Силы, действующие в атмосфере.

Ветер воз­никает под действием силы горизонтального барического градиента (G), которая определяется по формуле:

G=-(1/ρ)*(ΔP/ΔS)

где ρ - плотность воздушной частицы; -(ΔP/ΔS) горизонтальный барический градиент, характеризующий распределение атмосферного давления по гори­зонтали и равный изменению давления воздуха на единицу наименьшего расстояния между изобарическими поверхностями.

Сила горизонтального барического градиента равна ускорению, которое полу­чает воздушная частица под действием горизонтального барического градиента. Эта сила направлена по кратчайшему расстоянию между изобарическими поверх­ностями в сторону понижения давления воздуха в горизонтальном направлении. Под действием силы горизонтального барического градиента воздушная частица начинает перемещаться из области высокого давления в область низкого давления.

Сила Кориолиса (А) - отклоняющая сила вращения Земли, всегда дейст­вует в направлении, перпендикулярном направлению движения воздушной частицы. Эта сила направлена по отношению к вектору ветра в северном по­лушарии вправо, а в южном полушарии - влево.

Сила Кориолиса, действующая на воздушную частицу, определяется по формуле

где ω - угловая скорость вращения Земли; φ- географическая широта; U - скорость ветра. На экваторе сила Кориолиса равна нулю, а на полюсе прини­мает максимальное значение, равное 2 ωU.

Сила трения всегда направлена в сторону, противоположную направле­нию движения воздушной частицы, Сила трения значительна в пограничном слое атмосферы, уменьшается с увеличением высоты и близка к нулю на уровне трения.

Сила трения, действующая на воздушную частицу, определяется по фор­муле

где U - скорость ветра, k - коэффициент трения, характеризующий шерохо­ватость (неровности) подстилающей поверхности.

Центробежная сила (С) возникает при движении воздушной частицы по криволинейной траектории и направлена по радиусу кривизны траектории от центра вращения.

С=U^2/r

Приблизительно это можно представить на схеме, где стрелки-векторы сил.

Если рассматривать изменение ветра с высотой в нижнем слое тропосферы, где сила трения убывает с высотой и стремится к 0, или слой тропосферы, в котором на все процессы в этом слое влияет сила трения потока о подстилающую поверхность, то такой слой называется пограничным слоем.

В пограничном слое скорость ветра отклоняется от изобар в сто­рону низкого давления. Для доказательства этого положения рас­смотрим объем воздуха вблизи земной поверхности (рис. 21.1). На него, кроме барического градиента и отклоняющей силы, действуют силы трения со стороны выше- и нижележащих слоев воздуха.

Направление результирующей силы трения R вблизи земной по­верхности почти противоположно направлению ветра.

Барический градиент G₂ от скорости ветра не зависит и направ­лен по нормали к изобарам. Отклоняющая сила К s всегда направле­на под прямым углом к скорости ветра. При установившемся дви­жении (скорость ветра не изменяется во времени) между силами G ₂, K s и R должно существовать равновесие, т. е. векторная сумма сил K s и R должна быть равна по модулю G ₂ и противоположно ему на правлена. Как показывает рис. 21.1, такое равновесие может быть достигнуто толь­ко в том

случае, когда ско­рость ветра с₀ отклоняется от изобары (т. е. градиентного ветра) в сторону низкого давления. Угол между изобарой и скоро­стью ветра называется углом отклонения. Он зависит от результи­рующей силы трения: чем больше R, тем больше угол отклонения. По этой причине угол отклонения над сушей больше, чем над мо­рем: над сушей в среднем 30—40°, над морем 20—30°.

С увеличением высоты результирующая сила трения ослабевает. Благодаря этому скорость ветра с высотой возрастает по модулю и под влиянием отклоняющей силы поворачивает вправо, приближа­ясь к градиентному ветру. Точный расчет показывает, что вблизи земной поверхности (до высоты 50—100 м) быстро возрастает мо­дуль скорости ветра (примерно как логарифм высоты) и сравнитель­но мало изменяется угол отклонения (на 2—5°). На более высоких уровнях модуль скорости ветра изменяется медленнее, а угол откло­нения — быстрее. Если скорость ветра на разных высотах спроекти­ровать на одну и ту же плоскость, то получим картину, представлен­ную на рис. 21.1: чем выше, тем скорость ветра больше по модулю и ближе к градиентному ветру по направлению. Это означает, что в пограничном слое наблюдается правый поворот и возрастание моду­ля скорости ветра с увеличением высоты (северное полушарие).

НАЦИОНАЛЬНЫЙ СТАНДАРТ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

МОДЕЛИ АТМОСФЕРЫВ ПОГРАНИЧНОМ СЛОЕ НА ВЫСОТАХ ОТ 0 ДО 3000 м ДЛЯ АЭРОКОСМИЧЕСКОЙ ПРАКТИКИ

2.1 пограничный слой атмосферы (ПСА): Нижний слой атмосферы, начинающийся от поверхности земли, свойства которого в основном определяются динамическими и термическими свойствами этой поверхности.

Примечание - Условная толщина ПСА достигает 2000-3000 м и зависит от шероховатости поверхности и турбулентности и увеличивается с усилением ветра и неустойчивости термической стратификации атмосферы. Скорость ветра в ПСА увеличивается с высотой по закону Экмана до скорости градиентного ветра на верхней его границе, а направление ветра на верхней его границе приближается к направлению изобар.
2.2 приземный слой атмосферы (ПзСА): Нижняя часть пограничного слоя атмосферы (от поверхности земли до высоты от 50 до 250 м в зависимости от шероховатости поверхности, скорости ветра и стратификации), в котором турбулентные потоки количества движения, тепла, водяного пара и коллоидных примесей не зависят от высоты при росте коэффициента турбулентности.

На распределение температуры с высотой в пограничном слое большое влияние оказывает деятельная поверхность, температура которой испытывает большие суточные колебания. В связи с этим характер изменения температуры с высотой в пограничном слое атмосферы тоже зависит от времени суток.

Особенностью приземного слоя являются очень большие по абсолютной величине вертикальные градиенты температуры. Такие большие градиенты, положительные днем и отрицательные ночью, наблюдаются до высоты примерно 30 м. Особенно велики они в самой нижней части приземного слоя, до высоты 1.5-2 м, где из-за слабого ветра ослаблено и турбулентное перемешивание. Поэтому днем температура воздуха в этом слое с высотой быстро убывает, а ночью быстро растет. В жаркие летние дни температура на высоте 2 м может быть более чем на 10⁰С ниже, чем у поверхности Земли, из-за чего в этом двухметровом слое вертикальный градиент температуры воздуха превышает 500⁰С/100м.

На вертикальное распределение температуры в приземном слое сильно влияют погодные условия. Их влияние проявляется по-разному в разное время суток: облачность и сильный ветер днем ослабляют нагревание, а ночью уменьшают охлаждение деятельной поверхности. В связи с этим уменьшаются и вертикальные градиенты температуры. Поэтому наибольшие градиенты наблюдаются в ясные и малооблачные дни. Распределение температуры с высотой в приземном слое зависит и от характера деятельной поверхности: растительный покров уменьшает вертикальные градиенты температуры, т.к. деятельной поверхностью является не почва, а поверхность растительности.

В пограничном слое наблюдаются большие колебания вертикальных градиентов температуры во времени, т.к. термический режим этого слоя определяется турбулентным теплообменом с деятельной поверхностью и радиационными условиями. Здесь хорошо выражен годовой и суточный ход градиентов. Летом в дневное время при сильном нагревании земной поверхности вертикальный градиент температуры в слое 300-500 м намного отличается от среднего для всего данного слоя. В зимнее время градиент обычно мал и часто принимает отрицательные значения, т.е. возникает инверсия. Выше 500 м радиационные факторы сказываются меньше.

В пограничном слое атмосферы средние вертикальные градиенты температуры зависят от широты места: в течение всего года к северу их значения более низкие, а к югу – более высокие. А за полярным кругом зимой и весной преобладают отрицательные, а летом и осенью – небольшие положительные вертикальные градиенты температуры.