Силы, действующие в атмосфере, и их влияние на ветер. Сила тяжести – объемная сила

Если бы характер воздушных течений зависел только от термической неоднородности поверхности земли и воздушных масс, то ветер определялся бы горизонтальным градиентом давления и движение воздуха совершалось бы вдоль этого градиента от высокого давления к низкому. При этом скорость ветра была бы обратно пропорциональна расстоянию между линиями одинакового давления, т. е. изобарами. Чем меньше расстояние между изобарами, тем больше градиент давления, а соответственно и скорость ветра.

Сила градиента давления. В теоретической метеорологии силы обычно относятся к единице массы. Поэтому, чтобы выразить силу градиента давления, действующего на единицу массы, следует величину градиента давления разделить на плотность воздуха. Тогда числовое значение силы барического градиента (Г) определится выражением:

где ρ – плотность воздуха, d ρ/ dn – градиент давления.

Под действием силы градиента давления (барического градиента) возникает ветер. Это значит, что если на некотором участке образуется избыток массы воздуха (высокое давление), то должен произойти отток его в область с недостатком воздуха (низкого давления). Этот отток тем сильнее, чем больше разность давления.

Таким образом, основной движущей силой возникновения движения воздуха является барический градиент. Если бы на воздушные частицы действовала только сила барического градиента, то движение их совершалось бы всегда в направлении этого градиента, подобно стоку воды от более высокого уровня к низкому. В действительности этого не происходит.

При крупномасштабных процессах к термической первопричине возникновения воздушных течений присоединяется действие целого ряда других факторов, которые значительно усложняют атмосферную циркуляцию. Поэтому как муссонная, так и междуширотная циркуляция, обусловленная действиями ряда сил и вихревой природой атмосферной циркуляции, осуществляется несравненно сложнее.

Отклоняющая сила вращения Земли. Изменение направления и скорости воздушных течений в первую очередь вызывается отклоняющей силой вращения Земли, или, как обычно называют ее, силой Кориолиса. Возникновение этой силы связано с вращением Земли вокруг своей оси. Под действием силы Кориолиса ветер дует не вдоль градиента давления, т. е. от высокого давления к низкому, а отклоняясь от него в северном полушарии вправо, в южном полушарии - влево.

На схеме (рис. 29, а) наглядно показано, как отклоняющая сила вращения Земли влияет на изменение направления движения воздуха, начавшегося вдоль градиента давления с постепенно возрастающей скоростью. Влияние других сил здесь не учитывается.

Предположим, что под действием силы барического градиента воздушная частица (обозначена кружком) начнет смещаться в направлении градиента (Г). В первое мгновение, как только появится скорость V 1 возникнет ускорение отклоняющей силы вращения Земли А 1 направленное перпендикулярно и вправо по отношению к скорости V 1 . Под влиянием этого ускорения частица переместится не вдоль градиента, а отклонится вправо; в последующее мгновение скорость движения частицы воздуха станет равной V 2 . Но вместе с этим сила Кориолиса изменится на А 2 . Под влиянием этого поворотного ускорения скорость частицы воздуха еще изменится, став равной V 3 . Не замедлит измениться и сила Кориолиса и т. д. В результате сила давления и отклоняющая сила вращения Земли уравновешиваются и движение воздушной частицы происходит вдоль изобар. Действие силы Кориолиса возрастает с увеличением скорости движения частиц и широты места. Она определяется выражением:

где ω - угловая скорость, φ - географическая широта, V - скорость движения.

Ускорение отклоняющей силы вращения Земли измеряется величинами от нуля на экваторе до 2ω V на полюсе.

Геострофический ветер. Простейшим видом движения является прямолинейное и равномерное движение без трения. В метеорологии оно называется геострофическим ветром. Однако такое движение можно допустить лишь теоретически. При геострофическом ветре предполагается, что, кроме силы градиента (Г), на воздух действует лишь отклоняющая сила вращения Земли (А). Когда движение равномерное, то обе эти силы, действуя в противоположные стороны, уравновешиваются и геострофический ветер направляется вдоль изобар (рис. 29, б). При этом низкое давление находится в северном полушарии слева, а в южном полушарии - справа.

При равновесии сил градиента давления и отклоняющей силы вращения Земли их сумма будет равна нулю. Это выражается следующим соотношением:

откуда получим, что скорость геострофического ветра

Отсюда следует, что скорость геострофического ветра прямо пропорциональна величине горизонтального градиента давления. Следовательно, чем гуще изобары на картах давления, тем сильнее ветер. Хотя в действительных условиях атмосферы чисто геострофический ветер почти не наблюдается, однако наблюдения показывают, что на высоте около 1 км и выше движение воздуха происходит приблизительно вдоль изобар, с небольшими отклонениями, вызванными другими причинами. Поэтому в практической работе вместо фактического ветра пользуются и геострофическим ветром. Кроме силы градиента давления и силы Кориолиса, на движение воздуха действуют сила трения и центробежная сила.

Сила трения. Сила трения направлена всегда в сторону, противоположную движению, и пропорциональна скорости. Она, уменьшая скорость воздушных потоков, отклоняет их влево от изобар, и движение происходит не вдоль изобар, а под некоторым углом к ним, от высокого давления к низкому. Посредством турбулентного перемешивания воздуха влияние трения передается в вышележащие слои, приблизительно до 1 км над поверхностью земли.

Влияние трения на направление и скорость движения воздуха изображено на схеме (рис. 30, а). На схеме представлено поле давления и движение воздуха под действием силы градиента давления, отклоняющей силы вращения Земли и трения. Под действием силы Кориолиса движение воздуха происходит не вдоль градиента давления Г, а под прямым углом к нему, т. е. вдоль изобар. Действительный ветер изображен стрелкой В, сила трения Т отклонена от направления ветра несколько в сторону. Сила Кориолиса показана под прямым углом к действительному ветру стрелкой К. Как видим, угол между действительным ветром В и силой трения Т составляет больше 90°, а угол между действительным ветром В и силой градиента давления Г меньше 90°. Так как сила градиента перпендикулярна изобарам, то действительный ветер оказывается отклоненным влево от изобар. Величина угла, составляемого изобарой и направлением действительного ветра, зависит от степени шероховатости земной поверхности. Отклонение происходит влево от изобар обычно под углом 20-30°. Над сушей трение больше, чем над морем, у поверхности земли влияние трения наибольшее, а с высотой оно уменьшается. На высоте около 1 км действие силы трения почти прекращаете.

Центробежная сила. Если изобары криволинейные, т. е. имеют, например, форму эллипса или окружности, то на движение

воздуха оказывает действие центробежная сила. Это сила инерции, которая направлена от центра к периферии по радиусу кривизны траектории движения воздуха. Под действием центробежной силы (в случае отсутствия трения) движение происходит по изобарам. При наличии же трения ветер дует под углом к изобарам в сторону низкого давления. Величина центробежной силы определяется из равенства

где V - скорость движения воздуха (скорость ветра), r - радиус кривизны его траектории.

Если принять, что движение воздуха происходит по окружности, то скорость его в любой точке траектории будет направлена по касательной к окружности (рис. 30, б и в). Как следует из этой схемы, сила Кориолиса (А) направлена (в северном полушарии) под прямым углом по радиусу вправо от скорости ветра ( V ). Центробежная сила (С) направлена от центра циклона и антициклона к их периферии, а сила градиента (Г) уравновешивает геометрическую сумму первых двух сил и лежит на радиусе окружности. Все три силы в этом случае связаны уравнением

где r - радиус кривизны изобар.

Из этого уравнения следует, что ветер направлен перпендикулярно градиенту давления. Это частный случай ветра при круговых изобарах в системе циклона. Такой ветер называется градиентным.

В северном полушарии в системе циклона (рис. 31, б) сила барического градиента направлена к его центру, а силы центробежная и Кориолиса, уравновешивающие ее, - в противоположную сторону. В случае антициклона (рис. 30, в) сила Кориолиса направлена к центру его, а центробежная сила и сила барического градиента - в противоположном направлении и уравновешивают первую.

