Динамика атмосфер планет земной группы

Конкретные реализации динамического переноса вещества на разных планетах, при наличии четырех типов сил, действующих на элементарный объем воздушной среды (сила тяжести, сила Кориолиса (2pQ х и), вязкое трение и градиент давления), зависят в основном от соотношений периодов вращения планет и тепловой релаксации атмосферы. Относительный вклад силы Кориолиса в динамику атмосферы определяется числом Кибеля—Россби Ro= U/fL, где U и L — типичные горизонтальные масштабы скорости и длины для синоптических процессов (для земной атмосферы Ro~10_l). Уравновешивая в масштабах синоптических процессов горизонтальные градиенты давления, сила Кориолиса придает течениям геострофичность, с которой связаны специфические колебания в атмосфере с инерционной частотой r = 2Q„, где Q. — вертикальная составляющая угловой скорости вращения планеты.

Совместное влияние вращения и сферичности планеты, с чем связано изменение частоты т (или /) по широте (так называемый «/5-эффект»), порождает планетарные волны Россби—Блиновой, в ложбинах и гребнях которых образуются основные генераторы погоды — циклоны и антициклоны. В атмосфере Земли эти планетарные волны, распространяющиеся по горизонтали в западном направлении, имеют период, превышающий как период вращения планеты, так и периоды трех других типов атмосферных волновых движений — приливных, акустических и внутренних гравитационных волн (ВГВ). Короткопериодные ВГВ с относительно малыми амплитудами относятся к разряду микрометеорологических колебаний атмосферы и, наряду с конвекцией, служат источником мелкомасштабной турбулентности. Тем самым они оказывают энергетическое (за счет диссипации) воздействие на формирование крупномасштабных погодных процессов.

Для волн Россби—Блиновой справедливо условие Эртеля сохранения так называемой потенциальной завихренности основного течения в виде

где S — энтропия на единицу массы среды, причем направление (dS/dr)/dS/dr в стратифицированной атмосфере приблизительно вертикально — это, так называемая, термодинамическая вертикаль; Q4 — потенциальный вихрь —адиабатический лагранжев инвариант, каковым по определению адиабатических процессов является также энтропия S (dS/dt = 0). Условие (1.3.2) следует из уравнения для завихренности Фридмана (1.3.1) при адиабатических процессах, когда F = 0. Характерным является также колебательный обмен между градиентом глобальной завихренности ?1, определяемой как p = r~xdf/дер, и относительной завихренностью самой волны (Chamey, Stern, 1962; Монин, 1988; Ingersoll и др., 1995).

Поскольку в атмосфере Земли силы, обусловленные градиентами давления, практически уравновешиваются силами Кориолиса (число Россби Ro < 1), то типичной синоптической характеристикой является геострофи- ческий ветер, и по известному распределению давления могут быть определены его зональная и меридиональная составляющие = ~(pf)~ldp/dy, v = (pf)~'dp/dx). В отличие от Земли, на очень медленно вращающейся Венере (один оборот за 243 земных суток) влияние сил Кориолиса незначительно (Ro»l), в связи с чем оказывается справедливым условие циклострофического баланса (Marov, Grinspoon, 1998). Для него характерно то, что на циркуляционную ячейку типа ячейки Хэдли, возникающую вследствие температурного градиента между экватором и полюсом, накладывается зональная компонента скорости, возрастающая с высотой. В результате создается атмосферная суперротация (ее называют еще циркуляцией карусельного типа), в результате чего скорость зонального ветра в атмосфере Венеры нарастает от — 0,5 м/сек у поверхности до — 100 м/сек на высоте около 65 км, соответствующей верхней границе облаков вблизи тропопаузы, где с этой скоростью происходит перемещение характерных ультрафиолетовых контрастов, предположительно обусловленных поглощением солнечной радиации содержащимися в облаках аллотропами серы (см. рис. Ц.4, я).

