Барометрические формулы.

Формула, описывающая закон распределения давления с высотой, в общем виде определяется как:

, где: р₀ – приземное давление, p_z – давление на уровне z, g – ускорение свободного падения, R – универсальная газовая постоянная, T – температура воздуха в градусах Кельвина.

В связи с тем, что изменение температуры воздуха с высотой нельзя выразить простой аналитической зависимостью, интегрирование уравнения можно выполнить лишь приближенно или для отдельных частных случаев, задаваясь распределением температуры по высоте, например, для изотермической (температура на всех высотах постоянная) или политропной (температура с высотой убывает по линейному закону) атмосфер и т.п. Полученные таким образом формулы носят общее название барометрических. На их основе рассчитывают распределение давления и плотность по высоте, определяют высоту полета различных летательных аппаратов, приводят давления к уровню моря, проводят барометрическое нивелирование.

Приведение давления к уровню моря. Приняв на уровне моря g = 9,8 м/с², ρ (плотность воздуха) = 1,23 кг/м³, находят величину вертикального градиента давления.

Эта величина используется для приведения давления к уровню моря, когда наблюдения проводят на небольшой высоте. В практике судовождения давление приводят к уровню моря простым прибавлением к отсчету 0,1 мм на 1 м высоты барометр над ватерлинией. Чтобы получить сопоставимые результаты, давление к уровню моря приводят на всех гидрометеорологические станциях и постах.

Для приближенной оценки изменения давления с высотой на практике часто используется величина, обратная вертикальному градиенту давления - барическая ступень. Под барической ступенью понимается высота, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 мбар., с увеличением высоты барическая ступень растет. Так, для наземных условий она в среднем составляет 8 м, а для высот 5 и 10 км — 15 и 30 м соответственно.

Горизонтальный барический градиент. Рассматривая изобары на синоптической карте, можно заметить, что в одних местах они проходят гуще, в других — реже. Очевидно, что в первом случае атмосферное давление меняется в горизонтальном направлении сильнее, во втором — слабее. Точно выразить, как меняется атмосферное давление в горизонтальном направлении, можно с помощью горизонтального барического градиента. Горизонтальный барический градиент есть вектор, направление которого совпадает с направлением нормали к изобаре в сторону уменьшения давления, а числовое значение равно производной от давления по этому направлению. Вертикальный барический градиент в десятки тысяч раз больше горизонтального, т.к. давление с высотой меняется гораздо сильнее, чем в горизонтальном направлении (12,5 мб/100м или 0,1мм/1м).

Из формулы, описывающей закон распределения давления с высотой, следует, что в теплом воздухе давление с высотой понижается медленнее (рис. 1.4.1), чем в холодном (температура входит в знаменатель).

Рис. 1.4.1. Изменение давления с высотой в теплом (ТВ) и холодном (ХВ) воздухе.

Но так как давление в теплом воздухе с высотой уменьшается медленнее, чем в холодном, то на какой-то высоте (3—5 км) в теплой воздушной массе оно станет равным давлению в холодной воздушной массе, а выше этого уровня в теплой воздушной массе будет больше, чем в холодной.

В разных точках барического поля направление и величина горизонтального барического градиента - разные. Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния будет больше; там, где изобары расположены реже — меньше. Иначе говоря, величина горизонтального барического градиента обратно пропорциональна расстоянию между изобарами.

Формы барического рельефа. Изолинии равного атмосферного давления на приземных синоптических картах — изобары — имеют весьма разнообразную конфигурацию: от прямолинейных и параллельных одна по отношению к другой на отдельных участках до замкнутых концентрических систем округлой или овальной форм с низким или высоким давлением в центре. Эти барические системы основных типов называют циклонами и антициклонами.

Горизонтальные барические градиенты в циклонах направлены от периферии к центру, а в антициклоне — от центра к периферии.

Помимо циклонов и антициклонов, в синоптической практике различают вытянутые периферийные части их: ложбины, гребни и седловины (рис. 1.4.2).

Рис. 1.4.2. Формы барического рельефа: I — циклон; II — антициклон; III — ложбина; IV — гребень; V — седловина

Горизонтальные размеры циклонов и антициклонов очень велики. Большие оси (поперечники) циклонов нередко достигают 1200—2000 км, а антициклонов—3000—4000 км.

Вертикальная протяженность мезомасштабных вихрей в значительной степени зависит от того, какая температура наблюдается в данных барических системах. Если циклоны зарождаются в холодном воздухе и температура самая низкая в его центральной части, то с высотой барические градиенты мало меняют направление и замкнутые изобары с низким давлением в центре обнаруживаются до больших высот (5—7 км). Такой холодный циклон является высоким.

