7.9. Добовий та річний хід атмосферного тиску

Коливання атмосферного тиску в основному мають неперіодичний характер й зумовлені термічними та динамічними причинами. Нерівномірне нагрівання або охолодження земної поверхні сприяє зміні тиску над різними ділянками. Коливання тиску викликані також переміщенням повітряних мас. При адвекції теплих повітряних мас тиск підвищується, при адвекції холодних – зростає.

На основі осереднених значень величин атмосферного тиску Зі збільшенням широти амплітуда добового ходу тиску зменшується, а крива, що відображає його стає асиметричною. Денній мінімум виявляється чіткіше, ніж нічний, а ранковий максимум виразніший вечірнього. Денний мінімум обумовлений підвищенням температури повітря, а ранковий максимум – його охолодженням. Виникнення другого максимуму та другого мінімуму пояснюється пружними коливаннями атмосфери, які виникають внаслідок періодичності її нагрівання сонячними променями і резонансного ефекту, що посилює ці коливання.

Річний хід атмосферного тиску визначається за середніми місячними його значеннями і залежить від фізико-географічних умов території. У помірних широтах амплітуда річного ходу тиску більша, ніж в екваторіальних, при цьому над континентами така різниця буде помітнішою, ніж над океанами.

Виділяють три основні типи річного ходу атмосферного тиску:

1. Континентальний тип з мінімумом влітку та максимумом зимою. Такий розподіл тиску впродовж року виразніше виявляються в помірних широтах над материками, особливо над Азією. Найбільші річні коливання тиску в центрі континентів, в напрямку до узбереж амплітуди зменшуються. Так над Прибалтикою, Білоруссю, Україною річні амплітуди тиску становлять 8–12 гПа; над Сибіром – 25–30 гПа.

2. Океанічний тип з максимумами влітку і мінімумами взимку. Амплітуда коливань тиску становить близько 20 гПа.

3. Полярний та субполярний типи з максимумами у квітні або травні і мінімумами у січні та лютому. Амплітуда коливань становить від 5 до 12 гПа. Такий річний хід тиску пояснюється вирівнюванням у квітні – травні температури повітря над материками та океанами, в той час як над льодовими полями Північного Льодовитого океану вона залишається відносно низькою, що й зумовлює наявність високого тиску. У січні та лютому над більшою частиною Північного Льодовитого океану досить часті циклони, які знижують атмосферний тиск.

7.10. Вітер

Сили, що впливають на рух повітря і розподіл вітрів у баричних системах. Вітром називається горизонтальний рух повітря. Причиною виникнення вітру є нерівномірний розподіл атмосферного тиску по земній поверхні. При цьому повітря рухається з області високого тиску в область низького. Вітер характеризується швидкістю і напрямком. Вітри над обширними просторами, які охоплюють також більшу або меншу товщу атмосфери, утворюють повітряні течії.

Силою, що приводить у рух деякий об'єм повітря і збільшує його швидкість, є сила горизонтального градієнта тиску.

У метеорології розглядають силу баричного градієнта на одиницю маси повітря:

,

(7.11)

де  – густина повітря, кг/м³;  – різниця тиску, гПа;  – відстань між точками (одиниця відстані дорівнює 100 км);  – горизонтальний градієнт тиску, гПа/100 км.

За напрямком ця сила у кожній точці баричного поля співпадає з напрямком нормалі до ізобари у бік убування тиску.

Усі інші сили, які виявляються при русі повітря, можуть лише уповільнювати рух і відхиляти його від напрямку градієнта. До цих сил відносяться сила тертя об земну поверхню, внутрішнє тертя повітря і відхиляюча сила, що виникає у результаті добового обертання Землі (сила Коріоліса). Сила тертя уповільнює рух і дещо відхиляє його від початкового напрямку.

Сила Коріоліса впливає тільки на напрямок вітру і не впливає на його швидкість. Ця сила спрямована перпендикулярно до вектора швидкості вправо у Північній півкулі і вліво – у Південній. Сила Коріоліса на одиницю маси повітря:

,

(7.12)

де  – кутова швидкість обертання Землі;  – швидкість вітру;  – географічна широта місця.

У результаті дії цих сил вектор швидкості часточок повітря відхиляється від вектора градієнта тиску на кут : у Північній півкулі – вправо, у Південній півкулі – вліво (рис. 7.5).

а
б

Рис. 7.5. Вітер біля земної поверхні:

а – у Північній півкулі, б – у Південній півкулі

Над суходолом біля земної поверхні кут , над морською поверхнею, де тертя менше, .

У вільній атмосфері на висотах більше 1500–2000 м, де вплив сили тертя практично відсутній, рух повітря відбувається уздовж ізобар. Рівномірний, сталий рух повітря за відсутності сили тертя уздовж ізобар називається градієнтним вітром.

Градієнтний вітер, що дме уздовж прямолінійних і паралельних ізобар, називається геострофічним вітром (рис. 7.6). Градієнтний вітер, що дме уздовж кругових ізобар, називається циклострофічним вітром.

Рис. 7.6. Геострофічний вітер

Швидкість геострофічного вітру можна визначити з рівності сили баричного градієнта і сили Коріоліса :

або	(7.13)
.	(7.14)

Для визначення швидкості геоциклострофічного вітру до сил і додається відцентрова сила на одиницю маси.

Враховуючи, що радіус ізобар становить сотні і тисячі кілометрів, у багатьох випадках практики обмежуються розглядом геострофічного вітру.

З приведеної вище формули видно, що швидкість геострофічного вітру пропорційна горизонтальному градієнту тиску та обернено пропорційна широті місця і густині повітря. Тому зі збільшенням широти, за інших однакових умов, швидкість геострофічного вітру зменшується і на полюсі досягає якнайменшого значення.

На екваторі, де , швидкість геострофічного вітру , тобто поняття «геострофічний вітер» втрачає значення.

Густина повітря з висотою зменшується, отже, швидкість геострофічного вітру при сталому градієнті тиску зростає з висотою.

Розподіл ліній току повітря у приземному шарі атмосфери в основних формах баричних утворень для Північної півкулі показаний на рис. 7.7.

У циклоні часточки повітря рухаються від периферії до центру по спіралеподібній траєкторії: у Північній півкулі проти годинникової стрілки, а в антициклоні – від центру до периферії за годинниковою стрілкою. У Південній півкулі рух часточок повітря відбувається у зворотному напрямку, тобто циклон та антициклон за характером циркуляції є вихорами із загальним рухом повітря у першому випадку до центру, а в другому – від центру.

В улоговинах вісь улоговини є лінією збіжності вітрів, а вісь гребеня – лінією розбіжності вітрів.

Вітровий режим. Вітровий режим, що включає структуру повітряного потоку, зміну швидкості і напрямку вітру з висотою, добовий і річний хід вітру, у поєднанні з вертикальною стратифікацією температури повітря, сильно впливає на розподіл концентрації забруднюючих речовин, що надходять в атмосферу від високих і приземних джерел. Тому характеристики вітрового режиму повинні враховуватися при розробленні екологічних заходів щодо запобігання шкідливих наслідків впливу забрудненого повітря на живі організми і природне середовище.

Вітер характеризується швидкістю і напрямком. За напрямок приймають напрямок, звідки дме вітер. Усереднені у часі швидкість і напрямок дають уявлення про загальний рух повітря у цілому. Однак унаслідок тертя повітряного середовища об земну поверхню, а також нерівномірного її нагрівання завжди спостерігається турбулентність. Це означає, що усередині загального потоку окремі струмені, порції повітря, рухаються безладно, тобто у кожній точці простору швидко змінюються як швидкість, так і напрямок вітру. При цьому відбувається безперервне чергування раптових посилень й послаблень вітру та змін його напрямку. Такий характер руху повітря носить назву поривчастості вітру.

Циклон	Антициклон
Улоговина	Гребінь

Рис. 7.7. Розподіл ліній току повітря у баричних утвореннях біля земної поверхні у Північній півкулі

Поривчастість вітру зростає з його швидкістю, а також над ділянками підстильної поверхні з підвищеною шорсткістю; над розчленованою місцевістю, над горбами, лісом. Із збільшенням висоти і, отже, із зменшенням впливу тертя об підстильну поверхню, зменшується і поривчастість. Хоча вона може виявлятися на висотах до 2–3 км.

У стійких повітряних масах вітер рівніший, а в нестійкому повітрі при термічній конвекції поривчастість більша. Повітря спокійне у шарах температурних інверсій, але під цими шарами виявляється посилення турбулентності.

Поривчастість вітру має добре виражений добовий хід. Уночі при слабкому вітрі поривчастість слабка. У річному ході мінімальна поривчастість вітру відмічається взимку, а найбільша – влітку або навесні, коли більша неоднорідність підстильної поверхні.

Над водною поверхнею океанів поривчастість менша, ніж над суходолом.

Зміна вітру з висотою у шарі тертя. З висотою, з віддаленням від земної поверхні, зменшується вплив сили тертя на рух повітряного середовища, тому швидкість вітру збільшується. Одночасно змінюється його напрямок. У приземному шарі атмосфери швидкість вітру швидко збільшується до висоти близько 30 м, а напрямок його практично залишається незмінним. При подальшому збільшенні висоти у шарі тертя швидкість вітру продовжує збільшуватися, змінюється його напрямок. У Північній півкулі вітер повертає управо, а в Південній – уліво, поки напрямок вітру не наблизиться до напрямку градієнтного вітру, тобто уздовж ізобар.

Чим більша шорсткість підстильної поверхні, тим швидше зростає швидкість, особливо у приземному шарі, і тим більша висота шару тертя. Із збільшенням швидкості вітру збільшується і сила тертя, що діє на зміну швидкості вітру з висотою так само, як і збільшення шорсткості.

При нестійкій температурній стратифікації, коли з розвитком термічної конвекції посилюється турбулентне перемішування повітря, відбувається вирівнювання швидкостей вітру на різних висотах. Така сповільнена зміна швидкості вітру з висотою призводить до того, що вітер наближається до градієнтного лише на висоті 1,5 км, а іноді шар тертя розповсюджується до висоти 2–3 км.

При стійкій стратифікації турбулентне перемішування повітря між окремими шарами розвинуто слабко. Тому в приземному шарі швидкість вітру мала, але вище за цей шар вона різко зростає з висотою і швидко досягає швидкості і напрямку градієнтного вітру. У цих випадках висота шару тертя становить усього 300–500 м.

Добовий і річний хід вітру. При гарній сталій погоді у пограничному шарі атмосфери над суходолом виразно виявляється добовий хід швидкості і напрямку вітру, причому у приземному шарі і вищерозміщених шарах пограничного шару цей хід відрізняється.

У приземному шарі мінімум швидкості спостерігається вночі. Після сходу Сонця вітер посилюється і відбувається невелике його обертання вправо. О 13–14 год швидкість вітру досягає максимуму. Потім вітер поступово слабшає і повертає назад до початкового напрямку. Такий добовий хід вітру у приземному шарі відмічається влітку до висоти 100–300 м, а взимку – до висоти 20–30 м.

У розташованих вище шарах спостерігається обернений добовий хід вітру, тобто максимум швидкості відмічається уночі. Після сходу Сонця швидкість вітру зменшується, і він поволі повертає вліво. О 13–14 год швидкість вітру досягає мінімуму, після чого вона збільшується, і вітер повертає вправо до початкового напрямку вночі.

Висота, на якій один тип добового ходу вітру змінюється іншим, називається висотою обертання вітру.

Амплітуда добової зміни швидкості вітру становить приблизно половину середньої добової швидкості вітру. Влітку вона більша, ніж взимку, а в ясну погоду більша, ніж у похмуру. Причиною добового ходу вітру є зміна інтенсивності турбулентного перемішування і, отже, обміну кількістю руху між нижніми і вищерозміщеними шарами повітря.

Уночі, за відсутності термічної конвекції і пов'язаного з нею турбулентного перемішування, взаємний вплив на рух повітря у нижніх і вищерозміщених шарах невеликий. Тому верхні шари повітря пограничного шару рухаються практично лише під дією сили баричного градієнта, і вітер за швидкістю і напрямком близький до градієнтного вітру, тобто має напрямок уздовж ізобар (кут ). Водночас вітер біля землі або відсутній, або слабкий і, перебуваючи під дією сили тертя об підстильну поверхню, відхиляється від напрямку баричного градієнта на кут .

Після сходу Сонця, з розвитком термічної конвекції і турбулентності, відбувається збільшення інтенсивності обміну порціями повітря між верхніми і нижніми шарами атмосфери. Повітря з верхніх шарів, володіючи великими швидкостями, опускається вниз і захоплює повітря приземного шару, збільшуючи його швидкість і змінюючи його напрямок у бік збільшення кута ; звідси правий поворот вітру біля землі. Одночасно приземне повітря, сповільнене тертям, переміщується вгору, надаючи гальмуючу дію на верхні шари; звідси зменшення швидкості вітру і лівий поворот вітру на висоті.

До ночі із зменшенням турбулентного перемішування відбувається зміна швидкості і напрямку вітру у приземному і верхньому шарах у зворотному порядку.

Правильний добовий хід вітру порушується при проходженні фронтів, циклонів та антициклонів. Над океанами добовий хід вітру майже не помітний.

Річний хід середньої швидкості вітру відноситься до кліматичних характеристик і залежить від географічного положення пункту.

У помірних і полярних широтах на західних околицях материків Північної півкулі найбільша швидкість вітру спостерігається взимку, коли різниця температур між цими широтами найбільша і відповідно велика різниця тиску. До літа, із зменшенням контрасту температур і, отже, градієнтів тиску, вітер слабшає. Однак у центрі крупного Євроазіатського материка, в Сибіру, взимку в області потужного антициклону відмічаються якнайменші швидкості вітру і навіть штилі, а влітку швидкості вітру найбільші.