aerul din jurul nostru este în continuă mișcare-SRI, să ne simțim ca vântul.
Afluxul de energie solară, eterogenitatea suprafeței de bază, rotația Pământului în jurul axei - sunt principalul factor de apariție a debitului de aer Tori - a circulației generale a atmosferei. Cum de intrare solar Ener-OgY este transformată în energie cinetică a masei de aer? Această problemă este una dintre cele mai importante în domeniul meteorologiei. Soluția lui teorie-reticheskoe a permis de a găsi modele de procese atmosferice pe scară largă și, astfel, ne-pass pentru a le prevedea și în cele din urmă la crearea unei metode științifice solide de prognoze meteo de rază lungă. Pentru a re-sheniyu această sarcină dificilă implicate în ecuațiile de termo-dinamică și hidrodinamică în forma aplicabilă la condițiile atmosferice.
Soluția problemei asociată cu durerea-până dificultăți Șimi. Cu toate acestea, în ultimii 20 de ani, în decizia sa realizat succese notabile. Calculând semi-Chenoa aproape de distribuția temperaturii reale și zona a vântului de pe glob.
Dar, revenind la problema cauzelor traficului aerian.
Sub influența factorilor de mai sus de pe Pământ tam-tam-pocăiește distribuția inegală a presiunii aerului. Astfel, ca urmare a circulației câmpului presiunii atmosferice și următoarea-sequently, iar fluxul de aer experimentat continuu-neniya măsurabilă.
Din regiunile de aer de înaltă presiune are loc în spațiul de scurgere cu o presiune mai scăzută. aer continuă ejectie, atâta timp cât dispare apărut diferența de presiune. Vector care caracterizează gradul de schimbare a presiunii atmosferice atunci când da spațiu numit gradient de presiune.
Gradientul de presiune este o modificare de presiune pe unitatea de distanță. De-a lungul ultimului primit 1 ° meridian (111.1 km). Cu cât este mai gradientul de presiune, cu atât mai mare viteza vântului. Gradientul de presiune este dirijat de-a lungul normal a high press-TION a scăzut.
În Uniunea Sovietică, viteza vântului este definită în metri pe secundă (m / s) în kilometri pe oră (km / h). Forța vântului marina este măsurată pe o scară de la scara dvenadtsatiballnoy. În unele țări străine, viteza vântului este definită ca în mile pe oră. Pentru transferul de viteza vântului m / sec în km / h și la puncte în m / sec sunt prezentate în tabelul. 17 și 18.
Distribuția inegală a presiunii atât pe scară largă și mici prin acțiunea forțelor generate de conversia termică a energiei solare în fluxul de aer.
Încălzirea și răcirea aerului în straturile inferioare ale Atmo-sferei sunt derivate din suprafața pământului. Când este încălzit, OMS-spirit se extinde și se ridică. În locul său vine de aer mai rece. Având în vedere că gradul de încălzire top-suprafața pământului, și astfel aerul este diferit în puncte situate nu numai la distanțe mari unul de altul, dar, de asemenea, la distanțe mici, procesul de încălzire și vă stantare mase de aer cald la rece se produce continuu ously și universal .
Fiecare din aerul am observat apariția mișcării la deschiderea ușilor exterioare, în timpul iernii, când cald spațiilor comerciale schenie de aer rece și își rupe aerul cald în partea superioară lasă deschisă ușa camerei spre exterior. Oche-evident că cauza acestui fenomen este diferența dintre temperatura aerului în cameră încălzită și temperatura exterioară.
Condițiile care duc la curenții de aer, elementar poate fi reprezentat după cum urmează.
Să presupunem că, în zonele adiacente a și b a apei și P0 presiune de suprafață de teren și Ps la o anumită înălțime; temperatura medie a stratului de aer dintre aceste suprafețe este T2 și T1 al apei asupra terenului. Schematic mase de aer de distribuție diviziune în planul vertical al acestor suprafețe pot fi reprezentate așa cum se arată în Fig. 24.
Apariția debitului de aer atunci când o diferență de temperatură
Să presupunem că, la momentul inițial, în domenii conexe Set-TION deține uniformitatea termică a aerului, adică. E., T1 = T2 și în care atât presiunea aerului la suprafață și la aceeași altitudine. Aceasta înseamnă că suprafața cu aceeași presiune, sau, așa cum sunt numite, suprafețe izobare coincid cu planul orizontal, așa cum se arată în Schema 1 (fig. 24). În acest caz, masele de aer sunt în repaus. Pentru tulburare opțional necesar ca aerul de deasupra regiunii unui (peste apă-Stu), a început să se răcească. După o anumită perioadă de BPE-Menie T2 temperatura sa medie este sub temperatura T1 utilizate în domeniile conexe (peste teren). Aerul de răcire este înfățișată îndoire linii punctate, adică. e. izoliniilor temperaturii în jos. Firește, în timp inițial NAI mai marcată de răcire în stratul de suprafață; scade cu înălțimea. Deoarece aerul de răcire asupra zonei și va crește densitatea, astfel încât beneficiul de a da suprafață izobară la nivelul superior Pe scade cantitatea indicată de săgeata în Schema 2 (fig. 24).
Acest lucru este de înțeles, deoarece în legătură cu răcire aceeași cantitate de presiune la suprafața mai sus aripioarele aerul și aerul va fi determinat înălțimea mai mică decât după regiunile b nu au fost supuse răcirii. Într-o presiune a aerului rece și dens scade cu altitudinea mai repede decât căldură. Prin urmare, peste zona unui ponei zyatsya alte suprafețe izobare. Curbare acestea sus-jos suprafață mijloace care au apărut gradient de presiune orizontală altitudinile-lea la, astfel încât masa aerului din regiunile calde graba utilizate în regiunea de răcire a. Schema 3 (fig. 24) este determinat fluxul de aer este indicat prin săgeți.
Ca urmare a introducerii noilor mase altitudinea de aer la o creștere a presiunii la nivelul inferior și ca-încă Zano în Schema 3 (Fig. 24), suprafața izobară curbată în sus.
Aceasta indică apariția gradientului de presiune orizontal dirijat din zona de presiune mai mare și în lateral, adică. E. În zona b. Astfel, procesul de reducere a suprafețelor izobare însoțite de aer la altitudini pătrunderea și răspândirea-l în stratul inferior, tam-tam-căiește împreună cu apariția de diferențe de temperatură orizontale ale maselor de aer adiacente.
schema de elementar Prezent permite să-și imagineze modul în care există curenți de aer. Rețineți că Nez-pendent de amploarea procesului în care sunt create condițiile pentru Via-apariția gradientului de presiune orizontală apar fluxul de aer tinde să distrugă neuniformității câmpurilor și a presiunii de temperatură.
Cine a fost uitam de vremea de pe plajă, el știe că, în vara pe o vreme senină și calmă, direcția vântului și zi, dar cineva diferit. În timpul zilei este de obicei un frumos briza proaspătă sufla dinspre mare spre mal, pe timp de noapte, dimpotrivă, vântul a trimis de la malul mării. Această caracteristică a vântului de pe coasta se datorează încălzirii vitezei de timp lichiem și aerul de răcire peste sous-gâturile și mare. Ziua a suprafeței de teren, și, prin urmare, atunci când piciorul-a straturilor sale de aer se încălzește mai repede decât marea, și aerul de deasupra. Prin urmare, se creează o diferență între runde mase de aer tempera-mare și pe uscat.
Aerul asupra terenului ca mai cald și relativ ușor, este ridicat, iar în locul ei direcționează aerul rece mai-TION de la mare. Noaptea, dimpotrivă, aerul de deasupra terenului COOL-dat mai repede decât peste apă caldă. De aceea, aerul se deplaseaza de la malul mării, să ia locul aerului în creștere este mai cald.
La o anumită înălțime creează un flux de aer, plata la nivelul celor care sunt observate la suprafață. Astfel de vânturi sunt observate pe malul mărilor și lacuri, numite adieri.
Brize, fiind vânturile locale, nu au o mare putere. Fig. 25 prezintă schematic mișcarea maselor de aer, zi și noapte. După cum se vede în figură, în după-amiaza fluxul de aer este direcționat către fundul mării. Înălțimea acestui flux este mic, doar câteva sute de metri. Potrivit cercetării de către AP-Tsova Raven et al. Pe coasta Mării Negre din Caucaz asupra fluxului briza la înălțimea de 1,5-2,0 km există un flux direcționat în direcția opusă. Noaptea, în partea de jos și direcția sus-Lenie de mișcare este inversată. Deasupra nivelului de direcția vântului briza de circulație și viteza sunt determinate de pro-cesiunii pe o scară mai mare.
Când procesele atmosferice intense care însoțesc-schihsya puternic circulația vânturi briza ca mai slabă circulație absorbită la scară mai mare.
La fel ca briza marii, există vânturi de munte-vale. Pe parcursul zilei au trimis la vale pe pantele muntelui, iar noaptea, dimpotrivă - de la munte la vale. Acest lucru este cauzat de încălzire și răcire de munți și văi inegale-vym. aer zi peste versanți, fiind încălzită are o temperatură mai mare decât aerul la aceleași înălțimi deasupra văii. În aer de mai sus pante, fiind mai ușoare, se ridică, iar aerul se deplaseaza din văile la pantele munților. Noaptea, dimpotrivă, pantele muntelui sunt răcite mai mult decât aerul de deasupra pre-Lins. De aceea, aerul mai rece de la munte se varsă în văi.
La mijlocul lunii latitudine vânturile de munte-vale sunt observate în timpul verii pe vreme calmă la o înălțime de 1-3 km. Viteza lor este de obicei mai mică de 3-5 m / s. Cu toate acestea, în cazuri rare, când dl definit topografie și de condițiile atmosferice, rata de munte-vale a vântului poate ajunge la 6 m / sec sau mai mult. Când vremea rea, vânturile de munte-vale sunt observate ca acestea Naru-shayutsya circulația atmosferică pe o scară mai mare.
Conform observațiilor lui X. Hrgiana în Tseyskoe Cheile (Caucazul de Nord-ny) vale, în vânt de vară vine în jurul valorii de 7:00. Cea mai mare viteză a vântului atinge o vale aproximativ 15 ore, la o înălțime de 2 m este egal cu 2 m / sec și la o înălțime de 50 m - 4,2 m / sec. Vertical vale de vânt în defileul râului Tseyskoe? -Uted cu o medie de 1,1 km. Peste acest nivel, vântul inversează direcția. La o altitudine de viteza vântului 2 km este de 1,5 m / sec.