Если циклон зарождается в теплой воздушной массе и температура в его центре наивысшая, то такой циклон быстро исчезает с высотой, так как в нем дополнительный барический градиент, связанный с градиентом температуры, противоположен приземному градиенту и такой циклон является низким. Наоборот, холодные антициклоны являются низкими, а теплые антициклоны — высокими.

Под влиянием асимметрического распределения температуры барические системы с замкнутыми изобарами, как правило, с высотой превращаются в системы с разомкнутыми изобарами. В зависимости от высоты, на которой происходит это превращение, различают высокие, средние и низкие барические системы.

Изобары на синоптических картах в России и подавляющем большинстве стран мира проводят через 5 гПа.

Зональность в распределении атмосферного давления. Анализ синоптических карт за отдельные сроки показывает, что распределение атмосферного давления все время меняется. Эти изменения обусловливаются в основном изменением температуры и циркуляционными факторами — перемещением и эволюцией циклонов и антициклонов. Даже на среднемесячных или сезонных картах барическое поле Земли может значительно отличаться от аналогичного распределения в другие годы. Тем не менее, построение средних многолетних месячных, сезонных или годовых карт обнаруживает определенные закономерности, типичные для каждого месяца или сезона. Одной из самых устойчивых особенностей многолетних барических карт является зональность в распределении давления, хотя и несколько замаскированная различием влияний суши и моря.

По обе стороны от экватора (в зоне от 15 ° с. ш. и 25 ° ю. ш. в январе и между 35° с. ш. и 5° ю. ш. в июле) формируется область пониженного давления. Это область экваториальной депрессии, смещающаяся в то полушарие, в котором в данном месяце лето.

В субтропических широтах (30—32° с. ш. и ю. ш. в январе и 33—37° с. ш. и 26—30° ю. ш. в июле) формируются две субтропические зоны повышенного давления, смещающаяся от января к июлю к северу, а от июля к январю к югу.

От субтропиков к умеренным широтам (55—65° с. ш. и ю. ш.) давление падает, особенно сильно в южном полушарии, и достигает минимума в субарктических и субантарктических зонах. К полюсам обоих полушарий давление опять растет.

Вследствие зональности в распределении атмосферного давления меридиональный барический градиент между широтными зонами обоих полушарий направлен то к низким, то к высоким.

На картах средних многолетних значений давления воздуха для летних и зимних месяцев можно отметить некоторые характерные черты определении давления и ветров на уровне моря (рис. 1.4.3-1.4.4). Из этих карт видно, что в приэкватольной области наблюдается относительно пониженное давление вследствие мощного конвективного подъема прогретого воздуха. В верхних слоях поток воздуха устремляется к высоким широтам, постепенно отклоняясь под влиянием силы Кориолиса. На широте около 30° северный и южный потоки принимают широтные направления, здесь создаются субтропические пояса повышенного давления, расчлененные на отдельные антициклоны. В результате у поверхности Земли создается ж воздуха от пояса высокого давления к экватору — пассаты. Расчлененность субтропического пояса высокого давления в северном полушарии больше, чем в южном, из-за большей неоднородности подстилающей поверхности. В северном полушарии летом в субтропической зоне образуются два мощных антициклона—Азорский и Тихоокеанский, зимою в эту зону распространяется еще и Азиатский антициклон.

Далее к северу расположены обширные пояса пониженного давления. В северном полушарии постоянными составляющими этого пояса являются Исландский и Алеутский минимумы. При этом пояс пониженного давления хорошо выражен на океанах в течение всего года, а на суше — только летом; в зимнее же время над континентами формируются обширные антициклоны (Азиатский, Канадский). В южном полушарии пояс пониженного давления более устойчив. В полярных районах снова наблюдается повышенное давление. Причем в зимнее время область повышенного давления здесь выражена более четко, чем летом.

Рис. 1.4.3. Распределение давления у поверхности земли зимой.

Рис. 1.4.4. Распределение давления у поверхности земли летом.

Центры действия атмосферы – области низкого или высокого давления на многолетней средней карте, являющиеся статистическим результатом преобладания в данном районе барических систем одного знака (циклонов или антициклонов) над барическими системами других знаков. Делятся на постоянные (перманентные) и сезонные.

Дополнительно выделяют арктический и антарктический антициклоны и экваториальную зону пониженного давления.

В суточном ходе давления наблюдаются два максимума и два минимума — соответственно в 10 и 22 ч, в 4 и 14 ч. Наиболее четко суточный ход атмосферного давления проявляется в низких (экваториальных и тропических) широтах, где его амплитуда достигает 3—4 мм рт. ст. Любые нарушения правильного суточного хода атмосферного давления в низких широтах предвещают приближение тропического циклона.

Измерение атмосферного давления на судне. На судне измеряются: значение атмосферного давления в гектопаскалях, приведенное к уровню моря и температуре воздуха 0 °С; значение барической тенденции за 3 ч, предшествующие сроку наблюдений (гПа/3 ч); определяется характеристика барической тенденции за 3 ч (в цифрах действующего кода KH-01c).

