Ветер, то есть движение воздуха относительно земной поверхности, возникает вследствие неодинакового атмосферного давления в разных точках атмосферы. Так как давление меняется по вертикали и по горизонтали, то воздух обычно двигается под некоторым углом к земной поверхности. Но этот угол очень маленький. Поэтому, ветром, в основном, считают горизонтальное движение воздуха, то есть рассматривают лишь горизонтальную составляющую этого движения. Это объясняется тем, что вертикальная составляющая ветра обычно значительно меньше горизонтальной и становится заметной только при сильной конвекции или при наличии орографических препятствий, если воздух вынужден подниматься или стекать по склонам возвышенностей.
Воздушные массы – это большие объемы тропосферного воздуха, площадь которых соизмерима с площадью материков и океанов, которые имеют определенные физические свойства и для которых характерны незначительные горизонтальные изменения метеорологических величин и достаточно однородные условия погоды.
Структура ветра
Общее движение воздушного потока характеризуют скорость и направление ветра. В воздухе, который двигается, вследствие трения об земную поверхность, а также неравномерного его нагревания всегда имеет место турбулентность. Поэтому, в каждой точке пространства происходят быстрые изменения, как скорости, так и направления ветра. Такой характер движения воздуха называют порывистостью воздуха. Обычно под скоростью ветра имеют в виду сглаженную скорость, то есть среднюю скорость за тот или другой небольшой промежуток времени, на протяжении которого проводится его измерение. Действительная же скорость отдельных объемов воздуха, которая быстро меняется во времени, называется мгновенной.
Порывистость увеличивается над участками с большой шероховатостью: над пересеченной местностью, над отдельными холмами, лесом, что объясняется усилением турбулентности над такими участками. Относительно более равные потоки воздуха, без порывов, отмечаются в инверсиях. В то же время под слоем инверсии часто наблюдается усиление порывистости ветра.
Влияние препятствий на ветер
1. Всякое препятствие, которое стоит на пути ветра, изменяет поле ветра. Препятствия могут быть крупномасштабными, как горные хребты, и мелкомасштабными, как дома, дерева, лесные полосы. Воздушные массы или огибают препятствие по бокам, или переваливает через него сверху. Чаще происходит горизонтальное обтекание. Перетекание происходит тем легче, чем неустойчивее стратификация воздуха, то есть чем больше вертикальный градиент температуры в атмосфере. Перетекание воздуха через препятствия приводит к очень важным следствиям, как увеличение облаков и осадков на наветренном склоне горы при восходящем движении воздуха и, наоборот, рассеяние облачности на подветренном склоне при нисходящем движении.
Лабораторная работа: Измерение влажности и скорости движения ...
... Разность показаний этих датчиков будет зависеть от влажности воздуха в помещении. Измерение скорости движения воздуха Скорость движения воздушного потока при холодильной обработке и хранении СПГ измеряют ... с прибором заключается в определении охлаждающего эффекта воздуха. Анемометром определяют скорость движения воздуха на входе и выходе воздуха из воздухоохладителе в грузовом помещении вагона. ...
Обтекая препятствие, ветер перед ним слабеет, но с боковых сторон усиливается, в особенности у выступов препятствий (углы домов, мысы береговой линии).
За препятствием скорость ветра уменьшается, там создается ветровая тень. Очень существенно усиливается ветер при движении между двумя горными хребтами. При продвижении воздушного потока его поперечный разрез уменьшается. Так как сквозь меньший разрез должно пройти столько же воздуха, то скорость ветра возрастает. Этим объясняются сильные ветры в некоторых районах. Например, усиление ветра между высокими островами и даже на городских улицах.
2. Влияние полезащитных лесных полос на микроклиматические условия полей связаны в первую очередь с ослаблением ветра в приземных слоях воздуха, которые создаются лесной полосой. Воздух перетекает поверх лесной полосы и, кроме того, скорость его слабеет при прохождении его сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра увеличивается. С удалением от полосы скорость ветра увеличивается. Однако начальная скорость ветра восстанавливается только на расстоянии, равном 40–50-кратной высоте деревьев полосы, если полоса не сплошная. Влияние сплошной полосы распространяется на расстояние, которое равняется 20-30-кратной высоте деревьев.