Интересно, что хотя в тропосфере Венеры выполняется условие статической устойчивости

где в= T(pjp)9-^ — потенциальная температура, р0 — стандартное давление, Уа =g/cp — адиабатический градиент, а градиентное число Ричардсона удовлетворяет неравенству

то теоретически в ней не должно возникать турбулентности. Дело в том, что теоретически необходимым условием неустойчивости малых возмущений в невязком течении со сдвигом является неравенство Ri < 0,25, а в тропосфере Венеры Ri * 2—6, аналогично тому, что имеет место в земной атмосфере. И тем не менее турбулентность реально существует, о чем свидетельствуют характерные для сдвиговой турбулентности флуктуации температуры ~0,1 К с масштабами — 100 м, измеренные в атмосфере Венеры в области высот 45— 50 км (Woo, 1982; Seiff, 1983). По-видимому, турбулентность, присутствует и в нижней тропосфере на высотах > 15—20 км, где были обнаружены вертикальные пульсации скорости величиной 0,2—0,3 м/с при парашютном спуске аппаратов «Венера» путем измерений вертикальной составляющей допплеровского сдвига частоты бортовых передатчиков (Kerzhanovich, Marov, 1983).

В свою очередь, у верхней границы облаков устойчивость атмосферы повышается (параметр дв/дг возрастает), однако, помимо сдвиговых течений, наблюдаются также вихревые структуры различных пространственных и временных масштабов, ассоциируемые с процессами глобальной циркуляции. Все это свидетельствует о статической неустойчивости, по крайней мере, отдельных областей нижней атмосферы Венеры, для которых турбулентность является важным элементом атмосферной динамики (рис. 1.3.5). Не менее важную роль турбулентность могла играть на ранних этапах эволюции Венеры, с чем связана гипотеза о первичном океане, который в дальнейшем был потерян вследствие развития рассмотренного в разделе 1.3.2.2 необратимого парникового эффекта (Маго, Сгтьрооп, 1998).

Динамика разреженной атмосферы Марса, обладающей малой тепловой инерцией, во многом отличается от земной (и венерианской) прежде всего из-за отсутствия океанов, являющихся тепловыми аккумуляторами и демпфирующими суточно-сезонные температурные неоднородности, а также формирования (в условиях малого влагосодержания в атмосфере и сохранения сухоадиабатического градиента) массивных облаков. Модель глобальной циркуляции (вСМ), в основе которой лежит условие геострофического баланса (До<1), предсказывает аналогичную топологию движений в тропосфере и стратосфере, с преобладанием ветров, дующих в восточном направлении на высоких широтах зимой и в субтропиках летом, и в западном направлении на остальных широтах. В то же время, основным движущим механизмом переноса в меридиональном направлении служит сезонный обмен углекислым газом между атмосферой и полярными шапками, в результате чего возникают конфигурации типа ячейки Хэдли, с восходящими и нисходящими потоками,

Изменение параметра устойчивости атмосферы 30/с1г в функции высоты г на Венере поданным измерений температуры на КА «Венера 10, И, 12» и зондах «Пионер-Венера»

Рис. 1.3.5. Изменение параметра устойчивости атмосферы 30/с1г в функции высоты г на Венере поданным измерений температуры на КА «Венера 10, И, 12» и зондах «Пионер-Венера». Выделяются области конвективной неустойчивости на высотах 52—57 км и сдвиговых течений между 45 и 50 км. Наблюдаемое хорошее согласие данных в различных областях измерений и в разное время суток свидетельствует об однородном характере динамики атмосферы Венеры. Согласно

1983)

перестраивающейся системой ветров у поверхности и на больших высотах в летней и зимней полусферах и сезонными изменениями облачного покрова (Kahn, 1984 Zurek и dp., 1992: Маров, 1994).

На характер циркуляции в атмосфере Марса сильное влияние оказывает рельеф поверхности (ареография), от которой зависят как наблюдаемая картина ветров, так и генерация горизонтальных волн различного пространственного масштаба. В свою очередь, планетарные волны, обусловленные ба- роклинной нестабильностью атмосферы, и внутренние гравитационные волны проявляются в виде нерегулярностей в профилях температуры и вертикальных движений в стратосфере. С ними связаны также наблюдаемые волновые движения в структуре облаков с подветренной стороны при обтекании препятствий, свидетельствующие о существовании в марсианской атмосфере сильных сдвиговых течений. За счет сдвиговых течений, даже в условиях относительно устойчивой стратификации, вся приповерхностная атмосфера оказывается турбулентной.

Конвекция компенсирует высокую статическую нестабильность марсианской атмосферы, близкой к насыщению даже при очень низком относительном содержании водяного пара. Эффективность механизма возбуждения конвекции в дневные часы примерно на порядок выше, чем в атмосфере Земли, в то время как ночью она полностью блокируется вследствие образования у поверхности инверсионного слоя, имеющего положительный температурный градиент. Конвекция поддерживает также большое содержание пыли, постоянно присутствующей в тропосфере Марса и создающей дополнительный динамический эффект, накладывающийся на глобальную систему ветров. Он возникает за счет положительной обратной связи между содержанием пыли и степенью разогрева атмосферного газа, что находит свое выражение в виде термически генерируемых суточных и полусуточных приливов. Такая специфическая особенность атмосферы Марса наиболее ярко проявляется в периоды периодически возникающих глобальных пылевых бурь, когда мелкая пыль благодаря турбулентному перемешиванию поднимается до высоты свыше 30— 40 км. Вследствие высокой степени непрозрачности тропосферы (с оптической толщей т>5) у поверхности создается антипарниковый эффект, сильно демфируюший циркуляционный перенос. Заметим, что открытие этого уникального природного явления во время глобальной пылевой бури на Марсе в 1971 г. послужило толчком к проведению аналогии между ним и возможностью возникновения «ядерной зимы» на земле, как неизбежного последствия использования атомного оружия (Sagan, 1977).

В комплексе процессов, ответственных за возникновение, поддержание и распад марсианской пылевой бури, несомненно, важную роль играет турбулентность диспергированной среды, характер которой существенно зависит от динамического и энергетического взаимодействия газовой и пылевой фаз, хотя детали этих механизмов остаются до конца не ясными. Как известно, по данным измерений высотных профилей средней скорости u(z) и температуры T(z) в приземном погранслое можно оценивать турбулентные потоки импульса и тепла (Монин и Яглом, 1992). Допуская, что подобные закономерности справедливы также для атмосфер других планет, можно, обращая задачу, получить оценки соответствующих профилей для пограничного слоя Марса, которые модифицируются в случае турбулентных потоков, содержащих тяжелую примесь (Баренблат, /955; Голицын, 1973). Было показано, что при нейтральной стратификации профиль средней скорости сводится к виду:

где —динамическая скорость (скорость трения); —турбулентный поток импульса; х — постоянная Кармана; р — плотность газовой фазы. Безразмерный параметр со = v/axu. определяется через скорость оседания пылевых частиц v, отношение коэффициентов турбулентного обмена для примеси и количества движения а (а= 1) и величину и,. При этом оказывается, что в случае присутствия в потоке сравнительно мелких частиц (vt, или со < 1), формулу (1.3.5) можно интерпретировать так, что присутствие пыли в потоке приводит к уменьшению постоянной Кармана х. Другими словами, градиенты скорости у поверхности возрастают, что способствует эффекту сальтации — отрыву и подъему в атмосферу больших количеств пылевых частиц. Это еще один характерный пример неравновесной структуры в динамической диссипативной системе, производство энтропии в которой по мере затухания пылевой бури стремится к своему минимальному значению, отвечающему равновесному состоянию.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ ОРИГИНАЛ   След >