На судне атмосферное давление измеряется барометрами, барометрами-анероидами (далее анероиды) 8 раз в сутки (в 00, 03,..., 21 ч UTC; измерение атмосферного давления в сроки 03, 09, 15, 21 ч UTC производится с целью определения значения и характеристики барической тенденции) и непрерывно регистрируется с помощью барографов специальными чернилами на диаграммных лентах.

Барометры, анероиды и барографы на судне размещаются в штурманской рубке горизонтально на поролоне (размещение приборов на поролоне „смягчает" влияние вибрации судна на колебание стрелки анероида и на результаты регистрации атмосферного давления на ленте барографа) толщиной не менее 0,5 см в местах, удаленных от кондиционерной установки, иллюминаторов, входных дверей, т. е. там, где нет резких изменений температуры воздуха и возможности попадания на приборы прямых солнечных лучей. При установке барометры, анероиды и барографы должны быть надежно закреплены таким образом, чтобы удобно было делать отсчеты по ним, открывать крышку футляра барографа при смене его лент и при заводе часового механизма.

Ежедневно, если барограф суточный, или в конце недели, если барограф недельный, необходимо после 12-часового срока наблюдений по UTC проводить смену ленты барографа.

Если при барометре или в анероиде отсутствует термометр, последний размещается в непосредственной близости к анероиду или барометру (термометр должен быть надежно защищен с целью предотвращения любой возможности его разбить).

В штурманской рубке атмосферное давление измеряется на высоте установки прибора Н при температуре окружающего воздуха Т_а.

Результаты измерений атмосферного давления принято „приводить" к температуре воздуха 0 °С и к единому уровню (к одной высоте) путем введения соответствующих поправок к отсчетам по барометру, анероиду. В качестве единого уровня Н₀ во всем мире

принят уровень Мирового океана (уровень моря).

Измерение атмосферного давления на судах производится по анероиду М-67 (МД-49-2); при его отсутствии можно использовать барометр БРС-1 или анероиды БАММ-1, М-98 (МД-49-А).

Для произведения измерений по анероиду необходимо:

— приоткрыть дверь в штурманской рубке, если она закрыта;

— перекрыть систему кондиционирования (для исключения влияния на показание анероида подпора воздуха в рубке за счет работы этой системы);

— отсчитать показание термометра с точностью до 0,2 °С;

— постучать пальцем по стеклу анероида (для предотвращения возможного „застревания" его стрелки);

— визуально совместить стрелку анероида с ее отражением в зеркале шкалы, если в анероиде зеркальная шкала;

— в течение 10—15 с проследить за колебаниями стрелки (если таковые наблюдаются), определить ее среднее положение и сделать отсчет показаний анероида с округлением до 0,1 гПа или до 0,1 мм рт. ст. (в зависимости от того, в каких единицах проградуирована его шкала).

Обработка результатов измерений сводится к получению значения атмосферного давления, приведенного к уровню моря и температуре воздуха 0 °С (Р₀). С этой целью необходимо к отсчету по анероиду ввести три поправки (или их сумму) по формуле

где:

Р_изм — отсчет по анероиду;

ΔР_ш — поправка шкалы к отсчету по анероиду, определяемая по показаниям анероида (по значению Р_изм ) и соответствующей таблице из свидетельства о поверке путем интерполяции;

ΔР_Т — температурная поправка для приведения атмосферного давления к температуре 0 °С, рассчитываемая по формуле, указанной в свидетельстве о поверке, и по температуре воздуха Г. измеренной вблизи анероида;

Δ Р_У — поправка на приведение атмосферного давления к уровню моря: ΔР_У = ΔР_Н Н_У (здесь ΔР_Н = 0,133 гПа/м или 0,1 мм рт. ст./м и соответствует изменению атмосферного давления на 1 м высоты; Н — высота установки анероида на судне, в метрах над уровнем моря).

При плавании в открытых морях и океанах высота установки анероида над уровнем моря Н отсчитывается от положения максимальной грузовой ватерлинии, в этих случаях Н = Н_У; при плавании в закрытых морях (например, в Каспийском), уровни которых не совпадают с уровнем Мирового океана, высота установки анероида над уровнем моря рассчитывается по формуле Н_У = Н + ΔН, где ΔН — разность уровней „закрытого" моря и Мирового океана, м; она берется со знаком „плюс", если уровень моря выше, и со знаком „минус", если уровень моря ниже уровня Мирового океана.

При расчете значений Р„ по формуле (1) следует помнить, что:

— все поправки рассчитываются с точностью до 0,1 гПа или до 0,1 мм рт. ст. и берутся для расчетов со своим знаком;

— все слагаемые формулы должны быть выражены в одних единицах (гПа или мм рт. ст.); если шкала анероида проградуирована в миллиметрах ртутного столба, то результат расчета должен быть переведен по формуле: Р (гПа) = 1,3332 Р (мм рт. ст.).

Ветер. Причины ветра. Ветер – горизонтальное движение воздуха относительно земной поверхности. Ветер возникает вследствие неравномерного распределения атмосферного давления, т. е. вследствие наличия горизонтальных разностей давления. Если бы давление воздуха в каждой горизонтальной плоскости (на каждой поверхности уровня) было во всех точках одинаково, ветра не было бы. При неравномерном распределении атмосферного давления воздух стремится перемещаться из мест с более высоким давлением в места с более низким давлением.

Мерой неравномерности распределения давления является горизонтальный барический градиент. Воздух стремится двигаться от высокого давления к низкому по наиболее короткому пути; это будет направление барического градиента. При этом воздух получает ускорение тем большее, чем больше барический градиент. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т. е. вызывающая ветер и меняющая скорость ветра.

Только сила барического градиента и приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Все другие силы, проявляющиеся при движениях воздуха, могут лишь тормозить движение и отклонять его от направления градиента.

Согласно законам Ньютона, тело сохраняет состояние равномерного движения (частным случаем которого является состояние покоя) до тех пор, пока на него не действуют никакие силы. В противном случае скорость изменения количества движения mv пропорциональна суммарной силе, действующей на тело. Это можно выразить в виде уравнения: F = d(mv)/dt или F = mа (сила = масса x ускорение), причем подразумевается, что ускорение может быть и отрицательным (замедление). Движение характеризуется скоростью - вектором, имеющим величину и направление. (По традиции под направлением ветра в атмосфере подразумевается направление, откуда он дует, в то же время направление течения в океане определяется тем, куда оно направлено. Поэтому северный ветер и северное течение направлены навстречу друг другу.) Сила, действующая на тело, может вызвать изменение его скорости, или направления движения, или же обеих этих величин. Сила также является вектором. В случае действия на тело нескольких сил полная, или результирующая, сила получается векторным сложением всех сил.

Движения в атмосфере и в океане обусловлены наличием сил, действующих на воздух или воду. Для вертикальных движений существенной является сила тяжести; они также связаны с устойчивостью вертикального столба жидкости (воздуха). Что касается горизонтального движения, то на него оказывает влияние ряд сил, сравнимых по величине и действующих сообща. Если все эти силы уравновешены, то есть их векторная сумма равна нулю, то будет иметь место равномерное движение. Ускорение возникает в том случае, если результирующая сила, действующая на жидкость, не равна нулю. Строго говоря, истинное равномерное движение означало бы, что скорость постоянна по отношению к некоторой системе координат, фиксированной в пространстве. Движение частицы, располагающейся на поверхности Земли, может представляться равномерным относительно этой поверхности. Однако ее истинное движение не является равномерным из-за вращения Земли. Иначе говоря, движение равномерно относительно системы координат, вращающейся вместе с Землей, например широтно-долготной системы координат. В системе координат, центр которой помещен в центр Земли, а оси направлены на неподвижные звезды, такое движение уже не будет равномерным и, значит, должно находиться под воздействием внешних сил. Анализ этих кажущихся противоречивыми утверждений приводит к понятию эффекта Кориолиса. Представим себе, что с экватора в северном направлении пущен снаряд (рис. 1.4.5).

Рис. 1.4.5. Снаряд выпущен из Р в То со скоростью PR. Во время движения он сохраняет восточную составляющую скорости PQ, имевшуюся в точке запуска, и поэтому движется к Т₂. Точка Т₀ движется более медленно на восток к Т₁. Смещение Т₁Т₂ и есть следствие эффекта Кориолиса.

Наряду с начальной скоростью выстрела снаряд будет сохранять восточную составляющую скорости. Эту скорость имеет всякий предмет, располагающийся на поверхности Земли на той же широте, включая и орудие, из которого произведен выстрел, потому что Земля вращается с запада на восток. Скорость вращения, однако, убывает от экватора к полюсу, и поэтому снаряд, сохраняя первоначальную величину восточной составляющей скорости, будет опережать Землю в ее вращении. К моменту падения снаряд отклонится к востоку на несколько километров, как если бы на него действовала боковая сила. Это явление и называется эффектом Кориолиса. Если снаряд пущен в направлении экватора, он будет пролетать над районами, движущимися со все увеличивающейся скоростью на восток, и поэтому упадет западнее направления выстрела. Этот эффект приводит к отклонению тела вправо от направления движения в северном полушарии и влево в южном. Он максимален на полюсе и отсутствует на экваторе. Как отмечалось, существование этого эффекта эквивалентно наличию некоторой силы, которой дано название силы Кориолиса. Учитывая эту силу, горизонтальное движение частицы в широтно-долготной системе координат можно рассматривать как движение в системе координат, фиксированной в пространстве. Сила Кориолиса действует на тело при любом его движении относительно Земли, а не только при перемещении его в направлении север-юг.