Градиентная сила
Всякое движение возникает под действием какой-нибудь силы. Сила, которая приводит в движение воздух, возникает при наличии разности давления в двух точках пространства. Разность давления по горизонтали характеризуется горизонтальным градиентом давления. Поэтому, эта сила называется движущей силой горизонтального градиента давления, иначе, градиентной силой.
Выделим в пространстве между двумя изобарическими поверхностями с давлением Р и Р+1 единичный объем воздуха (1 см 3 ).
Условием равновесия этого объема есть равенство противоположно направленных сил.
G G в
995 мб
G г теплый воздух
холодный 1000 мб
воздух
mg
Изобарические поверхности наклонены под небольшим углом к земной поверхности. Это происходит вследствие того, что в холодном воздухе давление уменьшается с высотой быстрее, чем в теплом. Положение изобарических поверхностей зависит не только от давления, но и от температуры.
На выделенный объем действуют сила тяжести и силы давления. Равнодействующей сил давления есть сила полного градиента давления G, которая направлена перпендикулярно изобарическим поверхностям от высокого давления к низкому и приложена к центру тяжести объема.
Разложим силу полного градиента на горизонтальную и вертикальную составляющую. Вертикальная составляющая при отсутствии вертикальных движений уравновешивается силой тяжести, а горизонтальная составляющая в момент начала движения ничем не уравновешивается и потому оказывается движущей силой. Под действием этой силы воздух начинает перемещаться в сторону низкого давления.
Реферат трение качения
... тем меньше трение качения. При той же нагрузке сила трения качения значительно меньше, чем сила трения скольжения (это ... давлении и, соответственно, силе трения. Трение связано с преодолением молекулярных связей между контактирующими телами. Коэффициент трения Сила трения зависит от силы, ... самым препятствуют движению; межмолекулярное притяжение, действующее в точках соприкосновения тел трения Это ...
Разделив движущую силу на массу выделенного объема (1 см 3 ), то есть на его плотность, найдем силу, которая действует на единицу массы:
где F G – сила барического градиента, см/ с2 ;
1мб = 10 3 Дин/см2 ;
- Δz – расстояние между этими точками, см.
Сила барического градиента приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Все другие силы, которые обнаруживаются при движении воздуха, могут лишь тормозить движение и отклонять его от направления градиента.
Силы, которые возникают при движении воздуха.
— Отклоняющая сила вращения Земли.
Ветер – это движение воздуха над Землей, а Земля самая оборачивается вокруг своей оси с угловой скоростью ω = 7,29 . 10-5 с-1 . Еще в 1838 году Кориолис доказал, что при всяком движении относительно подвижной системы координат, тело получает дополнительное, так называемое, поворотное ускорение. Получит его и воздух, который двигается над поверхностью Земли, то есть ветер.
Если воздушная масса движется относительно подвижной системы координат, которая тоже движется, то воздушная масса не попадет в точку, которая находится на продолжении начального направления, а отклонится от нее. Если же наблюдать из некоторой точки подвижной системы координат за движением воздушной массы, то кажется, что она под действием какой-то силы отклоняется в сторону. Эту силу называют силой Кориолиса или отклоняющей силой вращения Земли.
На горизонтальное движение воздуха действует горизонтальная составляющая отклоняющей силы вращения Земли (силы Кориолиса), равная:
А = 2·v·ω·sinφ,
где v – скорость ветра;
ω– угловая скорость обращения Земли, равная 7,29·10 -5 с-1 .
φ – широта места.
На вертикальное движение воздуха действует вертикальная составляющая силы, равная:
А = 2·v 1 ·ω·cosφ,
где v 1 – вертикальная составная скорости ветра.
Горизонтальная составляющая силы Кориолиса направлена под прямым углом к движению воздуха, в северном полушарии вправо, а в южном – влево. Поэтому, она не ускоряет и не замедляет движение, а только изменяет его направление.
— Сила трения
Сила трения тормозит движение воздуха. Она состоит из силы внешнего трения, которая связана с тормозящим действием земной поверхности, и из силы внутреннего трения, связанной с молекулярной и турбулентной вязкостью воздуха.
Сила внешнего трения только тормозит движение, но не изменяет направление. Она направлена в сторону, противоположную движению, и пропорциональная его скорости.
Действие внутреннего трения состоит в том, что соседние воздушные слои и объемы воздуха, которые имеют разную скоростью, влияют на движение друг друга, между ними возникает сила вязкости, которая препятствует их перемещению. Основная часть внутреннего трения обусловлена турбулентным перемешиванием и потому часто называется турбулентным трением. Оно у десятки тысяч раз превышает молекулярное трение. Все причины, которые обуславливают усиление турбулентности, одновременно вызовут и увеличение внутреннего трения. Тем самым они увеличивают общую силу трения в атмосфере, а также оказывают содействие распространению ее влияния вверх, на выше расположенные слои атмосферы. Сила внутреннего трения не имеет определенного направления относительно движения и, в частности, не совпадает с направлением силы внешнего трения. Поэтому, общая сила трения у земной поверхности, которая представляет векторную сумму сил внешнего и внутреннего трения, направлена не строго противоположно движения, а отклоненная влево от направления противоположного движению на угол, приблизительно равный 35 0 . Общая сила трения, рассчитанная на единицу массы воздуха, представляет собой отрицательное ускорение, которое тормозит движение воздуха и равняется:
R = – k . V,
где k – коэффициент трения, который зависит не только от шероховатости подстилающей поверхности, но и от интенсивности турбулентности в потоке движущегося воздуха, с -1 .
k меняется от 0,2 . 10-4 до 1,2. 10-4 с-1 .
— Центробежная сила
Центробежная сила возникает при криволинейном движении воздуха.
C = V 2 /r,
где V – скорость движения;
- r – радиус кривизны траектории движения.
Центробежная сила направлена по радиусу кривизны траектории движения от центра, то есть в сторону выпуклости траектории. Для атмосферных движений центробежная сила обычно мала, так как радиус кривизны их траекторий составляет сотни и тысячи метров. Поэтому центробежная сила обычно в 10-100 раз меньше силы Кориолиса. Но при больших скоростях и маленьких радиусах кривизны центробежная сила во много раз превышает градиентную силу. Такие условия создаются в небольших вихрях с вертикальной осью, которые возникают в жаркую погоду, в смерчах и торнадо, где радиус траектории маленький, а скорости движения очень большие.
УСТАНОВИШЕЕСЯ ДВИЖЕНИЕ ПРИ ОТСУТСТВИИ ТРЕНИЯ. Градієнтний ВЕТЕР
Установившимся (стационарным) движением называется движение, при котором в каждой точке пространства величина и направление средней скорости не изменяются со временем.
Установившееся движение воздуха при отсутствии силы трение называется градиентным ветром.
В однородном барическом поле градиентная сила везде одинаковая по направлению и по величине. Поэтому, движение воздуха в таком поле будет равномерным и прямолинейным. При отсутствии силы трения на движущийся воздух действуют градиентная сила (F G ), направленная перпендикулярно изобарам и сила Кориолиса (A), направленная перпендикулярно движению.
На рисунке 3.1 приведена схема сил, которые действуют на единичный объем воздуха при прямолинейном движении без учета силы трения.
Р F G
V
Р+1
A
Рисунок 3.1 – Схема сил, которые действуют на воздух при
прямолинейном движении без учета силы трения
При установившемся движении эти силы уравновешиваются, так как они одинаковые по величине, но противоположные по направлению. Так как сила Кориолиса перпендикулярна движению, то движение является перпендикулярным градиенту давления, то есть будет направлено вдоль изобар. Итак, градиентный ветер, который дует вдоль прямолинейных и параллельных изобар, называется геострофическим ветром.
Скорость геострофического ветра можно определить из равенства сил F G и А.
