Сил ы, действующие в атмосфере
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:
|
ΔS
(4.3)
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 ΔР, (4.4)
r ΔS
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 Fт ;
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.
Рис. 4.5. Направление действия силы Кориолиса:
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.
(4.5)
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.
| |
r
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