Баричне поле, його характеристика

Тиск атмосфери – це сила, з якою тисне на одиницю поверхні стовп повітря, що простирається від поверхні землі до верхньої границі атмосфери.

Атмосферний тиск із висотою убуває, тому що потужність вищерозташованих шарів атмосфери зменшується. Тиск атмосфери в загальному убуває з висотою закономірно: на висоті 5 км воно менше в 2 рази, ніж на рівні моря, на висоті 10 км — у 4 рази, 15 км — у 8 разів, 20 км — у 18 разів.

Швидкість зменшення тиску атмосферного повітря з висотою називають вертикальним баричним градієнтом (g).

Оскільки з підняттям у висоту атмосферний тиск зменшується, то за законами фізики відбувається рух повітря від шарів з вищим тиском, до шарів з нижчим тиском (за дії g). З цієї причини повітря повинно було б піти з поверхні Землі у світовий простір. Проте цього не відбувається через те, що маса атмосфери силою гравітації притягується до Землі з такою ж силою, з якою сила баричного градієнта «відриває» атмосферу від Землі.

Закони розподілу тиску та густини повітря по висоті при відсутності руху атмосфери відносно поверхні землі вивчаються у спеціальному розділі метеорології, що має назву статика атмосфери.

Основне рівняння статики атмосфери фізично виражає рівновагу двох сил – сили градієнта тиску та сили тяжіння і має вигляд dP=–g∙ρ∙dz. Отже, це рівняння виражає залежність зміни тиску атмосфери, що знаходиться у стані спокою, з висотою.

Відстань у метрах, на яку треба піднятися або опуститися, щоб атмосферний тиск змінився на 1 мб, називають баричною ступінню. Барична ступінь з висотою зростає.

Величина баричної ступіні залежить від температури: з підвищенням температури на 1° вона збільшується на 0,4%. У теплому повітрі барична ступінь більше, у холодному — менше, тому теплі області атмосфери у високих шарах мають більший тиск, ніж холодні.

Атмосферний тиск у різних точках земної поверхні у певний (визначений) момент неоднаковий, тому що він залежить від ступеня нагрівання або охолодження повітря над цими точками і ряду інших причин. Інформацію про тиск повітря дають метеорологічні станції. Оскільки вони розташовані на різних висотах, а тиск залежить від висоти місця, то його значення, обмірювані на різних станціях, не можна безпосередньо порівнювати між собою. Їх потрібно спочатку приводити до якої-небудь однакової висоти. За таку висоту прийнятий рівень моря.

 

Розподіл тиску. Просторовий розподіл атмосферного тиску називають баричним полем. Його можна зобразити ізобаричними поверхнями, що проходять через пункти з однаковим атмосферним тиском.

Ізгинаючись, ізобаричні поверхні перетинають під дуже малим кутом поверхні різних рівнів, у тому числі і поверхню на рівні моря. Лінії, що утворяться від перетинання ізобаричних поверхонь з поверхнею рівня моря (або будь-якого іншого рівня), називаються ізобарами.

Система замкнутих ізобар зі зниженим тиском у центрі (Н) називається баричним мінімумом (циклонічні ізобари). Система замкнутих ізобар з підвищеним тиском у центрі (В) називається баричним максимумом (антициклонічні ізобари). Незамкнута система ізобар, що відповідає витягнутому язику зниженого тиску,— барична ложбина (балка). Незамкнута система ізобар, що відповідає витягнутому язику підвищеного тиску, — баричний гребінь. Між двома баричними максимумами і двома мінімумами, розташованими хрест-навхрест, утвориться система незамкнутих ізобар, що називається сідловиною.

Густота розташування ізобар залежить від зміни тиску на одиницю відстані. Зміна тиску в горизонтальному напрямку характеризується баричним градієнтом.

Горизонтальний баричний градієнт — зміна тиску на одиницю відстані убік зменшення тиску, у напрямку, перпендикулярному до ізобари. За одиницю відстані приймається 100 км. Чим більше баричний градієнт, тим густіше ізобари.