Скорость геострофического ветра определяется таким образом:
У земной поверхности ветер отличается от геострофического, так как здесь воздушный поток тормозится действием трения об земную поверхность. Но и на высотах соответствующий действительности ветер немного отличается от геострофического вследствие наличия внутреннего трения.
В приземном слое атмосферы скорость ветра интенсивно увеличивается до высоты приблизительно 30 км и направление ветра при этом практически не изменяется.
УСТАНОВИВШЕЕСЯ ДВИЖЕНИЕ ПРИ НАЛИЧИИ ТРЕНИЯ
Скорость ветра уменьшается вследствие трения настолько, что у земной поверхности (на высоте флюгера) над сушей она приблизительно вдвое меньшее, чем скорость геострофического ветра.
На рисунке 3.2 приведена схема сил, которые действуют на единичный объем воздуха при прямолинейном движении с учетом силы трения.
F G
Р
V
α
R
A
Р+1
B
В – равнодействующая силы Кориолиса и силы трения.
Рисунок 3.2 – Схема сил, которые действуют на воздух
при прямолинейном движении с учетом силы трение
Вектор скорости в точке О отклонен от силы барического градиента вправо (в северном полушарии) на угол меньшее 90 0 . Градиентная сила перпендикулярная изобарам и направлена в сторону низкого давления. Сила Кориолиса А перпендикулярна вектору скорости и отклонена от него вправо (в северном полушарии).
Сила трения R направлена противоположно вектору скорости. Условием стационарности движения есть равенство нулю равнодействующих этих сил.
Угол трения между направлением ветра и градиентом давления в слое трения тем более, чем больше широта места и чем меньше коэффициент трения.
Скорость ветра при наличии трения:
где k – коэффициент трения.
Угол отклонения ветра от градиентного при прямолинейном движении:
где φ – угол отклонения ветра от градиентного при наличии силы трения.
Отклонение направления ветра от горизонтального градиента давления в приземном слое атмосферы в среднем составляет 60° вправо в северном полушарии. Выше приземного слоя этот угол растет с высотой и на уровне трения ветер становится градиентным, отклонение достигает 90° .
Над океаном, где трение между воздухом и подстилающей поверхностью меньше, чем на суше, ветер более близок к геострофическому, чем над материком.
Опыт подтверждает, что ветер у земной поверхности всегда отклоняется от барического градиента на некоторый угол меньший прямого в северном полушарии вправо, в южный – влево. Отсюда вытекает такое правило: если встать спиной к ветру, то наиболее низкое давление окажется по левую сторону и немного впереди, а более высокое давление – по правую сторону и немного позади. Это положение было найдено эмпирически и носит название законом барического ветра.
ГрадИЕнтнЫй ВЕТЕР ПРИ КРУГОВЫХ ИЗОБАРАХ
В случае криволинейных изобар направление градиента давления, а итак, и градиентной силы меняется от одной точки к другой. Поэтому, движение воздуха тоже будет криволинейным. При отсутствии силы трение на воздух, который движется, в этом случае действуют градиентная, центробежная силы и сила Кориолиса.
Градиентный ветер, который дует вдоль круговых изобар, называется геоциклострофическим ветром.
Антициклон
Антициклон – это барическая система с высоким давлением в центре и понижением давления от центра к периферии.
На рисунке 3.3 приведена схема сил, которые действуют на единичный объем воздуха, который двигается вдоль запертых круговых изобар в антициклоне.
F G
С
Р-1 V
Р
А
Рисунок 3.3 – Схема сил, которые действуют на воздух в антициклоне
(северное полушарие)
Градиентная сила (F G ) направлена перпендикулярно изобарам в сторону уменьшения давления, то есть от центра данной барической системы к ее периферии. В том же направлении действует и центробежная сила (С).
Сила Кориолиса (А) направлена в противоположную сторону и уравновешивает первые две силы. Вектор скорости (V) отклонен вправо от градиента (для северного полушария) и направлен по касательной к изобаре. Итак, движение происходит вдоль изобар по часовой стрелке (в северном полушарии).
Такое движение называется антициклоническим.