Уравнение градиентного ветра в случае антициклона имеет следующий вид:

В южном полушарии, где отклоняющая сила вращения Земли направлена влево от скорости движения воздуха, градиентный ветер отклоняется от градиента давления влево. Поэтому в южном полушарии ветер в циклоне направлен по часовой стрелке а в антициклоне - против часовой стрелки.

Вне действия силы трения, т. е. выше 1 км, ветер по направлению и скорости приближается к градиентному. Разница между действительным и градиентным ветром обычно невелика. Однако эти небольшие отклонения действительного ветра от градиентного играют важную роль в изменении атмосферного давления.

Давление воздуха определяется его массой в столбе атмосферы сечением, равным единице площади. При неравномерном движении воздуха вследствие изменения его термических свойств и действующих сил происходит уменьшение или увеличение массы воздуха в столбе, а соответственно понижение или повышение атмосферного давления.

Главным фактором в изменении поля давления (барического поля) является отклонение действительного ветра от градиентного (на высотах). Когда направление и скорость действительного ветра соответствуют градиентному, происходит увеличение или уменьшение массы воздуха и изменение давления и могут возникать и развиваться атмосферные вихри - циклоны и антициклоны (см. ниже).

Отклонения ветра существенны в областях сходимости воздушных потоков в тропосфере п при большой кривизне потоков движущегося воздуха.

Поле давления. Структура поля давления, или барического поля атмосферы, довольно разнообразна. Во внетропических широтах у поверхности земли и на высотах всегда можно обнаружить большие или относительно малые по размерам циклоны и антициклоны, ложбины, гребни, седловины.

Циклоны - это крупнейшие атмосферные вихри, с низким давлением в центре. Движение воздуха в их системе в северном полушарии происходит против часовой стрелки. Антициклоны - вихри с высоким давлением в центре. Движение воздуха в их системе в северном полушарии происходит по часовой стрелке.

В южном полушарии в обеих системах циркуляция воздуха обратная, т. е. ветры в циклоне дуют по часовой стрелке, а в антициклоне - против часовой стрелки. Гребень - это вытянутая от центральной части антициклона область высокого давления с антициклонической системой циркуляции. Ложбина - это вытянутая от центральной части циклона область низкого давления с циклонической системой циркуляции. Седловина - это форма барического рельефа между двумя циклонами и двумя антициклонами, расположенными крест-накрест.

На рисунке 31 изображено поле давления у поверхности земли с системой ветров. Кроме двух циклонов и двух антициклонов, здесь представлены ложбины, гребни и седловина. Направление ветра показано стрелками, скорость - оперением. Чем больше расстояние между изобарами, тем меньше скорость ветра и меньше оперение. Такое изображение изобар и ветра принято на картах погоды (см. ниже).

Структура поля давления на земном шаре многообразна и сложна. Поэтому режим воздушных течений различен зимой и летом, у поверхности земли и на высотах, над материками и над океанами, не говоря уже о большой его изменчивости в средних и высоких широтах ото дня ко дню. Обычно средние месячные карты давления и ветра отображают лишь преобладающий перенос воздушных масс в течение месяца и скрывают многие интересные особенности атмосферных процессов, которые обнаруживаются на ежедневных картах погоды.

Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия

СТАТИКА АТМОСФЕРЫ

Система находится в равновесии (покое), если результирующая всех сил, действующих на систему равна нулю.

Силы подразделяются на массовые и поверхностные.

Массовыми силами, действующими на атмосферу в целом и на ее части, являются сила тяжести и отклоняющая сила вращения Земли (кориолисова сила).

Поверхностные силы, действующие в атмосфере, - это сила давления и сила трения.

Однако кориолисова сила и сила трения появляются лишь при движении атмосферы относительно поверхности Земли или одних ее частей относительно других. Поэтому силами, действующими в атмосфере в состоянии покоя, являются сила тяжести и сила давления.

Пусть атмосфера находится в состоянии покоя по отношению к земной поверхности. Тогда горизонтальная составляющая градиента давления должна обращаться в нуль (в противном случае воздух придет в движение). Для этого необходимо и достаточно, чтобы изобарические поверхности совпадали с уровенными.

Выделим в атмосфере две изобарические поверхности, расположенные на высотах z и z+dz (рис.). Между изобарическими поверхностямиp p+dp выделим объем воздуха с горизонтальными основаниями 1 м 2 . На нижнее основание действует сила давления p, направленное снизу вверх; на верхнее – сила давления p+dp, направленная сверху вниз. Силы давления, действующие на боковые грани выделенного объема взаимно уравновешиваются.

Рис. К выводу уравнения статики.

На этот объем действует сила тяжести Р, направленная по вертикали вниз и равная по модулю

Спроектируем все силы на ось z. Поскольку сумма всех сил равна нулю, то и сумма этих проекций равна нулю:

Подставив выражение силы тяжести, получим .

Разделив на dz определим второй вид основного уравнения статики атмосферы:

Левая часть представляет собой вертикальную составляющую градиента давления, правая – силу тяжести, действующую на единичный объем воздуха. Таким образом, уравнение статики выражает равновесие двух сил – градиента давления и силы тяжести.

Из уравнения статики можно сделать три важных вывода:

1. Увеличению высоты (dz>0) соответствует отрицательное приращение давления (dp>0), что означает убывае давления с высотой. Уравнение статики выполняется с высокой точностью и в случае движения атмосферы.

2. Выделим в атмосфере вертикальный столб воздуха с основанием 1м2 и высотой от уровня z до верхней границы атмосферы . Вес этого столба равен . Проинтегрировав обе части () в пределах от z , где давление р, до , давление равно 0 (по определению верхней границы), получим: , или .

Таким образом, приходим ко второму определения понятия давления. Атмосферное давление на каждом уровне равно весу столба воздуха единичного поперечного сечения и высотой от данного уровня до верхней границы атмосферы. Отсюда понятен физический смысл убывания давления с высотой.

3. Уравнения статики позволяют сделать вывод о скорости убывания давления с высотой. Уменьшение давления тем больше, чем больше плотность воздуха и ускорение свободного падения. Основную роль играет плотность. Плотность воздуха с увеличением высоты падает. Чем выше расположен уровень, тем меньше убывание давления.

Если точки расположены на одной и той же изобарической поверхности, то плотность воздуха будет зависеть только от температуры в этих точках. В точке с более низкой температурой плотность выше. Это означает, что при подъеме на одну и ту же высоту понижение давления в точке с более высокой температурой меньше, чем в точке с более низкой температурой.

В холодной воздушной массе давление с высотой убывает быстрее, чем в теплой. Подтверждением этого вывода является тот факт, что на высотах (в средней и верхней тропосфере) в холодных воздушных массах преобладает низкое давление, а в теплых – высокое.

Оценим значение вертикального градиента. При нормальных условиях вблизи уровня моря r=1.29 кг/м3, g=9.81 м/с2. Подставив эти значения в (), найдем: G=12ю5 гПа/100м.

Вопрос № 21. Геострофический ветер. Барический закон ветра Ветер-движение воздуха относительно земной поверхности.Градиентный ветер-установившееся движение воздуха при отсутствии силы трения(на высотах более 1000-1500м).В однородном барическом поле градиентная сила везде одинакова по значению и направлению,поэтому движение воздуха в таком поле будет будет равномерным и прямолинейным.Геострофический ветер- градиентный ветер, дующий вдоль прямолинейных изобар.Скорость геостр.ветра прямо пропорциональна градиенту давления и обратно пропорциональна широте места и плотности воздуха=>чем больше градиент давления,тем больше скорость геостр.ветра(как и ветра вообще). С увеличением широты при неизменном градиенте и плотности воздуха скорость геостр.ветра уменьшается.На экваторе понятие "геостр.ветер" теряет смысл,т.к широта(фи)=0.Плотность воздуха с высотой уменьшается=>скорость геостроф ветра при постоянном градиенте давления возрастает с высотой.Градиентный ветер,дующий вдоль круговых изобар,называется геоциклострофическим.В этом случае при отсутствии силы трения на движущийся воздух действует градиентная,отклоняющая и центробежная силы.

Вопрос №22. Сила трения в атмосфере. Слой трения. Скорость и направление ветра в слое трения. Сила трения тормозит движение воздуха. Она складывается из силы внешнего трения, связанной с тормозящим действием земной поверхности, и из силы внутреннего трения,связанного с молекулярной и турбулентной вязкостью воздуха. Сила внешнего трения тормозит движение, не меняя направления. Она направлена в сторону, противоположную движению, и пропорциональна его скорости. Сила внутреннего трения не совпадает с направлением силы внешнего трения. Общая сила трения у земной поверхности есть векторная сумма сил внешнего и внутреннего трения, отклоненная влево на некоторый угол. Общая сила трения уменьшается с высотой, так как не усиливается турбулентность и влияние внешнего трения.

Слой атмосферы, в котором заметно влияние трения,называется слоем трения ,а высота,до которой распространяется это явление-уровень трения . На уровне трения ветер близок к изобаре. Если направление изобар с высотой быстро меняется,обнаруживается левое вращение ветра в слое трения(или неизменность ветра с высотой) . Скорость ветра в слое трения растет с высотой. Измерения скорости и направления ветра с высотой можно представить кривой, соединяющей концы векторов, изображающих ветер на разных высотах и отложенных от одной точки.

Vo-скорость ветра, Vg - скорость ветра на уровне трения

Рис.Спираль Экмана.

В слое трения обнаруживается суточный ход скорости ветра. У земной поверхности над сушей наблюдается максимум скорости ветра в 14 часов. Ночью и утром – минимум.

Вопрос № 23. Различия в тепловом режиме почв и водоемов: основные механизмы теплообмена. Нагревание и тепловые особенности поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов существенно различны, поскольку в почве тепло распространяется по вертикали с помощью механизма молекулярной теплопроводности, а в воде - путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой и теплоемкость воды значительно больше, чем почвы, и одно и тоже количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы. Поэтому суточные колебания темп-ры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а почве - менее 1 м. Годовые колебания темп-ры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве – только на 10-20м.

Тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Темп-ра верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который сильно нагревается.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен его приходит накопленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому темп-ра на поверхности воды понижается медленно. На поверхности почвы темп-ра при отдаче тепла падает быстро: тепло накоплено в тонком верхнем слое, быстро из него уходит без восполнения снизу. В результате днем и летом темп-ра на поверхности почвы выше темп-ры на поверхности воды. Это значит, что суточные и годовые колебания темп-ры на поверхности почвы значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. В результате темп-ра воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

основные механизмы теплообмена.

Земная поверхность, т. е. поверхность почвы или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх - в атмосферу и вниз - в почву или в воду.

1) на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и при этом теряет тепло.

2) к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

3) земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытое тепло, во втором тепло переходит в скрытое состояние.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что на земной поверхности энергия возникает или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить больше тепла, чем пришло сверху; в таком случае избыток отдачи тепла должен покрываться приходом тепла к поверхности из глубины почвы или воды. Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности - В+P+G n +L*E u =0

В - радиационный баланс, Р- приход тепла из воздуха или отдача его в воздух путем теплопроводности, G n – приход или расход тепла путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды, L*E u - потеря тепла при испарении или приход при конденсации на земную поверхность, L- удельная теплота испарения, E u - масса испарившейся или сконденсировавшейся воды.

СИЛ А ГОРИЗОНТАЛ ЬНОГО БАРИЧЕСК ОГО ГРАДИЕНТА

Непосредст венной причиной возникновения горизонтального движения возд уха (вет ра) является неравномерное распределение давления вдоль земной поверхност и, которое, в свою очередь, является следствием неоднородного пространст венного распределения температуры. Следовательно, ветер можно рассматривать как результ ат превращ ения тепловой энергии Солнца в энергию движения воздуха. Из област и высокого давления воздух движет ся в область низкого давления подобно тому, как возникает движение жидкости в ст орону более низкого ее уровня.

Изменение давления по горизонтали характеризует горизонт альный барический градиент Гр . Он показывает изменение давления DP на единицу длины DS по крат чайш ему расст оянию из области высокого давления в област ь низкого давления:

За единицу расст ояния принят 1° дуги меридиана (111 км). Величина Гр обычно не превышает 1…3 гПа на 111 км, но при ураганах она может достигать 30 гПа на 111 км.