В дальнейшем будут рассмотрены ряд простых примеров движения, когда силы, действующие на воздух или воду, включая силу Кориолиса, уравновешены, так что движение тела относительно Земли является равномерным.

ГЕОСТРОФИЧЕСКИЙ ВЕТЕР

Как только горизонтальные градиенты давления приводят воздух в движение, начинают действовать вторичные силы. В районах, удаленных от экватора, наиболее важной для вполне установившегося движения воздуха является чаще всего сила Кориолиса. Рассмотрим частицу воздуха в северном полушарии, двигающуюся из области высокого давления в область низкого давления благодаря силе градиента давления. Предположим, что изобары представляют собой прямые линии, а трение отсутствует (рис. 1.4.6).

Рис. 1.4.6. Установление геострофического ветра в северном полушарии.

Сила Кориолиса будет поворачивать частицу вправо, а сумма силы градиента давления (СГД) и силы Кориолиса (СК) будет увеличивать скорость. По мере возрастания скорости частицы сила Кориолиса, пропорциональная скорости и, также будет возрастать, а значит, будет возрастать и ее отклоняющее действие. В точке, где частица начинает двигаться перпендикулярно СГД, СК и СГД действуют в противоположных направлениях, и результирующая сила будет зависеть от того, какая из них окажется больше. Если это СГД, ускорение будет направлено влево от движения, возрастет скорость и возрастет и сила Кориолиса, что заставит частицу сместиться в обратном направлении. Если большей окажется сила Кориолиса, она заставит частицу отклониться больше вправо, ее скорость уменьшится, а значит, уменьшится сила Кориолиса, что вынудит частицу вернуться назад. В результате может установиться равновесие, если СГД остается постоянной в течение всего времени, пока частица движется перпендикулярно ей, а СК в точности равна ей по величине и противоположна по направлению. В этом случае частица не испытывает ускорения, и движение называют геострофическим. Соответствующий ветер дует параллельно изобарам так что в северном полушарии область высокого давления остается справа от него. В южном полушарии, наоборот, область высокого давления остается слева. Эти утверждения составляют суть сформулированного в XIX в. закона Бейс-Балло, который гласит: если стать лицом к ветру в северном полушарии, то низкое давление будет справа от вас, в южном - слева от вас.

Скорость геострофического ветра U_g можно определить, приравняв величины СГД и СК:

откуда

Например, примем градиент давления равным 1 мб на 100 км, плотность воздуха - 1,2 кг/м³. Поскольку Ω, определяемая как поворот Земли на 2π радиан за 23 час. 56 мин. (звездные сутки), равна 7,29 х 10^-7/сек, то для широты φ = 30°

(Звездные сутки - это время, за которое Земля поворачивается вокруг своей оси на 360° относительно неподвижных звезд. Обычные солнечные сутки из-за движения Земли по орбите вокруг Солнца на четыре минуты длиннее. 24 часа звездного времени составляют 23 ч. 56 мин. 04 сек. среднего солнечного времени).

Чтобы по синоптическим картам погоды, показывающим распределение давления в виде изобар, определить геострофическую скорость ветра Ug используется шкала, дающая зависимость скорости ветра от расстояния между изобарами. Последние обычно проводятся с интервалом в 4 мб. Поскольку соотношение между Ug и горизонтальным градиентом давления зависит от широты, шкала должна быть построена для ряда значений широты. Если это необходимо, можно учесть и возможные изменения плотности воздуха.

При рассмотрении понятия “геострофический ветер” основывались на двух важных предположениях: изобары являются прямыми линиями и отсутствует трение. Там, где эти предположения не верны, а также вблизи экватора, где сила Кориолиса мала, ветер отличается от геострофического. Ниже мы рассмотрим примеры таких ситуаций.

ПРИЗЕМНЫЙ ВЕТЕР

Около поверхности Земли трение является существенным фактором, который замедляет скорость ветра. Это замедление порождает вертикальный сдвиг скорости в слое атмосферы толщиной около 500 м. В этом слое трение приводит к значительному отклонению режима движения от геострофического. Вблизи земной поверхности, если пренебречь трением со стороны вышележащего воздуха, стационарное состояние требует равновесия трех сил (рис. 1.4.7). Величина и направление СГД заданы, а величина и направление СК и силы трения изменяются с изменением скорости и направления ветра. Для достижения равновесия направление ветра должно составлять некоторый угол α c изобарами, а величина СК должна быть меньше величины СГД. Скорость поверхностного ветра, таким образом, меньше, чем скорость геострофического ветра.

Рис. 1.4.7. Равновесие сил в приземном ветре (в северном полушарии).

Эта разница, равно как и угол а, зависит от условии на поверхности, над которой дует ветер. Эти условия совместно со скоростью ветра определяют величину силы трения. Поверхностный ветер измеряют, как правило, на стандартной высоте 10м. Над морем скорость ветра на этой высоте составляет обычно 2/3 от геострофической скорости Ug; а угол α равен 10-20°. Над шероховатой поверхностью скорость ветра на высоте 10 м может не достигать и 1/3 скорости геострофического ветра, а угол α будет превышать 40°. Эти поправки должны быть приняты во внимание, когда по изобарическим картам требуется определить приземный ветер.

На высотах трение вызывается различием в скоростях движения выше и нижележащих слоев воздуха, и сила трения уже не обязательно будет направлена строго против скорости ветра. Однако рассуждения, подобные вышеприведенным, остаются в силе: по мере того как трение с высотой уменьшается, направление и скорость ветра приближаются к направлению и скорости геострофического ветра.

Градиентный ветер. Циклострофический ветер.

В случае, когда изобары искривлены, геострофическое движение будет направлено по кривой и, следовательно, подвергаться воздействию центробежной силы в дополнение к силам, рассмотренным выше. Здесь возможны два случая: циклоническое движение, когда давление падает по направлению к центру кривизны (рис. 1.4.8а), и антициклоническое - когда давление возрастает по направлению к центру кривизны (рис. 1.4.86). В обоих случаях, когда ветер дует вдоль изобар, ЦС направлена от центра кривизны. Следовательно, при циклоническом движении (направление ветра против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке в южном полушарии) ЦС действует в том же направлении, что и СК. Отсюда следует, что для достижения равновесия СК с СГД требуется меньшая СК, а значит, и меньшая скорость ветра. Этот ветер известен под названием градиентного ветра, а его величина U_gr может быть определена из уравнения:

то есть

Рис. 1.4.8. Равновесие сил и установление градиентного ветра (а) в циклоне и (б) в антициклоне.

В каждом из полушарий направление ветра при антициклоническом движении противоположно направлению ветра при циклоническом движении, и ЦС и СК направлены в разные стороны. Поэтому увеличение СК требует, чтобы скорость была больше чем в геострофическом случае.

Возьмем для примера условия, принятые нами выше для вычисления геострофической скорости (широта 30°, др/дх = 1/100 мб/км). Если изобары имеют кривизну, соответствующую циклоническому движению с радиусом кривизны 1000 км, то скорость градиентного ветра составит 10,0 м/сек. Однако для антициклонического движения с тем же радиусом кривизны эта скорость равна 14,2 м/с. В последнем случае существует верхний предел величины градиентной скорости, за которым не может быть достигнуто равновесие между СГД, СК и ЦС. Причиной является тот факт, что ЦС пропорциональна квадрату скорости ветра. Этот верхний предел равен Ωrsin φ. Если скорость ветра превышает этот предел, возникает результирующая сила, направленная из центра кривизны, ветер получает составляющую поперек изобар, что приводит к уменьшению величины СГД.

Таким образом, направления градиентного ветра и геострофического ветра совпадают, а величины скоростей различны. Около поверхности, конечно, на градиентный ветер, как и на геострофический, действует сила трения, поэтому он уменьшает свою скорость и оказывается ориентированным под углом к изобарам.

Циклострофический ветер.

В вихре малого радиуса, где СГД велика, сила Кориолиса становится очень небольшой по сравнению с другими силами, и в предельном случае баланс устанавливается между СГД и ЦС. Можно написать тогда

то есть скорость циклострофического движения равна

Эта формула дает хорошее приближение для скорости ветра в торнадо и в аналогичном, хотя и менее сильном вихре, возникающем над океаном, - водяном смерче. Эти вихри имеют диаметр порядка 100-200 м. Благодаря трению на поверхности воздух в них движется по спирали к центру вихря, а затем поднимается в центре низкого давления, неся с собой пыль и водяные брызги. Образование этих вихрей связано с условиями крайней неустойчивости и сопровождается развитием воронки, выходящей из кучево-дождевого облака и суживающейся к поверхности Земли. Обычно такие вихри живут очень недолго, около 15 минут, но циклострофический ветер в них достигает скорости 100 м/сек и более, что в сочетании с пониженным (скажем, на 25 мб и более) давлением в центре вихря приводит к значительным разрушительным воздействиям вихрей.

При выводе соотношения для циклострофической скорости мы предположили, что СК является несущественной, в этом случае ветер может вращаться в любом направлении. Как правило, однако, влияние СК достаточно (по крайней мере, в ранней стадии образования торнадо), чтобы сделать предпочтительным циклоническое вращение, при котором СК направлена от центра вихря.

