Чому виникає рух повітря, повітряна оболонка землі, collectedpapers

Навколишній нас повітря знаходиться в безперервному руху-ванні, відчувається нами як вітер.
Приплив сонячної енергії, неоднорідність підстильної поверхні, обертання Землі навколо осі - ось головні фак-тори виникнення повітряних течій - загальної циркуляції атмосфери. Яким же чином надходить сонячна енер-гія перетворюється в енергію руху повітряних мас? Це питання є одним з основних в метеорології. Його тео-ретические рішення дозволило б знайти закономірності великомасштабних атмосферних процесів і тим самим пе-Рейт до прогнозу їх і в кінцевому підсумку до створення науково обґрунтованого методу довгострокових прогнозів погоди. До ре-шення цього складного завдання залучаються рівняння термо-динаміки і гідродинаміки в формі, яка застосовується до умов атмосфери.
Рішення даної задачі пов'язане поки з біль-шими труднощами. І все ж за останні 20 років в її вирішенні досягнуті помітні успіхи. За допомогою обчислень напів-чено близьке до дійсного розподіл температури і зонального вітру на земній кулі.
Повернемося, однак, до питання про причини руху повітря.
Під дією вищезазначених факторів на Землі метушні-кає неоднаковий розподіл тиску повітря. При цьому в результаті атмосферної циркуляції поле тиску, а следо-вательно, і повітряні течії відчувають безперервні изме-нения.
З областей високого тиску відбувається відтік повітря в місця з більш низьким тиском. Відтік повітря триває до тих пір, поки не зникає виникла різниця тиску. Вектор, що характеризує ступінь зміни атмосферного так-тичних в просторі, називається баричним градієнтом.
Баричний градієнт дорівнює зміні тиску на одиницю відстані. За останню прийнятий 1 ° меридіана (111,1 км). Чим більше баричний градієнт, тим більше швидкість вітру. Баричний градієнт спрямований по нормалі від високого тиску-ня до низького.
У Радянському Союзі швидкість вітру визначається в метрах в секунду (м / сек) і в кілометрах в годину (км / год). У морському флоті сила вітру вимірюється в балах за дванадцятибальною шкалою. У ряді зарубіжних країн швидкість вітру визначається також в милях на годину. Для перекладу швидкості вітру з м / сек в км / год і з балів в м / сек наводяться в табл. 17 і 18.

Неоднаковий розподіл тиску у великих і малих масштабах визначається дією сил, що виникають при перетворенні теплової енергії Сонця в енергію руху повітря.
Нагрівання і охолодження повітря в нижніх шарах атмо-сфери походять від поверхні землі. При нагріванні воз-дух розширюється і піднімається вгору. На його місце приходить більш холодне повітря. Так як ступінь нагрівання поверх-ності землі, а відповідно і повітря різна в точках, розташованих не тільки на великих відстанях один від одного, але і на малих відстанях, то процес нагрівання і ви-тиснення теплих мас повітря холодними відбувається неодмінно-ривно і повсюдно .
Кожен з нас спостерігав виникнення руху повітря при відкриванні зовнішніх дверей взимку, коли в тепле примі-щення вривається холодне повітря, а тепле повітря у верхній частині відкритих дверей виходить з приміщення назовні. Оче-видно, що причиною цього явища служить різниця між температурою повітря в опалювальному приміщенні і температурою зовнішнього повітря.
Умови, що призводять до виникнення повітряних течій, елементарно можна представити таким чином.
Припустимо, що в суміжних областях а й б над водою і сушею тиск у поверхні Р0, а на деякій висоті Рм; середня температура шару повітря між цими поверхнями дорівнює Т2 над водою і Т1 над сушею. Схематично розбраті-поділ мас повітря у вертикальній площині над цими поверхнями можна змалювати таку картину, як показано на рис. 24.

Виникнення руху повітря при появі різниці температур

Припустимо, що в початковий момент часу в зазначений-них суміжних областях має місце термічна однорідність повітря, т. Е. Т1 = Т2 і при цьому тиск повітря як у поверхні землі, так і на висотах однаково. Це означає, що поверхні з однаковим тиском, або, як називають їх, ізобаричної поверхні, збігаються з горизонтальними площинами, як показано на схемі 1 (рис. 24). В цьому випадку маси повітря знаходяться в спокої. Для порушення спокою необ-ходимо, щоб повітря над областю а (над водною поверхно-стю) почав охолоджуватися. Через деякий проміжок ча-мени середня його температура Т2 виявиться нижче температури повітря Т1 в суміжних областях б (над сушею). Охолодження повітря зображено вигином пунктирних ліній, т. Е. Изолиний температури, донизу. Природно, що в початковий момент най-більше охолодження відзначається в приземному шарі; з висотою воно зменшується. Внаслідок охолодження повітря над областю а відбудеться збільшення його щільності, благо-даруючи чому ізобаричної поверхні на верхньому рівні Рм знизиться на величину, зазначену стрілкою на схемі 2 (рис. 24).
Це і зрозуміло, так як в зв'язку з охолодженням повітря одна і та ж величина тиску у поверхні землі над про-областю а буде визначатися стовпом повітря меншої висоти, ніж над областями б, що не зазнали охолодженню. У більш холодному і щільному повітрі тиск з висотою знижується швидше, ніж в теплому. Відповідно над областю а поні-зятся і інші ізобаричної поверхні. Вигин цих поверх-ностей донизу означає, що на висотах з'явився горизонталь-ний градієнт тиску, внаслідок якого маси повітря з теплих областей б кинуться в область охолодження а. На схемі 3 (рис. 24) виникли повітряні течії вказані стрілками.
В результаті надходження на висоті нових мас повітря в область а тиск на нижньому рівні підвищиться і, як поки-зано на схемі 3 (рис. 24), ізобаричної поверхні вигнута догори.
Це вказує на виникнення горизонтального градієнта тиску, спрямованого з області підвищеного тиску а в сторони, т. Е. В області б. Таким чином, процес зниження изобарических поверхонь, що супроводжується втеканія повітря на висотах і розтікання його в нижньому шарі, метушні-кає разом з появою горизонтальних різниць температур поруч розташованих мас повітря.
Наведена елементарна схема дозволяє уявити, як виникають повітряні течії. Слід зауважити, що неза-лежно від масштабів цього процесу там, де створюються усло-вия для виникнення горизонтального градієнта тиску, з'являються повітряні течії, які прагнуть знищити НЕ-однорідність полів температури і тиску.
Хто спостерігав за погодою на березі моря, той знає, що влітку в ясну і тиху погоду напрямок вітру вдень і но-чию різні. Днем зазвичай приємний свіжий вітер дме з моря на берег, вночі, навпаки, вітер спрямований з берега на море. Ця особливість вітру на морському узбережжі пояснюється раз-наявністю в швидкості нагрівання та охолодження повітря над су-шей і морем. Днем поверхню суші, а отже, і при-Лега до неї шари повітря нагріваються швидше, ніж море і повітря над ним. Тому створюється різниця між темпера-турами мас повітря над сушею і морем.
Повітря над сушею, як більш теплий і відносно легкий, піднімається вгору, а на його місце спрямовується понад холод-ний повітря з моря. Вночі, навпаки, повітря над сушею охлаж-дається швидше, ніж над теплою водою. Тому повітря з берега спрямовується на море, щоб зайняти місце піднімається тут більш теплого повітря.
На деякій висоті створюються повітряні течії, обрат-ні тим, які спостерігаються у поверхні землі. Такі вітри, що спостерігаються на берегах морів і озер, називають бризом.
Брізи, будучи місцевими вітрами, не володіють великою силою. На рис. 25 схематично зображено рух мас повітря вдень і вночі. Як видно на малюнку, вдень потік повітря внизу спрямований з моря. Висота цього потоку невелика, всього кілька сотень метрів. За дослідженнями П. А. Ворон-цова і ін. На Чорноморському узбережжі Кавказу над Бризовая потоком на висоті 1,5-2,0 км виникає потік, спрямований у протилежний бік. Вночі внизу і нагорі направ-ня руху змінюється на протилежне. Вище рівня бризової циркуляції напрямок і швидкість вітру визначаються про-процесами більшого масштабу.

При інтенсивних атмосферних процесах, супроводжую-трудящих сильними вітрами, Бризовая циркуляція, як менш слабка, поглинається циркуляцією більшого масштабу.
Подібно морському бризу, виникають гірничо-долинні вітри. Вдень вони спрямовані з долини вгору по гірських схилах, а вночі, навпаки, - з гір в долини. Це викликано неоднаковим-вим нагріванням і охолодженням гір і долин. Вдень повітря над гірськими схилами, нагріваючись, має більш високу температуру, ніж повітря на тих же висотах над долиною. По-цьому повітря над схилами, як більш легкий, піднімається вгору, а повітря з боку долин спрямовується на схили гір. Вночі, навпаки, схили гір охолоджуються більше, ніж повітря над до-лінамі. Тому більш холодне повітря з гір спрямовується в долини.
У середніх широтах гірничо-долинні вітри спостерігаються влітку при тихій погоді до висоти 1-3 км. Швидкість їх зазвичай не перевищує 3-5 м / сек. Але в окремих випадках, при визначений-ном рельєфі і стан атмосфери, швидкість гірничо-долинного вітру може досягати 6 м / сек і більше. При похмурої погоди гірничо-долинні вітри не спостерігається, так як вони нару-шаются циркуляцією атмосфери більшого масштабу.
За спостереженнями А. X. Хргіана, в Цейській ущелині (Північ-ний Кавказ) долинний вітер влітку з'являється близько 7 год. Найбільшою швидкості долинний вітер сягає близько 15 год, причому на висоті 2 м вона дорівнює 2 м / сек, а на висоті 50 м - 4,2 м / сек. По вертикалі долинний вітер в Цейській ущелині р? З-ється в середньому до 1,1 км. Вище цього рівня вітер змінює напрямок на протилежне. На висоті 2 км швидкість вітру дорівнює 1,5 м / сек.