Горизонт альный барический градиент, отнесенный к единице массы, представляет собой силу горизонт ального б арического градиента G , под действием которой и происходит перемещ ение воздух а вдоль земной поверхности:

G =1 Δ Р , (4.4)

где: r - плот ност ь воздуха.

На картах погоды, где горизонтальное распределение давления характ еризует ся с помощью изобар, сила G направлена по перпендикуляру от изобары с большим д авлением к изоб аре с меньшим давлением. Так как на картах погоды изобары проводят ся через 5 гПа, т.е. DP = 5 гПа = const , то сила G зависит т олько от расстояния между изобарами (DS ). Чем меньше DS (чем гуще изоб ары), тем больше сила G , а, следовательно, и больш е скорост ь ветра (рис. 4.4).

Р ис. 4.4. Сила горизонтального барического градиента

Как только в ат мосфере создается разность давлений в горизонтальном направлении и масса воздуха под возд ействием силы горизонт ального барического градиент а начинает перемещаться в направлении вектора этой силы, т.е. от большего давления к меньшему, на эт от возд ух сразу же начинают оказывать влияние другие силы:

а) от клоняющ ая сила вращения Земли - сила К ориолиса Fк ;

б) сила трения F т;

в) центробежная сила Fц .

4.2.2. ОТК ЛОНЯЮЩАЯ СИЛА ВРАЩЕНИЯ ЗЕМЛИ - СИЛ А КОРИОЛИСА

Эт о инерционная сила, которая возникает вследствие суточного вращения Земли вокр уг своей оси. От клонение д вижущегося воздушного потока происходит потому, что он по инерции сохраняет свое первоначальное направление движения относит ельно мирового пространства, в т о время как Земля под воздуш ным потоком поворачивает ся вокруг своей оси. Сила Кориолиса всегда действует под углом 90° к направлению движения воздуха: вправо - в Северном полушарии и влево - в Южном (рис. 4.5). Поэт ому э та сила не меняет скорости движения воздушного потока, а только изменяет его направление.

а) в Северном полушарии;

б) в Южном полушарии

Сила Кориолиса, дейст вующая на единицу массы, равна:

F к = 2w u sin j

где: ω - угловая скорость вращ ения Земли (7,29×10-5 с-1);

и - скорость воздушного пот ока;

j-географическая широт а места.

Значение силы Кориолиса зависит от скорости ветра и широт ы места. Она уменьш ается с убыванием широт ы места и на экваторе равна нулю (j = 0°, si n0° = 0).

СИЛ А ТРЕНИЯ

Эта сила возникает в результ ате трения движущегося воздуха о неровности подст илающ ей поверхности. Она всегда направлена в ст орону, противоположную движению (рис. 4.6). Сила трения изменяет и направление, и скорост ь ветра.

Рис. 4.6. Действие силы трения

Величина силы трения, дейст вующая на единицу массы, равна

F т =-к u , (4.6)

где: к - коэффициент трения, зависящ ий от степени ш ероховатости подстилающей поверхности и высоты.

Сила трения уменьшается с высотой и выше 500…1000 м ее влияние на движение воздуха практически не сказывается.

Сила Кориолиса и сила трения по порядку величины соизмеримы с силой

горизонтального б арического градиента.

ЦЕНТРОБЕЖНАЯ СИЛА

Цент робежная сила Fц возникает при криволинейном движении воздушного потока. Она направлена от цент ра вращения по радиусу кривизны (рис. 4.7). Величина эт ой силы, д ействующ ей на ед иницу массы, равна

где: r – радиус кривизны т раектории.

При прямолинейном движении центробежная сила равна нулю. При движении воздуха в циклонах и ант ициклонах умеренных широт (радиус кривизны 1000 км и более) эт а сила очень мала и при расчет ах ее не учитывают. Центробежную силу необходимо учитыват ь при расчет ах ветра в тропических циклонах, где она может превышать силу Кориолиса.

Рис. 4.7. Действ ие центробежной силы

Атмосфера обволакивает весь земной шар, оказывая давление на каждый квадратный метр поверхности. Следовательно, на поверхности Земли и на любой высоте в каждой точке создается определенная величина давления, т. е. поле давления, или барическое поле. Это поле можно описать как систему поверхностей одинакового давления, так называемых изобарических поверхностей, например: 1000 гПа, 850 гПа, 500 гПа, 200 гПа и т. д. На уровне моря пересечения с изобарическими поверхностями образуют линии одинакового давления - изобары.

Распределение давления на земном шаре очень неоднородно, оно меняется от точки к точке и изменяется во времени. Неоднородность распределения давления объясняется неравномерным распределением масс воздуха внутри каждого столба атмосферы, которое в свою очередь зависит от распределения температуры. Если в одном географическом районе давление высокое, а в другом - низкое, то воздух будет двигаться от области более высокого давления к области более низкого давления. При этом, чем больше разность давлений, тем большее ускорение приобретает воздух. Разность давлений, которая приходится на единицу расстояния по нормали к изобаре, называется горизонтальным барическим градиентом. Иначе, это и есть сила, приводящая в движение воздух. Кроме силы градиента давления в действуют силы инерции (сила Кориолиса и центробежная), а также сила трения. Все воздушные течения рассматриваются относительно Земли, которая вращается вокруг своей оси. Понять, как действует сила Кориолиса (СК), можно, если вспомнить, что линейная скорость вращения каждого неподвижного тела на Земле равна произведению угловой скорости вращения Земли си на расстояние до оси вращения г, т. е. u = wr. Рассмотрим действие силы Кориолиса на примере движения тела единичной массы вдоль меридиана. Положим, что 1 кг воздуха в Северном полушарии расположен на широте ф и начинает двигаться вдоль меридиана на север со скоростью ветра V. В силу инерции этот килограмм воздуха будет сохранять линейную скорость вращения u которую он имел на широте ф. В результате движения на север он будет находиться на все более высоких широтах, где расстояние до оси вращения Земли меньше и линейная скорость вращения Земли меньше. Таким образом, это тело будет опережать неподвижные тела, расположенные на том же меридиане, но в более высоких широтах, т. е. наблюдатель на Земле сможет отметить, что это тело под действием какой-то силы отклонится вправо. Эта сила и есть действие силы Кориолиса. Подобные рассуждения показывают, что в Южном полушарии такой килограмм воздуха отклонится влево от направления движения. Величина горизонтальной составляющей силы Кориолиса, действующей на 1 кг, равна СК = 2wVsinф Северном полушарии она направлена под прямым углом вправо от скорости ветра V. Из формулы следует, что если тело покоится, то силы Кориолиса нет. Она действует только тогда, когда воздух движется.

На нашей планете силы горизонтального барического градиента и силы Кориолиса имеют один порядок, поэтому нередко они почти уравновешивают друг друга. Тогда ускорение воздуха мало и движение близко к прямолинейному и равномерному. В этом случае воздух движется не вдоль градиента давления, а вдоль изобары или близко к ней, оставляя в Северном полушарии низкое давление слева.
Воздушные течения в атмосфере имеют вихревой характер: обычно траектории воздушных частиц искривляются, и частицы движутся либо против, либо по часовой стрелке. При таком движении на каждый килограмм воздуха действует центробежная сила V2/R, где V - скорость ветра, a R - радиус кривизны траектории. В атмосфере сила всегда меньше силы барического градиента. Сила трения возникает между поверхностью Земли и движущимся над ней воздухом. Неровности земной поверхности задерживают нижние объемы воздуха. Перенос объемов воздуха, обладающих малой горизонтальной скоростью, вверх с нижних уровней задерживает движение верхних слоев воздуха. Таким образом, трение о земную поверхность передается вверх, постепенно ослабевая. Сила трения замедляет скорость ветра. Она заметна в слое 1 - 1,5 км, который называется планетарным пограничным слоем. Ветер здесь из-за трения отклоняется от изобар в сторону низкого давления. Выше 1,5 км влияние трения значительно, поэтому более высокие слои называют свободной атмосферой.