В южном полушарии вектор скорости направленный влево от градиентной силы. Поэтому движение воздуха происходит против часовой стрелки.
При упроченном движении в антициклоне сила Кориолиса уравновешиваются градиентной и центробежной силами.
F G + С = А.
Скорость геоциклострофического ветра в антициклоне определяется по уравнению:
где r – радиус кривизны траектории движения воздух, см.
Циклон
Циклон – – это барическая система с низким давлением в центре и повышением давления от центра к периферии. Схема сил, которые действуют на воздух в циклоне, приведена на рисунке 3.4.
А
С
V
Р
Р-1
F G
Рисунок 3.4 – Схема сил, которые действуют на воздух в циклоне
(северное полушарие)
Здесь градиентная сила направлена от периферии к центру барической системы и уравновешивается центробежной и силой Кориолиса, совпадающими по направлению. Вектор скорости направлен также вправо от градиента, и движение происходит по изобарам против часовой стрелки. Такое движение называется циклоническим.
При установившемся движении в циклоне градиентная сила уравновешиваются центробежной силой и силой Кориолиса.
F G = С + А.
Скорость геоциклострофического ветра в циклоне:
Угол отклонения ветра от градиентного при криволинейном движении:
где «+» относится к циклону, а «-» – к антициклону.
ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ.
ТУРБУЛЕНТНОЕ ПЕРЕМЕШИВАНИЕ в АТМОСФЕРЕ
Атмосферный воздух представляет собой очень подвижную среду, в которой всегда происходят движения, разные по масштабам и направлениям с разными скоростями. Турбулентный характер атмосферных движений воздуха определяется наличием шероховатости земной поверхности, неравномерностью нагревания разных участков поверхности, а также гидродинамическими свойствами атмосферных течений. Чем больше шероховатость земной поверхности, тем выше турбулентность. Чем интенсивнее происходит нагревание воздуха, тем выше турбулентность. Следствием турбулентного движения есть вертикальный и горизонтальный обмен воздуха. Это приводит к переносу в атмосфере тепла, влаги, пыли и других примесей. Турбулентное перемешивание ведет к выравниванию содержания примесей в атмосферном воздухе.
Вертикальный турбулентный обмен описывается следующим уравнением:
S = – A (dс/dz),
где S – количество субстанции, переносимой в единицу времени через единицу площади;
- dс/dz – вертикальный градиент субстанции, то есть ее изменение на единицу расстояния по вертикали;
- А – коэффициент турбулентного обмена, который зависит от атмосферных условий и характера земной поверхности.
При определении турбулентных потоков в приземном слое атмосферы используют коэффициент турбулентности k, который определяется по формуле:
k = A/ρ,
где ρ – плотность воздуха, кг/м 3 .
Степень турбулентности может быть разной. Об этом можно судить по наблюдениям за распределением дыма, который выходит из труб предприятий. Вид струй дыма, которые выходят из труб при разной степени турбулентности атмосферы, приведен на рисунке 3.5.
k – коэффициент турбулентности
Рисунок 3.5 – Вид струй дыма при разных степенях турбулентности
В граничном слое атмосферы (ГСА), который распространяется от поверхности Земли в среднем на 1-1,5 км вверх, на характер движения воздуха большое влияние оказывает земная поверхность и силы турбулентного трения.
Распределение ветра с высотой в граничном слое атмосферы определяется по формулам:
- где u -составляющая скорости приземного геострофического ветра;
- v – составляющая, перпендикулярная приземного геострофического ветра (в северном полушарии направленная вправо);
V g – скорость геострофического ветра в Земли;
- ω – угловая скорость обращения Земли;
- φ – широта места.
Кривая зависимости V = f(u), называется спиралью Экмана.
Верхняя граница граничного слоя (Н) определяется по формуле:
Коэффициенты А и k в условиях атмосферы изменяются в значительной мере как в времени, так и в пространстве. Они зависят от вертикального градиенту скорости ветра, термической устойчивости атмосферы, свойств земной поверхности (ее шероховатости, термической неоднородности) и др.
