Как связать наличие горизонтального барического градиента и ветра
Обновлено: 25.04.2024
На ежедневных картах барической топографии в средней и верхней тропосфере, как и в нижней стратосфере, выделяются переходные зоны между высокими холодными циклонами и теплыми антициклонами. Это — уже знакомые нам фронтальные зоны, характеризующиеся большим сгущением относительных и абсолютных изогипс. Высотные фронтальные зоны в обоих полушариях окаймляют земной шар. Перемещаясь вдоль этих фронтальных зон, легко обнаружить, что на одних участках изогипсы значительно сгущены и имеет место, сходимость потоков, а в других, наоборот, изогипсы разрежены и потоки расходятся. Зоны сгущения изогипс, где потоки сходятся, называются входом фронтальной зоны, зоны разрежения, где потоки расходятся,— дельтой.
К числу основных характеристик высотных фронтальных зон, кроме градиентов температуры и давления, а в нижней тропосфере и влажности, относится также и ветер. Во фронтальных зонах очень часто скорости ветра на высотах превышают 30 м/сек, или 108 км/ч, т. е. имеют порядок скоростей, принятых в качестве критерия для определения струйных течений. Свое название «струйные» такие воздушные течения на высотах получили в 40-х годах текущего столетия. Они представляют собой сильные воздушные течения, как бы струи в середине воздушных потоков, имеющих малые скорости. Вместе с высотными фронтальными зонами они, усиливаясь и ослабевая, быстро смещаются во внетропических широтах на сотни и тысячи километров.
Струйные течения обычно имеют протяжение несколько тысяч километров, но интенсивность их не везде одинакова. Усиление и ослабление струйных течений происходит в зависимости от процессов фронтогенеза и циклогенеза. При этом даже в случае меридиональных преобразований термобарического поля атмосферы возникающие очень сильные струйные течения имеют длину, не превышающую 1—3 тысячи километров. От центра струи, т. е. ее оси, скорости ветра к периферии быстро уменьшаются. Изменения градиента скорости, называемые сдвигом ветра, в зоне струйного течения достигают больших величин как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях.
По определению Аэрологической комиссии Всемирной метеорологической организации, струйным течением называется сильный узкий поток с квазигоризонтальной осью, расположенный в верхней тропосфере или стратосфере и характеризующийся большими вертикальными и горизонтальными сдвигами ветра, с наличием одного или более максимумов скоростей ветра. Струйные течения имеют тысячу километров в длину, сотни километров в ширину и несколько километров в толщину.
Вертикальный сдвиг ветра составляет 5—10 м/сек на 1 км и боковой сдвиг — 5 м/сек на 100 км. Нижний предел скорости ветра вдоль оси 30 м/сек (108 км/ч).
Соотношение масштабов показывает, что струйное течение представляет сплюснутую, сравнительно узкую зону больших скоростей ветра.
Струйные течения характерны для всех районов земного шара. По высоте они подразделяются на тропосферные и стратосферные. В свою очередь тропосферные струйные течения подразделяются на струйные течения умеренных широт и субтропические, с преобладающим западным направлением потоков. Стратосферные струйные течения зимой имеют преимущественно западное, а летом восточное направление.
Струйные течения умеренных широт возникают между высокими антициклонами и циклонами. Они являются наиболее подвижными, а по интенсивности наиболее изменчивы, в связи с непрерывным возникновением и развитием циклонов и антициклонов. Высота оси струи располагается чаще всего на уровне 7—10 км зимой и 8—11 км летом. Максимальные скорости на оси струи колеблются в широких пределах, в зависимости главным образом от температурных контрастов в высотных фронтальных зонах. Средние максимальные скорости ветра обычно равны 40—50 м/сек, т. е. являются ураганными. Иногда наблюдаются скорости, превышающие 80—100 м/сек.
Субтропические струйные течения в северном полушарии формируются на северной периферии высоких субтропических антициклонов. Они являются менее подвижными, но при меридиональных преобразованиях заметно перемещаются, меняя интенсивность. Средние максимальные скорости на оси струи зимой местами превышают 50—60 м/сек, летом около 30—40 м/сек. Высота оси струй 12—14 км. Зимой субтропическая струя смещается в сторону тропиков и находится большей частью между широтами 25—35°. К лету она смещается к северу на океанах на 5—10°, на суше на 10—15°. Струйные течения особенно интенсивны у восточных берегов материков Азии и Северной Америки и относительно слабее над восточными районами Атлантики и Тихого океана.
Исследования показали, что любое струйное течение возникает в результате формирования высотных фронтальных зон с большими горизонтальными градиентами температуры. Даже субтропические струйные течения, которые ряд авторов относит к бесфронтальным, также связаны с фронтальными зонами. Поводом для отнесения их к бесфронтальным, по-видимому, послужило то, что очень часто в системе этих струй фронты у поверхности земли бывают размыты. Размывание фронтов и уменьшение контрастов температуры в нижних слоях тропосферы вызывается быстрым прогреванием холодного зафронтального воздуха, протекающего над нагретой подстилающей поверхностью субтропической зоны. Но и в этих случаях фронты довольно отчетливо обнаруживаются в средней и верхней тропосфере.
