ИЗМЕНЕНИЕ ВЕТРА С ВЫСОТОЙ. ТЕРМИЧЕСКИЙ ВЕТЕР

Г РАДИЕНТНЫЙ ВЕТЕР И ЕГО РАЗНОВИДНОСТИ

Г радиентный ветер u г р - это вет ер выше слоя т рения. Выш е слоя трения масса воздух а д вижется под действием двух сил: силы горизонтального барического градиента и силы Кориолиса. В первоначальный момент под действием силы горизонтального барического градиента масса воздуха б удет двигат ься в направлении вект ора этой силы. Однако, с началом движения, под влиянием силы Кориолиса част ицы воздуха начнут отклоняться вправо. Это будет происходить до тех пор, пока сила горизонтального барического градиента и сила Кориолиса не ур авновесят друг др уга, т.е. окажутся лежащ ими на одной прямой, но направленными в прот ивоположные стороны (рис. 4.8). Движение воздух а станет установившимся и будет направлено вдоль изобар. Скорост ь возд уш ного потока в данном сл учае определяется только силой горизонтального барического градиента, и поэтому такой ветер называется градиентным ветром.

Рис. 4.8. Образов ание градиентного ветра

Т.е. градиентный ветер - эт о установившееся горизонт альное д вижение воздуха выш е слоя т рения, направленное вдоль изоб ар таким образом, что низкое давление всегда остается слева от пот ока.

Скорость градиентного вет ра и г р определяется из условия:

G = F к (4.8)

так как

G = 1 ΔР , а

F к = 2w u sin j ,

r ΔS

то 1 ΔР = 2w u г р sin j ,

r ΔS

из этого уравнения:

u г р

= 1 DР , (4.9)

r 2 w sin j DS

из уравнения сост ояния газов:

и тогда:

Р V = RT , V = 1

, r = P ,

R T

u г р

= RT DР

r 2 w sin j DS

(4.10)

Обозначим буквой К величину

RT и получим:

r 2w

K ΔР

u г р = sin j ΔS (4.11)

Эт о и ест ь формула для определения скорости градиентного вет ра. Если в э той формуле привести в соответ ствие систему единиц, подставить в величину К известные числ овые значения R и ω, пр инять, чт о t = 0°С, а Р = 1000 гПа, то формула скорост и град иентного вет ра будет иметь вид:

536 ΔР

u г р (м/с) = , (4.12)

sin j ΔS

1931 ΔР

где: j - широт а места;

u г р (км/ч) = , (4.13)

sin j ΔS

DР - разност ь давления между изобарами в гПа;

DS - расстояние межд у изобарами в км.

Пол ученные формулы позволяют рассчитат ь скорость градиентного ветра для высот

500…1000 м по приземным картам погоды. На высот ах выш е 1000 м скорость град иентного

вет ра определяется по картам абсолютной топографии (AT). Для карт AT формула скорости градиентного ветра имеет вид:

242 ΔH

u г р (км/ч) = , (4.14)

sin j ΔS

где: DН - разность вы сот между изогипсами в геопот енциальных мет рах (гпм).

Градиент ный вет ер при прямолинейных параллельных изобарах называет ся геострофическим ветром, а при криволинейных изобарах – геоцикл острофическим ветром .

ДВИЖЕНИЕ ВОЗДУХА В СЛ ОЕ ТРЕНИЯ

В приземном слое ат мосферы, в слое трения, на движение возд уха влияют три силы: сила горизонтального барического градиента, сила Кориолиса и сила трения. При установивш емся движении, когда скорость вет ра постоянна, силы, действующие на массу воздуха, уравновешивают друг друга (их векторная сумма равна нулю). В эт ом случае сила горизонтального барического град иента уравновешивает ся суммой сил Кориолиса и трения. Так как сила трения противоположна направлению движения воздуха, а сила Кориолиса в Северном полушарии отклоняет ся от него на 90° вправо, то воздуш ный поток в слое т рения

будет отклоняться от направления вектора силы горизонтального б арического градиент а вправо на некоторый угол a, который меньш е 90° (рис. 4.9). Эт от угол называется углом отк лонения. При эт ом воздушный пот ок в слое трения будет направлен не вдоль изоб ар, а под некот орым углом к ним, от клоняясь от изобары с большим давлением в сторону изоб ары с меньшим давлением.

