С высотой скорость и направление ветра изменяются. В слое от земли до высоты
1000…1500 м (в слое трения) сила трения с высотой уменьшается, поэ тому ветер с высот ой
усиливается и поворачивает ся вправо до т ех пор, пока не станет градиентным (рис. 4.10). На высот е 500 м скорост ь вет ра примерно в 2 раза б ольше, чем у поверхности земли. Угол от клонения от вект ора силы горизонтального барического градиента постепенно увеличивается и на высоте 1000…1500 м достигает 90°. График изменения вет ра с высот ой в слое т рения называет ся спиралью Экмана (рис. 4.10). Таким образом, усиление и отклонение ветра вправо с вы сотой в слое трения происходит под влиянием уменьш ения силы трения.
Р -D Р
Р -D Р
Р Р
Рис. 4.10. Изменение направления и скорости ветра с высотой в слое трения (спираль Экмана)
Выше слоя трения, в свободной ат мосфере, скорость ветра может как увеличиваться, т ак и уменьшаться с высотой. Здесь встречаются и правые, и левы е поворот ы ветра, а иногда могут наблюдаться воздушные течения, противоположные направлению ветра у Земли.
Так как выше слоя т рения ветер напр авлен вдоль изобар соот ветствующего уровня, то
в сво бодной атмосфере изменение вет ра об условлено пер ест ройкой барического поля, а, след овательно, и изменением направления силы горизонтального бар ического градиента. Перестройка б арическо го поля от некот орого уро вня Н 1 до другого выш ележащего ур овня Н 2 происходит в результате горизонтал ьных изменений температуры в эт ом слое возд ух а. Эти изменения мо гут происхо дит ь по разным причинам, например, вследст вие притока (адвекции) на высот ах т епл ого воздуха с юга, хол одно го - с севера, потепления или пох олодания, вы званного адиабат ическими процессами, и т.д. С прит оком тепла изобарические поверхности приподнимаются, а в о бласти распрост ранения холода - понижаются. Вслед ствие указанных причин давление воздуха на одном и том же уро вне становится различным. В об ласти т епла оно повы сится и окажется большим, чем на одном и т ом же уровне в области хол ода. Таким образо м, горизонтальные изменения температуры на высот е вызывают изменение (перестройку) на это й же высоте барического поля, ко торое, в свою очередь, вызывает изменение направления и величины барич еского гр адиента, а, следоват ельно, изменение направления и скор ости град иентного вет ра. Теор ия это го во проса разрабо тана С.И. Троицким. Основы ее сводят ся к сл едующ ему.
Перестро йка бар ического поля под влиянием горизонтальных изменений температуры о бычно начинает ся на нижнем (исх одном) уровне слоя и заканчивается на его вер хнем ур овне. Здесь, на верх нем уровне рассмат риваемого слоя во здуха, в результате под ъема изобарических поверхностей над т еплыми районами, в об ласт и т еплого воздуха повышает ся давление и образуется барический град иент, напр авленны й в ст орону понижения т емперат уры. Другими словами, здесь созд ает ся местный д обавочный
барич еский гр адиент, совпад ающий по направлению с градиент ом т емперат уры, т. е. направленный по нормали к изотермам от т епла к х олоду. Эт ому добавоч ному барич еско му градиенту будет соот ветствовать д обавочная скорость градиент ного ветр а D и, условно названная термическим ветром. Векто р Δ u (тер мический вет ер) направлен вдо ль изотер м, о ставляя област ь низких температур слева, (по д дейст вием силы Кориолиса т ермический ветер D и от клоняется от силы добавочно го барического градиент а вправо на угол 90°). Таким образом, г радиентный вет ер, котор ый обр азует ся на верх нем уровне слоя u н, равен сумме вектора градиентного ветр а на нижнем уровне u 0 и вектор а
т ермического ветра
Δ u:
u н = u 0 +Δ u
(4.16)
Величину добаво чной скорости градиентного вет ра, т.е. величину т ермического вет ра, можно определить след ующ им образом. Из барометрической формулы, выражающ ей общий закон изменения давления с высотой,
-
Pн = P 0 e
gH RT ср
пут ем мат ематических преобразований найдем величину доб авочного град иента давления,
возникш его на верх ней границе слоя,
D Р = r gH D T, (4.17)
D S Т ср D S
где:
D Р -д обавочный градиент д авления на верхнем уровне;
D S
D T -горизонтальный градиент температуры;
D S
Тср - средняя т емперат ура рассматриваемого слоя воздуха.
Подставим полученное значение добавочного градиента давления в формулу скорост и градиентного вет ра
u гр
= 1 D Р
2w sinj r D S
и получим выражение для величины термического ветра
D u = g H D T
(4.18)
2w sinj
Т ср D S
В зависимости от распределения на высотах областей тепла и холода, высокого и низкого давления (т.е. взаимного расположения изобар и изот ерм, а, следовательно, горизонтальных барического и т ермического градиентов) рассмотрим четы ре характерных сл учая изменения скорости и направления вет ра с высот ой.
1. Изот ермы пересекаются с изоб арами и от клонены от них вправо (за направление
изоб ар принимается направление вект ора u 0, а за направление изотерм - вект ора
(рис. 4.11).
Δ u)
Рис. 4.11. Направление термического ветра (1-й случай)
В этом случае ветер с высот ой отклоняет ся вправо и усиливается, происходит общий перенос возд ушной массы из области тепла в област ь холода (адвекция т епла).
2. Изотермы пересекаются с изобарами и отклонены от них влево (рис. 4.12). В э том случае вет ер с высотой усиливается и отклоняется влево, происходит общий перенос воздушной массы из области х олода в област ь тепла (адвекция холода).
Рис. 4.12. Направление термического ветра (2-й случай)
3. Изотермы и изобары параллельны друг другу и совпадают по направлению
(рис. 4.13).
Рис. 4.13. Направление термического ветра (3-й случай)
В э том случае вет ер с высот ой усиливает ся, не меняя своего направления.
4. Изотермы и изобары параллельны друг др угу, но направлены в прот ивоположные ст ороны (рис. 4.14).
Рис. 4.14. Направление термического ветра (4 -й случай)
В эт ом случае ветер с высотой ослабевает д о штиля, не меняя направления, а зат ем меняет направление на противоположное и вновь усиливается.
Из всех рассмотренных случаев видно, что ветер (а значит и направление изобар) на высотах стремится принять направление изотерм, оставляя область холода слева.