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.