Внутрисезонные перемещения субтропических струйных течений, как усиление и ослабление их, тесно связаны с междуширотным обменом. Один из случаев внутрисезонного перемещения субтропической струи над Кавказом, сопровождавшегося размыванием холодного фронта, показан в работе автора. Так, за период с 20 мая по 10 июня 1956 г. субтропическая струя с максимальными скоростями до 200 км/ч сместилась к югу более чем на 400 км. Вторгшийся за холодным фронтом воздух в слоях, близких к поверхности земли, быстро прогрелся. На Северном Кавказе в течение этого периода похолодание было отмечено не только на высотах, но и у поверхности земли. В Ереване значительное понижение температуры до 10° наблюдалось во всей тропосфере и весьма ничтожное — в приземном слое воздуха. Еще южнее, в Хаббании (вблизи Багдада), при общем понижении температуры воздуха в тропосфере в нижнем километровом слое не произошло заметного изменения температуры.
Процесс размывания холодного фронта в нижней половине тропосферы характерен не только для физико-географических условий Кавказа и Армянского нагорья. Исследование возникновения и перемещения струйных течений над севером Африки — Средиземным морем, Индией — Средней Азией, как и южнее 40° с. ш., над Дальним Востоком, показало, что размывание фронта в нижних слоях и устойчивое сохранение контрастов температуры на высотах характерно и для этих районов. Как правило, размываясь в нижних слоях, фронт продолжает существовать на высотах, хотя вследствие нисходящих движений происходит удаление воздуха от состояния насыщения и не образуются не только осадки, но и облака.
Характер распределения ветра с высотой зависит главным образом от приземного барического поля и поля температуры на высотах. В частности, над Атлантикой и Британскими островами ориентировка среднего барического градиента у поверхности земли (азорский максимум — исландский минимум) близка к ориентировке барического градиента в тропосфере при преобладающем здесь западном потоке. В январе, судя по средней карте давления, составляющая приземного барического градиента вдоль Гринвичского меридиана равна 11 мб на 10° меридиана между широтами 50 и 60° с. ш. Поэтому в этих районах приземный барический рельеф благоприятствует формированию высотных фронтальных зон с сильными западными ветрами со сравнительно малым нарастанием скорости ветра с высотой. Над Японией между широтами 30 и 40° с. ш., где струйные течения зимой наблюдаются очень часто, составляющая барического градиента вдоль меридиана 140° в. д. в январе близка к нулю. Поэтому над районом Японии, который можно назвать океаническим, на нижних уровнях наблюдаются обычно слабые ветры с большим нарастанием скорости с высотой.
Стратосферные западные струйные течения усиливаются при меридиональном преобразовании термобарического поля зимой в широтной зоне 50—70° на высотах 25—30 км. В этих случаях возникают ячейки больших скоростей ветра. Летом для этих высот характерны течения восточного направления с наибольшими скоростями в низких широтах. Вместе с тем наиболее значительные скорости ветра обычно наблюдаются на высоте около 60 км в верхней стратосфере и нижней мезосфере. Зимой западные струйные течения характеризуются средними скоростями до 100 м/сек, а летом восточные — средними скоростями свыше 60—70 м/сек. В соответствии с атмосферной циркуляцией на этих высотах максимальные скорости, особенно зимой и в переходные сезоны года, иногда превышают 100—120 м/сек, а над отдельными районами происходит изменение и направления струйных течений. Так, зимой западные ветры могут смениться на восточные и северо-восточные.
Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.
Под местными ветрами понимают ветры, характерные только для определенных географических районов. Происхождение их различно.
Во-первых, местные ветры могут быть проявлением местных циркуляции, независимых от общей циркуляции атмосферы, налагающихся на нее. Таковы, например, бризы по берегам морей и больших озер. Различия в нагревании берега и воды днем и ночью создают вдоль береговой линии местную циркуляцию. При этом в приземных слоях атмосферы ветер дует днем с моря на более нагретую сушу, а ночью, наоборот, с охлажденной суши на море. Характер местной циркуляции имеют также горно-долинные ветры.
Во-вторых, местные ветры могут представлять собой местные изменения течений общей циркуляции атмосферы под влиянием орографии или топографии местности. Таков, например, фен - теплый ветер, дующий по горным склонам в долины, когда течение общей циркуляции переваливает горный хребет.
Рельеф местности может создавать также усиление ветров в некоторых районах до скоростей, значительно превышающих скорости в соседних районах. Такие локально усиленные ветры того или иного направления также известны в разных районах под разными названиями как местные ветры. Иногда особые свойства придает местному ветру прохождение воздуха над сильно нагретой и сухой поверхностью, например пустыни, или, напротив, над сильно испаряющей (водной) поверхностью.
