Влияние трения на скорость и направление ветра. Изменение ветра с высотой. Суточный ход ветра. Барический закон ветра. Связь ветра с изменениями давления.

Барический закон ветра (закон Бейс-Балло): если стать спиной к ветру, то область низкого давления будет расположена слева и несколько впереди наблюдателя, а область высокого давления справа и несколько позади наблюдателя.

СУТОЧНЫЙ ХОД ВЕТРА—изменение скорости и направления ветра в течение суток. Обычно ветер усиливается днем, когда в результате дневного прогрева увеличивается турбулентность. Направление ветра в ясный день стремится следовать „за солнцем". У земной поверхности ветер ночью ослабевает. В верхней части пограничного слоя атмосферы суточный ход обратный, т. е. скорость ветра наименьшая днем, наибольшая — ночью. Между верхней и нижней частями -пограничного слоя существует переходный слой, в котором суточные изменения скорости ветра наименьшие.

ИЗМЕНЕНИЕ ВЕТРА С ВЫСОТОЙ— увеличение скорости ветра с высотой в нижнем километровом слое атмосферы вследствие увеличения турбулентного трения, скорость ветра увеличивается по степенному или логарифмическому закону. Усиление ветра с высотой происходит тем интенсивнее, чем больше горизонтальный градиент температуры и чем ближе совпадают направления барического и термического градиентов. Изменение скорости ветра с высотой зависит еще и от вертикального -распределения температуры.

Ветер возникает в связи с неравномерным распределением атмосферного давления, т. е. в связи с наличием горизонтальных разностей давления.

Мерой неравномерности распределения давления является горизонтальный барический градиент. Воздух стремится двигаться от высокого давления к низкому по наиболее короткому пути; это и есть 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 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.

Отклоняющая сила вращения Земли

Будем под вращающейся системой координат разуметь поверхность вращающейся Земли, а под телом — воздух. На вращающейся Земле поворотное ускорение (здесь и дальше речь идет о его горизонтальной составляющей) направлено в северном полушарии вправо от скорости, в южном — влево.

Условно можно назвать поворотное ускорение отклоняющей силой вращения Земли (отнесенной к единице массы) или силой Кориолиса.

Влияние трения на скорость и направление ветра

Скорость ветра уменьшается вследствие трения настолько, что у земной поверхности (на высоте флюгера) над сушей она примерно вдвое меньше, чем скорость геострофического ветра, рассчитанная для того же барического градиента.

С высотою сила трения быстро убывает и скорость ветра поэтому возрастает, пока на высоте

Сила трения влияет и на направление ветра. Представим себе равномерное прямолинейное движение воздуха при наличии силы трения (геотриптический ветер). Это значит, что должны уравновешиваться три силы: градиента, отклоняющая и трения.

Трение в атмосфере это сила, которая сообщает уже существующему движению воздуха отрицательное ускорение, т.е. замедляет движение и меняет его направление. Эта сила направлена противоположно направлению скорости. С высотой она убывает. Вызывается сила, трением воздуха о шероховатую поверхность, за счет турбулентности потока, вызванного неравномерным прогревом или охлаждением поверхности.

Скорость ветра уменьшается за счет трения над сушей примерно вдвое по сравнению с геострофическим ветром, рассчитанным для того же барического градиента. Над морем скорость действующего ветра составляет около двух третей скорости геострофического ветра. Море обеспечивает меньшее трение воздуха, чем суша.

Сила трения влияет и на направление ветра. За счет трения ветер может отклоняться от направления градиентного.

40. Ветер. Скорость и направление ветра. Порывистость ветра. Шквалы. Турбулентный обмен. Приземный слой и планетарный пограничный слой. Атмосферная диффузия и распространение примесей в атмосфере.

Ветер — поток воздуха в горизонтальном направлении. На Земле ветер является потоком воздуха, который движется преимущественно в горизонтальном направлении. Ветры как правило классифицируют по масштабам, скорости, видам сил, которые их вызывают, местам распространения и воздействию на окружающую среду.