Р ис. 4.9. Ветер в слое трения

Величину угла отклонения можно определить из зашт рихованного треугольника, в котором один катет представляет собой вект ор силы трения, вт орой - вектор силы Кориолиса, а гипотенуза - суммарный вектор

t ga = F к = 2 w u si n j

или

F т к u

t ga = 2 w si n j

(4.15)

Таким образом, угол от клонения зависит от коэффициент а т рения и широты места. Угол отклонения б удет тем б ольше, чем меньш е коэффициент трения. Если коэффициент трения уменьшается (т.е. если “ к ” стремит ся к нулю), то угол a приближает ся к 90°. В среднем величина угла от клонения над сушей составл яет 50…60°, а над морем – 70…80°. С высот ой коэффициент трения уменьшается и угол a возрастает. Выш е слоя трения a = 90°. Широта места оказывает следующее влияние на угол отклонения: на экват оре, где j = 0 и a = 0, движение воздуха будет совпадать с направлением силы барического градиента. Самое большое отклонение ветра от силы барического градиента (для Северного полушария в правую ст орону) будет наблюдаться на полюсе, где j = 90°, а sin 90° = 1. Здесь величина

t ga = имеет максимальное значение.

Таким образом, у поверхности земли вет ер направлен не вдоль изобар, а под некоторым

углом к ним, и, если стат ь спиной к вет ру, т о низкое давление будет находит ься слева и

несколько впереди, а высокое - справа и несколько позади наблюдателя. Это барический закон ветра (правило Бейс-Балло).

Практ ически для определения направления вет ра на приземной карте (в том районе, где данны е отсутствуют) нужно провести перпендикуляр от изоб ары с большим давлением к изоб аре с меньшим давлением. Затем отклонить его вправо на угол 50…60° и посмотрет ь, откуда дует ветер - эт о и есть направление вет ра.

ИЗМЕНЕНИЕ ВЕТРА С ВЫСОТОЙ. ТЕРМИЧЕСКИЙ ВЕТЕР

С высотой скорость и направление ветра изменяются. В слое от земли до высоты

1000…1500 м (в слое трения) сила трения с высотой уменьшается, поэ тому ветер с высот ой

усиливается и поворачивает ся вправо до т ех пор, пока не станет градиентным (рис. 4.10). На высот е 500 м скорост ь вет ра примерно в 2 раза б ольше, чем у поверхности земли. Угол от клонения от вект ора силы горизонтального барического градиента постепенно увеличивается и на высоте 1000…1500 м достигает 90°. График изменения вет ра с высот ой в слое т рения называет ся спиралью Экмана (рис. 4.10). Таким образом, усиление и отклонение ветра вправо с вы сотой в слое трения происходит под влиянием уменьш ения силы трения.

Р- DР

Р-DР

Р Р

Рис. 4.10. Изменение направления и скорости ветра с высотой в слое трения (спираль Экмана)

Выше слоя трения, в свободной ат мосфере, скорость ветра может как увеличиваться, т ак и уменьшаться с высотой. Здесь встречаются и правые, и левы е поворот ы ветра, а иногда могут наблюдаться воздушные течения, противоположные направлению ветра у Земли.

Так как выше слоя т рения ветер напр авлен вдоль изобар соот ветствующего уровня, то

в сво бодной атмосфере изменение вет ра об условлено пер ест ройкой барического поля, а, след овательно, и изменением направления силы горизонтального бар ического градиента. Перестройка б арическо го поля от некот орого уро вня Н1 до другого выш ележащего ур овня Н2 происходит в результате горизонтал ьных изменений температуры в эт ом слое возд ух а. Эти изменения мо гут происхо дит ь по разным причинам, например, вследст вие притока (адвекции) на высот ах т епл ого воздуха с юга, хол одно го - с севера, потепления или пох олодания, вы званного адиабат ическими процессами, и т.д. С прит оком тепла изобарические поверхности приподнимаются, а в о бласти распрост ранения холода - понижаются. Вслед ствие указанных причин давление воздуха на одном и том же уро вне становится различным. В об ласти т епла оно повы сится и окажется большим, чем на одном и т ом же уровне в области хол ода. Таким образо м, горизонтальные изменения температуры на высот е вызывают изменение (перестройку) на это й же высоте барического поля, ко торое, в свою очередь, вызывает изменение направления и величины барич еского гр адиента, а, следоват ельно , изменение направления и скор ости град иентного вет ра. Теор ия это го во проса разрабо тана С .И. Троицким. Основы ее сводят ся к сл едующ ему.

Перестро йка бар ического поля под влиянием горизонтальных изменений температуры о бычно начинает ся на нижнем (исх одном) уровне слоя и заканчивается на его вер хнем ур овне. Здесь, на верх нем уровне рассмат риваемого слоя во здуха, в результате под ъема изобарических поверхностей над т еплыми районами, в об ласт и т еплого воздуха повышает ся давление и образуется барический град иент , напр авленны й в ст орону понижения т емперат уры. Другими словами, здесь созд ает ся местный д обавочный

барич еский гр адиент, совпад ающий по направлению с градиент ом т емперат уры, т. е. направленный по нормали к изотермам от т епла к х олоду. Эт ому добавоч ному барич еско му градиенту будет соот ветствовать д обавочная скорость градиент ного ветр а D и, условно названная термическим ветром. Векто р Δ u (тер мический вет ер) направлен вдо ль изотер м, о ставляя област ь низких температур слева, (по д дейст вием силы Кориолиса т ермический ветер Dи от клоняется от силы добавочно го барического градиент а вправо на угол 90°). Таким образом, г радиентный вет ер, котор ый обр азует ся на верх нем уровне слоя u н , равен сумме вектора градиентного ветр а на нижнем уровне u 0 и вектор а

т ермического ветра

Δ u :

u н = u 0 + Δ u

(4.16)

Величину добаво чной скорости градиентного вет ра, т.е. величину т ермического вет ра, можно определить след ующ им образом. Из барометрической формулы, выражающ ей общий закон изменения давления с высотой,

P н = P0 e

g H R T с р

пут ем мат ематических преобразований найдем величину доб авочного град иента давления,

возникш его на верх ней границе слоя,

DР = rgH DT , (4.17)

DS Т с р DS

где:

D Р - д обавочный градиент д авления на верхнем уровне;

D T - горизонтальный градиент температуры;

Т с р - средняя т емперат ура рассматриваемого слоя воздуха.

Подставим полученное значение добавочного градиента давления в формулу скорост и градиентного вет ра

u г р

= 1 DР

2w sinj r DS

и получим выражение для величины термического ветра

Du = g H DT

(4.18)

2w sinj

Т ср DS

В зависимости от распределения на высотах областей тепла и холода, высокого и низкого давления (т.е. взаимного расположения изобар и изот ерм, а, следовательно, горизонтальных барического и т ермического градиентов) рассмотрим четы ре характерных сл учая изменения скорости и направления вет ра с высот ой.

1. Изот ермы пересекаются с изоб арами и от клонены от них вправо (за направление

изоб ар принимается направление вект ора u 0 , а за направление изотерм - вект ора

(рис. 4.11).

Δ u )

Рис. 4.11. Направление термического ветра (1-й случай)

В этом случае ветер с высот ой отклоняет ся вправо и усиливается, происходит общий перенос возд ушной массы из области тепла в област ь холода (адвекция т епла).

2. Изотермы пересекаются с изобарами и отклонены от них влево (рис. 4.12). В э том случае вет ер с высотой усиливается и отклоняется влево, происходит общий перенос воздушной массы из области х олода в област ь тепла (адвекция холода).

Рис. 4.12. Направление термического ветра (2-й случай)

3. Изотермы и изобары параллельны друг другу и совпадают по направлению

(рис. 4.13).

Рис. 4.13. Направление термического ветра (3-й случай)

В э том случае вет ер с высот ой усиливает ся, не меняя своего направления.

4. Изотермы и изобары параллельны друг др угу, но направлены в прот ивоположные ст ороны (рис. 4.14).

Рис. 4.14. Направление термического ветра (4 -й случай)

В эт ом случае ветер с высотой ослабевает д о штиля, не меняя направления, а зат ем меняет направление на противоположное и вновь усиливается.

Из всех рассмотренных случаев видно, что ветер (а значит и направление изобар) на высотах стремится принять направление изотерм, оставляя область холода слева.

Дата добавления: 2021-06-02; просмотров: 205; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

Мы поможем в написании ваших работ!