В-третьих, местными ветрами называют и такие сильные или обладающие особыми свойствами ветры в некотором районе, которые, по существу, являются течениями общей циркуляции. Интенсивность их проявления и их характерность для данного географического района являются следствием самого механизма общей циркуляции, самого географического распределения синоптических процессов. В этом значении называют местным ветром, например, сирокко на Средиземном море.
Кроме сирокко, известны многочисленные местные ветры в различных местах Земли, носящие особые названия, такие, как самум, хамсин, афганец и пр.
Бризы
Бризами называют ветры у береговой линии морей и больших озер, имеющие резкую суточную смену направления. Днем морской бриз дует в нескольких нижних сотнях метров в направлении на берег, а ночью береговой бриз дует с берега на море. Скорость ветра при бризах - порядка 3-5 м/сек, в тропиках и больше.
Бризы связаны с суточным ходом температуры поверхности суши. Днем суша нагрета и температура ее поверхности выше, чем поверхности моря. Поэтому изобарические поверхности над сушей несколько приподнимаются сравнительно с морем; на высоте создается горизонтальный барический градиент, направленный в сторону моря, и начинается отток воздуха в направлении к морю. Так как движение развивается в течение короткого времени, то отклоняющая сила вращения Земли не может уравновесить барический градиент; движение направлено не по изобарам, а пересекая их, т. е. не параллельно береговой линии, а с большой составляющей в направлении с суши на море. Такой отток воздуха на высоте приводит к падению давления у земной поверхности над сушей и к росту его над морем. Поэтому нижние изобарические поверхности приобретают обратный наклон - внизу устанавливается барический градиент, направленный с моря на сушу, а с ним и соответствующий перенос воздуха в нижнем слое. Этот нижний перенос воздуха и есть дневной морской бриз. Обратные условия будут ночью, когда суша охлаждается и становится холоднее море.
Бризы захватывают слой в несколько сотен метров, до 1- 2 км. В тропиках мощность бризов больше, чем в высоких широтах. От береговой линии бризы распространяются в глубь суши или моря на десятки километров.
Горно-долинные ветры
В горных системах наблюдаются ветры с суточной периодичностью, схожие с бризами. Это - горно-долинные ветры. Днем долинный ветер дует из горла долины вверх по долине, а также вверх по горным склонам. Ночью горный ветер дует вниз по склонам и вниз по долине, в сторону равнины. Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих долинах и котловинах Альп, Кавказа, Памира и в других горных странах, главным образом в теплое полугодие. Вертикальная мощность их значительна и измеряется километрами. Как правило, они не сильны, но иногда достигают 10 м/сек и более.
Рис. 110. Схема горно-долинных ветров.
Днем склоны гор нагреты сильнее воздуха; поэтому воздух в непосредственной близости к склону нагревается сильнее, чем воздух, расположенный дальше от склона, и в атмосфере устанавливается горизонтальный градиент температуры, направленный от склона в свободную атмосферу. Более теплый воздух у склона начинает подниматься по склону вверх, как при конвекции в свободной атмосфере. Такой подъем воздуха по склонам приводит к усиленному образованию на них облаков. Ночью, при охлаждении склонов, условия меняются на обратные и воздух стекает по склонам вниз.
Ледниковые ветры
Ледниковый ветер - ветер, дующий вниз по леднику в горах. Этот ветер не имеет суточной периодичности, так как температура поверхности ледника круглые сутки производит на воздух охлаждающее действие. Надо льдом господствует инверсия температуры, и холодный воздух стекает вниз. Над некоторыми ледниками Кавказа скорость ледникового ветра порядка 3-7 м/сек. Вертикальная мощность потока ледникового ветра порядка нескольких десятков, в особых случаях сотен метров.
Явление ледниковых ветров в громадных размерах представлено над ледяным плато Антарктиды. Здесь, над постоянным ледяным покровом, на периферии материка возникают стоковые ветры - перенос выхоложенного воздуха по наклону местности в сторону океана. Так как, кроме барического градиента, на этот перенос воздуха влияет сила тяжести, то по мере приближения воздуха к береговой линии в нижних 100-200 м могут развиваться очень большие скорости ветра, до 20 м/сек и более, с резко выраженной порывистостью. Вместе с сильными ветрами, вызываемыми постоянным прохождением глубоких циклонов вокруг материка Антарктиды, стоковые ветры делают многие районы побережья Антарктиды самыми ветреными местами на Земном шаре.