Скорость ветра измеряется в метрах в секунду, километрах в час или баллах (1 балл равен 2 м/с). Средняя многолетняя скорость ветра у земной поверхности – 4-9 м/с, а максимальная средняя годовая скорость ветра на побережье Антарктиды достигает 22 м/с. Ветер скоростью 5-8 м/с считается умеренным, выше 14 м/с – сильным, выше 20-25 м/с – штормом, выше 30-35 м/с – ураганом.

Направление движения воздуха определяется взаимодействием нескольких сил. Это сила Кориолиса (учитывает влияние вращения Земли на двигающийся воздух), тяжести, сила градиента давления и центробежная сила.

Так как причиной возникновения ветра служат различия давления в разных точках земной поверхности, то если в северном полушарии встать спиной к ветру, область высокого давления будет находиться справа, а область низкого давления – слева, то есть низкое давление расположено слева от направления воздушного потока, а высокое давление – справа. В южном полушарии существует обратное соотношение.

Направление ветра в метеорологии определяется той стороной горизонта, откуда он дует.

Порывистость ветра Наличие в воздушном потоке значительных колебаний (пульсаций) по скорости и направлению с временными интервалами не более нескольких секунд. В случае сильной П. В. говорят о шквалистости ветра. П. В. связана с присущей воздушным течениям турбулентностью. Она особенно ярко выражена в холодных воздушных массах с неустойчивой стратификацией и, стало быть, с увеличенной турбулентностью; она увеличивается также при прохождении фронтов, особенно холодных. П. В. регистрируется специальными приборами.

Шквалы. Раздался удар грома, сплошной черно-серый вал облаков стал еще ближе — и вот словно все смешалось. Ураганный ветер ломал и вырывал с корнем деревья, срывал крыши с домов. Это налетел шквал.

Шквал возникает в основном перед холодными атмосферными фронтами или вблизи центров небольших подвижных циклонов при вторжении холодных масс воздуха в теплые. Холодный воздух при вторжении вытесняет теплый, заставляя его быстро подниматься, и чем больше разность температур между встречающимся холодным и теплым воздухом (а она может превышать 10—15°), тем больше сила шквала. Скорость ветра при шквале достигает 50—60 м/с, а длиться он может и до одного часа; он нередко сопровождается ливнем или градом. После шквала происходит заметное похолодание. Шквал может возникнуть во все сезоны года и в любое время суток, но чаще летом, когда сильнее прогревается земная поверхность.

Турбулентный обмен может препятствовать образованию сверхадиабатических градиентов температуры, при которых происходит конвекция. Но при развитии сверхадиабатического градиента, температуры турбулентность может служить возмущением, дающим толчок для образования конвективной струи. На границах конвективной струи происходит турбулентный обмен теплом и влагой с окружающим воздухом и т. д. Чем интенсивнее результирующий перенос влаги вверх, к уровню конденсации,, тем активнее процесс облакообразования.

Приземный слой атмосферы нижняя часть пограничного слоя атмосферы, простирающаяся от земной поверхности до высоты в несколько десятков м, наиболее подверженная влиянию земной поверхности. Толщина П. с. а. изменяется в достаточно широких пределах в зависимости от термической стратификации атмосферы, величины скорости ветра и шероховатости земной поверхности. В П. с. а. наблюдается резкое изменение метеорологических элементов с высотой: вертикальные градиенты скорости ветра, температуры и влажности в П. с. а. в десятки и сотни раз превышают соответствующие величины в вышележащих слоях, но уменьшаются по абсолютной величине с увеличением высоты. Скорость ветра с высотой возрастает, направление его практически не изменяется. Верхняя граница П. с. а. нередко совпадает с верхней границей Инверсии температуры, тумана, городского или индустриального загрязнения атмосферы.

АТМОСФЕРНАЯ ДИФФУЗИЯ - неупорядоченное перемещение воздуха с находящимися в нем примесями, обусловленное турбулентностью атмосферы.

Специфика задач по краткосрочному (порядка нескольких часов) прогнозу распространения примеси в атмосфере такова, что линейный масштаб переноса вдоль направления среднего ветра значительно больше, чем поперечный и вертикальный масштабы. В связи с последним, введем одномерное разделение расчетной области вдоль направления среднего (за рассматриваемый период времени) ветра. Каждому процессору ставится в соответствие расчетная подобласть ППр. В каждой такой подобласти решение системы линейных алгебраических уравнений осуществляется параллельно. Детальное описание параллельного численного алгоритма приведено в работе.

Характер рассеяния примеси

Характер рассеяния примеси в атмосфере при данной ситуации. Вертикальная неоднородность пограничного слоя атмосферы приводит к реализации кубического режима диффузии: из-за наличия вертикального градиента скорости ветра примесь вовлекается на высоты с большей скоростью ветра. Указанное обстоятельство приводит к «вытягиванию» облака примеси вдоль направления ветра. Подчеркнем, что данное явление обусловлено именно структурой пограничного слоя, а не численной диффузией схемы, поскольку для расчетов использована высокоточная численная схема PFB.

Динамика зоны поражения, обусловленная прохождением облака высокотоксичного вещества. Зона поражения равномерно растет в глубину до момента времени 1,5 часа с момента выброса. Далее, по мере разбавления концентрации примеси в облаке, размер зоны поражения стабилизируется.

41)Воздушные массы и фронты Иногда движения в ат-ре создают усл. для застаивания воздуха над большими р-нами земли. В рез-те воздух тропосферы расчлен-ся на отдел. воздуш. массы. В гориз. напр-нии возд. массы измер-ся тыс. км. Св-ва возд. масс несут в себе признак формир-ния. Выдел-ся 4 осн. типа возд. масс: массы арктич., умер., тропич., экват. воздуха. Возд. массы, перемещ-ся с более холод. зем. пов-ти, наз-ся холод. массами. Холод. возд. масса вызывает похолодание в том р-не, где нах-ся. В пути она сама прогрев-ся. Возд. массы, перемещ-ся на более холод. пов-ть наз-ся теплыми. Они приносят потепление, но сами охлаж-ся внизу. Конвекция в них не развив-ся, преоблад. слоист. облака и туманы. Различают мест. возд. массы, длительно находящ-ся в одном р-не. Смеж. возд. массы разделены м/ду собой сравнит-но узкими переходами, сильно наклонен-ными к зе. пов-ти. Эти зоны наз-ся фронты. Фронты м/ду возд.массами осн. геогр. типов наз-ся глав. в отличие от менее значит-ных вторич. фронтов м/ду массами одного и того же геогр. типа. Раздел м/ду тропич. и экват. воздухом не явл-ся фронтом, а представляет зону сходимости возд. течений. С фронтами связаны особ. явления погоды. Восход. движения воздуха в зонах фронтов приводят к обр-нию обшир. облач. систем. Огром. атм. волны, возник. в возд. массах по обе стороны от фронта, приводят к обр-нию атм. возмущений вихревого хар-ра – циклонов и антициклонов. Фронты пост-но возникают вновь и исчезают из-за опр. особ-тей атм. цир-ции.

42)Зон-ть в распред-нии давления и ветра. Геогр. распред-е давления. Цнтры действия ат-ры. Наиб. устойч. особ-ть в распред-нии атм. давления и ветра над зем. шаром – квазизонал-ть этого распред-ния. Квазизон-ть прояв-ся в преобладании широт. составл-щих ветра над меридионал. составл-щими и в больших значениях широт. состав-щих по сравнению с меридионал-ми. Над тропич. океанами преобл-е вост. состав-щих в переносе воздуха в ниж. части тропосферы выражено хорошо. Хорошо выражено и преобладание зап. ветров в умер. широтах юж. полушария. Причина зон-ть давления и ветра – зон-ть в распред-нии t и в динамич. особ-тях самого механизма общей цир-ции ат-ры. Влияние неравномер. распред-ния суши и моря приводит к тому, что в кажд. зоне барич. поле распад-ся на отдел. области повыш. и пониж. давления с замкнут. изобарами. Эти обл.наз-ся центрами действия ат-ры. Январь: Экватор. ложбина охватывает всю экват. зону земли. Внутри ее имеются 3 отдел. депрессии – области пониж. давления над Юж. Амер., Юж. Афр., Австралией. По обе стороны от ложбины субтроп. зоны выс. давления, кот. состоят из субтроп. антициклонов. Они хорошо выражены над 3 океанами Юж. пол. В сев. пол. субтроп. антициклоны над Атл. и Тих. океаном. Антициклон над сев. Атл. океаном носит название Азорского, над Тихим – Гавайский. Юж. Азия занята периферией огром. Азиат. зим. антициклона. В умер. и субполяр. широтах юж.пол. нах-ся зона низ. давления. В сев. пол. также низ. давление только над океанами, это 2 океанич. депрессии: исланд., Алеутская. Над материками Азии и сев. Амер. они замен-ся зим. антициклонами: Азиат. и Канадским. Хорошо выражена обл. выс. давления над Антарктидой – Антарктич. антициклон. Июль: Экват. ложбина смещена к северу и сам. низ. давление в сев. пол. Центры низ. давления далеко сместились на север над нагретыми материками сев. пол. Эти части экват. ложбины наз-ся лет. термич. депрессиями: Южноазиат. и Мексикан. В юж.пол. субтроп. антициклоны захватывают не только 3 океана, но и материки. В сев. полушарии антициклоны ост-ся только над 2 океанами. В умер. и субполяр. широтах сев. пол. океанич. депрессии и депрессии над материками обр-ют непрерыв. субполяр. зону низ. давления. В юж. пол. в июле различают зону низ. давления в субпол. широтах. Давление над материками зимой повыш-ся, летом пониж-ся.

43)Распределение давления в свобод. ат-ре. С высотой стан-ся все < замкнутых изогипс, обрисов-щих отдел. центры действия над материками и океанами, и распред-е давления стан-ся все более зональным. С высотой влияние суши и моря на t, а след-но на давление ослабевает. В верх. тропосфере и ниж. стратосфере абсолют. изогипсы на сред. картах изобарич. пов-тей огибают весь зем. шар, не совпадая с широт. кругами. карты показ-ют, что зимой и летом в тропосфере умер. и субтроп. широт обоих полушарий в общем господ-ют запад. возд. течения. Однако зимой в Сев. пол. отчетливо выдел-ся 3 волны с гребнями над востоком Атл. и Тих. океанов и над Урал. хребтом. В юж. пол. в тропосфере изогипсы проходят более зонал-но, хотя там можно заметить 4 волны. Наиболее высок. давление в своб. ат-ре наблюд-ся около 10с.ш. и ю.ш., наиболее низкое – над поляр. р-нами. Зимой в сев. пол. самое низ. давление смещено от полюса к холод. сев.-вост. частям Азии и Сев. Америки. В слоях выше 20км летом распред-е давления мен-ся в связи с изменением меридионал. распред-ния t. Над полюсом давление стан-ся повыш-ным. В лет. полушарии в стратосфере выше 20км господ-ют восточ. возд. течения. В зимнем давление над полюсом сам. низкое, здесь расположен центр околополюс. депрессии. Запад. возд. течения господ-ют и в стратосфере, приобретая особ-но большие скорости на границе поляр. ночи.

⇐ Предыдущая12345678Следующая ⇒

Поделиться:

Воспользуйтесь поиском по сайту: