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.
Этот процесс может продолжаться два дня, так что весь жизненный цикл экстратропического циклона длится от трех до пяти дней. После окклюзии на вершине теплового сектора окклюзионной волны может возникнуть новый циклон. Рождение новой экстратрапической депрессии или циклона связано с наличием на высоте потока струи, расположенного над волной.
Сочетание коротких волн западных ветров с струйным потоком, сосредоточенным на потоке западных ветров, способствует не только развитию внематочных циклонов, но и движению мигрирующих антициклонов, движущихся зимой на большей частью Мексики. Равномерная температура и влажность на больших участках планеты, различают некоторые массы воздуха от других и в основном классифицируются как горячие и холодные; кроме того, они могут быть сухими и влажными. Таким образом, воздушные массы могут быть: континентальные полярные, морские полярные, тропические континентальные и тропические морские.
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:
Воздушные массы, которые посещают Мексику зимой, являются: континентальная полярность, когда она прибывает из Канады и Соединенных Штатов, и поэтому она содержит небольшую влажность или морскую полярность, которая исключительно попадает в страну к северо-западу от северной части Тихого океана. Эти массы холодного воздуха вызывают так называемые «Норты» Мексиканского залива.
Во время сезона дождей тропические морские воздушные массы, в основном из тропической Атлантики и, в меньшей степени, тропического Тихого океана. Что касается континентальной тропической воздушной массы, ее можно создать только в обширных континентальных районах в тропиках, как в Бразилии и пустыне Сахара. В нашей стране это проявляется в определенной степени в течение лета в засушливой зоне северо-запада, что связано с зоной низкого давления теплового происхождения, где воздух значительно сух из-за опускания или спуска воздуха, принадлежащего к субтропической клетке Тихий океан.
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.
Когда мы сравниваем резкие изменения времени, обычно наблюдаемого в умеренных широтах с тропическим климатом, самое удивительное - это однородность атмосферных явлений в тропиках. Когда волнение влажных пассатов вторгается почти во всю нашу страну, ливни появляются регулярно в одно и то же время, суточные колебания температуры почти постоянны в дождливый период. После нескольких недель влажного сезона однородность климата становится утомительной из-за ее монотонности. Ветер и температура развиваются в суточный цикл, определяемый орографическими характеристиками побережья, долины или высокого плато.
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.
На самом деле атмосфера тропиков не такая тихая, как кажется. Хотя вблизи поверхности поток является однородным, было обнаружено, что на более высоких уровнях тропический воздух обычно довольно нарушен. Эта ситуация в точности противоположна той, которая преобладает на Западе или Ферреле, где, как мы видели, поверхностный воздушный поток намного сложнее на более высоких уровнях.
Мы уже объяснили, как буря умеренных широт в результате столкновения воздушных масс с контрастными характеристиками: холодные полярные массы, с одной стороны, и масса тропического воздуха. Поскольку внетрапическая депрессия приближается к этим широтам, наблюдатель, дислоцированный к востоку от циклона, испытывает сильно определенные последствия атмосферных изменений. Сначала появляются полосы шелковистых облаков, которые движутся высоко перед бурей. По мере приближения горячего фронта облака становятся все толще и ниже, барометрическое давление постоянно уменьшается, а затем ветер катится к югу, и температура начинает расти.
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.
Горячий сектор волны останавливает осадки, и время улучшается. Когда приближается холодный фронт, он снова становится мутным во времени с резким повышением давления, сопровождающегося падением температуры и наветренным поворотом на север или северо-запад. Затем начинаются ливни. Когда экстратропический циклон удаляется, он снова очищается, оставляя холодные температуры полярной массы воздуха.
Энергия, которая управляет этими огромными экстратропическими циклонами, - это потенциальная энергия, связанная с потоком холодного воздуха и возвышением теплого воздуха. Но в тропиках условия для образования штормов совершенно разные. Здесь воздушный слой ниже 3 км представляет собой однородную массу, охватывающую тысячи квадратных километров тропических морей. Ветер дует постоянно с востока. Энергия, создаваемая тропическими штормами, не может возникнуть из-за столкновения двух воздушных масс, а происходит из-за испарения воды из теплых тропических морей; энергия хранится как скрытая теплота водяного пара.
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.
Этот пар транспортируется на большой высоте конвективными облаками, называемыми кластерами, которые могут подниматься на 4-7 км. Когда конденсируется в дожди, пар выделяет огромное количество скрытой энергии. Эта ситуация возникает, когда возникает возмущение в основном потоке Алисиоса. Это возмущение происходит в виде волны или отклонения пассатов и наблюдалось со времен до Второй мировой войны мексиканскими метеорологами, которые наблюдали, как они путешествовали с востока на запад, на метеорологические карты, большие участки дождя и ливней, которые охватывали южную половину Мексики; однако только в 1940-х годах методы их определения и описания были уточнены с помощью модели.
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:
Например, метеоролог Гордон Данн обнаружил, что на поверхностных картах тропического атлантического региона произошло движение максимальных и минимальных иалобических центров, связанных с перемещением районов плохой погоды; По мере появления новых наблюдений за более высокими ветрами отмечалось, что прохождение изобарических центров также связано с изменениями направления ветра на высоте, поэтому можно было сделать вывод, что эти центры являются проявлением распространение волн, движущихся с востока на запад.
Однако в задней части волны инвестиции, которые действовали как обложка, исчезли, а облака увеличились до 7-8 км, что привело к обильным осадкам. Полоса плохой погоды может иметь ширину 300 км позади оси. Абсолютная завихренность воздуха, проходящего через волну, изменяется. В оси желоба кривизна потока максимальна, как и завихренность воздуха по отношению к Земле. Его завихренность снова уменьшается, когда он движется на запад после прохождения через ось волны. По мере того как абсолютная завихренность возрастает по мере того, как воздух сходится горизонтально и уменьшается по мере расхождения воздуха, распределение сходимости и расходимости в волне такое же, как показано на рис.
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.
Воздух, который сходится боком, расширяется вертикально, а с расходимостью, расширение горизонтально, а столбцы воздуха сжимаются, что объясняет ясное небо в передней части волны Востока. Восточные волны, которые поступают из Карибского моря в Мексиканский залив, показывают характеристики, описанные, поскольку поток течения свободен от влияния важных земельных участков. Однако, как только ось волны пересекает нашу страну, за перешейком Техуантепек на запад, поле ветра значительно искажается, когда волна пересекает южную горную область.
Несмотря на это, на метеорологических картах наблюдается продвижение к западу от области обильной облачности и дождей. Хослер пришел к следующим выводам. Корыто проникло в Карибское море к югу от Кубы. Хослер также обнаружил, что из 19 проанализированных волн, которые прошли через Матаморос, только два составляли расширение более чем на 10 км. В остальных случаях волны достигали только 500 миллибаров.
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
В таблице 1 показана частота восточных волн, наблюдаемых Хослером в Мексиканском заливе. В августе и сентябре максимум восточных волн происходит по этому автору. Принцип абсолютного сохранения завихренности утверждает, что при любом атмосферном движении воздушная частица неизменно сохраняет свою абсолютную завихренность, когда она движется по поверхности Земли. Эта абсолютная завихренность равна сумме относительной завихренности воздуха плюс завихренность Земли в месте, равном 2 Φ в Ω.
Говорят, что существует массовая конвергенция, когда горизонтальная площадь, занимаемая данной массой воздуха, уменьшается; с дивергенцией происходит противоположное: горизонтальная площадь увеличивается. Харе, К. «Вестерли», «Географический обзор», т. 50, Нью-Йорк.
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.
Мосиньо, П. Детерминанты климата в Мексиканской Республике, Национальный институт антропологии и истории, 19, Мексика. П. Университет Чикагской прессы. Как и все на Земле, воздух притягивается силой тяжести. Поэтому мы можем говорить о весе воздуха. Вес воздуха на единицу площади называется Атмосферным давлением. Атмосферное давление измеряется в Паскалях, а Паскаль равен 1 Ньютон на квадратный метр. Потому что воздух оказывает эту силу во всех направлениях, поэтому на самом деле нет чистой силы.
Чтобы быть силой, должна быть разница давления. Атмосферное давление изменяется по вертикали и по горизонтали. По вертикали: причина очевидна, чем больше мы поднимаемся над поверхностью, тем меньше воздуха, то есть меньше веса, находится выше нас. Падение давления с высотой составляет около 1 мб каждые 10 метров. Основываясь на этом принципе, большинство высотомеров работает. Изменение давления с высотой в отсутствие других эффектов не приводит к движению воздуха, поскольку оно не означает какого-либо дисбаланса.
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.
Это просто эффект накопления веса воздуха, чем ближе мы к поверхности. По горизонтали: это то, что представляет собой изобарическая карта поверхности, давление на уровне моря было принято во многих точках, а результаты нанесены на карту. Различия в давлении в горизонтальном направлении предполагают дисбаланс, и попытка атмосферной системы вернуться к равновесию - это то, что производит ветры.
Когда два газа приводятся в контакт при разных давлениях, система стремится к равновесию, заставляя часть газа двигаться дальше вниз туда, где есть меньше, пока они не будут уравнены. Точно так же воздух в зоне высокого давления имеет тенденцию идти в области, где он меньше. Эта тенденция к равновесию несет ответственность за ветры. Теперь возникает еще один вопрос: «Это все очень хорошо, но этот процесс остановится, когда весь воздух на планете находится под равным давлением, почему движение никогда не останавливается?» Опять же, у меня есть ответ: поверхность Земли получает энергию от Солнца очень разнородным образом, зависит от наклона солнечных лучей, природы поверхности, облачности и т.д. таким образом, воздух нагревается или охлаждается по-разному в зависимости от площади.
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.
Введение
Газообразная оболочка Земли называется атмосферой. Атмосфера находится в непрерывном движении, она полностью участвует во вращательном движении Земли вокруг Солнца и своей оси. Кроме этого периодического движения, атмосфера находится в сложном движении относительно поверхности Земли. Под влиянием взаимодействия атмосферы с земной поверхностью и внутренних процессов физическое состояние атмосферы и отдельных ее частей непрерывно изменяется.
Вертикальная протяженность атмосферы составляет около 20000км. Резкой верхней границы атмосферы не существует. По своим физическим свойствам, атмосфера неоднородна, как по вертикали, так и по горизонтали.
В настоящее время, атмосферу делят на слои в вертикальном направлении, исходя из следующих признаков:
Термический режим (распределение температуры с высотой);
Состав атмосферного воздуха;
Взаимодействие атмосферы с земной поверхностью.
Наиболее отчетливо различие в свойствах слоев атмосферы проявляется в характере изменения температуры воздуха с высотой и величине вертикального градиента температуры. По этому признаку атмосфера делится на пять основных слоев:
Тропосфера (от 0 до 11км);
Стратосфера (от 11 до 50км);
Мезосфера (от 50 до 90км);
Термосфера (от 90 до 800км);
Экзосфера (выше 800км).
В данной работе будем рассматривать геологическую деятельность такого метеорологического элемента как ветер и его влияние в тропосферном слое, где сосредоточена основная масса атмосферы Ї от 75% в умеренных и высоких широтах, до 90% в низких.
Геологическая работа ветра складывается из процессов разрушения пород, переноса материала и его накопления, при этом эти процессы тесно взаимосвязаны и протекают одновременно.
ветер пустыня обломочный
> Движение воздуха относительно земной поверхности
Ветром называется движение воздуха, относительно земной поверхности, которое возникает под влиянием сил, действующих в атмосфере. Непосредственной причиной возникновения движения воздуха является неравномерное распределение давления в горизонтальном направлении, т. е. наличие разностей давления в точках, расположенных на одном и том же уровне поверхности, в частности, на уровне моря. Большое влияние на движение воздуха оказывают отклоняющая сила вращения Земли и сила трения.
Вблизи земной поверхности скорость ветра сильно ослаблена вследствие влияния сил трения. В приземном слое (от 0 до 1,5км) скорость ветра растет с высотой сначала быстро, а затем замедляется. В горной и пересеченной местности, вблизи берегов морей и озер закономерности изменения ветра с высотой в пограничном слое (до 150м) более сложны, чем над однородной поверхностью. Выше пограничного слоя в умеренных широтах преобладает западное направление ветра, т. е. наблюдается преобладающий перенос воздуха с запада на восток. Атмосфера как бы перегоняет Землю в ее суточном вращении.
Изменение ветра с высотой выше пограничного слоя происходит в основном под влиянием термической неоднородности атмосферы по горизонтали (горизонтального градиента температуры).
При наличии значительных горизонтальных контрастов температуры между воздушными массами в тропосфере образуются струйные течения Ї сравнительно узкие в поперечном направлении и большой протяженности в продольном направлении зоны сильных ветров. При этом скорости ветра преобладает более 100км/час.
Основное струйное течение наблюдается в субтропических широтах. Центральная часть субтропических струйных течений располагается на широте 25°-45°. Также струйные течения бывают внетропические, образуются между высокими антициклонами и циклонами в умеренных и высоких широтах, а также экваториальные.
