31. Вычисление трансляционных и трансформационных изменений метеорологических величин.

Изменение давления воздуха на станции (локальное изменение давления) определя­ется горизонтальным переносом барических систем {трансляционные изменения) и их эволюцией (эволюционные изменения).

Для изменений давления воздуха можем записать

Для примера рассмотрим изменение давления в точке А под влиянием эволюции и трансляции (рис. 9.3)

.

Пусть циклон без изменения давления в центре сместился за время бt из положения t₁ и в положение t₂ {рис. 9.3а). Эволюционные изменения давления при этом равны нулю. Но давление в т. А изменилось и за время бt =t₂— t₁ составило 10 гПа. Эти изменения дав­ления в т. А — чисто трансляционные.

Пусть давление на первой замкнутой изобаре циклона в начальный момент време­ни составляло 985 гПа, на последней — 995 гПа. Циклон, не изменяя своего положения, за время бt заполнился на 10 гПа (рис. 9.36). Давление на последней замкнутой изобаре через бt изменилось и составило 1005 гПа, на первой — 995 гПА. В точке А давление понизилось на 10 гПа — до 995 гПа. Такое изменение давления является чисто эволюционным.

На картах погоды характеристикой локальною изменения давления воздуха являются барические тенденции (изменение давления за последние 3 часа), поэтому их можно рассматривать, как сумму трансляционных и эволюционных изменений давления.

31. Изменение ветра с высотой. Вычисление термического ветра

Приземный слой атмосферы до высоты около 30 м характеризуется возрастанием с высотой коэффициента турбулентного обмена. В этом слое направление ветра с высотой практически не меняется, а скорость быстро возрастает. В пограничном слое выше приземного подслоя коэффициент турбулентного обмена мало меняется с высотой. Здесь скорость продолжает возрастать, причем ветер поворачивает в сев. Полушарии вправо, а в юж. – влево до тех пор, пока не будет направлен по касательной к изобаре, т.е. не достигнет значений градиентного ветра. Высота, начиная с которой ветер приближенно можно считать геострофическим, составляет около 1 км. При ослабленном турбулентном обмене влияние приземного трения распространяется до меньшей высоты (0,3-0,4 км), при сильном – до большей(1,5-2,0 км). Если из одного и того же начала координат отложить векторы ветра на различных высотах z пограничного слоя и соединить концы этих векторов, то получится кривая линия, известная под названием спирали Экмана. В свободной атмосфере, т. е. над пограничным слоем, изменения ветра с высотой могут иметь различный характер в зависимости от особенностей изменений барического поля с высотой. При этом на каждом уровне ветер в среднем близок к геострофическому, т. е. его направление близко к направлению изогипс на картах AT этого уровня, а скорость прямо пропорциональна их густоте. Имеется определенная связь между изменениями ветра с высотой и адвекцией температуры, а именно: в северном полушарии области адвекции тепла соответствует правый поворот ветра с высотой, а области адвекции холода — левый. В южном полушарии — обратное соотношение. Термический ветер V_T – это приращение вектора геострофического ветра при переходе с нижнего уровня Н₁ на верхний Н₂, т.е. V_T=V₂-V₁. Для термического ветра горизонтальный градиент средней температуры слоя играет такую же роль, как барический

градиент для геострофического ветра. Это означает, что термический ветер направлен по изотерме таким образом, что в северном полуша­рии область более низких температур располагается слева, а более высоких — справа, если смотреть по направлению термического ветра. Во всех случаях вектор ветра на верхнем уровне приближается к вектору термического ветра. Причина заключается в том, что с высотой центр области низкого давления приближается к центру области холода, а центр области высокого давления — к центру области тепла, причем изогипсы на картах AT приближаются по на­правлению к изотермам.

Наиболее часто термический ветер вычисляется в слое между изобарическими поверхностями 500 н 1000 мбар по карте OT⁵⁰⁰₁₀₀₀.Изогипсы на этой карте, проведенные через 4 гп. дам, как известно эквивалентны изотермам средней температуры слоя, проведенным через 2° С.

Направление термического ветра на карте ОТ⁵⁰⁰₁₀₀₀ определяется как касательная к изогипсе аналогично направлению V_g на картах AT.

Скорость термического ветра можно определить с помощью обыч­ной градиентной линейки.