Барический закон ветра. И в прямолинейных изобарах и в циклонах и антициклонах с круговыми изобарами ветер в нижних слоях атмосферы отклоняется от барического градиента на некоторый угол в северном полушарии вправо, а в южном влево. Подобное отклонение бывает и в действительных условиях атмосферы, при изобарах произвольной формы. Отсюда следует такое положение: если встать спиной к ветру, то наиболее низкое давление окажется слева и несколько впереди, а наиболее высокое давление — справа и несколько сзади. Это положение было найдено эмпирически еще в первой половине XIX в. и носит название барического закона ветра, или закона Бейс-Балло.

В действительных условиях изобары в циклонах и антициклонах имеют неправильную форму; барические градиенты, трение и углы отклонения ветра от градиента в разных частях циклона и антициклона различны; движение происходит с ускорением и т. д. Поэтому в действительности движения воздуха сложнее, чем в упрощенных случаях равномерного движения в барических системах с круговыми изобарами, представленных на приведенных схемах.

Пассаты, муссоны и местные ветры. Уже с середины XVII в. мореплавателям были известны в общих чертах, закономерности в зональной структуре преобладающих ветров в Мировом океане. Современная наука дает объяснение этой закономерности в зональной структуре атмосферного давления по поверхности Земли.

Издавна известны морякам устойчивые в своем постоянстве или смене направлений ветры: пассаты, муссоны, бризы и др.

Пассаты — это устойчивые ветры тропиков северо-восточного в северном и юго-восточного в южном полушариях направлений, дующие на обращенной к экватору стороне субтропического центра действия атмосферы (рис. 1.4.9). Скорость пассатов невелика — в среднем 5—8 м/с у земной поверхности. Условия распределения атмосферного давления меняются в тропиках мало, поэтому пассаты обладают большой устойчивостью направления. Однако в течение сезона субтропический центр действия атмосферы может претерпевать определенные перестройки. Так, обычно над каждым океаном обоих полушарий в субтропиках формируется по одному антициклону. На ежедневных же картах погоды их может быть больше — часто два, иногда три над каждым океаном; над южной частью Тихого океана — до четырех. Вследствие этого пассаты обоих полушарий могут менять указанные выше направления. Аналогичное воздействие на направление пассатов может оказывать миграция центров субтропических антициклонов. Поэтому пассаты в одном и том же месте могут менять северо-восточное направление на восточное и юго-восточное, затем снова на северо-восточное и т. д.

Рис. 1.4.9. Субтропические антициклоны и пассатные ветры.

Муссоны — сезонные ветры, наиболее выраженные и устойчивые в тропических широтах, возникающие из-за термической неоднородности океан—суша. Муссоны, как и все другие воздушные течения на Земле, связаны с циклонической деятельностью. Режим тропических муссонов заключается в сезонном изменении положения субтропических антициклонов и экваториальной депрессии. Устойчивость муссонов связана с устойчивым распределением атмосферного давления в течение каждого сезона, а их сезонная смена — с коренными изменениями в распределении давления от сезона к сезону. Суммарные барические градиенты резко меняют направление от сезона к сезону, а вместе с этим меняется и направление преобладающих ветров.

Если по обе стороны от экватора находится океан, то сезонные смещения субтропического центра действия атмосферы невелики и муссоны не получают особого развития, например над Тихим океаном.

Другое дело с материками. Над Африкой, например, атмосферное давление меняется от января к июню очень сильно. Над центральными районами Африки летом господствует область повышенного давления, а зимой — гребень азорского антициклона; над южной Африкой зимой — также антициклон, а летом — глубокая депрессия. В связи с этим направление барических градиентов над побережьем тропической Африки от сезона к сезону меняется резко в широкой зоне, что и является здесь причиной муссонных ветров.

Рис. 1.4.10. Муссоны над Азией - а — зимой, б — летом.

Особенно ярко выражена муссонная циркуляция в бассейне Индийского океана, где сезонные изменения температуры полушарий здесь усилены огромным материком Евразии к северу от экватора, прогретым летом и сильно охлажденным зимой. Зимний муссон в бассейне Индийского океана называют северо-восточным, а летний — юго-западным. На востоке Китая и в Корее зимний муссон — северный или северо-западный, а летний — южный или юго-восточный. Это зависит от структуры барического поля и направления изобар и, следовательно, направления барических градиентов (рис. 1.4.10).

БЕРЕГОВЫЕ И МОРСКИЕ БРИЗЫ.

Рассмотрим два столба воздуха, А и В, равного сечения. Первоначально плотность и давление воздуха на каждом уровне равны в обоих столбах. Столб А находится над сушей, а столб В - над соседним морем. Днем суша нагревается быстрее, чем море, воздух в столбе А становится теплее, чем в столбе В, и расширяется больше. За счет бокового расширения полная масса воздуха в столбе А уменьшится, и давление у основания столба А станет меньше, чем у основания столба В. Однако частично воздух расширится вверх, и поэтому выше некоторого уровня (возможно, одного километра) масса воздуха в столбе А превзойдет массу воздуха в столбе В, и горизонтальный градиент давления будет направлен от В к А (рис. 1.4.11а). Горизонтальный градиент давления, установившийся на каждом уровне, будет достаточен для развития циркуляционной ячейки, в которой ветер, дующий у поверхности, называется морским бризом (то есть бризом, дующим с моря на сушу).

Такие морские бризы наиболее вероятны в тихую погоду при безоблачном небе, когда контраст температур между сушей и морем максимален. Сила таких бризов возрастает в течение дня, к концу дня скорость ветра доходит до 10 м/с, они захватывают все большую площадь и проникают к вечеру на 50 км в глубь суши. Морские бризы несут с собой холодный и влажный воздух на сушу, где процессы атмосферной неустойчивости приводят часто к образованию кучевых облаков на продвигающемся фронте бриза.

Рис. 1.4.11. Относительное расширение и сжатие столба воздуха над сушей и над морем и соответствующие положения изобар (а) днем и (б) ночью.

Ночью устанавливается обратный контраст температур между сушей и морем, и горизонтальные градиенты давления и циркуляция меняют знак (рис. 1.4.116). Около поверхности в этом случае дует береговой бриз, который обычно намного слабее, чем морской (2-3 м/с). Чаще всего он бывает в ясные ночи, когда ветер, вызванный другими причинами, слаб. Эти условия способствуют образованию радиационного тумана, который береговой бриз несет с суши на море.

Когда начинает развиваться береговой или морской бриз, на движущийся воздух начинают действовать вторичные силы. В низких широтах сила Кориолиса, зависящая от широты, похоже, не играет большой роли в процессах с такими временными и пространственными масштабами, которые характерны для морского и берегового бризов, и поэтому между горизонтальным градиентом давления и трением устанавливается равновесие. Однако в высоких широтах сила Кориолиса становится более существенной и заставляет ветер поворачивать, так что он уже не будет строго перпендикулярен береговой линии.

ГОРНО-ДОЛИННЫЕ ВЕТРЫ

Температурные контрасты воздуха, аналогичные тем, что наблюдаются в случае морского и берегового бризов, встречаются также в горных районах. Ночью, когда вершины гор охлаждаются наиболее быстро, что приводит к сжатию воздуха, устанавливается система циркуляции, подобная береговому бризу. В этом случае, однако, наклон поверхности приводит к отеканию вниз более холодного и плотного воздуха, в результате чего скорость ветра оказывается намного больше, чем в береговом бризе. Эти горные (катабатические) ветры могут быть особенно сильными, если горы покрыты снегом или льдом, а также, если ветер дует в узких ледниковых расщелинах или фьордах, как, например, в Гренландии. Горные ветры или ветры, имеющие такую составляющую, часто характерны для определенных районов и имеют свои, местные названия. Так, в бассейне Адриатического моря горный ветер, дующий с северо-востока и чаще всего зимой, известен под названием бора. Мистраль, дующий в долине Роны и над Лионским заливом, связан с наличием горизонтального градиента давления с северо-запада на юго-восток, но значительно усиливается благодаря местному горному ветру. Когда такие ветры достигают моря, они, будучи холодными и сухими, вызывают охлаждение воды и увеличивают испарение. Это приводит к увеличению плотности воды, что в свою очередь порождает конвективное перемешивание воды, действующее наряду с механическим турбулентным перемешиванием.

В летние дни горы, в особенности их склоны, обращенные к солнцу, нагреваются сильнее, чем соседние долины. Это приводит к установлению циркуляции, подобной морскому бризу, со слабым долинным (анабатическим) ветром, направленным вверх по склону. При этом над вершинами и хребтами гор развивается конвективная облачность.

Бора— сильный и порывистый ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. Бора относится к так называемым катабатическим ветрам, связанным со стоком холодных плотных воздушных масс по склонам гор в сторону моря.

Ветры, подобные Новороссийской и Новоземельской боре, известны во многих других морях Мирового океана: Бакинский норд на Каспийском море, мистраль — на Средиземноморском побережье Франции, нортсер — в Мексиканском заливе (Мексика, США) и др.

Причиной боры является прохождение холодного фронта через прибрежные хребты. Холодный воздух резко переваливает через невысокие горы (особенно ветер усиливается на перевалах) и низвергается плотным потоком в сторону близкого теплого моря.

В проливах, узкостях, фиордах при плавании вдоль берегов, у мысов, оконечностей островов и пр. могут быть особенности ветрового режима, связанные с береговым (угловым) эффектом. Подобно об этих особенностях изложено в гидрометеорологических очерках лоций.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: