Файл: Океанография и морская метеорология учебник..pdf

ся или опуститься, чтобы давление изменилось на еди­ ницу:

Барическая ступень является величиной, обратной вертикальному градиенту давления. Она зависит лишь от плотности воздуха.

Так как

Из формул (8.65) и (8 .6 6 ) можно сделать следующие выводы:

—уменьшение плотнос-ти приводит к росту бариче­ ской ступени;

—с увеличением высоты барическая ступень растет;

— барическая ступень в теплой воздушной массе

больше, чем в холодной.

Барическая ступень используется для приведения из­ меренного давления к уровню океана.

Формы барического рельефа. Атмосферное давление изменяется не только в вертикальном, но и в горизон­ тальном направлении. Распределение давления в атмо­ сфере можно представить с помощью изобарических по­ верхностей, во всех точках которых давление-одинаково. Линии пересечения изобарических поверхностей с уров­ нем моря или любым другим уровнем называются и з о ­ б а р а м и . Для наглядного представления распределения давления в приводном слое пользуются картами изо­ бар на уровне моря, построенными для определен­ ного момента времени или по средним данным. Система изобар, выражающая характер распределения давления

ласти пониженного и повышенного атмосферного давле­ ния с замкнутыми и незамкнутыми изобарами. Указан­ ные выше области атмосферного давления называются

355

б а р и ч е с к и м и о б р а з о в а н и я м и или барическими системами. Области пониженного атмосферного давле­ ния с замкнутыми изобарами называются барическими

носятся к основным формам барического рельефа. Кро­ ме основных форм барических образований различают еще промежуточные, или вторичные, формы. К вторич­ ным формам барических образований относятся ложби­

на, гребень (отрог), седловина. Вытянутые области по­ ниженного и повышенного атмосферного давления , с не­ замкнутыми изобарами называются соответственно ложбинами и гребнями (отрогами). Область, заключен­ ная между двумя парами циклонов и антициклонов, на­ зывается седловиной.

Суточный и годовой ход давления воздуха. Суточный ход атмосферного давления обусловлен главным обра­ зом колебаниями температуры. В суточном ходе атмо­ сферного давления наблюдаются два минимума и два максимума. Максимальное давление наблюдается около 1 0 и 2 2 ч по местному времени, а минимальное — около 4 и 16 ч. Особенно четко суточный ход давления выра­ жен в тропических широтах. Нарушение его является одним из самых надежных признаков приближения

3 5 6

шторма. Амплитуда суточных колебаний в тропиках со­ ставляет в среднем 3—4 мбар. В умеренных широтах амплитуда суточных колебаний уменьшается до мало­ заметных величин, составляющих в среднем 0,3— 0,6 мбар. В этих широтах на суточный ход давления накладываются непериодические колебания, вызванные прохождением циклонов и антициклонов.

Годовой ход атмосферного давления зависит от го­ дового хода температуры, широты места, характера рельефа местности и атмосферных движений. В отличие от суточного хода годовой ход давления наиболее резко выражен во внетропических широтах. Различают два типа годового хода давления воздуха: океанический и континентальный. Континентальный тип характеризует­ ся максимумом давления зимой в результате сильного выхолаживания и минимумом давления летом, когда над материками располагаются более теплые и менее плотные массы воздуха. Годовая амплитуда колебания давления составляет в среднем 20—30 мбар. Океаниче­ ский тип характеризуется максимумом давления летом и минимумом давления зимой. Годовая амплитуда ко­ лебаний давления при этом типе составляет в умерен­ ных широтах 5— 6 мбар, в тропиках — менее 3 мбар.

Силы, действующие в атмосфере. Движение воздуха относительно земной поверхности называется ветром. Основной причиной возникновения ветра является не­ равномерное распределение атмосферного давления. Если бы давление воздуха во всех точках было одина­ ково, то ветра не было бы вообще. При неравномерном распределении атмосферного давления воздух стремится перемещаться из мест с более высоким давлением в ме­ ста с более низким давлением. Характер движения воз­ духа определяется совместным влиянием ряда сил, дей­ ствующих в атмосфере. К этим силам относятся: сила горизонтального барического градиента, отклоняющая

ского градиента G, действующую на единицу массы, нужно величину градиента Рг разделить на плотность

357

ускорение, которое получает единица массы воздуха под действием горизонтального барического градиента. На­ правление силы горизонтального барического градиента совпадает с направлением самого градиента. Только эта сила приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Все другие силы, проявляющиеся при движе­ нии воздуха, могут лишь деформировать движение, от­ клоняя его от направления градиента.

О т к л о н я ю щ а я с и л а в р а щ е н и я З е м л и К. Все тела, движущиеся относительно земной поверхно­ сти, испытывают связанное с вращением Земли ускоре­ ние (ускорение Кориолиса), направленное перпендику­ лярно к вектору скорости вправо в Северном полуша­ рии и влево — в Южном. Горизонтальная составляющая

оказывает влияние также сила трения, которая замед­ ляет II изменяет направление движения. Трение в воз­ душной массе состоит из внешнего и внутреннего. Внеш­ нее трение вызывается задерживающим действием под­ стилающей поверхности на нижние слои воздушного по­

тока. Величина силы внешнего трения R пропорцио­ нальна скорости ветра и направлена в сторону, проти­ воположную движению (как трение 1 -го рода):

где К — скорость ветра, &-*-коэффициент трения, зави­ сящий от характера подстилающей поверхности. Над

3 5 8

океаном k примерно в четыре раза меньше, чем над су­ шей. Знак минус указывает на то, что сила трения на­ правлена в сторону, противоположную движению.

Влияние трения на ветер практически исчезает на вы­ соте около 1 км. Эта высота называется уровнем трения, а слой атмосферы от поверхности Земли до уровня тре­ ния — слоем трения.

Действие внутреннего трения состоит в том, что со­ седние воздушные слои и частицы воздуха, обладающие

Установлено, что сила трения у поверхности Земли, состоящая из внешнего и внутреннего трения, направ­

частиц воздуха по криволинейному пути. Ускорение этой силы С выражается формулой

(8.70)

где г — радиус кривизны траектории.

Центробежная сила направлена всегда по радиусу траектории движения в сторону ее выпуклости. Величи­ на ее в условиях атмосферы обычно мала, так как траектории частиц воздуха имеют малую кривизну.

Градиентный ветер. При движении воздуха в свобод­ ной атмосфере силы трения оказываются настолько малы, что ими можно пренебречь. Установившееся гори­ зонтальное движение воздуха при отсутствии сил тре­ ния называется градиентным ветром. Рассмотрим два простейших частных случая градиентного ветра при пря­ молинейных и круговых изобарах.

В случае прямолинейных параллельных изобар (рис. 71) при отсутствии силы трения на движущуюся частицу воздуха действуют сила горизонтального бари­

ческого градиента G и отклоняющая сила вращения

Земли К. Под действием G частица воздуха в первона­ чальный момент времени начнет ускоренно перемещать­ ся в сторону низкого давления. Но как только возник­

нет скорость Ѵі, сейчас же возникает сила Кориоли­ са Ки направленная по нормали к К] вправо (в Север-

3 5 9