6.3. Причини зміни атмосферного тиску

Тиск змінюється в результаті переміщень повітря — його відтоку з одного місця і припливу в інше. Переміщення ці зв'язані з розходженнями в щільності повітря, що виникають при нерівномірному нагріванні його від поверхні, що підстилає.

Нерівномірне нагрівання поверхні викликає рух повітря, його циркуляцію: підйом над нагрітою ділянкою, відтік на деякій висоті в сторони, опускання над сусідніми, менш нагрітими ділянками і рух у поверхні до нагрітої ділянки, що викликає зміну тиску атмосфери на поверхню.

Таким чином, термічні причини (зміна температури) приводять до появи динамічних причин (зменшенню або збільшенню маси повітря над ділянкою) - зміни тиску.

 

 

Одиниці вимірювання атмосферного тиску

Атмосферний тиск є однією з найважливіших метеорологічних величин. Зміна його в часі в даній місцевості тісно зв'язана з розвитком атмосферних процесів (наближенням і проходженням фронтів, циклонів, антициклонів); розходження по горизонталі є безпосередньою причиною руху повітря; закономірності зміни тиску з висотою використовуються для рішення ряду практичних задач, зокрема для визначення перевищення між двома рівнями.

Одиницею тиску є Паскаль (Па), яка дорівнює силі в 1 Ньютон (Н), що діє на площу в 1 м² (1 Па = 1 Н/м²).

Атмосферний тиск довгий час виражали в міліметрах (мм) ртутного стовпа. У 1930 р. була встановлена нова міжнародна одиниця виміру тиску – бар (на практиці використовувався мілібар). З 1980 р. у метеорології тиск виражають у гектопаскалях (гПа):

 

1 гПа = 1 мбар = 0,75 мм рт.ст.;

1 мм рт.ст. = 1,33 мбар = 1,33 гПа.

 

 

Прилади для вимірювання атмосферного тиску

Для виміру атмосферного тиску застосовують ртутні і деформаційні барометри різних типів, а для безупинної реєстрації тиску – барографи.

У ртутних барометрах вимір тиску заснований на вимірі висоти ртутного стовпа, що врівноважує атмосферний тиск, а в деформаційних – на залежності пружної деформації твердих тіл від тиску, що робиться на них. Найбільш розповсюдженими чуттєвими елементами в деформаційних приладах є анероїдні мембранні коробки (барокоробки) і блоки з них (бароблоки).

На постійних метеорологічних станціях використовуються так звані станційні чашкові барометри, а для польових, експедиційних, суднових, літакових і тому подібних вимірів — барометри - анероїди.

Станційний чашковий барометр це ртутний барометр, у якому атмосферний тиск врівноважується масою стовпа ртуті у вертикальній скляній трубці. В залежності від коливань тиску висота стовпа ртуті в трубці також змінюється. По цій висоті і визначається тиск повітря. Барометр оснащений пристосуваннями для відліку показань з точністю до 0,1 мм або мбар.

На мал.1 представлений загальний вид станційного чашкового барометра.

Рис.1. Чашковий барометр.

 

Анероїд означає «безповітряний», що вказує на принцип дії приладу. Прийомною частиною анероїда є анероїдна коробка. Це кругла плоска металева тонкостінна коробка (з гофрованою основою), з якої майже цілком вилучене повітря. Нижня поверхня коробки припаяна до корпуса приладу, верхня за допомогою штифта з'єднана з пружиною, що розсовує коробку. Оскільки з анероїдної коробки викачане повітря, то тиск атмосфери стискає її. Установлюється динамічна рівновага між тиском повітря на гофровані поверхні коробки і силою пружини, що її розтягує. Якщо атмосферний тиск збільшується, то коробки стискується, якщо ж тиск зменшується, те пружина розсовує коробку. Коливання поверхні коробки за допомогою системи важелів передаються на стрілку, що рухається по круглій шкалі, градуйованій в міліметрах або у мілібарах.

Барограф. Для безупинного запису атмосферного тиску служить барограф. Його прийомною частиною є стовпчик з декількох анероїдних коробок (бароблок), закріплених одна на іншій. На кінці стрілки барографа укріплене перо, що записує коливання тиску на стрічці, закріпленій на барабані, що обертається годинним механізмом. Тиск на стрічці барографа записується також у мілібарах. Потім виправлені показання тиску записуються в гектопаскалях.

Барометричне нівелювання

Безпосередні спостереження і теоретичні розрахунки показують, що щільність і тиск повітря зменшуються з висотою.

Зміна тиску з висотою характеризується баричною ступінню. Барична ступінь h – висота в метрах, на яку необхідно піднятися або опуститися, щоб атмосферний тиск змінився на 1 гПа.

Барична ступінь може бути розрахована по барометричній формулі Бабине:

де h – перевищення, у м; p₁, p₂ - тиск на нижньому і верхньому рівнях, у гПа; t₁, t₂ - температура повітря відповідно на нижньому і верхньому рівнях;
0,004 – коефіцієнт розширення газу.

Знаючи баричну ступінь, атмосферний тиск і висоту над рівнем моря в одному з двох пунктів, що лежать на різній висоті, можна по різниці тисків у цих пунктах визначити різницю їхніх висот, а звідси знайти і висоту другого пункту над рівнем моря. Цей спосіб визначення висоти пункту називається барометричним нівелюванням.

 

6.4. Вітер, його швидкість і напрямок

Причини виникнення вітру

Рух повітря відносно земної поверхні, у якому переважає горизонтальна складова, називається вітром. Вітер характеризується напрямком, швидкістю і силою (поривчастістю).

Вітер виникає в наслідок неоднорідності атмосферного тиску в різних точках земної поверхні і атмосфери. Тобто безпосередньою причиною виникнення вітру є сила горизонтального баричного градієнту.

Рух повітря, який виник під дією сили баричного градієнта, відбувається не точно за напрямком цього градієнта, тобто не по прямої лінії від високого тиску до низького, а по більш складній траєкторії, обумовленій взаємодією сили градієнта із силою Коріоліса (обертання Землі, що відхиляє), відцентровою силою і силою тертя.

Дія відхиляючої сили обертання Землі (сила Коріоліса) впливає на напрямок вітру, але не впливає на його швидкість. Під впливом обертання Землі повітря, що рухається, відхиляється від напрямку баричного градієнта в північній півкулі вправо, а в південному вліво.

З курсу фізики відомо, що на будь-яку частинку, що рухається по колу, діє відцентрова сила, вектор якої спрямований по радіусу кривизни траєкторії руху частинки назовні.

Сила тертя виникає в результаті зіткнення повітря, що рухається, з поверхнею, що підстилає, а також усередині повітряної маси через неоднакову швидкість руху окремих її шарів. Отже сила тертя має зворотній напрямок руху повітря і змінює як напрямок вітру, так і його швидкість (зменшує).

Відхилення напрямку вітру від горизонтального градієнту тиску в приземному шарі атмосфери в середньому складає 60^о вправо в північній півкулі. Вище приземного шару цей кут зростає із висотою і на рівні тертя (рівні, де сила тертя виявляється надзвичайно малою порівняно з силою баричного градієнта і силою Коріоліса) вітер стає градієнтним, відхилення досягає 90^о.

В приземному шарі атмосфери швидкість вітру інтенсивно зростає до висоти приблизно 30 м і напрямок вітру при цьому практично не змінюється.

У баричному мінімумі (циклонічна система ізобар) рух повітря відбувається уздовж ізобар, проти годинної стрілки в північній півкулі Повітря стікається з усіх боків, сходиться в центрі і піднімається.

У баричному максимумі (антициклонічна система ізобар) внаслідок сукупної дії цих сил виникає рух повітря уздовж ізобар за годинною стрілкою в північній півкулі. Повітря розтікається від центра, де відбувається його опускання.

Баричний закон вітру

Знаючи закономірності виникнення вітру, можна за його напрямком судити про розташування областей підвищеного і зниженого тиску. Для цього можна скористатися баричним законом вітру (закон Бюйс — Балло): «Якщо стати спиною к вітру, то в північній півкулі найбільш низький тиск виявиться ліворуч і трохи перед, а найбільш високе — праворуч і трохи позаду».

Швидкість вітру залежить від величини баричного градієнта: чим більше баричний градієнт, тим більше швидкість. Уповільнює рух повітря тертя о підстилюючу поверхню. Впливає на швидкість вітру щільність повітря: чим менше щільність, тим більше швидкість. У результаті зменшення тертя і щільності повітря вітер з висотою підсилюється, досягаючи максимуму біля тропопаузи.

Максимальна швидкість вітру в приземному шарі потужністю влітку 100 м, узимку 50 м спостерігається в 13—14 годин, мінімальна — у нічні години. У більш високих шарах атмосфери добовий хід швидкості вітру зворотний. Нормальний добовий хід вітру постійно порушується атмосферними збурюваннями (возмущениями).

 

Просторовий і часовий розподіл і мінливість швидкості вітру

Амплітуда добового ходу швидкості вітру, як правило, улітку більша, ніж узимку, і при ясній погоді більше, ніж при похмурій. При сильному прогріві поверхні, що підстилає, влітку і при ясній погоді розвиваються активні конвективні струми, що сприяють обмінові кількістю руху між приземним шаром і більш високими шарами, де вітер сильніше. Тому швидкість вітру на рівні флюгера досягає значних величин, близьких до швидкості вітру у вільній атмосфері. Влітку в нічні години часто утворюються приземні інверсії температури, які послабляють турбулентний обмін з вищерозташованими шарами повітря. Це приводить до істотного зменшення швидкості вітру на рівні флюгера.

Узимку, особливо при похмурій погоді, коли амплітуда добового ходу температури не перевищує декількох градусів, амплітуда добового ходу швидкості вітру складає лише 2 – 3 м/с.

У вільній атмосфері амплітуда добового ходу швидкості вітру значно менше, ніж у приземному шарі. У середній тропосфері вона близько 1 м/с, а у верхньої – 1 – 2 м/с.

 

 

 

АТМОСФЕРНА ЦИРКУЛЯЦІЯ

 

7.1. Загальна циркуляція атмосфери.

7.2. Повітряні маси, їхня класифікація.

7.3. Атмосферні фронти.

7.4. Циклони й антициклони.

7.5. Домінуючі (пануючі) вітри.

7.6. Постійні центри дії атмосфери.

7.1. Циркуляція атмосфери

Загальна циркуляція атмосфери – це складна система повітряних плинів, що переносить повітряні маси з одних районів в інші.

Головною причиною існування і підтримування загальної циркуляції атмосфери є контраст температури між областю екватора і полюсами, що виникає внаслідок нерівномірного розподілу сонячної радіації на земній кулі та різниці у фізичних властивостях підсилюючої поверхні. Значні контрасти температури утворюються також за рахунок виділення прихованої теплоти конденсації.

Температурні контрасти, що спостерігаються на земній поверхні, розповсюджуються на атмосферу і порушують рівномірний розподіл тиску в горизонтальному напрямку. При цьому виникають горизонтальні градієнти в більш високих шарах, викликаючи перш за все переміщення мас повітря і потім відповідну зміну тиску біля земної поверхні.

Рухомі повітряні маси зазнають відхиляючу дію обертання Землі, яка прагне відхилити напрям переміщення від напрямку градієнту на 90 ^о (у північній півкулі – вправо). Тертя о підсилюючу поверхню і в’язкість повітря послабляє дію сили Каріоліса. У нижніх шарах атмосфери рух повітряних мас ускладнюється наявністю областей високого та низького тисків. Внаслідок цього в помірних широтах північної півкулі відбувається південно-західне перенесення повітря.

Схема загальної циркуляції атмосфери

7.2. Повітряні маси, їхня класифікація

Повітряні маси – це відносно однорідні маси повітря, що поширюються на кілька тисяч кілометрів у горизонтальному напрямку і на кілька кілометрів у вертикальному.

Повітряні маси формуються при тривалому перебуванні повітря над відносно однорідною поверхнею (частиною континенту, Океану). Постійна трансформація вносить розходження у властивості повітря в межах однієї повітряної маси. Рух часток в одній повітряній масі на різній висоті істотно різні і постійно змінюються.

Розрізняють теплі і холодні повітряні маси (ТВ і ХВ). Теплими називають повітряні маси, що переміщаються з більш теплої поверхні на більш холодну; холодні повітряні маси, навпаки, переміщаються з більш холодної поверхні на більш теплу.

Тепла повітряна маса охолоджується від підсилюючої поверхні. Звичайно така повітряна маса стійка. При великій вологості в теплій масі повітря, що насувається на холодну поверхню, утворюються адвективні тумани, над суцільним покривом туману часто розташовуються шаруваті хмари, з яких випадають мрячні опади. Над шаром інверсії хмари зникають.

Холодна повітряна маса, що приходить на більш теплу поверхню, прогрівається від неї, вертикальний температурний градієнт зростає, і повітряна маса звичайно стає хитливою. Виникає термічна конвекція, утворяться конвективні хмари, випадають зливові опади.

Виділяють чотири зональних осередки формування повітряних мас: екваторіальна область низького тиску; субтропічна область високого тиску; зимові максимуми над континентами в помірних широтах, що змінюються влітку депресіями; полярні області високого тиску (арктична й антарктична). Відповіднорозрізняютьчотири типи повітряних мас,які мають назвугеографічні типи: екваторіальний ЕП, тропічний ТП, помірний (полярний) ПП і арктичний (антарктичний) АП, які підрозділяється на підтипи: морський (мАП, мПП, мТП, мЕП) і континентальний (кАП, кТП, кПП, кЕП), що розрізняються насамперед за вологості.

Переміщуючись з району формування в інші райони, повітряна маса під впливом підсилюючої поверхні поступово змінює свої властивості - трансформується.

7.3. Атмосферні фронти

Між повітряними масами, що зближаються, виникають поверхні, що характеризуються різкими змінами метеорологічних елементів які називаються фронтальними поверхнями або атмосферними фронтами. Від перетинання фронтальної поверхні з поверхнею Землі утворюється лінія атмосферного фронту.

Холодне повітря завжди розташоване під фронтальною поверхнею, теплий — над нею.

Фронти, що розділяють основні повітряні маси, називаються головними (кліматичними) фронтами. Всі фронти безупинно переміщаються і змінюються.

 

Рис.1. Схема атмосферного фронту

 

Теплий фронт переміщається убік холодного повітря, тому що більш активною в цьому випадку виявляється тепла повітряна маса. Тепле повітря натікає на відступаюче холодне, спокійно піднімаючись нагору до площини розділу (висхідне ковзання), і адіабатично охолоджується. Формуються типові хмарні системи у передній частині теплого фронту рухаються перисті хмари, потім перисто-шаруваті, високо-шаруваті і, нарешті, шарувато-дощові, що дають облогові опади. Ширина смуги опадів може досягати кілька сотень кілометрів.

 

 

Рис.2. Теплий фронт Рис.3. Холодний фронт

Холодний фронт переміщується убік теплого повітря і приносить похолодання. Холодне повітря рухається швидше теплого, підтікаючи під нього і виштовхуючи нагору. При цьому відбувається інтенсивне утворення хмар, особливо хмар вертикального розвитку. З'являються купчасто-дощові хмари, що дають зливові опади, у тому числі і град. Улітку нерідко виникають грози і шквали.

При змиканні теплого і холодного фронтів утворюється складний фронт — фронт оклюзії. Змикання фронтів відбувається тому, що холодний фронт, пересуваючись швидше теплого, може наздогнати його.