${ displaystyle , Phi _ {n} ,}$ je geopotenciál na úrovni tlaku ${ displaystyle , p_ {n} ,}$, a ${ displaystyle { overline {T}}}$ je svisle průměrovaná teplota vrstvy. Tento vzorec ukazuje, že tloušťka vrstvy je úměrná teplotě. Pokud existuje horizontální teplotní gradient, tloušťka vrstvy by byla největší tam, kde je teplota největší.

Rozlišování geostrofického větru, ${ displaystyle mathbf {v} _ {g} = { frac {1} {f}} mathbf {k} times nabla _ {p} Phi}$ (kde ${ displaystyle ; f ;}$ je Coriolisův parametr, ${ displaystyle mathbf {k}}$ je svislý jednotkový vektor a dolní index „p“ na operátoru gradientu označuje gradient na povrchu s konstantním tlakem) vzhledem k tlaku a integruje se z úrovně tlaku ${ displaystyle , p_ {0} ,}$ na ${ displaystyle , p_ {1} ,}$, získáme rovnici tepelného větru:

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

Když nahradíme hypsometrickou rovnici, dostaneme tvar založený na teplotě,

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

Všimněte si, že tepelný vítr je kolmý k horizontálnímu teplotnímu gradientu proti směru hodinových ručiček na severní polokouli. Na jižní polokouli došlo ke změně znaménka ${ displaystyle ; f ;}$ převrátí směr.

Příklady

Advekční soustružení

V bodě (a) dochází k studené advekci, takže tepelný vítr způsobí, že geostrofický vítr se bude otáčet proti směru hodinových ručiček (pro severní polokouli) s výškou. V bodě (b) dochází k teplé advekci, takže geostrofický vítr se otáčí ve směru hodinových ručiček s výškou.

Pokud je složka geostrofického větru rovnoběžná s teplotním spádem, způsobí tepelný vítr rotaci geostrofického větru s výškou. Pokud fouká geostrofický vítr ze studeného vzduchu na teplý (studený advekce ) geostrofický vítr se otočí proti směru hodinových ručiček s výškou (pro severní polokouli), a jev známé jako ochrana proti větru. V opačném případě, pokud geostrofický vítr fouká z teplého na studený vzduch (teplý postup), vítr se otočí ve směru hodinových ručiček s výškou, známou také jako stočení větru.

Proti větru a stočení umožňují odhad horizontálního teplotního gradientu s údaji z znějící atmosféricky.

Frontogeneze

Stejně jako v případě postupového otáčení, když je příčnýizotermický složka geostrofického větru, zostření výsledků teplotního gradientu. Tepelný vítr způsobuje deformační pole a frontogeneze může nastat.

Jet stream

Při pohybu existuje horizontální teplotní gradient Severní -Jižní podél a poledník protože zakřivení Země umožňuje více solární ohřev na rovník než na pólech. Tím se vytvoří západní geostrofický vzor větru, který se vytvoří ve středních zeměpisných šířkách. Protože tepelný vítr způsobuje nárůst větru rychlost s výškou se západní vzor zvyšuje na intenzitě až do tropopauza, vytvářející silný větrný proud známý jako jet stream. The Severní a Jižní polokoule vykazují podobné vzory proudového proudu ve středních zeměpisných šířkách.

Nejsilnější část proudových proudů by měla být v blízkosti, kde jsou teplotní přechody největší. Vzhledem k pevninám na severní polokouli jsou největší teplotní kontrasty pozorovány na východním pobřeží Severní Ameriky (hranice mezi kanadskou hmotou studeného vzduchu a Golfským proudem / teplejším Atlantikem) a Eurasií (hranice mezi boreálním zimním monzunem / sibiřskou hmotou studeného vzduchu) a teplý Pacifik). Proto jsou nejsilnější boreální zimní tryskové proudy pozorovány nad východním pobřežím Severní Ameriky a Eurasie. Protože silnější vertikální střih podporuje baroklinická nestabilita, nejrychlejší rozvoj extratropické cyklóny (tzv bomby ) je také pozorován podél východního pobřeží Severní Ameriky a Eurasie.

Nedostatek pevnin na jižní polokouli vede k více konstantnímu proudu s délkou (tj. Více zonálně symetrickému proudu).

Reference

Další čtení

• Holton, James R. (2004). Úvod do dynamické meteorologie. New York: Academic Press. ISBN  0-12-354015-1.

• Vasquez, Tim (2002). Příručka pro předpovědi počasí. ISBN  0-9706840-2-9.

• Vallis, Geoffrey K. (2006). Dynamika atmosférických a oceánských tekutin. ISBN  0-521-84969-1.

• Wallace, John M .; Hobbs, Peter V. (2006). Atmosférická věda. ISBN  0-12-732951-X.