Добавил:
ivanov666
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз:
Предмет:
Файл:Учение об атмосфере. Учебное пособие-1
.pdf
6. Движение воздуха в атмосфере
n
p
∆
∆
ρ
1
Как видно из рисунка 22, в области сближенных изобар бари-
ческий градиент имеет большее значение, чем в области более редких изобар. Барический градиент изображается на схеме вектором,
направление которого совпадает с направлением перпендикуляра
(нормали) от изобары большего значения к изобаре меньшего значения.
Ветер возникает под воздействием силы горизонтального бари-
ческого градиента. Значение этой силы (G) прямо пропорционально
барическому градиенту (Δp/Δn) и обратно пропорционально плотности воздуха (p), т. е. имеет вид:
101
. (36)
Направление силы барического градиента совпадает с направле-
нием самого градиента. Следовательно, если бы на частицу воздуха
действовала только одна эта сила, то направление ветра всегда совпадало бы с направлением барического градиента, т. е. он был бы
направлен перпендикулярно изобарам в сторону низкого давления.
В действительности это не наблюдается. После того как воздух пришел в движение, возникают другие силы, существенно влияющие
на него. Это прежде всего отклоняющая сила вращения Земли, или
сила Кориолиса (A):
A = 2ωsinφU, (37)
где ω – угловая скорость вращения Земли (7,29*10–5c–1);
φ – географическая широта;
U – скорость ветра.
Это и есть горизонтальная составляющая отклоняющей силы
вращения Земли, которая возрастает от экватора, где она равна
нулю, к полюсам. Кроме того, она тем больше, чем больше скорость
ветра. Сила Кориолиса действует всегда перпендикулярно направлению ветра и поэтому может изменять лишь направление, но не
скорость ветра. Несмотря на малую величину, отклоняющая сила
имеет очень важное значение для воздушных течений, ориентируя
G
−=
102
Учение об атмосфере: учебное пособие
их в свободной атмосфере так, что слева оказывается низкое давление в Северном полушарии, а справа – высокое. В Южном полушарии наблюдается обратная картина. Это барический закон ветра для
свободной атмосферы.
Существенное значение для движения воздуха в нижних слоях
атмосферы до высоты 1000–1500м имеет трение воздуха о подстилающую поверхность, над которой он движется. Вследствие этого
возникает сила трения, которая может вызывать значительные изменения, как в направлении, так и в скорости воздушного течения.
Эта сила (RT) пропорциональна скорости ветра (U) и некоторому коэффициенту k, характеризующему степень шероховатости подстилающей поверхности, т. е. RT = –kU. Над сушей эта сила больше, чем
над морем, так как суша более шероховата. Точно так же над ровной
поверхностью почвы она меньше, чем над гористой.
С высотой сила трения убывает и на высоте более 1000 м от земной поверхности (уровень трения) она почти не оказывает влияния
на движение воздуха.
В результате воздействия названных трех сил воздух движется в
нижних слоях не строго поперек изобар и не вдоль них, а под углом
β = 30…40° к изобарам над сушей и β = 10…20° – над морем.
Рис. 23. Вектор ветра (U) и три силы (G, A, RT), определяющие движение
воздуха в пограничном слое атмосферы (Cеверное полушарие) [28]
6. Движение воздуха в атмосфере
103
На рисунке 23 показаны направление ветра (вектор ветра) U и
векторы горизонтальной составляющей силы барического градиента G, отклоняющей силы вращения Земли А и силы трения RT для
случая прямолинейных изобар. Вектор G направлен под прямым
углом к изобарам, вектор А – под прямым углом к направлению
ветра, а вектор RT – в сторону, обратную направлению ветра, но с
небольшим отклонением под углом β.
Это позволяет сформулировать барический закон ветра для по-
граничного слоя атмосферы или правило Бейс – Болло. Оно гласит:
если встать по направлению ветра, то слева несколько впереди будет
низкое давление, а справа и несколько позади – высокое давление.
6.2. Ламинарный и турбулентный потоки.
Характер движения воздуха
Ламинарное течение (лат. lamina – пластинка, полоска) – тече-
ние, при котором жидкость или газ перемещается слоями без перемешивания и пульсаций скоростей и давлений.
Ламинарное течение возможно только до критического значения
числа Рейнольдса, после которого оно переходит в турбулентное.
Критическое значение числа Рейнольдса зависит от конкретного
вида течения (течение в круглой трубе, обтекание шара и т. п.). Например, для течения в круглой трубе Re
≈ 2300.
кр
Турбулентное течение (лат. turbulentus – бурный, беспорядоч-
ный) – наблюдается во многих потоках жидкостей и газов и заключается в том, что в нем образуются многочисленные вихри различных размеров.
Вследствие вихрей гидродинамические и термодинамические характеристики испытывают хаотические флуктуации и потому изменяются от точки к точке и во времени нерегулярно. В турбулентном
течении термодинамические и кинематические параметры среды
распределены по случайному закону (то есть испытывают хаотические флуктуации). Этим турбулентные течения отличаются от ламинарных течений.
Большинство течений жидкостей и газов в природе (движение
воздуха в земной атмосфере, воды в реках и морях, газа в атмосфе-
104
p
∆
8,4
Учение об атмосфере: учебное пособие
рах Солнца и звезд и в межзвездных туманностях и т. п.) и в техни-
ческих устройствах (в трубах, каналах, струях, в пограничных слоях
около движущихся в жидкости или газе твердых тел, в следах за та-
кими телами и т. п.) оказываются турбулентными.
6.3. Градиентный, геострофический
и геоциклострофический ветер
Нижний слой атмосферы толщиной 1000–1500 м называется
пограничным слоем или слоем трения. Именно в нем сосредотачивается большинство примесей. Выше его располагается свободная
атмосфера. В ней движение воздуха по горизонтали при прямолинейных изобарах происходит только под действием двух сил: силы
барического градиента (G) и силы Кориолиса (A). Такое простейшее
движение воздуха называется геострофическим.
В случае криволинейных изобар появляется третья сила – центробежная (C), и используют общий термин – градиентный ветер
Ug (рис.25). Градиентный ветер – это расчетный ветер, предполага-
ющий равномерное горизонтальное движение воздуха вдоль изобар
в отсутствие силы трения по прямолинейным (геострофический
ветер) или криволинейным (геоциклострофический ветер) траекториям. Градиентное течение – ветер, скорость и направление которого определяются равновесием приложенных сил (барического
градиента, отклоняющей и центробежной сил) при отсутствии силы
трения.
В Северном полушарии в циклоне он направлен против хода часовой стрелки, в антициклоне – по ходу часовой стрелки. В Южном
полушарии – наоборот.
Скорость градиентного ветра можно рассчитать по формуле или
определить по специальной градиентной линейке (номограмме), построенной по этой формуле:
, (38)
U
=
g
sin
ϕ
n
∆
где φ – географическая широта места;
6. Движение воздуха в атмосфере
105
Δp – перепад давления (на синоптических картах изобары прове-
дены через 5 гПа);
Δn – расстояние между изобарами.
Вышеуказанная градиентная линейка имеется в нижнем углу
бланка синоптической карты. Она позволяет определять скорость
ветра по значению барического градиента, измеренного в рассматриваемом районе с учетом географической широты.
6.4. Влияние силы трения на ветер
С высотой в тропосфере обычно происходит усиление ветра.
Если в пограничном слое атмосферы ветер усиливается с высотой
и поворачивает вправо за счет ослабления силы трения (спираль
Экмана), то выше этого слоя ветер усиливается за счет увеличения
величины барического градиента (термический ветер).
Изменение направления ветра в свободной атмосфере происхо-
дит за счет адвекции теплого или холодного воздуха. Так, при адвекции тепла ветер с высотой поворачивает вправо. Это обычно
наблюдается в передней части циклона и в тылу антициклона. При
адвекции холода происходит левый поворот ветра на верхней границе слоя, в котором наблюдается адвекция. Такая ситуация, как
правило, отмечается в тылу циклона и в передней части антициклона. В целом в средней тропосфере на высотах 4–6 км воздушный
поток стремится принять, в основном, западное направление (с запада на восток). Это так называемый ведущий поток. Под влиянием
этого потока барические образования и формирующие их воздушные массы перемещаются, как правило, с запада на восток, имея в
отдельных районах южную или северную составляющую (рис. 23).
Скорость потока учитывают с коэффициентами 0,8 для высоты 3 км
(карта АТ
) и 0,6 для высоты 5,5 км (карта АТ
700
500
).
Как направление движения троллейбуса легко определить по на-
правлению проводов над ним, так и направление перемещения приземных циклонов и антициклонов (на синоптической карте, рис.26)
определяют по направлению изогипс над ними на картах АТ
АТ
(высоты 3 и 5,5 км соответственно).
500
700
и
106
Рис. 25. Градиентный ветер (Vg гр) в циклоне и антициклоне и три силы
его вызывающие: G, A и С (сила барического градиента, сила Кориолиса
и центробежная сила, соответственно) [8]
Учение об атмосфере: учебное пособие
Рис. 26. Правило ведущего потока на карте АТ
1 – центр приземного циклона, 2 – траектория будущего перемещения
(высоты показаны от 5,36 до 5,48 км, а температуры от –40 до –41 °С)
500
[8]:
Ведущий поток обусловлен тем, что над полюсом располагается холодный воздух и низкое давление, а над экватором – теплый
воздух и высокое давление. Такое расположение областей низкого
и высокого давлений приводит к усилению ветра в тропосфере с
6. Движение воздуха в атмосфере
высотой. В результате в ее верхней половине отмечаются струйные
течения (СТ). Скорости ветра в них составляют >100 км/ч и могут
достигать 700 км/ч [10].
6.5. Закономерности ветрового режима
в слоях атмосферы
Реальное туpбулентное поле ветpа может считаться одноpодным
и изотpопным лишь для достаточно малых пpостpанственных объектов. В то же вpемя с большой точностью пpиближения поле геостpофического ветpа одноpодно и изотpопно, если поле геопотенциала одноpодно и изотpопно.
В настоящее вpемя известно большое количество исследований
статистической стpуктуpы поля ветpа и pазличных паpаметpов, ее
описывающих. С точки зpения надежности статистической инфоpмации пpедпочтительнее дpугих пpедставляются зональная (Vx) и
меpидиональная (Vy) составляющие ветpа. Пpовеpка связей между
Vx и Vy показала пpактическое отсутствие коppеляции между ними.
В связи с этим данные паpаметpы можно pассматpивать в качестве
независимых случайных величин со своими законами распределения [7, 20, 25].
Это объясняется тем, что в атмосфеpе вpащающейся Земли
наблю дается сложная система взаимосвязи воздушных течений,
котоpая пpиводит к большой изменчивости вектоpа ветpа. В pезультате для оценки составляющих ветpа допустимо использование
законов математической статистики. Говоpя об изменчивости ветpа
следует помнить о том, что вектоpная пpиpода ветpа осложняет
описание его статистической изменчивости. Даже если обе составляющие: зональная и меpидиональная, удовлетвоpяют ноpмальному закону pаспpеделения, то для полного описания изменчивости
вектоpа ветpа недостаточно знать диспеpсии, а нужно еще и вычислить коэффициент коppеляции между ними.
Исследования суточного хода показали, что суточный ход их
противоположен друг другу.
В тpопосфеpе осpедненная по шиpотной зоне скоpость ветpа pастет в любое вpемя и во всех поясах, пpавда, в высоких шиpотах ее
107
108
максимум наблюдается несколько ниже, чем в умеpенных, в связи с
понижением тpопопаузы.
Для измерения скорости и направления среднего ветра на высотах 60–90 км используют так называемые MU-радары. Японские
ученые установили, что зональные ветры на высоте 70 км становятся западными летом и восточными зимой, с максимальными амплитудами величиной 45 м/с в начале июля и 80 м/с в конце ноября.
Меридиональные ветры на высотах ниже 85 км преимущественно
северные с амплитудой менее 10 м/с. В сентябре-ноябре меридиональные ветры на высотах 75–80 км достигают 20–30 м/с.
Данные наблюдений ученых за ветром на высотах 80–100 км показали, что на этих высотах существуют устойчивые циркуляционные системы, изменяющиеся от сезона к сезону. В зимний период
характер ветрового режима соответствует циклонической циркуляции. Зимой на высотах 90–100км регулярно наблюдаются крупномасштабные возмущения ветрового режима, характеризующиеся
значительным ослаблением западных ветров и появлением восточных. Как правило, им соответствуют периоды зимних потеплений.
Процесс перехода от зимней циркуляции к летней в области мезопаузы и нижней термосферы начинается на 1–1,5 месяца ранее, чем
в стратосфере.
Зимой изменчивость ветpа оказывается существенно больше,
чем летом. Максимум среднеквадратических отклонений и для зонального и для меридионального ветра находится в стратосфере.
Учение об атмосфере: учебное пособие
6.6. Сдвиг ветра и турбулентность
Резкое изменение скорости или направления ветра в пространстве называется сдвигом ветра.
Под турбулентностью (турбулентным движением) понимают
случайные флуктуации хаотического характера частиц воздуха
различных размеров. Турбулентность в атмосфере бывает термического и динамического происхождения. В теплый период года,
особенно днем, преобладает первая. Она обусловливается неравномерным прогревом подстилающей поверхности, что приводит к
6. Движение воздуха в атмосфере
возникновению конвективных потоков и развитию кучевообразной
облачности при достаточной влажности воздуха. В Средней Азии и
других континентальных районах низких широт (районы пустынь),
где очень низкая влажность, такие облака не развиваются, но термические конвективные движения очень сильные и вызывают турбулентность при ясном небе (ТЯН). Подобная турбулентность может
возникать и за счет динамических причин. Она практически не имеет суточного хода и может быть связана со струйными движениями,
которые в отдельных случаях отмечаются и в пограничном слое атмосферы. Вертикальные потоки в настоящее время практически не
измеряются (нет приборов), а рассчитываются теоретически.
В атмосфере наряду с восходящими потоками наблюдаются и
нисходящие, которые менее интенсивны по скорости, но занимают
большие площади и являются компенсационными.
Как известно, конвективные процессы имеют хорошо выражен-
ный суточный ход. Интенсивность вертикальных движений над сушей максимальна в период с 14 до 16 ч. В период развитой конвекции неустойчивая стратификация наблюдается лишь в слое 0–200м,
затем она становится безразличной, а выше 400 м – устойчивой.
Летом днем неустойчивая стратификация может достигать высоты
1÷1,5 км. Наиболее благоприятные условия для развития конвекции
создаются в малоградиентных полях и заполняющихся депрессиях
или в ослабевающих антициклонах. Важную роль играет характер
подстилающей поверхности. Наличие вспаханных полей, песчаных
карьеров и населенных пунктов благоприятствует развитию термиков [3, 21, 23].
Вертикальные потоки способствуют удержанию примесей во
взвешенном состоянии, и в то же время могут нарушать целостность загрязненного облака, разрушая его.
Неустойчивая стратификация атмосферы с развитой турбулент-
ностью способствует переносу примесей от низких источников на
высоты, понижая уровни загрязнения у подстилающей поверхности. Однако от высотных источников примеси могут быть заброшены вниз нисходящими потоками.
109
110
Количество названий местных ветров очень велико. Наиболее
подробно они описаны в книге Л. З. Проха «Словарь ветров» [25].
Причинами их возникновения являются география района и его
орографические особенности. Влияние географии может быть четырех видов:
1) результатом воздействия местной топографии или орографии
на воздушные течения общей циркуляции (фен, бора, мистраль, ветер перевалов, каньонный ветер и пр.);
2) проявлением местной циркуляции, независимой от общей
(бризы, горно-долинные ветры);
3) проявлением конвекции, иногда вихревого характера (пыльная буря, хабуб и пр.);
4) течением общей циркуляции с особыми для данного района
свойствами, как сухость, запыленность, низкая температура и т. п.
при значительной скорости (афганец, буран, сирокко, хамсин и пр.).
Перечисленные ветры могут носить многочисленные местные
названия в разных районах земного шара. Так, только морской бриз
имеет более 10наименований: моряна, моряк, моряник, марен, маринада и другие. Аналогично фен имеет тоже более 10 наименований:
греголь, клод, чинук, решабар, грибли (в Ливии), гобар (в Эфио пии),
самум (в Египте), чили (вТунисе), шерги (в Марокко) и т. д.
Рассмотрим механизмы образования некоторых из местных
ветров.
Фен – это теплый и сухой ветер с гор, часто сильный и порывис-
тый. Наблюдается во всех горных системах и может продолжаться
до пяти суток. Высокая температура воздуха и его низкая относительная влажность объясняются адиабатическим нагреванием при
нисходящих движениях с гор. Он возникает, если на пути движения
воздушного потока располагается сравнительно высокое (не менее
1000 м) сплошное орографическое препятствие. При этом приходящий влажный воздух на наветренном склоне при подъеме охлаждается выше уровня конденсации влажноадиабатически (примерно
0,6°С/100 м). Здесь могут образовываться облака и даже выпадать
Учение об атмосфере: учебное пособие
6.7. Местные ветры
Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]