В атмосферной науке сбалансированный поток является идеализацией атмосферного движения. Идеализация заключается в рассмотрении поведения одной изолированной порции воздуха, имеющей постоянную плотность, ее движения в горизонтальной плоскости под действием выбранных сил, действующих на нее, и, наконец, стационарных условий.
Сбалансированный поток часто является точным приближением фактического потока и полезен для улучшения качественного понимания и интерпретации атмосферного движения. В частности, скорости сбалансированного потока могут быть использованы в качестве оценок скорости ветра для конкретных положений атмосферного давления на поверхности Земли.
Уравнения импульса записываются в первую очередь для общей траектории пакета потока, движущегося по горизонтальной плоскости и взятого в определенное прошедшее время, называемое t . Положение пакета определяется расстоянием на траектории s = s ( t ), которое он прошел за время t . В действительности, однако, траектория является результатом баланса сил, действующих на частицу. В этом разделе мы предполагаем, что знаем это с самого начала для удобства представления. Когда мы рассмотрим движение, определяемое выбранными далее силами, у нас будут подсказки о том, какой тип траектории соответствует конкретному балансу сил.
Траектория в позиции s имеет один касательный единичный вектор s , который неизменно указывает в направлении растущего s ' s, а также один единичный вектор n , перпендикулярный s , который указывает на локальный центр кривизны O. Центр кривизны находится на «внутренней стороне» изгиба и может смещаться по обе стороны траектории в соответствии с ее формой. Расстояние между позицией посылки и центром кривизны равно радиусу кривизны R в этой позиции. Радиус кривизны приближается к бесконечной длине в точках, где траектория становится прямой, и положительная ориентация n не определяется в этом конкретном случае (обсуждается в геострофических потоках). Система отсчета ( s , n ) показана красными стрелками на рисунке. Эта система называется естественной или внутренней, потому что оси непрерывно подстраиваются под движущуюся посылку, и поэтому они наиболее тесно связаны с ее судьбой.
Вектор скорости ( V ) ориентирован как s и имеет интенсивность ( скорость ) V = d s /d t . Эта скорость всегда является положительной величиной, поскольку любая посылка движется по своей траектории и с увеличением времени (d t >0) пройденная длина также увеличивается (d s >0).
Вектор ускорения посылки разлагается на тангенциальное ускорение, параллельное s , и на центростремительное ускорение вдоль положительного n . Тангенциальное ускорение изменяет только скорость V и равно D V /D t , где большие d обозначают материальную производную . Центростремительное ускорение всегда направлено к центру кривизны O и изменяет только направление s поступательного смещения, пока посылка движется дальше.
В идеализации сбалансированного потока мы рассматриваем трехсторонний баланс сил, а именно:
В фиктивной ситуации, изображенной на рисунке, сила давления толкает посылку вперед по траектории и внутрь относительно изгиба; сила Кориолиса толкает внутрь (наружу) изгиба в северном (южном) полушарии; а трение тянет (обязательно) назад.
Для динамического равновесия посылки , любая компонента ускорения, умноженная на массу посылки, равна компонентам внешних сил, действующих в том же направлении. Поскольку уравнения равновесия посылки записаны в естественных координатах, то уравнения компонентов для горизонтального импульса на единицу массы выражаются следующим образом: в прямом и боковом направлениях соответственно, где ρ — плотность воздуха .
Термины можно разбить следующим образом:
В последующих обсуждениях мы рассмотрим стационарный поток. Таким образом, скорость не может меняться со временем, а составляющие силы, создающие тангенциальное ускорение, должны суммироваться до нуля. Другими словами, активные и резистивные силы должны уравновешиваться в прямом направлении, чтобы . Важно отметить, что пока не сделано никаких предположений о том, являются ли силы с правой стороны значительными или пренебрежимо малыми по величине. Более того, траектории и линии тока совпадают в стационарных условиях, и пары прилагательных тангенциальный/нормальный и по потоку/поперечный поток становятся взаимозаменяемыми. Атмосферный поток, в котором тангенциальное ускорение не является пренебрежимо малым, называется аллизобарическим.
Направление скорости может еще изменяться в пространстве вдоль траектории, которая, за исключением инерционных потоков , задается распределением давления.
Опуская отдельные члены в уравнениях тангенциального и нормального баланса, мы получаем один из пяти следующих идеализированных потоков: антитриптический, геострофический, циклострофический, инерционный и градиентный потоки. Рассуждая о балансе оставшихся членов, мы можем понять
Следующая таблица да/нет показывает, какие вклады рассматриваются в каждой идеализации. Схематизация слоя Экмана также упоминается для полноты и рассматривается отдельно, поскольку она включает внутреннее трение воздуха, а не между воздухом и землей.
Уравнения, как было сказано, применяются к частицам воздуха, движущимся по горизонтальным плоскостям. Действительно, когда мы рассматриваем столб атмосферы, редко бывает так, что плотность воздуха одинакова по всей высоте, поскольку температура и содержание влаги, а следовательно, и плотность, изменяются с высотой. Каждая частица внутри такого столба движется в соответствии со свойствами воздуха на своей высоте.
Однородные слои воздуха могут скользить друг по другу, пока стабильная стратификация более легкого воздуха поверх более тяжелого воздуха приводит к хорошо разделенным слоям. Однако если некоторый воздух оказывается тяжелее/легче, чем в окружающей среде, вертикальные движения действительно происходят и в свою очередь изменяют горизонтальное движение. В природе нисходящие и восходящие потоки иногда могут быть более быстрыми и интенсивными, чем движение параллельно земле. Уравнения сбалансированного потока не содержат ни силы, представляющей действие погружения/выталкивания, ни вертикальной составляющей скорости.
Учтите также, что давление обычно известно с помощью приборов ( барометров ) вблизи уровня земли/моря. Изобары обычных погодных карт суммируют эти измерения давления, скорректированные по среднему уровню моря для единообразия представления, в одно конкретное время. Такие значения представляют вес столба воздуха над головой без указания деталей изменений удельного веса воздуха над головой. Кроме того, по теореме Бернулли измеренное давление не является точным весом столба воздуха, если происходит значительное вертикальное движение воздуха. Таким образом, сила давления, действующая на отдельные порции воздуха на разных высотах, на самом деле не известна через измеренные значения. При использовании информации из карты поверхностного давления в формулировках сбалансированного потока силы лучше всего рассматривать как применяемые ко всему столбу воздуха.
Однако одно различие скорости воздуха в каждом воздушном столбе неизменно происходит вблизи земли/моря, также если плотность воздуха везде одинакова и вертикальное движение не происходит. Там шероховатость контактной поверхности замедляет движение воздуха выше, и этот замедляющий эффект исчезает с высотой. См., например, планетарный пограничный слой . Фрикционный антитриптический поток применяется вблизи земли, в то время как другие схематизации применяются достаточно далеко от земли, чтобы не чувствовать его «тормозящий» эффект ( поток свободного воздуха ). Это причина, по которой эти две группы концептуально разделены. Переход от схематизации с низкой цитируемостью к схематизации с высокой цитируемостью осуществляется с помощью схематизации типа Экмана , где трение воздуха о воздух, силы Кориолиса и силы давления находятся в равновесии.
Подводя итог, можно сказать, что скорости сбалансированного потока хорошо применимы к воздушным столбам, которые можно считать однородными (постоянная плотность, отсутствие вертикального движения) или, в крайнем случае, стабильно стратифицированными (непостоянная плотность, но отсутствие вертикального движения). Неопределенность в оценке возникает, если мы не можем проверить выполнение этих условий. Они также не могут описать движение всего столба от поверхности контакта с Землей до внешней атмосферы из-за включения-выключения сил трения.
Даже если воздушные колонны однородны по высоте, плотность каждой колонны может меняться от места к месту, во-первых, потому что воздушные массы имеют разную температуру и влажность в зависимости от их происхождения; а затем потому, что воздушные массы изменяют свои свойства по мере того, как они текут по поверхности Земли. Например, во внетропических циклонах воздух, циркулирующий вокруг низкого давления, обычно имеет сектор более теплой температуры, вклиненный в более холодный воздух. Модель градиентного потока циклонической циркуляции не учитывает эти особенности.
Схемы сбалансированного потока могут использоваться для оценки скорости ветра в воздушных потоках, охватывающих несколько градусов широты поверхности Земли. Однако в этом случае предположение о постоянном параметре Кориолиса нереалистично, и скорость сбалансированного потока может применяться локально. См. волны Россби в качестве примера того, когда изменения широты динамически эффективны.
Подход сбалансированного потока определяет типичные траектории и скорости ветра в устойчивом состоянии, полученные из балансирующих моделей давления. В действительности модели давления и движение воздушных масс связаны между собой, поскольку накопление (или увеличение плотности) воздушной массы где-либо увеличивает давление на землю и наоборот. Любой новый градиент давления вызовет новое смещение воздуха и, таким образом, непрерывную перестройку. Как показывает сама погода, устойчивые условия являются исключительными.
Поскольку трение, градиент давления и силы Кориолиса не обязательно уравновешиваются, воздушные массы на самом деле ускоряются и замедляются, поэтому фактическая скорость зависит также от ее прошлых значений. Как видно далее, аккуратное расположение полей давления и траекторий потока, параллельных или под прямым углом, в сбалансированном потоке следует из предположения об устойчивом потоке.
Уравнения стационарного сбалансированного потока не объясняют, как поток был приведен в движение изначально. Кроме того, если модели давления меняются достаточно быстро, скорости сбалансированного потока не могут помочь отслеживать воздушные пакеты на больших расстояниях, просто потому, что силы, которые ощущает пакет, изменились при его перемещении. Частица окажется в другом месте по сравнению со случаем, когда она следовала первоначальной модели давления.
Подводя итог, уравнения сбалансированного потока выдают последовательные стационарные скорости ветра, которые могут оценить ситуацию в определенный момент и в определенном месте. Эти скорости нельзя уверенно использовать для понимания того, куда движется воздух в долгосрочной перспективе, поскольку воздействие естественным образом меняется или траектории смещены относительно картины давления.
Антитриптический поток описывает стационарный поток в пространственно изменяющемся поле давления, когда
Название происходит от греческих слов «anti» (против, противодействующий) и «triptein» (тереть), что означает, что этот вид течения происходит путем противодействия трению.
В уравнении импульса в направлении потока трение уравновешивает компонент градиента давления, не будучи пренебрежимо малым (так что K ≠0). Вектор градиента давления создается только компонентом вдоль касательной к траектории s . Баланс в направлении потока определяет антитриптическую скорость как
Положительная скорость гарантируется тем фактом, что антитриптические потоки движутся вдоль нисходящего склона поля давления, так что математически . При условии, что произведение KV постоянно и ρ остается прежним, p оказывается линейно изменяющимся с s , а траектория такова, что посылка испытывает одинаковые перепады давления, проходя равные расстояния. (Это, конечно, меняется при использовании нелинейной модели трения или коэффициента трения, который изменяется в пространстве, чтобы учесть различную шероховатость поверхности.)
В уравнении импульса поперечного потока сила Кориолиса и градиент нормального давления пренебрежимо малы, что приводит к отсутствию чистого изгибающего действия. Поскольку центробежный член исчезает, пока скорость не равна нулю, радиус кривизны стремится к бесконечности, и траектория должна быть прямой линией. Кроме того, траектория перпендикулярна изобарам, поскольку . Поскольку это условие возникает, когда направление n является направлением изобары, s перпендикулярно изобарам. Таким образом, антитриптические изобары должны быть равноотстоящими окружностями или прямыми линиями.
Антитриптический поток, вероятно, наименее используемый из пяти идеализаций сбалансированного потока, поскольку условия довольно строгие. Однако это единственный, для которого трение снизу рассматривается как основной вклад. Поэтому антитриптическая схематизация применяется к потокам, которые происходят вблизи поверхности Земли, в области, известной как слой постоянного напряжения.
В действительности поток в слое постоянного напряжения также имеет компонент, параллельный изобарам, поскольку он часто приводится в движение более быстрым потоком сверху. Это происходит из-за так называемого свободного потока воздуха на высоких котировках, который имеет тенденцию быть параллельным изобарам, и потока Экмана на промежуточных котировках, который вызывает снижение скорости свободного воздуха и поворот направления при приближении к поверхности.
Поскольку эффект Кориолиса не учитывается, антитриптический поток возникает либо вблизи экватора (независимо от масштаба длины движения), либо в других местах, когда число Экмана потока велико (обычно для мелкомасштабных процессов), в отличие от геострофических потоков.
Антитриптический поток можно использовать для описания некоторых явлений пограничного слоя, таких как морские бризы, экмановские насосы и низкоуровневые струйные течения Великих равнин. [1]
Геострофический поток описывает стационарный поток в пространственно изменяющемся поле давления, когда
Это состояние называется геострофическим равновесием или геострофическим балансом (также известно как геострофия ). Название «геострофический» происходит от греческих слов «ge» (Земля) и «strephein» (поворачивать). Эта этимология не предполагает поворота траекторий, а скорее вращение вокруг Земли.
В уравнении продольного импульса пренебрежимо малое трение выражается формулой K = 0, а для установившегося равновесия следует пренебрежимо малая сила продольного давления.
Скорость не может быть определена этим балансом. Однако подразумевает, что траектория должна проходить вдоль изобар, иначе движущаяся посылка будет испытывать изменения давления, как в антитриптических потоках. Таким образом, изгиб возможен только в том случае, если изобары изначально являются прямыми линиями. Таким образом, геострофические потоки принимают вид потока, направленного вдоль таких изобар.
В уравнении импульса поперечного потока непренебрежимо малая сила Кориолиса уравновешивается силой давления таким образом, что посылка не испытывает никакого изгибающего воздействия. Поскольку траектория не изгибается, положительная ориентация n не может быть определена из-за отсутствия центра кривизны. Знаки нормальных векторных компонент в этом случае становятся неопределенными. Однако сила давления в любом случае должна точно уравновешивать силу Кориолиса, поэтому посылка воздуха должна перемещаться с силой Кориолиса вопреки уменьшающемуся боковому наклону давления. Поэтому, независимо от неопределенности в формальном задании единичного вектора n , посылка всегда перемещается с более низким давлением слева (справа) в северном (южном) полушарии.
Геострофическая скорость равна
Выражение геострофической скорости напоминает выражение антитриптической скорости: здесь скорость определяется величиной градиента давления поперек (а не вдоль) траектории, которая развивается вдоль (а не поперек) изобары.
Моделисты, теоретики и оперативные прогнозисты часто используют геострофическое / квазигеострофическое приближение . Поскольку трение неважно, геострофический баланс соответствует потокам достаточно высоко над поверхностью Земли. Поскольку сила Кориолиса имеет значение, она обычно соответствует процессам с малым числом Россби , обычно имеющим большие масштабы длины. Геострофические условия также реализуются для потоков с малым числом Экмана , в отличие от антитриптических условий.
Часто геострофические условия развиваются между четко определенной парой высокого и низкого давления; или что основной геострофический поток окружен несколькими областями более высокого и более низкого давления по обе стороны от него (см. изображения). Хотя уравнения сбалансированного потока не учитывают внутреннее (воздух-воздух) трение, направления потоков в геострофических потоках и близлежащих вращающихся системах также согласуются со сдвиговым контактом между ними.
Скорость геострофического потока больше (меньше), чем в искривленном потоке вокруг низкого (высокого) давления с тем же градиентом давления: эта особенность объясняется более общей схематикой градиентного потока. Это помогает использовать геострофическую скорость в качестве предварительной оценки более сложных конфигураций — см. также сравнение скоростей сбалансированного потока ниже.
Этимология и представленные диаграммы давления предполагают, что геострофические потоки могут описывать атмосферное движение в довольно больших масштабах, хотя это и не обязательно так.
Циклострофическое течение описывает стационарное течение в пространственно изменяющемся поле давления, когда
Траектории изгибаются. Название «циклострофический» происходит от греческих слов «kyklos» (круг) и «strephein» (поворачивать).
Как и в геострофическом равновесии, поток происходит без трения, и при установившемся движении траектории следуют изобарам.
В уравнении импульса поперечного потока отбрасывается только сила Кориолиса, так что центростремительное ускорение представляет собой просто силу давления поперечного потока на единицу массы.
Это означает, что траектория подвержена изгибающему воздействию и что циклострофическая скорость равна
Итак, циклострофическая скорость определяется величиной градиента давления поперек траектории и радиусом кривизны изобары. Течение тем быстрее, чем дальше от его центра кривизны, хотя и менее линейно.
Другим следствием уравнения импульса поперечного потока является то, что циклострофический поток может развиваться только рядом с областью низкого давления. Это подразумевается в требовании, чтобы величина под квадратным корнем была положительной. Напомним, что было обнаружено, что циклострофическая траектория является изобарой. Только если давление увеличивается от центра кривизны наружу, производная давления отрицательна, а квадратный корень хорошо определен — давление в центре кривизны должно быть, таким образом, низким. Приведенная выше математика не дает подсказки, заканчивается ли циклострофическое вращение по часовой стрелке или против часовой стрелки, что означает, что окончательное расположение является следствием эффектов, не учтенных в соотношении, а именно вращения родительской ячейки.
Циклострофическая схематизация реалистична, когда силы Кориолиса и трения пренебрежимо малы, то есть для потоков с большим числом Россби и малым числом Экмана . Эффекты Кориолиса обычно пренебрежимо малы в более низких широтах или в меньших масштабах. Циклострофическое равновесие может быть достигнуто в таких системах, как торнадо , пылевые дьяволы и водяные смерчи . Циклострофическую скорость также можно рассматривать как один из вкладов градиента баланса-скорости, как показано далее.
Среди исследований, использующих циклострофическую схематизацию, Ренно и Блюстейн [2] используют уравнение циклострофической скорости для построения теории водяных смерчей; а Уинн, Хуньяди и Олич [3] используют циклострофическое приближение для вычисления максимальных тангенциальных ветров большого торнадо, прошедшего около Эллисона, штат Техас, 8 июня 1995 года.
В отличие от всех других потоков, инерционный баланс подразумевает однородное поле давления. В этой идеализации:
Единственное оставшееся действие — сила Кориолиса, которая придает траектории кривизну.
Как и прежде, течение без трения в стационарных условиях подразумевает, что . Однако в этом случае изобары изначально не определены. Мы не можем сделать никаких предположений о траектории из расположения поля давления.
В уравнении импульса поперечного потока, после исключения силы давления, центростремительное ускорение равно силе Кориолиса на единицу массы. Неопределенность знака исчезает, поскольку изгиб определяется исключительно силой Кориолиса, которая устанавливает неизменным сторону кривизны – поэтому эта сила всегда имеет положительный знак. Инерционное вращение будет по часовой стрелке (против часовой стрелки) в северном (южном) полушарии. Уравнение импульса дает нам инерционную скорость
Уравнение инерциальной скорости помогает определить только либо скорость, либо радиус кривизны, если задано другое. Траектория, возникающая в результате этого движения, также известна как инерционная окружность . Модель баланса-потока не дает никаких подсказок относительно начальной скорости инерционной окружности, которая должна быть вызвана каким-то внешним возмущением.
Поскольку атмосферное движение в значительной степени обусловлено разницей давления, инерционный поток не очень применим в атмосферной динамике. Однако инерционная скорость появляется как вклад в решение градиентной скорости (см. далее). Более того, инерционные потоки наблюдаются в океанских течениях, где течения в меньшей степени обусловлены разницей давления, чем в воздухе из-за более высокой плотности — инерционный баланс может возникать на глубинах, так что трение, передаваемое поверхностными ветрами вниз, исчезает.
Градиентный поток является расширением геострофического потока, поскольку он также учитывает кривизну, что делает его более точным приближением для потока в верхней атмосфере. Однако математически градиентный поток немного сложнее, и геострофический поток может быть довольно точным, поэтому градиентное приближение упоминается не так часто.
Градиентный поток также является расширением циклострофического баланса, поскольку он учитывает влияние силы Кориолиса, что делает его пригодным для потоков с любым числом Россби.
Наконец, это расширение инерционного баланса, поскольку оно позволяет силе давления управлять потоком.
Как и во всех уравнениях, кроме антитриптического баланса, в уравнении продольного импульса пренебрегаются силами трения и давления, поэтому из него следует, что поток параллелен изобарам.
Решение полного уравнения импульса поперечного потока как квадратного уравнения относительно V дает
Не все решения градиентной скорости ветра дают физически правдоподобные результаты: правая часть в целом должна быть положительной из-за определения скорости; а величина под квадратным корнем должна быть неотрицательной. Первая неоднозначность знака следует из взаимной ориентации силы Кориолиса и единичного вектора n , тогда как вторая следует из квадратного корня.
Далее обсуждаются важные случаи циклонической и антициклонической циркуляции.
Для регулярных циклонов (циркуляция воздуха вокруг точек понижения давления) сила давления направлена внутрь (положительный член), а сила Кориолиса — наружу (отрицательный член) независимо от полушария. Уравнение импульса поперечной траектории имеет вид
Разделив обе части на | f | V , можно распознать, что при этом скорость циклонического градиента V меньше соответствующей геострофической, менее точной оценки, и естественным образом приближается к ней по мере увеличения радиуса кривизны (по мере того, как инерционная скорость стремится к бесконечности). Таким образом, в циклонах кривизна замедляет поток по сравнению со значением геострофической скорости без кривизны. См. также сравнение скоростей сбалансированного потока ниже.
Положительный корень уравнения циклона:
Эта скорость всегда хорошо определена, поскольку величина под квадратным корнем всегда положительна.
В антициклонах (циркуляция воздуха вокруг точек высокого давления) сила Кориолиса всегда направлена внутрь (и положительна), а сила давления — наружу (и отрицательна) независимо от полушария. Уравнение импульса поперечной траектории имеет вид
Разделив обе части на | f | V , получим
при этом антициклоническая градиентная скорость V больше геострофического значения и приближается к нему по мере увеличения радиуса кривизны. В антициклонах, таким образом, кривизна изобар ускоряет поток воздуха по сравнению с (геострофическим) значением без кривизны. См. также сравнение скоростей сбалансированного потока ниже.
Существует два положительных корня для V, но единственный, соответствующий пределу геострофических условий, это
это требует, чтобы это имело смысл. Это условие можно перевести в требование, что при наличии зоны высокого давления с постоянным наклоном давления на определенной широте должна быть круговая область вокруг максимума без ветра. На ее окружности воздух дует с половиной соответствующей инерционной скорости (с циклострофической скоростью), а радиус равен
получено путем решения приведенного выше неравенства относительно R. За пределами этого круга скорость уменьшается до геострофического значения по мере увеличения радиуса кривизны. Ширина этого радиуса растет с интенсивностью градиента давления.
Градиентный поток полезен при изучении атмосферного потока, вращающегося вокруг центров высокого и низкого давления с малыми числами Россби. Это тот случай, когда радиус кривизны потока вокруг центров давления мал, и геострофический поток больше не применим с полезной степенью точности.
Каждая идеализация сбалансированного потока дает различную оценку скорости ветра в тех же условиях. Здесь мы сосредоточимся на схематизациях, действительных в верхней атмосфере.
Во-первых, представьте, что образец потока воздуха течет на высоте 500 метров над поверхностью моря, так что эффекты трения уже пренебрежимо малы. Плотность (сухого) воздуха на высоте 500 метров над средним уровнем моря составляет 1,167 кг/м 3 согласно его уравнению состояния.
Во-вторых, пусть сила давления, движущая поток, измеряется скоростью изменения, взятой за 1 гПа/100 км (среднее значение). Напомним, что важна не величина давления, а наклон, с которым оно изменяется по траектории. Этот наклон одинаково хорошо применим к расстоянию между прямыми изобарами (геострофический поток) или между изогнутыми изобарами (циклострофический и градиентный потоки).
В-третьих, пусть посылка движется на широте 45 градусов, либо в южном, либо в северном полушарии, — тогда вступает в действие сила Кориолиса с параметром Кориолиса 0,000115 Гц.
Скорости равновесного потока также изменяются с радиусом кривизны R траектории/изобары. В случае круговых изобар, как в схематических циклонах и антициклонах, радиус кривизны также является расстоянием от низкого и высокого давления соответственно.
Если взять два таких расстояния R как 100 км и 300 км, то скорости будут равны (в м/с)
На графике показано, как изменяются различные скорости в выбранных выше условиях и с увеличением радиуса кривизны.
Геострофическая скорость (розовая линия) вообще не зависит от кривизны и выглядит как горизонтальная линия. Однако циклонические и антициклонические градиентные скорости приближаются к ней, когда радиус кривизны становится бесконечно большим — геострофический баланс действительно является предельным случаем градиентного потока для исчезающего центростремительного ускорения (то есть для давления и силы Кориолиса, которые точно уравновешивают друг друга).
Циклострофическая скорость (черная линия) увеличивается от нуля, и ее темп роста с R меньше линейного. В действительности неограниченный рост скорости невозможен, поскольку условия, поддерживающие течение, изменяются на некотором расстоянии. Также напомним, что циклострофические условия применяются к мелкомасштабным процессам, поэтому экстраполяция на более высокие радиусы физически бессмысленна.
Инерционная скорость (зеленая линия), которая не зависит от выбранного нами градиента давления, линейно увеличивается от нуля и вскоре становится намного больше любой другой.
Скорость градиента имеет две кривые, действительные для скоростей около низкого давления (синяя) и высокого давления (красная). Скорость ветра в циклонической циркуляции растет от нуля по мере увеличения радиуса и всегда меньше геострофической оценки.
В примере с антициклонической циркуляцией нет ветра в пределах 260 км (точка R*) – это область отсутствия/слабого ветра вокруг высокого давления. На этом расстоянии первый антициклонический ветер имеет ту же скорость, что и циклострофические ветры (точка Q), и половину скорости инерционного ветра (точка P). Дальше от точки R* антициклонический ветер замедляется и приближается к геострофическому значению с уменьшающимися большими скоростями.
На кривой есть еще одна примечательная точка, обозначенная как S, где инерционная, циклострофическая и геострофическая скорости равны. Радиус в точке S всегда составляет четверть R*, то есть здесь 65 км.
Некоторые ограничения схематизации также становятся очевидными. Например, по мере увеличения радиуса кривизны вдоль меридиана соответствующее изменение широты подразумевает различные значения параметра Кориолиса и, в свою очередь, силы. И наоборот, сила Кориолиса остается той же, если радиус расположен вдоль параллели. Таким образом, в случае кругового потока маловероятно, что скорость пакета не изменится со временем по всему кругу, поскольку воздушный пакет будет ощущать различную интенсивность силы Кориолиса при перемещении через разные широты. Кроме того, поля давления довольно редко принимают форму аккуратных круговых изобар, которые сохраняют одинаковое расстояние по всему кругу. Кроме того, важные различия в плотности возникают и в горизонтальной плоскости, например, когда более теплый воздух присоединяется к циклонической циркуляции, тем самым создавая теплый сектор между холодным и теплым фронтом.
