Почему возникает движение воздуха

Окружающий нас воздух находится в непрерывном движе­нии, ощущаемом нами как ветер. Приток солнечной энергии, неоднородность подстилающей поверхности, вращение Земли вокруг оси — вот главные фак­торы возникновения воздушных течений — общей циркуляции атмосферы. Каким же образом поступающая солнечная энер­гия превращается в энергию движения воздушных масс? Этот вопрос является одним из основных в метеорологии. Его тео­ретическое решение позволило бы найти закономерности крупномасштабных атмосферных процессов и тем самым пе­рейти к прогнозу их и в конечном итоге к созданию научно обоснованного метода долгосрочных прогнозов погоды. К ре­шению этой сложной задачи привлекаются уравнения термо­динамики и гидродинамики в форме, применимой к условиям атмосферы. Решение рассматриваемой задачи сопряжено пока с боль­шими трудностями. И все же за последние 20 лет в ее решении достигнуты заметные успехи. Посредством вычислений полу­чено близкое к действительному распределение температуры и зонального ветра на земном шаре. Возвратимся, однако, к вопросу о причинах движения воздуха. Под действием вышеупомянутых факторов на Земле возни­кает неодинаковое распределение давления воздуха. При этом в результате атмосферной циркуляции поле давления, а следо­вательно, и воздушные течения испытывают непрерывные изме­нения. Из областей высокого давления происходит отток воздуха в места с более низким давлением. Отток воздуха продолжается до тех пор, пока не исчезает возникшая разность давления. Вектор, характеризующий степень изменения атмосферного да­вления в пространстве, называется барическим градиентом. Барический градиент равен изменению давления на единицу расстояния. За последнюю принят 1° меридиана (111,1 км). Чем больше барический градиент, тем больше скорость ветра. Барический градиент направлен по нормали от высокого давле­ния к низкому. В Советском Союзе скорость ветра определяется в метрах в секунду (м/сек) и в километрах в час (км/час). В морском флоте сила ветра измеряется в баллах по двенадцатибалльной шкале. В ряде зарубежных стран скорость ветра определяется также в милях в час. Для перевода скорости ветра из м/сек в км/час и из баллов в м/сек приводятся в табл. 17 и 18.

Неодинаковое распределение давления в больших и малых масштабах определяется действием сил, возникающих при превращении тепловой энергии Солнца в энергию движения воздуха. Нагревание и охлаждение воздуха в нижних слоях атмо­сферы происходят от поверхности земли. При нагревании воз­дух расширяется и поднимается вверх. На его место приходит более холодный воздух. Так как степень нагревания поверх­ности земли, а соответственно и воздуха различна в точках, расположенных не только на больших расстояниях друг от друга, но и на малых расстояниях, то процесс нагревания и вы­теснения теплых масс воздуха холодными происходит непре­рывно и повсеместно. Каждый из нас наблюдал возникновение движения воздуха при открывании наружной двери зимой, когда в теплое поме­щение врывается холодный воздух, а теплый воздух в верхней части открытой двери выходит из помещения наружу. Оче­видно, что причиной этого явления служит разность между температурой воздуха в отапливаемом помещении и температурой наружного воздуха. Условия, приводящие к возникновению воздушных течений, элементарно можно представить следующим образом. Предположим, что в смежных областях а и б над водой и сушей давление у поверхности Р0, а на некоторой высоте Рв; средняя температура слоя воздуха между этими поверхностями равна Т2 над водой и Т1 над сушей. Схематически распре­деление масс воздуха в вертикальной плоскости над этими поверхностями можно представить так, как показано на рис. 24.

Возникновение движения воздуха при появлении разности температур

Предположим, что в начальный момент времени в указан­ных смежных областях имеет место термическая однородность воздуха, т. е. Т1 = Т2 и при этом давление воздуха как у поверхности земли, так и на высотах одинаково. Это означает, что поверхности с одинаковым давлением, или, как называют их, изобарические поверхности, совпадают с горизонтальными плоскостями, как показано на схеме 1 (рис. 24). В этом случае массы воздуха находятся в покое. Для нарушения покоя необ­ходимо, чтобы воздух над областью а (над водной поверхно­стью) начал охлаждаться. Через некоторый промежуток вре­мени средняя его температура Т2 окажется ниже температуры воздуха Т1 в смежных областях б (над сушей). Охлаждение воздуха изображено изгибом пунктирных линий, т. е. изолиний температуры, книзу. Естественно, что в начальный момент наи­большее охлаждение отмечается в приземном слое; с высотой оно уменьшается. Вследствие охлаждения воздуха над областью а произойдет увеличение его плотности, благо­даря чему изобарическая поверхность на верхнем уровне Рв понизится на величину, указанную стрелкой на схеме 2 (рис. 24). Это и понятно, так как в связи с охлаждением воздуха одна и та же величина давления у поверхности земли над об­ластью а будет определяться столбом воздуха меньшей высоты, чем над областями б, не подвергшимися охлаждению. В более холодном и плотном воздухе давление с высотой понижается быстрее, чем в теплом. Соответственно над областью а пони­зятся и другие изобарические поверхности. Изгиб этих поверх­ностей книзу означает, что на высотах появился горизонталь­ный градиент давления, вследствие которого массы воздуха из теплых областей б устремятся в область охлаждения а. На схеме 3 (рис. 24) возникшие воздушные течения указаны стрелками. В результате поступления на высоте новых масс воздуха в область а давление на нижнем уровне повысится и, как пока­зано на схеме 3 (рис. 24), изобарические поверхности изогнутся кверху. Это указывает на возникновение горизонтального градиента давления, направленного из области повышенного давления а в стороны, т. е. в области б. Таким образом, процесс понижения изобарических поверхностей, сопровождающийся втеканием воздуха на высотах и растеканием его в нижнем слое, возни­кает вместе с появлением горизонтальных разностей температур рядом расположенных масс воздуха. Приведенная элементарная схема позволяет представить, как возникают воздушные течения. Следует заметить, что неза­висимо от масштабов этого процесса там, где создаются усло­вия для возникновения горизонтального градиента давления, появляются воздушные течения, стремящиеся уничтожить не­однородность полей температуры и давления. Кто наблюдал за погодой на берегу моря, тот знает, что летом в ясную и тихую погоду направление ветра днем и но­чью различны. Днем обычно приятный свежий ветер дует с моря на берег, ночью, наоборот, ветер направлен с берега на море. Эта особенность ветра на морском побережье объясняется раз­личием в скорости нагревания и охлаждения воздуха над су­шей и морем. Днем поверхность суши, а следовательно, и при­легающие к ней слои воздуха нагреваются быстрее, чем море и воздух над ним. Поэтому создается разность между темпера­турами масс воздуха над сушей и морем. Воздух над сушей, как более теплый и относительно легкий, поднимается вверх, а на его место устремляется более холод­ный воздух с моря. Ночью, наоборот, воздух над сушей охлаж­дается быстрее, чем над теплой водой. Поэтому воздух с берега устремляется на море, чтобы занять место поднимающегося здесь более теплого воздуха. На некоторой высоте создаются воздушные течения, обрат­ные тем, какие наблюдаются у поверхности земли. Такие ветры, наблюдающиеся на берегах морей и озер, называют бризами. Бризы, являясь местными ветрами, не обладают большой силой. На рис. 25 схематически изображено движение масс воздуха днем и ночью. Как видно на рисунке, днем поток воздуха внизу направлен с моря. Высота этого потока небольшая, всего несколько сотен метров. По исследованиям П. А. Ворон­цова и др., на Черноморском побережье Кавказа над бризовым потоком на высоте 1,5—2,0 км возникает поток, направленный в противоположную сторону. Ночью внизу и наверху направ­ление движения меняется на обратное. Выше уровня бризовой циркуляции направление и скорость ветра определяются про­цессами более крупного масштаба.

При интенсивных атмосферных процессах, сопровождаю­щихся сильными ветрами, бризовая циркуляция, как менее слабая, поглощается циркуляцией большего масштаба. Подобно морскому бризу, возникают горно-долинные ветры. Днем они направлены из долины вверх по горным склонам, а ночью, наоборот, — с гор в долины. Это вызвано неодинако­вым нагреванием и охлаждением гор и долин. Днем воздух над горными склонами, нагреваясь, имеет более высокую температуру, чем воздух на тех же высотах над долиной. По­этому воздух над склонами, как более легкий, поднимается вверх, а воздух со стороны долин устремляется на склоны гор. Ночью, наоборот, склоны гор охлаждаются больше, чем воздух над до­линами. Поэтому более холодный воздух с гор устремляется в долины. В средних широтах горно-долинные ветры наблюдаются летом при тихой погоде до высоты 1—3 км. Скорость их обычно не превышает 3—5 м/сек. Но в редких случаях, при определен­ном рельефе и состоянии атмосферы, скорость горно-долинного ветра может достигать 6 м/сек и более. При ненастной погоде горно-долинные ветры не наблюдаются, так как они нару­шаются циркуляцией атмосферы более крупного масштаба. По наблюдениям А. X. Хргиана, в Цейском ущелье (Север­ный Кавказ) долинный ветер летом появляется около 7 час. Наибольшей скорости долинный ветер достигает около 15 час, причем на высоте 2 м она равна 2 м/сек, а на высоте 50 м — 4,2 м/сек. По вертикали долинный ветер в Цейском ущелье р?с-пространяется в среднем до 1,1 км. Выше этого уровня ветер меняет направление на обратное. На высоте 2 км скорость ветра равна 1,5 м/сек.