4.Колебания давления во времени, непериодические изменения и суточный ход.

Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности и (или) в любой точке свободной атмосферы все время меняется, т.е. либо растет, либо падает. Эти изменения имеют сложный характер, так как слагаются из периодической составляющей – суточного хода, и непериодических изменений. В умеренных и высоких широтах непериодические изменения выражены значительно сильнее и затушевывают суточный ход. В тропических широтах ярче выражен суточный ход давления, а непериодические изменения давления малы в сравнении с такими же изменениями в умеренных и высоких широтах. В умеренных широтах иногда давление за одни сутки в данном пункте меняется на 20–30 гПа. Даже за 3 ч давление может изменяться на 5 гПа и больше.

Периодические изменения давления определяются его суточным ходом. Кривая суточного колебания давления имеет два максимума и два минимума. Максимальные значения наблюдаются перед полуднем и перед полуночью (около 9–10 и 21–22 ч по местному времени), а минимальные - рано утром и после полудня (около 3–4 и 15–16 ч).

Общую характеристику непериодических изменений давления дает такой показатель, как междусуточная изменчивость давления – это среднее многолетнее изменение давления за сутки, взятое за определенный срок наблюдений, например за утренний, независимо от знака изменения, т.е. независимо от того, растет давление или падает. Иными словами, междусуточной изменчивостью давления называют среднее многолетнее из суточных разностей давления, взятых по абсолютной величине.

У земной поверхности в умеренных широтах средняя междусуточная изменчивость давления 3–10 гПа; больше всего она в северных частях океанов. Зимой, когда циклоническая деятельность развита сильнее, изменчивость больше, чем летом. В тропиках междусуточная изменчивость давления равна лишь десятым долям гектопаскаля т.е. значительно меньше размаха суточного хода.

5.Геострофический и градиентный ветер. Изменение ветра с высотой.

Рассмотрим частицу воздуха, имеющую единицу массы. Пусть частица находится в простейшем барическом поле. Будем считать, что трение отсутствует и частица находится в Северном полушарии. Под действием силы градиента давления частица начнет двигаться от высокого давления к низкому вдоль нормали к изобаре. Но как только частица начинает двигаться на нее немедленно начинает действовать сила Кориолиса, которая будет отклонять частицу вправо от направления движения под прямым углом. Будем считать, что барическое поле не меняет свою форму, поэтому на частицу продолжает действовать градиент давления, а сила Кориолиса будет все время поворачивать частицу вправо. Равнодействующая сил градиента давления и Кориолиса будет увеличивать скорость частицы. По мере возрастания скорости частицы сила Кориолиса, пропорциональная скорости, также будет возрастать, а значит, будет возрастать и ее отклоняющее действие. В конце концов, частица придет в такое положение, когда градиент давления будет в точности уравновешен силой Кориолиса. Это произойдет, когда сила Кориолиса будет направлена вдоль силы барического градиента в противоположную сторону и равна ему по величине. В этом случае наша единица массы воздуха будет совершать прямолинейное равномерное движение. Такое движение называется геострофическим, а ветер – геострофическим ветром. Таким образом, при геострофическом движении вектор силы градиента и вектор силы Кориолиса равны по модулю и направлены взаимно противоположно, а воздух совершает равномерное и прямолинейное движение. Скорость геострофического ветра направлена вдоль изобары, т.е. геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя в Северном полушарии низкое давление слева.

В Южном полушарии сила Кориолиса направлена под прямым углом влево от скорости движения, следовательно, геострофический ветер должен дуть вдоль изобар, оставляя низкое давление справа.

Скорость геострофического ветра прямо пропорциональна барическому градиенту. Чем больше градиент, т.е. чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер.

Необходимым условием существования геострофического ветра было отсутствие силы трения. Но у земной поверхности сила трения существует и достаточно велика. Поэтому ветер у земной поверхности всегда отличается от геострофического. И только выше уровня 1000 м, где влияние силы трения становится незначительным, действительный ветер уже близок к геострофическому. Наконец, хотя действительный ветер, как правило, не является вполне равномерным движением, все же ускорения в атмосфере обычно невелики.

В действительности ветер в свободной атмосфере отклоняется от изобар в ту или иную сторону, но на очень небольшой угол, часто на несколько градусов. Скорость его хотя и близка к скорости геострофического ветра, но не в точности равна ей. Тем не менее, близость действительного ветра в свободной атмосфере в умеренных широтах к геострофическому ветру даст возможность с достаточной для практики точностью определять скорость и направление действительного ветра на высотах по распределению давления.

При криволинейном движении воздуха и отсутствии силы трения кроме силы барического градиента и отклоняющей силы вращения Земли появляется еще центробежная сила выражающаяся как С = v²/r, где v – скорость ветра, а r – радиус кривизны траектории движущегося воздуха. Если считать движение равномерным, то в этом случае должны уравновешиваться уже три силы, действующие на воздух: барического градиента, отклоняющая и центробежная.

Теоретический случай равномерного движения воздуха по круговым траекториям без влияния трения называют градиентным, а ветер – градиентным ветром. Траектории в случае градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, так же как и геострофический, направлен по изобарам, но не прямолинейным, а круговым.