Феном называется теплый, сухой и порывистый ветер, дующий временами с гор в долины. Температура воздуха при фене значительно и иногда очень быстро повышается; относительная влажность резко падает, иногда до очень малых значений. Порывистость фена указывает на сильную турбулентность фенового потока. Продолжительность фена может быть от нескольких часов до нескольких суток, иногда с перерывами (паузами). Фены с давних времен известны в Альпах. Они очень часты на Западном Кавказе как на северных, так и на южных склонах хребта.
Фен может возникнуть в любой горной системе, если воздушное течение общей циркуляции пересекает хребет достаточной высоты. С подветренной стороны воздух оттекает от хребта; создается разрежение, вследствие которого воздух вышележащих слоев засасывается вниз, как нисходящий ветер.
Высокая температура воздуха при фене обусловлена его адиабатическим нагреванием при нисходящем движении. Температура фенового воздуха будет тем выше, чем больше высота, с которой он опускается. Относительная влажность в нем в то же время будет понижаться по мере роста температуры.
Схема фена.
Особенно сильное повышение температуры при фене бывает тогда, когда воздух, в котором развивается фен, с самого начала очень теплый. Продолжительный и интенсивный фен может привести к бурному таянию снега в горах, к повышению уровня и разливам горных рек и т. д. Летом фен вследствие своей высокой температуры и сухости может губительно действовать на растительность.
Борой называется сильный холодный и порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря. Бора с давних пор известна в районе Новороссийской бухты на Черном море и на Адриатическом побережье Югославии. К типу боры относится и сарма близ Ольхонских ворот на Байкале. Достаточное сходство с борой по происхождению и проявлениям имеют мистраль на Средиземноморском побережье Франции, нортсер в Мексиканском заливе.
Бора возникает в Новороссийске, как и в Адриатике, в тех случаях, когда холодный фронт подходит к прибрежному хребту. Холодный воздух сразу же переваливает невысокий хребет. Низвергаясь вниз по горному хребту под действием силы тяжести, воздух приобретает значительную скорость: в Новороссийске в январе скорость ветра при боре в среднем выше 20 м/сек. Падая на поверхность воды, этот нисходящий ветер создает сильное волнение.
В результате температура в районе, куда вторгается бора, понижается. В Новороссийске случалось при боре понижение температуры на 25° и более.
Шквалы
Иногда на ограниченных территориях наблюдаются резкие кратковременные усиления ветра, называемые шквалами. Скорость ветра при шквале внезапно, порывом, усиливается да 20 м/сек и более; это усиление ветра продолжается несколько минут, а иногда повторяется на протяжении короткого времени. Более или менее резко меняется и направление ветра. Несмотря на кратковременность шквалов, они могут приводить к катастрофическим последствиям.
Шквалы в большинстве случаев связаны с кучево-дождевыми (грозовыми) облаками либо местной конвекции, либо холодного фронта. В первом случае они называются внутримассовьми, во втором - фронтальными. Внутримассовый шквал обусловлен тем, что в передней части кучево-дождевого облака возникает сильное восходящее движение воздуха, а в центральной и тыловой частях - нисходящее, в частности создаваемое ливневыми осадками, увлекающими с собой воздух. В облаке и под ним возникает, таким образом, вихревое движение воздуха с горизонтальной осью, в которое вовлекается воздух из смежных районов (рис. 113). При приближении большого облака конвекции ощущается усиление ветра и поворот его направления к облаку; в резко выраженных случаях это явление принимает форму шквала.
Движение воздуха при шквале.
Сходные условия будут и в случае фронтальных шквалов. Здесь также играет роль восходящее движение теплого воздуха перед продвигающимся холодным фронтом и нисходящее движение в голове холодного воздуха за фронтом, принимающее форму резкого "обрушивания".
Шквал обычно связан с ливневыми осадками и грозой, иногда с градом. Атмосферное давление при шквале резко повышается в связи с бурным выпадением осадков, а затем снова падает.
Маломасштабные вихри
В условиях большой неустойчивости атмосферной стратификации, кроме обычных грозовых шквалов, могут возникать еще особые вихри с вертикальной осью, напоминающие циклоны, однако миниатюрных масштабов.
Во-первых, это совсем малые пыльные вихри, во множестве возникающие над перегретой почвой в пустынях, особенно на границах, где резко меняются свойства подстилающей поверхности. Поперечник их от 1 до 100 м, высота до 1 км, скорость перемещения 20-30 км/час.
Большее значение имеют более крупные вихри, называемые над морем смерчами, а над сушей - тромбами. В Северной Америке тромбы называют торнадо.
Вихрь возникает обычно в передней части грозового облака и проникает сверху до самой земной поверхности. У смерчей диаметр вихря порядка десятков метров, у тромбов - порядка 100-200 м, а в американских торнадо и больше (это устанавливается по ширине полосы разрушений).
Тромб виден как темный столб между облаком и землей, расширяющийся кверху и книзу, или как хобот, свисающий из облака. Это объясняется тем, что вихрь втягивает сверху облако, а снизу пыль или воду; кроме того, при сильном падении давления внутри вихря происходит конденсация водяного пара.
Вихрь перемещается вместе с облаком чаще всего со скоростью порядка 30-40 км/час. Время существования смерчей измеряется минутами, тромбов - десятками минут, иногда несколькими часами. За это время вихрь может продвинуться над морем на несколько километров, а над сушей - на десятки, иногда даже на сотни километров, все сметая на своем пути.
Атмосферное давление в вихре сильно понижено, на десятки или даже на сотню миллибаров. Воздух вращается вокруг оси вихря, одновременно поднимаясь вверх. Скорости ветра в тромбах могут достигать 50-100 м/сек, как это можно определить по разрушениям; очень велики и восходящие скорости. Падение давления при прохождении тромба бывает настолько большим и быстрым, что наружное давление не успевает выравняться с давлением внутри здания; давление внутри остается более высоким. Поэтому дома, попавшие в сферу действия тромба, иногда взрываются изнутри: с них слетает крыша, вылетают оконные рамы, даже разрушаются стены.
В Европе тромбы сравнительно редки и наблюдаются преимущественно в жаркую летнюю погоду в послеполуденные часы в воздушных массах тропического происхождения с большими вертикальными градиентами температуры. В направлении к северу они отмечались до северной Шотландии, южной Норвегии, Швеции, Соловецких островов; в Сибири - до низовьев Оби.
На Европейской территории России каждое лето в разных местах, и на юге, и в центре, отмечается несколько тромбов. Были случаи, когда они достигали особой катастрофической силы, как, например, московский тромб 29 июня 1904 г., сравнимый по интенсивности с американскими торнадо.
В США на юго-востоке, торнадо очень часты и обладают исключительной разрушительной силой. В среднем за год насчитывается свыше 200 смертных случаев от торнадо, а в одном только случае торнадо 18 марта 1925 г. было убито почти 700 человек.
Тромбы (торнадо) наблюдаются в очень теплом и влажном неустойчиво стратифицированном воздухе, иногда вблизи фронтов, как холодных, так и теплых, но иногда и на значительном расстоянии от них. Очевидна их связь с грозовыми облаками. Поэтому можно думать, что тромб является особой, сравнительно редкой разновидностью обычного грозового шквала. Но при шквале в грозовом облаке наблюдается вихрь с горизонтальной осью, как описано выше. При тромбе направление оси вихря по еще невыясненным причинам меняется: ось вихря загибается к земной поверхности и достигает ее, превращаясь между облаком и землей в вертикальную.
1. Ветер. Его характеристика. Истинный, магнитный и градиентный ветер. Силы определяющие движение воздуха. Влияние на работу авиации.
2. Условия погоды и полётов в различных частях циклона.
3. Информация для поисково – спасательной службы.
1. Ветер представляет собой движение воздуха относительно земной поверхности. Обычно подразумевается горизонтальная составляющая этого движения; именно она определяется с помощью станционных приборов (флюгера, анемометра и пр.).
В метеорологии в понятии ветра различаются числовая величина скорости ветра, выраженная в м/с, км/ч, узлах или условных единицах (баллах), и направление, откуда дует ветер. Для обозначения направления указывают либо румб (по 16-румбовой системе), либо угол, который горизонтальный вектор скорости ветра образует с меридианом (причем север принимается за 360 0 или 0 0 , восток - за 90 0 , юг - за 180 0 , запад - за 270 0 ), т.о. градусы отсчитываются от северного направления географического меридиана по часовой стрелке от 0 0 до 360 0 .
Таким образом, ветер как горизонтальное движение воздуха происходит под воздействием силы барического градиента, силы трения, отклоняющей силы вращения Земли и центробежной силы. Горизонтальное движение воздуха (ветер) возникает в результате неравномерного распределения давления вдоль земной поверхности. Движущей силой является сила барического градиента. Для количественной характеристики изменения давления по горизонтали пользуются понятием горизонтального барического градиента Fр.
Величина горизонтального барического градиента чаще всего указывается в миллибарах (гектопаскалях) на 100 км. Определяется она по приземным картам погоды.
Теоретический случай горизонтального движения воздуха без трения при условии, что в горизонтальной плоскости сила барического градиента уравновешивается отклоняющей силой вращения Земли и центробежной силой. Поскольку при этом все силы должны располагаться по одной прямой, градиентный ветер направлен по изобарам. Градиентный ветер, как установившееся течение в некоторой области поля, возможен, если радиус кривизны линий тока (совпадающих с изобарами и изогипсами) постоянен, т.е. если изобары являются концентрическими окружностями. Вектор градиентного ветра направлен по касательной к изобарам (изогипсам АТ) под прямым углом, в северном полушарии всегда вправо, в южном полушарии - влево относительно силы барического градиента.
В центре циклона или антициклона, там где сила барического градиента как источника движения равна нулю, скорость градиентного ветра соответственно равна нулю.
Градиентный ветер является хорошим приближением к действительному ветру в свободной атмосфере циклона или антициклона.
Разность атмосферного давления между двумя областями как у земной поверхности, так и выше нес вызывает горизонтальное перемещение воз душных масс —ветер. С другой стороны, сила тяжести и трение о земную поверхность удерживают массы воздуха на месте. Следовательно, ветер возникает только при таком перепаде давления, который достаточно велик, чтобы преодолеть сопротивление воздуха и вызвать его движение. Очевидно, что разность давлений должна быть отнесена к единице расстояния. В качестве се раньше принимали Г меридиана, т. е. 111 км. В настоящее время для простоты расчетов условились брать 100 км.
Горизонтальным барическим градиентом называется паление давления в 1 мб на расстояние в 100 км по нормали к изобаре в сторону убывающего давления.
Скорость ветра всегда пропорциональна градиенту: чем больше избыток воздуха на одном участке в сравнении с другим, тем сильнее его отток. На картах величина градиента выражается расстояниями между изобарами: чем они ближе одна к другой, тем градиент больше и ветер сильнее.
Кроме барометрического градиента на ветер действуют вращение Земли, или сила Кориолиса, центробежная сила и трения.
Вращение Земли, или сила Кориолиса, отклоняет ветер вправ (в южном полушарии влево) от направления градиента. Теоретически рассчитанный ветер, на который действуют только сш. градиента и Кориолиса, называется геострофическим. Он дует касательной к изобарам.
Чем сильнее ветер, тем больше его отклонение под действие вращения Земли. Оно нарастает с увеличением широты. Над шей угол между направлением градиента и ветром достигае 45—50°, над морем — 70—80°, средняя величина его равна
Центробежная сила действует на ветер в замкнутых барических системах — циклонах и антициклонах. Она направлена радиусу кривизны траектории в сторону ее выпуклости.
Сила трения воздуха о земную поверхность всегда уменьшает скорость ветра. Скорость ветра обратно пропорциональна величине трения. При одном и том же барическом градиенте над морем, степными и пустынными равнинами ветер сильнее, чем над пересеченной холмистой и лесной, а тем более горной местностью. Трение сказывается в нижнем, примерно 1000-метровом, слое, называемом слоем трения. Выше ветры геострофические.
Направление ветра определяется стороной горизонта, откуда он дует. Для обозначения его обычно принимается 16-лучевая роза «ветров: С, ССЗ, СЗ, ЗСЗ, 3, ЗЮЗ, ЮЗ, ЮЮЗ, Ю, ЮЮВ, ЮВ, ВЮВ, В, ВСВ, СВ, ССВ.
Иногда вычисляется угол (румб) между направлением ветра и меридианом, причем север (С) считается за 0 или 360°, восток (В) —90°, юг (Ю) — 180°, запад (3) —270°.
Скорость ветра не следует отождествлять с его силой. Последняя зависит кроме скорости еще от плотности воздуха. Горизонтальные переносы воздуха и по массе и по скоростям его движения больше вертикальных. При одинаковой скорости ветра у земной поверхности и в верхней тропосфере сила его вверху в 5 раз меньше, чем внизу.
В вертикальных токах изменяются свойства воздуха. Он или охлаждается и дает осадки, или нагревается и иссушается.
Атмосфера Земли.
Если бы характер воздушных течений зависел только от термической неоднородности поверхности земли и воздушных масс, то ветер определялся бы горизонтальным градиентом давления и движение воздуха совершалось бы вдоль этого градиента от высокого давления к низкому. При этом скорость ветра была бы обратно пропорциональна расстоянию между линиями одинакового давления, т. е. изобарами. Чем меньше расстояние между изобарами, тем больше градиент давления, а соответственно и скорость ветра.
Сила градиента давления. В теоретической метеорологии силы обычно относятся к единице массы. Поэтому, чтобы выразить силу градиента давления, действующего на единицу массы, следует величину градиента давления разделить на плотность воздуха. Тогда числовое значение силы барического градиента (Г) определится выражением:
где ρ – плотность воздуха, d ρ/ dn – градиент давления.
Под действием силы градиента давления (барического градиента) возникает ветер. Это значит, что если на некотором участке образуется избыток массы воздуха (высокое давление), то должен произойти отток его в область с недостатком воздуха (низкого давления). Этот отток тем сильнее, чем больше разность давления.
Таким образом, основной движущей силой возникновения движения воздуха является барический градиент. Если бы на воздушные частицы действовала только сила барического градиента, то движение их совершалось бы всегда в направлении этого градиента, подобно стоку воды от более высокого уровня к низкому. В действительности этого не происходит.
При крупномасштабных процессах к термической первопричине возникновения воздушных течений присоединяется действие целого ряда других факторов, которые значительно усложняют атмосферную циркуляцию. Поэтому как муссонная, так и междуширотная циркуляция, обусловленная действиями ряда сил и вихревой природой атмосферной циркуляции, осуществляется несравненно сложнее.
Отклоняющая сила вращения Земли. Изменение направления и скорости воздушных течений в первую очередь вызывается отклоняющей силой вращения Земли, или, как обычно называют ее, силой Кориолиса. Возникновение этой силы связано с вращением Земли вокруг своей оси. Под действием силы Кориолиса ветер дует не вдоль градиента давления, т. е. от высокого давления к низкому, а отклоняясь от него в северном полушарии вправо, в южном полушарии — влево.
На схеме (рис. 29, а) наглядно показано, как отклоняющая сила вращения Земли влияет на изменение направления движения воздуха, начавшегося вдоль градиента давления с постепенно возрастающей скоростью. Влияние других сил здесь не учитывается.
Предположим, что под действием силы барического градиента воздушная частица (обозначена кружком) начнет смещаться в направлении градиента (Г). В первое мгновение, как только появится скорость V 1 возникнет ускорение отклоняющей силы вращения Земли А1 направленное перпендикулярно и вправо по отношению к скорости V 1 . Под влиянием этого ускорения частица переместится не вдоль градиента, а отклонится вправо; в последующее мгновение скорость движения частицы воздуха станет равной V 2 . Но вместе с этим сила Кориолиса изменится на А2. Под влиянием этого поворотного ускорения скорость частицы воздуха еще изменится, став равной V 3 . Не замедлит измениться и сила Кориолиса и т. д. В результате сила давления и отклоняющая сила вращения Земли уравновешиваются и движение воздушной частицы происходит вдоль изобар. Действие силы Кориолиса возрастает с увеличением скорости движения частиц и широты места. Она определяется выражением:
где ω — угловая скорость, φ — географическая широта, V — скорость движения.
Ускорение отклоняющей силы вращения Земли измеряется величинами от нуля на экваторе до 2ω V на полюсе.
Геострофический ветер. Простейшим видом движения является прямолинейное и равномерное движение без трения. В метеорологии оно называется геострофическим ветром. Однако такое движение можно допустить лишь теоретически. При геострофическом ветре предполагается, что, кроме силы градиента (Г), на воздух действует лишь отклоняющая сила вращения Земли (А). Когда движение равномерное, то обе эти силы, действуя в противоположные стороны, уравновешиваются и геострофический ветер направляется вдоль изобар (рис. 29, б). При этом низкое давление находится в северном полушарии слева, а в южном полушарии — справа.
При равновесии сил градиента давления и отклоняющей силы вращения Земли их сумма будет равна нулю. Это выражается следующим соотношением:
откуда получим, что скорость геострофического ветра
Отсюда следует, что скорость геострофического ветра прямо пропорциональна величине горизонтального градиента давления. Следовательно, чем гуще изобары на картах давления, тем сильнее ветер. Хотя в действительных условиях атмосферы чисто геострофический ветер почти не наблюдается, однако наблюдения показывают, что на высоте около 1 км и выше движение воздуха происходит приблизительно вдоль изобар, с небольшими отклонениями, вызванными другими причинами. Поэтому в практической работе вместо фактического ветра пользуются и геострофическим ветром. Кроме силы градиента давления и силы Кориолиса, на движение воздуха действуют сила трения и центробежная сила.
Сила трения. Сила трения направлена всегда в сторону, противоположную движению, и пропорциональна скорости. Она, уменьшая скорость воздушных потоков, отклоняет их влево от изобар, и движение происходит не вдоль изобар, а под некоторым углом к ним, от высокого давления к низкому. Посредством турбулентного перемешивания воздуха влияние трения передается в вышележащие слои, приблизительно до 1 км над поверхностью земли.
Влияние трения на направление и скорость движения воздуха изображено на схеме (рис. 30, а). На схеме представлено поле давления и движение воздуха под действием силы градиента давления, отклоняющей силы вращения Земли и трения. Под действием силы Кориолиса движение воздуха происходит не вдоль градиента давления Г, а под прямым углом к нему, т. е. вдоль изобар. Действительный ветер изображен стрелкой В, сила трения Т отклонена от направления ветра несколько в сторону. Сила Кориолиса показана под прямым углом к действительному ветру стрелкой К. Как видим, угол между действительным ветром В и силой трения Т составляет больше 90°, а угол между действительным ветром В и силой градиента давления Г меньше 90°. Так как сила градиента перпендикулярна изобарам, то действительный ветер оказывается отклоненным влево от изобар. Величина угла, составляемого изобарой и направлением действительного ветра, зависит от степени шероховатости земной поверхности. Отклонение происходит влево от изобар обычно под углом 20—30°. Над сушей трение больше, чем над морем, у поверхности земли влияние трения наибольшее, а с высотой оно уменьшается. На высоте около 1 км действие силы трения почти прекращаете.
Центробежная сила. Если изобары криволинейные, т. е. имеют, например, форму эллипса или окружности, то на движение
воздуха оказывает действие центробежная сила. Это сила инерции, которая направлена от центра к периферии по радиусу кривизны траектории движения воздуха. Под действием центробежной силы (в случае отсутствия трения) движение происходит по изобарам. При наличии же трения ветер дует под углом к изобарам в сторону низкого давления. Величина центробежной силы определяется из равенства
где V — скорость движения воздуха (скорость ветра), r — радиус кривизны его траектории.
Если принять, что движение воздуха происходит по окружности, то скорость его в любой точке траектории будет направлена по касательной к окружности (рис. 30, б и в). Как следует из этой схемы, сила Кориолиса (А) направлена (в северном полушарии) под прямым углом по радиусу вправо от скорости ветра ( V ). Центробежная сила (С) направлена от центра циклона и антициклона к их периферии, а сила градиента (Г) уравновешивает геометрическую сумму первых двух сил и лежит на радиусе окружности. Все три силы в этом случае связаны уравнением
где r — радиус кривизны изобар.
Из этого уравнения следует, что ветер направлен перпендикулярно градиенту давления. Это частный случай ветра при круговых изобарах в системе циклона. Такой ветер называется градиентным.
В северном полушарии в системе циклона (рис. 31, б) сила барического градиента направлена к его центру, а силы центробежная и Кориолиса, уравновешивающие ее, — в противоположную сторону. В случае антициклона (рис. 30, в) сила Кориолиса направлена к центру его, а центробежная сила и сила барического градиента — в противоположном направлении и уравновешивают первую.
Уравнение градиентного ветра в случае антициклона имеет следующий вид:
В южном полушарии, где отклоняющая сила вращения Земли направлена влево от скорости движения воздуха, градиентный ветер отклоняется от градиента давления влево. Поэтому в южном полушарии ветер в циклоне направлен по часовой стрелке а в антициклоне — против часовой стрелки.
Вне действия силы трения, т. е. выше 1 км, ветер по направлению и скорости приближается к градиентному. Разница между действительным и градиентным ветром обычно невелика. Однако эти небольшие отклонения действительного ветра от градиентного играют важную роль в изменении атмосферного давления.
Давление воздуха определяется его массой в столбе атмосферы сечением, равным единице площади. При неравномерном движении воздуха вследствие изменения его термических свойств и действующих сил происходит уменьшение или увеличение массы воздуха в столбе, а соответственно понижение или повышение атмосферного давления.
Главным фактором в изменении поля давления (барического поля) является отклонение действительного ветра от градиентного (на высотах). Когда направление и скорость действительного ветра соответствуют градиентному, происходит увеличение или уменьшение массы воздуха и изменение давления и могут возникать и развиваться атмосферные вихри — циклоны и антициклоны (см. ниже).
Отклонения ветра существенны в областях сходимости воздушных потоков в тропосфере п при большой кривизне потоков движущегося воздуха.
Поле давления. Структура поля давления, или барического поля атмосферы, довольно разнообразна. Во внетропических широтах у поверхности земли и на высотах всегда можно обнаружить большие или относительно малые по размерам циклоны и антициклоны, ложбины, гребни, седловины.
Циклоны — это крупнейшие атмосферные вихри, с низким давлением в центре. Движение воздуха в их системе в северном полушарии происходит против часовой стрелки. Антициклоны — вихри с высоким давлением в центре. Движение воздуха в их системе в северном полушарии происходит по часовой стрелке.
В южном полушарии в обеих системах циркуляция воздуха обратная, т. е. ветры в циклоне дуют по часовой стрелке, а в антициклоне — против часовой стрелки. Гребень — это вытянутая от центральной части антициклона область высокого давления с антициклонической системой циркуляции. Ложбина — это вытянутая от центральной части циклона область низкого давления с циклонической системой циркуляции. Седловина — это форма барического рельефа между двумя циклонами и двумя антициклонами, расположенными крест-накрест.
На рисунке 31 изображено поле давления у поверхности земли с системой ветров. Кроме двух циклонов и двух антициклонов, здесь представлены ложбины, гребни и седловина. Направление ветра показано стрелками, скорость — оперением. Чем больше расстояние между изобарами, тем меньше скорость ветра и меньше оперение. Такое изображение изобар и ветра принято на картах погоды (см. ниже).
Структура поля давления на земном шаре многообразна и сложна. Поэтому режим воздушных течений различен зимой и летом, у поверхности земли и на высотах, над материками и над океанами, не говоря уже о большой его изменчивости в средних и высоких широтах ото дня ко дню. Обычно средние месячные карты давления и ветра отображают лишь преобладающий перенос воздушных масс в течение месяца и скрывают многие интересные особенности атмосферных процессов, которые обнаруживаются на ежедневных картах погоды.
Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.
Читайте также: