Рис. 54. Изобарические поверхности в циклоне (H) и в антициклоне (В) в вертикальном разрезе.
В этой лекции мы остановимся на горизонтальном распределении давления и на его изменениях во времени. То и другое тесно связано с режимом ветра.
Распределение атмосферного давления называют барическим полем. Атмосферное давление в каждой точке атмосферы характеризуется одним числовым значением, выраженным в миллибарах или в миллиметрах ртутного столба. Его можно наглядно представить в пространстве поверхностями равных значений, а на плоскости - линиями равных значений. В случае барического поля это будут изобарические поверхности и изобары. Можно представить так, что вся атмосфера пронизана семейством изобарических поверхностей, огибающих Земной шар. Эти поверхности пересекаются с поверхностями уровня под очень малыми углами. В пересечении с каждой поверхностью уровня изобарические поверхности образуют на ней изобары.
Изобарическая поверхность со значением 1000 мб проходит вблизи уровня моря. Изобарическая поверхность 700 мб располагается на высотах, близких к 3 км; изобарическая поверхность 500 мб - на высотах, близких к 5 км и т. д. Каждая изобарическая поверхность в разных своих точках в каждый момент находится на различных высотах над уровнем моря.
Пространственное распределение атмосферного давления непрерывно меняется с течением времени. Чтобы следить за изменениями барического, а также и термического поля, в практике службы погоды ежедневно составляют по аэрологическим наблюдениям карты топографии изобарических поверхностей - карты барической топографии.
На карту абсолютной барической топографии наносят высоты определенной изобарической поверхности над уровнем моря на разных станциях в определенный момент времени. Точки с равными высотами соединяют линиями равных высот - изогипсами.
В атмосфере всегда существуют области, в которых давление повышено или понижено по сравнению с окружающими областями. Фактически вся атмосфера состоит из таких областей повышенного или пониженного давления, расположение которых все время меняется. При этом в областях пониженного давления - циклонах - давление самое низкое в центре области, а к периферии растет. Следовательно, на карте абсолютной топографии в центре циклона будут находиться изогипсы с меньшими значениями высоты, а на периферии - изогипсы с большими значениями.
В области повышенного давления - антициклоне, напротив, на каждом уровне в центре будет наивысшее давление; поэтому изобарические поверхности в антициклоне будут иметь форму куполов.
Принято изображать также барическое поле на уровне моря с помощью линий равного давления - изобар. Для этого наносят на географическую карту величины атмосферного давления, измеренные в один и тот же момент на уровне моря или приведенные к этому уровню, соединяют точки с одинаковым давлением изобарами. Каждая изобара является следом пересечения какой-то изобарической поверхности с уровнем моря.
На карте изобар также обнаруживаются уже упоминавшиеся области пониженного и повышенного давления - циклоны и антициклоны. В циклоне самое низкое давление наблюдается в центре; напротив, в антициклоне в центре наблюдается самое высокое давление.
Области пониженного и повышенного давления, на которые постоянно расчленяется барическое поле атмосферы, называют барическими системами. Барические системы основных типов - циклон и антициклон - на приземных синоптических картах обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами неправильной, в общем округлой или овальной формы.
Размеры циклонов и антициклонов очень велики; их поперечники измеряются тысячами километров (в так называемых тропических циклонах - сотнями километров).
Кроме описанных барических систем с замкнутыми изобарами, различают еще барические системы с незамкнутыми изобарами. К ним относятся ложбина (пониженного давления) и гребень (повышенного давления). Различают еще седловину - участок барического поля между двумя циклонами (или ложбинами) и двумя антициклонами (или гребнями), расположенными крест-накрест.
Рассматривая изобары на синоптической карте, мы замечаем, что в одних местах изобары проходят гуще, в других - реже. Очевидно, что в первых местах атмосферное давление меняется в горизонтальном направлении сильнее, во-вторых - слабее.
Точно выразить, как меняется атмосферное давление в горизонтальном направлении, можно с помощью так называемого горизонтального барического градиента, или горизонтального градиента давления. Горизонтальным градиентом давления называют изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости (точнее, на поверхности уровня); при этом расстояние берется по тому направлению, в котором давление убывает всего сильнее.
Таким образом, горизонтальный барический градиент есть вектор, направление которого совпадает с направлением нормали к изобаре в сторону уменьшения давления, а числовое значение равно производной от давления по этому направлению (G = -dp/dl).
Как всякий вектор, горизонтальный барический градиент можно графически представить стрелкой; в данном случае стрелкой, направленной по нормали к изобаре в сторону убывания давления.
Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния по нормали к изобаре больше; там, где изобары раздвинуты, оно меньше.
Если в атмосфере есть горизонтальный барический градиент, это означает, что изобарические поверхности в данном участке атмосферы наклонены к поверхности уровня и, стало быть, пересекаются с нею, образуя изобары.
На практике измеряют на синоптических картах средний барический градиент для того или иного участка барического поля. Именно, измеряют расстояние между двумя соседними изобарами в данном участке по прямой. Затем разность давлений между изобарами (обычно это 5 мб) делят на это расстояние, выраженное в крупных единицах - 100 км. В действительных условиях атмосферы у земной поверхности горизонтальные барические градиенты имеют порядок величины в несколько миллибар (обычно 1-3) на 100 км.
С высотой барическое поле атмосферы меняется. Это значит, что меняются форма изобар и их взаимное расположение, а стало быть, меняются величина и направление барических градиентов. Эти изменения связаны с неравномерным распределением температуры.
Представим себе, что в некоторой области у земной поверхности никакого барического градиента нет, т. е. давление во всех точках одинаково. Но при этом температура распределяется неравномерно: в одной части рассматриваемой области она выше, в другой ниже. Следовательно, существует горизонтальный температурный градиент, направленный по нормали к изотерме в ту сторону, куда температура убывает. Мы знаем, что в холодном воздухе барическая ступень меньше, чем в теплом: давление падает с высотой тем быстрее, чем ниже температура воздуха. Отсюда следует, что изобарические поверхности, как правило, не могут быть горизонтальными. Если даже нижняя, приземная изобарическая поверхность горизонтальна, то каждая вышележащая поверхность будет приподнята над нижележащей поверхностью в холодном воздухе меньше, в теплом воздухе больше. Следовательно, вышележащие поверхности будут наклонены от теплого воздуха к холодному, притом наклонены тем больше, чем выше лежит данная поверхность. А это значит, что, хотя у земной поверхности горизонтального барического градиента нет, в вышележащих слоях такой градиент имеется.
Обобщая это рассуждение, можно сказать, что, каков бы ни был горизонтальный барический градиент у земной поверхности, с высотой он будет приближаться к горизонтальному температурному градиенту.
Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности или в любой точке свободной атмосферы все время меняется, т. е. либо растет, либо падает. Эти изменения давления в основном непериодического характера. В умеренных и высоких широтах они значительно сильнее, чем в тропических.
Иногда за одни сутки давление в данном пункте меняется на 20-30 мб. Даже за 3 часа давление может измениться на 5 мб и больше.
При метеорологических наблюдениях отмечают величину изменения давления dp за последние 3 часа перед сроком наблюдений. Эта величина называется барической тенденцией.
Мы уже знаем, что в атмосфере постоянно возникают, эволюционируют и перемещаются крупномасштабные барические системы - циклоны и антициклоны. Вследствие этой так называемой циклонической деятельности и получаются непериодические колебания давления, достигающие, как сказано выше, очень больших значений.
Общую характеристику непериодических изменений давления можно дать с помощью междусуточной изменчивости давления. Так мы будем называть среднюю многолетнюю величину изменения давления за сутки, например по утренним наблюдениям, независимо от знака изменения.
У земной поверхности в умеренных широтах средняя междусуточная изменчивость давления порядка 3-10 мб.
В течение года колебания давления, конечно, еще больше. В Ленинграде, например, колебания давления за год в среднем 76 мб; в Джакарте, под экватором, 12 мб.
Как нам уже известно, ветром называют движение воздуха относительно земной поверхности, причем, как правило, имеется в виду горизонтальная составляющая этого движения. Ветер характеризуется вектором скорости. На практике под скоростью ветра подразумевается только числовая величина скорости; именно ее мы будем в дальнейшем называть скоростью ветра, а направление вектора скорости - направлением ветра. Скорость ветра выражается в метрах в секунду, в километрах в час (в особенности при обслуживании авиации) и в узлах (в морских милях в час).
Существует еще оценка скорости (или, как принято говорить в этом случае, силы) ветра в баллах, так называемая шкала Бофорта, по которой весь интервал возможных скоростей ветра делится на 12 градаций. Эта шкала связывает силу ветра с различными его эффектами, такими, как степень волнения на море, качание ветвей и деревьев, распространение дыма из труб и т. п. Каждая градация по шкале Бофорта носит определенное название. Так, нулю шкалы Бофорта соответствует штиль, т. е. полное отсутствие ветра. Ветер в 4 балла, по Бофорту называется умеренным и соответствует скорости 5-7 м/с; в 7 баллов - сильным, со скоростью 12-15 м/сек; в 9 баллов - штормом, со скоростью 18-21 м/сек; наконец, ветер в 12 баллов по Бофорту- это уже ураган, со скоростью свыше 29 м/сек.
У земной поверхности чаще всего приходится иметь дело с ветрами, скорости которых порядка 4-8 м/сек и редко превышают 12-15 м/сек. Но все же в штормах и ураганах умеренных широт скорости могут превышать 30 м/сек, а в отдельных порывах достигать 60 м/сек. В тропических ураганах скорости ветра доходят до 65 м/сек, а отдельные порывы - до 100 м/сек. В маломасштабных вихрях (смерчи, тромбы) возможны скорости и более 100 м/сек. В так называемых струйных течениях в верхней тропосфере и в нижней стратосфере средняя скорость ветра за длительное время и на большой площади может доходить до 70-100 м/сек.
Скорость ветра у земной поверхности измеряется анемометрами разной конструкции. Чаще всего они основаны на том, что давление ветра приводит во вращение приемную часть прибора (чашечный анемометр, мельничный анемометр и пр.) или отклоняет ее от положения равновесия (доска Вильда). По скорости вращения или величине отклонения можно определить скорость ветра. Приборы для измерения ветра на наземных станциях устанавливаются на высоте 10-15 м над земной поверхностью. Измеренный ими ветер и называется ветром у земной поверхности.
Нужно хорошо запомнить, что, говоря о направлении ветра, имеют в виду направление, откуда он дует. Указать это направление можно, назвав либо точку горизонта, откуда дует ветер, либо угол, образуемый направлением ветра с меридианом места, т. е. его азимут. В первом случае различают 8 основных румбов горизонта: север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад - и 8 промежуточных румбов между ними.
Направление ветра определяется с помощью флюгера, вращающегося около вертикальной оси. Под действием ветра флюгер принимает положение по направлению ветра. Флюгер обычно соединяется с доской Вильда. Так же как и для скорости, различают мгновенное и сглаженное направление ветра. Мгновенные направления ветра значительно колеблются около некоторого среднего (сглаженного) направления, которое определяется при наблюдениях по флюгеру.
Однако и сглаженное направление ветра в каждом данном месте Земли непрерывно меняется, а в разных местах в одно и то же время оно также различно. В одних местах ветры различных направлений имеют за длительное время почти равную повторяемость, в других - хорошо выраженное преобладание одних направлений ветра над другими в течение всего сезона или года. Это зависит от условий общей циркуляции атмосферы и отчасти от местных топографических условий.
При климатологической обработке наблюдений над ветром можно для каждого данного пункта построить диаграмму, представляющую собой распределение повторяемости направлений ветра по основным румбам, в виде так называемой розы ветров. От начала полярных координат откладываются направления по румбам горизонта, длины которых пропорциональны повторяемости ветров данного направления. Концы отрезков можно соединить ломаной линией. Повторяемость штилей указывается числом в центре диаграммы.
Для представления на климатических картах направление ветра обобщают разными способами. Можно нанести на карту в разных местах розы ветров. Но чаще определяется преобладающее направление ветра.
Ветер, как всякий вектор, можно изобразить стрелкой, причем длина стрелки должна характеризовать числовую величину скорости, а направление - то направление, куда ветер дует.
Пространственное распределение ветра, стало быть, является векторным полем. Его можно представать графически разными способами. Наиболее наглядно поле ветра представляется с помощью линий тока, аналогичных, например, силовым линиям в магнитном поле. В каждой точке поля, в которой ветер известен, его наносят стрелкой, имеющей то направление, куда дует ветер. Затем на карте проводят линии тока так, чтобы направление ветра в каждой точке поля совпадало с направлением касательной к линии тока, проходящей через эту точку. Линии тока проводят тем ближе друг к другу, чем больше скорость ветра в данном участке поля. Таким образом, на карте получается система линий тока.
Нужно помнить, что линии тока для определенного срока наблюдений представляют собой именно моментальный снимок с поля ветра. Не следует смешивать их с путями (траекториями) воздушных частиц. Дело в том, что с течением времени поле ветра изменяется и, стало быть, меняется распределение линий тока.
В некоторых местах на карте линии тока сближаются, сходятся, в некоторых - расходятся. Бывает, что линии тока сходятся в одной точке - точке сходимости, как бы вливаясь в нее с разных сторон, или, наоборот, они расходятся по всем направлениям от одной точки - точки расходимости. Бывают и такие случаи, когда линии тока вливаются в одну линию - линию сходимости - или, напротив, расходятся от одной линии - линии расходимости.
Если на поле с линией сходимости налагается переносное движение, то может получиться, что линии тока направлены к линиям сходимости только с одной стороны, а с другой выходят из этой линии, как показано на рис. 72. Такую линию сходимости называют односторонней.
Легко понять, что сходимость линий тока должна сопровождаться восходящим движением стекающегося воздуха, а расходимость, напротив, нисходящим движением растекающегося воздуха.
Ветер постоянно и быстро меняется по скорости и направлению, колеблясь около каких-то средних величин. Причиной этих колебаний (пульсаций, или флуктуации) ветра является турбулентность. Колебания эти можно регистрировать чувствительными самопишущими приборами. Ветер, обладающий резко выраженными колебаниями скорости и направления, называют порывистым. При особенно сильной порывистости говорят о шквалистом ветре.
При обычных станционных наблюдениях над ветром определяют среднее направление и среднюю его скорость за промежуток времени порядка нескольких минут. При наблюдениях по флюгеру Вильда наблюдатель должен в течение двух минут следить за колебаниями флюгарки и в течение двух минут за колебаниями доски Вильда, а в результате определить среднее (сглаженное) направление и среднюю (сглаженную) скорость за это время.
Порывистость тем больше, чем больше турбулентность. Следовательно, она сильнее выражена над сушей, чем над морем; особенно велика в районах со сложным рельефом местности; больше летом, чем зимой; имеет послеполуденный максимум в суточном ходе.
В свободной атмосфере турбулентность может приводить к болтанке самолетов. Болтанка особенно велика в сильно развитых облаках конвекции. Но она резко возрастает и при отсутствии облаков в зонах так называемых струйных течений.
Всякое препятствие, стоящее на пути ветра, будет как-то на него влиять, возмущать поле ветра. Такие препятствия могут быть и крупномасштабными, как горные хребты, и мелкомасштабными, как здания, деревья, лесные полосы и т. д. Прежде всего препятствие отклоняет воздушное течение: оно должно либо обтекать препятствие с боков, либо перетекать через него сверху.
Перетекание воздуха через препятствия приводит к очень важным следствиям, таким, как увеличение облаков и осадков на наветренном склоне горы при восходящем движении воздуха и, наоборот, рассеяние облачности на подветренном склоне при нисходящем движении.
Обтекая препятствие, ветер перед ним ослабевает, но с боковых сторон усиливается. За препятствием скорость ветра уменьшается, там имеется ветровая тень.
Очень существенно усиливается ветер, попадая в суживающееся орографическое ложе, например между двумя горными хребтами. При продвижении воздушного потока его поперечное сечение уменьшается; а так как сквозь уменьшающееся сечение должно пройти столько же воздуха, то скорость возрастает. Этим объясняются усиление ветра в проливах между высокими островами и даже на городских улицах.
Влияние полезащитных лесных полос на микроклиматические условия полей связано в первую очередь с тем ослаблением ветра в приземных слоях воздуха, которое создают лесные полосы. Воздух перетекает поверх лесной полосы, и, кроме того, скорость его ослабевает при просачивании его сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра резко ослаблена. На более далеком расстоянии за полосой скорость ветра увеличивается. Однако первоначальная, неослабленная скорость ветра восстанавливается только на расстоянии, равном 40-50-кратной высоте деревьев полосы, если полоса ажурная (несплошная). Влияние сплошной полосы распространяется на расстояние, равное 20-30-кратной высоте деревьев и меньше.
Ветер возникает в связи с неравномерным распределением атмосферного давления. При неравномерном распределении атмосферного давления воздух стремится перемещаться из мест с более высоким давлением в места с более низким давлением.
Мерой неравномерности распределения давления является горизонтальный барический градиент. Воздух получает ускорение тем большее, чем больше барический градиент. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т. е. вызывающая ветер и меняющая скорость ветра.
Градиент в 1 мб на 100 км создает ускорение примерно в 0,1 см/сек2; градиент в 3 мб на 100 км - примерно в 0,3 см/сек2. Это очень небольшие величины; но и остальные силы, действующие на воздух в горизонтальном направлении, того же порядка.
Если бы на воздух действовала только сила барического градиента, то движение воздуха под действием этой силы было бы равномерно ускоренным. Хотя ускорение, сообщаемое воздуху силой градиента, невелико, при более или менее длительном действии этой силы воздух получил бы очень большие и притом неограниченно растущие скорости. В действительности этого не бывает. Воздух движется, как правило, со скоростью порядка нескольких метров и, очень редко, нескольких десятков метров в секунду, причем обычно скорость ветра мало меняется в течение длительного времени. Это значит, что, кроме силы градиента, на движущийся воздух действуют другие силы, более или менее уравновешивающие силу градиента.
В механике доказывается, что при движении любого тела во вращающейся системе координат возникает отклонение от первоначального направления движения относительно этой системы. Иными словами, тело, движущееся во вращающейся системе координат, получает относительно этой системы так называемое поворотное ускорение, или ускорение Кориолиса, направленное под прямым углом к скорости. Таким образом, поворотное ускорение не меняет величину скорости, а только меняет направление движения.
Будем под вращающейся системой координат разуметь поверхность вращающейся Земли, а под телом - воздух. На вращающейся Земле поворотное ускорение (здесь и дальше речь идет о его горизонтальной составляющей) направлено в северном полушарии вправо от скорости, в южном - влево.
Поворотное ускорение объясняется не тем, что есть какая-то внешняя сила, отклоняющая воздух от первоначального направления движения. На самом деле воздух стремится сохранить по инерции свое первоначальное направление движения, но не относительно вращающейся Земли, а относительно мирового пространства, относительно неподвижной системы координат. Система же координат, связанная с земной поверхностью, к которой относят ветер, поворачивается под движущимся воздухом в процессе суточного вращения Земли. Таким образом, не воздух отклоняется от первоначального направления относительно Земли, а Земля с ее параллелями и меридианами поворачивается под движущимся воздухом в противоположную сторону.
Поворотное ускорение на Земле имеет величину А = 2ωV sinφ, где ω есть угловая скорость вращения Земли, φ - географическая широта и V - скорость движения (ветра). Условно можно назвать поворотное ускорение отклоняющей силой вращения Земли или силой Кориолиса.
Отклоняющая сила вращения Земли обращается в нуль у экватора и имеет наибольшую величину на полюсе. Она также пропорциональна скорости ветра и обращается в нуль при скорости, равной нулю. Если тело неподвижно, то никакого ускорения относительно Земли оно получить не может. Направлена отклоняющая сила под прямым углом к скорости, вправо в северном полушарии и влево в южном. Отклоняющая сила вращения Земли при движении воздуха может уравновесить силу барического градиента.
Простейший вид движения воздуха, который можно представить теоретически, - это прямолинейное равномерное движение без трения. Такое движение при отклоняющей силе, отличной от нуля, называют геострофическим ветром.
При геострофическом ветре, кроме движущей силы градиента на воздух действует еще отклоняющая сила вращения Земли. Поскольку движение предполагается равномерным, обе силы уравновешиваются, т. е. равны по величине и направлены взаимно противоположно. Отклоняющая сила вращения Земли в северном полушарии направлена под прямым углом к скорости движения вправо. Отсюда следует, что сила градиента, равная ей по величине, должна быть направлена под прямым углом к скорости влево. А так как под прямым углом к градиенту лежит изобара, то это значит, что геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя низкое давление слева.
Ветер у земной поверхности всегда более или менее отличается от геострофического ветра и по скорости, и по направлению. Это происходит потому, что у земной поверхности достаточно велика сила трения, которая для геострофического ветра предполагается равной нулю. Но в свободной атмосфере, примерно начиная с 1000 м, действительной ветер уже очень близок к геострофическому.
В действительности ветер в свободной атмосфере все-таки отклоняется от изобар в ту или иную сторону, но на очень небольшой угол, порядка нескольких градусов. Скорость его также хотя и близка к скорости геострофического ветра, но не в точности равна ей. Тем не менее, близость действительного ветра в свободной атмосфере к геострофическому ветру дает важную возможность с достаточным приближением определять скорость и направление действительного ветра на высотах по распределению давления.
Если движение воздуха происходит без действия силы трения, но криволинейно, то это значит, что, кроме силы градиента и отклоняющей силы вращения Земли, появляется еще центробежная сила. Направлена центробежная сила по радиусу кривизны траектории наружу, в сторону выпуклости траектории.
Тогда в случае равномерного движения должны уравновешиваться уже три силы, действующие на воздух, - градиента, отклоняющая и центробежная.
Такой теоретический случай равномерного движения воздуха по круговым траекториям без влияния трения называют градиентным ветром. Из изложенного видно, что траектории в случае градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, так же как и геострофический, направлен по изобарам, в этом случае уже не прямолинейным, а круговым.
В понятие градиентного ветра часто включают также и геострофический ветер, как предельный случай градиентного ветра.
Для градиентного ветра возможны два случая.
а) В барической системе с концентрическими круговыми изобарами градиенты направлены по радиусам от периферии к центру (рис. 76). Это значит, что в центре системы давление самое низкое, а к периферии оно растет. Такая барическая система с самым низким давлением в центре и с концентрическими круговыми изобарами представляет собой простейший вид циклона. Центробежная сила в циклоне направлена всегда наружу, в сторону выпуклости траектории (изобары), т. е. в данном случае против силы градиента.
Как правило, центробежная сила в действительных атмосферных условиях меньше силы градиента. Поэтому для равновесия действующих сил нужно, чтобы отклоняющая сила вращения Земли была направлена так же, как и центробежная сила, и чтобы они вместе уравновешивали силу градиента. Это значит, что отклоняющая сила должна быть направлена также наружу, от центра циклона. Скорость же ветра должна отклоняться на прямой угол от отклоняющей силы, в северном полушарии влево. Стало быть, ветер должен дуть по круговым изобарам циклона против часовой стрелки, отклоняясь от барического градиента вправо.
б) В центре барической системы давление самое высокое, к периферии оно убывает. Следовательно, барические градиенты направлены от центра к периферии. Это случай области высокого давления, антициклона. Центробежная сила и в антициклоне направлена наружу, в сторону выпуклости изобар, стало быть, одинаково с силой градиента. Отсюда следует, что отклоняющая сила вращения Земли должна быть направлена внутрь антициклона, чтобы уравновешивать две одинаково направленные силы - градиента и центробежную. А если отклоняющая сила направлена к центру, то скорость, отклоняющаяся от нее на прямой угол влево (в северном полушарии), должна быть направлена так, чтобы ветер дул по круговым изобарам антициклона по часовой стрелке.
Запомним это очень важное различие между циклоном и антициклоном.
В обоих случаях, как и в случае геострофического ветра, скорость градиентного ветра отклоняется от барического градиента вправо. Но это только в северном полушарии. В южном полушарии, где отклоняющая сила вращения Земли направлена влево от скорости, градиентный ветер будет отклоняться от градиента влево. Поэтому для южного полушария движение воздуха по изобарам в циклоне получается по часовой стрелке, а в антициклоне - против часовой стрелки.
При одном и том же градиенте скорость градиентного ветра в циклоне меньше, а в антициклоне больше, чем при прямолинейных изобарах, т. е. больше, чем скорость геострофического ветра. Скорость ветра пропорциональна отклоняющей силе. Но в случае антициклона отклоняющая сила больше, а в случае циклона меньше, чем сила градиента. Поэтому одному и тому же градиенту соответствует в антициклоне большая скорость ветра, чем в циклоне.
Геострофический или градиентный ветер направлен, как мы уже знаем, по изобарам. Приблизительно по изобарам направлен и действительный ветер в свободной атмосфере.
Нам известно, что барический градиент получает с высотой дополнительную составляющую, направленную по температурному градиенту и пропорциональную ему. Следовательно, и градиентный ветер получает с высотой дополнительную составляющую скорости, направленную по изотерме. Эту дополнительную составляющую называют термическим ветром.
Если барический градиент на нижнем уровне совпадает по направлению с температурным градиентом в вышележащей атмосфере, то он с высотой возрастает, не меняя направления. В этом случае изобары на всех уровнях будут совпадать по направлению с изотермами, а термический ветер будет совпадать по направлению с ветром на нижнем уровне. Ветер при этом возрастает с высотой; не меняя своего направления. Если барический градиент на нижнем уровне противоположен по направлению температурному градиенту, то он будет соответственно убывать с высотой. Вместе с ним, не меняя направления, будет убывать и ветер до тех пор, пока он не превратится в нуль и не перейдет на противоположное направление.
Трение в атмосфере также является силой, которая сообщает уже существующему движению воздуха отрицательное ускорение, т. е. замедляет движение, а также меняет его направление.
В первом приближении силу трения в атмосфере можно считать направленной противоположно скорости. Сила трения наиболее велика у самой земной поверхности. С высотой она убывает и на уровне около 1000 м становится незначительной по сравнению с другими силами, действующими на движение воздуха. Поэтому начиная с этой высоты ею можно пренебречь. Высота, на которой сила трения практически исчезает (от 500 до 1500 м, в среднем около 1000 м), называется уровнем трения.
Нижний слой тропосферы, от земной поверхности до уровня трения, называется слоем трения или планетарным пограничным слоем.
Сила трения в этом слое вызывается тем, что воздух течет над шероховатой земной поверхностью и скорость воздушных частиц, непосредственно соприкасающихся с земной поверхностью, замедляется. Частицы с уменьшенной скоростью в процессе турбулентного обмена передаются в вышележащие слои, а сверху взамен их поступают частицы с большей скоростью, которые в свою очередь замедляются при соприкосновении с земной поверхностью. Таким образом, вследствие турбулентности уменьшение скорости передается вверх на более или менее мощный слой атмосферы. Это и будет слой трения.
При неустойчивой стратификации атмосферы в дополнение к динамической турбулентности развивается термическая турбулентность - конвекция, особенно сильно перемешивающая воздух по вертикали. В результате при неустойчивой стратификации замедляющее влияние трения распространяется на более мощный слой воздуха и уровень трения располагается выше, чем при устойчивой стратификации.
Скорость ветра уменьшается вследствие трения настолько, что у земной поверхности (на высоте флюгера) над сушей она примерно вдвое меньше, чем скорость геострофического ветра, рассчитанная для того же барического градиента.
Сила трения влияет и на направление ветра.
Представим себе равномерное прямолинейное движение воздуха при наличии силы трения (геотриптический ветер). Скорость ветра будет направлена не по изобарам. Она будет пересекать изобары, отклоняясь при этом от градиента вправо (в северном полушарии), но составляя с ним некоторый угол меньше прямого.
Понятно, что в южном полушарии спиралеобразные линии тока будут направлены в циклоне по часовой стрелке и в антициклоне против часовой стрелки. Но составляющая скорости ветра, нормальная к изобарам, будет и там в циклоне направлена внутрь, а в антициклоне наружу.
В слое трения обнаруживается суточный ход скорости ветра, часто хорошо заметный не только при осреднении данных наблюдений, но и в отдельные дни. У земной поверхности над сушей максимум скорости ветра наблюдается около 14 часов, минимум - ночью или утром. Начиная примерно с высоты 500 м суточный ход обратный, с максимумом ночью и минимумом днем.
Причина суточного хода скорости ветра - в суточном ходе турбулентного обмена. При развитии конвекции в первую половину дня вертикальное перемешивание между приземным слоем и вышележащими слоями воздуха усиливается; во второй половине дня и ночью оно ослабевает. Усиленное дневное перемешивание приводит к выравниванию скоростей ветра между приземным слоем и вышележащей частью слоя трения. Воздух сверху, с увеличенными скоростями, поступает в процессе обмена вниз, и тем самым общая скорость ветра внизу днем повышается. В то же время приземный воздух, замедленный трением перемещается вверх, и в верхней части слоя трения происходит уменьшение скорости. Ночью, при ослабленном вертикальном перемешивании, скорость внизу будет меньше, чем днем, а вверху больше.
Над морем некоторое усиление конвекции приходится на ночь, а потому и суточный максимум ветра наблюдается ночью.
Опыт подтверждает, что ветер у земной поверхности всегда (за исключением широт, близких к экватору) отклоняется от барического градиента на некоторый угол меньше прямого, в северном полушарии вправо, в южном влево. Отсюда следует такое положение: если встать спиной к ветру, а лицом туда, куда дует ветер, то наиболее низкое давление окажется слева и несколько впереди, а наиболее высокое давление - справа и несколько сзади. Это положение было найдено эмпирически еще в первой половине XIX века и носит название барического закона ветра, или закона Бейс-Балло.
Атмосферное давление на каждом уровне, как мы знаем, равно весу вышележащего столба воздуха, т. е. пропорционально массе воздуха в этом столбе. Убыль массы воздуха в атмосферном столбе над тем или иным пунктом приводит к падению давления, увеличение массы воздуха - к росту давления.
Над любым уровнем в свободной атмосфере масса воздуха может меняться, между прочим, вследствие вертикальных движений воздуха. При нисходящем движении часть воздуха будет уходить ниже данного уровня, и давление на этом уровне будет убывать. В случае восходящего движения наблюдается обратное.
Но на земной поверхности давление не может изменяться вследствие вертикальных движений. Для этого нужны горизонтальные перемещения воздуха. Они являются основной причиной изменений давления на любом уровне, а на земной поверхности - единственной причиной.
Горизонтальное перемещение воздуха может приводить, а может и не приводить к изменениям давления, смотря по своим особенностям. Если, например, допустить, что ветер геострофический и дует в широтном направлении и при этом температура воздуха везде одинаковая, то изменений в распределении давления вовсе не будет. В действительности давление все время меняется, и подчас очень сильно. Меняется оно как раз за счет отклонений действительного ветра от градиентного. При этом значительные отклонения действительного ветра от градиентного вследствие трения могут менять распределение давления только в одну сторону, именно выравнивать разности давления, т. е. заполнять циклоны и ослаблять антициклоны. В действительности же всегда наблюдается также и возрастание разностей давления, т. е. углубление циклонов и усиление антициклонов.