Конвекция ветра: Ветер как пример конвекции в природе

Содержание

Вертикальное строение атмосферы


Тропосфера

Её верхняя граница находится на высоте 8—10 км в полярных, 10—12 км в умеренных и 16—18 км в тропических широтах; зимой ниже, чем летом. Нижний, основной слой атмосферы содержит более 80 % всей массы атмосферного воздуха и около 90 % всего имеющегося в атмосфере водяного пара. В тропосфере сильно развиты турбулентность и конвекция, возникают облака, развиваются циклоны и антициклоны. Температура убывает с ростом высоты со средним вертикальным градиентом 0,65°/100 м

Тропопауза

Переходный слой от тропосферы к стратосфере, слой атмосферы, в котором прекращается снижение температуры с высотой.

Стратосфера

Слой атмосферы, располагающийся на высоте от 11 до 50 км. Характерно незначительное изменение температуры в слое 11—25 км (нижний слой стратосферы) и повышение её в слое 25—40 км от −56,5 до 0,8 °С (верхний слой стратосферы или область инверсии).

Достигнув на высоте около 40 км значения около 273 К (почти 0 °C), температура остаётся постоянной до высоты около 55 км. Эта область постоянной температуры называется стратопаузой и является границей между стратосферой и мезосферой.

Стратопауза

Пограничный слой атмосферы между стратосферой и мезосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место максимум (около 0 °C).

Мезосфера

Мезосфера начинается на высоте 50 км и простирается до 80—90 км. Температура с высотой понижается со средним вертикальным градиентом (0,25—0,3)°/100 м. Основным энергетическим процессом является лучистый теплообмен. Сложные фотохимические процессы с участием свободных радикалов, колебательно возбуждённых молекул и т. д. обусловливают свечение атмосферы.

Мезопауза

Переходный слой между мезосферой и термосферой. В вертикальном распределении температуры имеет место минимум (около —90 °C).

Линия Кармана

Высота над уровнем моря, которая условно принимается в качестве границы между атмосферой Земли и космосом. Линия Кармана находится на высоте 100 км над уровнем моря.

Граница атмосферы Земли

Принято считать, что граница атмосферы Земли и ионосферы находится на высоте 118 километров. Это показывает анализ параметров движения высокоэнергетических частиц, перемещающихся в атмосфере и ионосфере.

Термосфера

Верхний предел — около 800 км. Температура растёт до высот 200—300 км, где достигает значений порядка 1500 К, после чего остаётся почти постоянной до больших высот. Под действием ультрафиолетовой и рентгеновской солнечной радиации и космического излучения происходит ионизация воздуха («полярные сияния») — основные области ионосферы лежат внутри термосферы. На высотах свыше 300 км преобладает атомарный кислород. Верхний предел термосферы в значительной степени определяется текущей активностью Солнца. В периоды низкой активности происходит заметное уменьшение размеров этого слоя.

Термопауза

Область атмосферы прилегающая сверху к термосфере. В этой области поглощение солнечного излучения незначительно и температура фактически не меняется с высотой.

 

Экзосфера (сфера рассеяния)

 

Атмосферные слои до высоты 120 км

Экзосфера — зона рассеяния, внешняя часть термосферы, расположенная выше 700 км. Газ в экзосфере сильно разрежен, и отсюда идёт утечка его частиц в межпланетное пространство (диссипация).

До высоты 100 км атмосфера представляет собой гомогенную хорошо перемешанную смесь газов. В более высоких слоях распределение газов по высоте зависит от их молекулярных масс, концентрация более тяжёлых газов убывает быстрее по мере удаления от поверхности Земли. Вследствие уменьшения плотности газов температура понижается от 0 °C в стратосфере до −110 °C в мезосфере. Однако кинетическая энергия отдельных частиц на высотах 200—250 км соответствует температуре ~150 °C. Выше 200 км наблюдаются значительные флуктуации температуры и плотности газов во времени и пространстве.

На высоте около 2000—3500 км экзосфера постепенно переходит в так называемый ближнекосмический вакуум, который заполнен сильно разреженными частицами межпланетного газа, главным образом атомами водорода. Но этот газ представляет собой лишь часть межпланетного вещества. Другую часть составляют пылевидные час­тицы кометного и метеорного происхождения. Кроме чрезвычайно разреженных пылевидных частиц, в это пространство проникает электромагнитная и корпускулярная радиация солнечного и галактического происхождения.

На долю тропосферы приходится около 80 % массы атмосферы, на долю стратосферы — около 20 %; масса мезосферы — не более 0,3 %, термосферы — менее 0,05 % от общей массы атмосферы. На основании электрических свойств в атмосфере выделяют нейтросферу и ионосферу. В настоящее время считают, что атмосфера простирается до высоты 2000—3000 км.

В зависимости от состава газа в атмосфере выделяют гомосферу и гетеросферу. Гетеросфера — это область, где гравитация оказывает влияние на разделение газов, так как их перемешивание на такой высоте незначительно. Отсюда следует переменный состав гетеросферы. Ниже её лежит хорошо перемешанная, однородная по составу часть атмосферы, называемая гомосфера. Граница между этими слоями называется турбопаузой, она лежит на высоте около 120 км.

Формирование конвекционного потока лесного пожара

Под конвекцией понимаются движения отдельных масс внутри жидкости или газа, зависящие от разностей плотности (в атмосфере это возникает от разностей температуры) и приводящие к перемешиванию.

С конвекцией связан целый ряд атмосферных процессов. В теплое время года конвекция является тем механизмом, с помощью которого осуществляется обмен теплом, влагой и количеством движения между подстилающей поверхностью и свободной атмосферой; кроме того, конвективные движения способствуют переходу различных примесей из нижних слоев атмосферы в верхние, затем эти примеси разносятся ветром, как, например, это происходит с дымом в зоне лесных пожаров.

Конвекция проявляется в виде конвекционных потоков — т.

е. движений воздуха с большой вертикальной составляющей. Конвекционные потоки, образующиеся у поверхности земли, могут возникать спонтанно (без наличия источников тепла), в результате каких-либо начальных возмущений в поле температуры или ветра, и под влиянием источников тепла (термическая конвекция), нагревающих находящийся над ними воздух. Такими источниками тепла на земной поверхности являются: сильно прогревающиеся склоны гор, островки и берега рек, свежевспаханные участки земли, асфальтовые дороги, вырубки в лесу и т. д. Лесные пожары — наиболее мощные из перечисленных источников тепла, над которыми образуются конвекционные потоки. Температуры и скорости над такими источниками тепла значительно превышают температуры и скорости спонтанных струй.

Альбрехт определяет термическую конвекцию как вертикальное движение вверх больших воздушных масс под воздействием термической силы, создаваемой вследствие наличия в них более высоких температур, по сравнению с окружающим воздухом. Он делает вывод, что возникновение термической конвекции обычно имеет место при малых или умеренных скоростях ветра.

В ряде случаев над лесными пожарами, выделяющими большое количество тепла, возникают настолько мощные конвекционные потоки, что они способны увлекать тлеющие частицы лесного горючего материала на значительную высоту, откуда эти частицы разносятся ветром на различные расстояния. М. Я. Ройтман (1964) указывает, что мощность конвекционных потоков при горении древесных материалов может быть настолько велика, что в отдельных случаях они способны отрывать и перебрасывать конструктивные элементы зданий. Известно, что чем мощнее источник тепла, тем больше скорость и высота конвекционного потока, развивающегося над ним, и тем больше, следовательно, вероятность подъема горящих частиц. Однако какова бы ни была мощность источника тепла, горящие частицы могут быть подняты на значительную высоту лишь в том случае, если конвекционный поток не будет смят ветром.

Конвективное движение (в атмосфере)

В процессе развития конвективных движений аэрозоли переносятся из нижних слоев атмосферы в верхние, вовлекаются выше уровня конденсации в облака. В облаках происходит их абсорбция водяными каплями, т.е. внутриоблачное вымывание. Мелкие аэрозольные частицы диффундируют быстрее, чем крупные.[ …]

Движение воздушных масс может быть в виде их пассивного перемещения конвективной природы или в виде ветра — вследствие циклонической деятельности атмосферы Земли. В первом случае обеспечивается расселение спор, пыльцы, семян, микроорганизмов и мелких животных, которые имеют специальные для этого приспособления — анемохоры: очень мелкие размеры, парашютовидные придатки, и др. (рис. 2.8). Всю эту массу организмов называют аэропланктоном. Во втором случае ветер также переносит аэропланктон, но на значительно большие расстояния, при этом может перенести и загрязняющие вещества в новые зоны, и т. п.[ …]

Ночью в атмосфере встречается явление, которое имеет ряд общих свойств с инерционными колебаниями, изучавшимися ранее в этой главе. Оно называется ночным струйным течением и происходит ночью, в районах, удаленных от моря. Его основная причина рассмотрена в [68]. Течение возникает в том случае, когда вследствие нагрева поверхности пограничный слой оказывается достаточно высоким и перемешанным за счет конвективных движений. Ночью земля охлаждается и около нее формируется устойчивый слой, в котором «запираются» все эффекты сил трения. При этом расположенный выше инверсионный слой, который днем был частью пограничного слоя, в значительной степени освобождается от влияния трения (так как почти сразу после захода Солнца напряжение трения резко падает до нуля). В ответ на это ветер начинает осуществлять инерционное колебание, которое продолжается до наступления перемешивания на следующий день.[ …]

Земля в своем движении в межпланетном пространстве аа год пересекает объем космического пространства около 3-1016 м3. Исходя из плотностй вещества космического пространства можно оценить его количество, захватываемое атмосферой Земли. По Петерсону [17], это составляет 107т за год (данная оценка, возможно, завышена на порядок). Огромные массы аэрозоля и газов выносятся в атмосферу в процессе вулканической деятельности. Особенно важны с точки зрения оптики атмосферы крупные извержения, когда мощные ,массы пепла и газов выбрасываются не только в тропосферу, но и в стратосферу, чему -способствуют мощные конвективные потоки во время извержений. После извержения вулкана Кракатоа в 1883 г. в течение нескольких лет наблюдались необыкновенно красочные зори, создаваемые -аэрозольным слоем в стратосфере. По данным [12], на высокогорной обсерватории в Мауна-Лоа после извержения вулкана Агунг на острове Бали уменьшение солнечной радиации -достигло 1,5%, а на южном полюсе — даже 5,3%. Для восстановления средних величин инсоляции после извержения потребовалось 7 лет. Длительность восстановления нормального светового и цветового режима в атмосфере дает дополнительное подтверждение важности фотохимического процесса образования субмикронной фракции аэрозоля из вулканических газов, так как крупные твердые частицы выводятся из атмосферы значительно быстрее.[ …]

Итак, далее под конвективными потоками в турбулентной атмосфере мы будем понимать упорядоченный, в некоторой степени, поток по вертикали количества движения, тепла, водяного пара, возникающий при преобладающем влиянии сил плавучести. При положительной силе плавучести он будет направлен вверх, т.е. w > 0. Это соответствует условиям, когда атмосфера стратифицирована неустойчиво.[ …]

Приземный слой атмосферы отличается от слоев, расположенных над ним, максимальными вертикальными, а иногда и горизонтальными градиентами температуры и влажности. Он постоянно находится в турбулентном состоянии. Вследствие этого в нем наряду с конвективными фрмируются турбулентные потоки тепла, влаги и количества движения.[ …]

При практическом штиле в глазе бури, ярком солнечном сиянии либо Солнце, просвечивающем через перистые облака, состояние поверхности океана характеризуется громадной зыбью. Высота волн достигает десятка метров. Эта зыбь является следствием ураганных скоростей ветра за пределами глаза бури. Температура воздуха в глазе бури в свободной атмосфере значительно повышена, относительная влажность мала, стратификация атмосферы устойчивая. Это обусловлено адиабатическим нагреванием нисходящих движений в атмосфере в центре тропического циклона (см. рис. 5.18). Нисходящие движения в центральной части тропического циклона являются одним из элементов механизма формирования глаза бури. Л. Т. Матвеев убедительно, с позиций физики атмосферы, предполагает, что основным фактором прогревания центральной части тропических циклонов является большой приток явного тепла от поверхности океана к атмосфере. Вследствие сильного волнения водной поверхности площадь ее соприкосновения с атмосферой увеличивается в несколько раз по сравнению со штилевой поверхностью. Увеличивается при этом и толщина верхнего квазиоднородного слоя океана, участвующего в контактном теплообмене с атмосферой. По оценкам Л. Т. Матвеева, тепла, поступающего в атмосферу при ее взаимодействии с поверхностью океана и охлаждении верхнего 50-метрового слоя океана на 0,2°С, достаточно для повышения температуры воздуха в тропосфере на 4— 5°С. Поскольку это тепло поступает в приводном слое, в тропосфере возникают конвективные токи и тропосфера прогревается. Повышение температуры за счет притока явного тепла в поднимающемся воздухе не только компенсирует, по мнению Л. Т. Матвеева, охлаждение восходящих воздушных масс вследствие падения давления, не позволяя им достигнуть точки росы, но даже ведет к удалению от нее, т.е. испарению в атмосферном воздухе водяных капель и появлению в облаках просвета в виде глаза бури. Эта гипотеза заслуживает внимания, нуждается в проверке на модельных расчетах и вполне вероятно, на наш взгляд, может служить одним из вариантов интерпретации особенностей формирования такого интересного и сложного природного явления, каковым является тропический циклон.[ …]

Прежде всего эта гипотеза не в состоянии объяснить форму молнии и ее устойчивость при движении. Облако нейтрального газа не может сохраниться в таких условиях. Ссылки на опыты с горением, которые иногда приводят [3, с. 124], неубедительны, так как масштабы и условия, в которых проводились эти опыты, не соответствуют обстоятельствам наблюдения шаровой молнии. Последняя проходит сотни метров в неспокойной атмосфере, может проникать через узкие отверстия и щели, восстанавливая после этого свою форму, и сохраняется даже при взрыве, отскакивая в сторону и вновь принимая обычный вид. Очень трудно представить себе, что все это возможно только в силу «симметрии поля температур», как полагает Б. М. Смирнов [41]. Кстати, поле температур как раз не будет симметричным вследствие конвективных потоков, возникающих в поле силы тяжести. Ожидать же у среды с плотностью газа поверхностного натяжения можно только в том случае, если ее молекулы заряжены и взаимодействуют по закону Кулона.[ …]

Наиболее простым является метод влажно-конвективного при способления, предложенный Манабе и др. [31]. В этой схеме пара метризации предполагается, что конвекция возникает, если верти кальный градиент температуры превышает влажноадиабатнческий в воздух в слое становится насыщенным. В слоях с конвекцией пот температуры и влажности мгновенно приспосабливаются к влажно! адиабате с сохранением влажной статической энергии. Количества осадков определяется тем количеством влаги, которую пужШ изъять, чтобы относительная влажность не превышала 100% или несколько меньшего заданного порогового значения. Этот метод щ учитывает физические причины и природу конвективных движений что существенно ограничивает его возможности. В частности, метод влажно-конвективного приспособления совершенно исключает кон векцию в слоях атмосферы с температурной инверсией, что протш воречнт данным наблюдений.[ …]

Благодаря работам Я. Бьеркнесса, С. Петерсена и Н. С. Шишкина в практику анализа развития конвективных движений в атмосфере был введен и широко используется метод слоя.[ …]

Выше приземного слоя потоки явного и скрытого тепла обусловлены в основном упорядоченными вертикальными токами — конвекцией. Конвективные движения имеют существенно большие пространственные масштабы, чем турбулентные вихри, и, кроме того, для них может быть выявлена некоторая средняя скорость и?. При динамическом и тепловом взаимодействии приземного слоя атмосферы с твердой подстилающей поверхностью в приземном слое атмосферы формируются характерные профили скорости, температуры и влагосодержания.[ …]

Александр Михайлович Обухов всегда глубоко интересовался гидродинамикой самых различных природных объектов. В 1964 г. он предложил молодому кандидату наук (автору данной статьи) совместно с также молодым доктором физико-математических наук Василием Ивановичем Морозом подготовить обзор данных наблюдений движений в атмосферах других планет [1], высказав при этом мысль, неоднократно потом многими повторявшуюся, что знание атмосферной динамики на других планетах поможет нам лучше понять свою собственную планету Земля. Он неизменно поддерживал автора при разработке теории подобия циркуляции планетных атмосфер (см. [2]), живо интересовался конвективными процессами на Солнце. С 1983 г. в Институте физики атмосферы АН СССР начались систематические экспериментальные работы по изучению конвекции во вращающемся слое жидкости охлаждаемом сверху или подогреваемом снизу, проводимые Борисом Михайловичем Бубновым. Александр Михайлович внимательно следил за их развитием. В данной работе предлагается краткий обзор основных результатов этих и близких к ним работ и описаны их приложения к ряду природных объектов. [ …]

При осМ = 1 и (1—Л)/0 cos О 0 =209,4 Вт/м2 получается Та = = 283 К и Г(0) =261 К, т. е. у поверхности Земли получается скачок температуры в 22 К; в нижней тропосфере температура воздуха быстро падает с высотой (при столь неустойчивой стратификации должна развиваться конвекция, т. е. лучистое равновесие оказывается конвективно неустойчивым), а верхняя тропосфера и стратосфера здесь получаются изотермическими. В целом как вертикальные, так и широтные температурные контрасты в атмосфере при лучистом равновесии получаются заметно большими, чем реальные. Это означает, что вклад других механизмов теплообмена (главным образом, конвективного теплообмена, т. е. переноса явной и скрытой теплоты крупномасштабными и мелкомасштабными движениями воздуха) в атмосфере существен.[ …]

При решении практических задач вид уравнения (2.1) упрощается. Так, если ось х ориентирована по направлению средней скорости ветра, то у = 0. Вертикальные движения в атмосфере над горизонтальной однородной подстилающей поверхностью малы и практически можно принимать ш = 0 в случае легкой примеси, не имеющей собственной скорости перемещения. Если же рассматривается тяжелая примесь, постепенно оседающая, то ту представляет собой скорость осаждения (которая входит в уравнение со знаком минус). При наличии ветра можно пренебречь членом с , учитывающим диффузию по оси х, поскольку в этом направлении диффузионный поток примеси значительно меньше конвективного.[ …]

Полярные сияния различаются по форме свечения на небе, спектру свечения, продолжительности и характеру изменения его во времени [101—103], но во всех случаях они имеют одну и ту же природу. Начало полярным сияниям дают солнечные вспышки, в результате которых солнечная плазма выплескивается за пределы Солнца. Эти вспышки создаются за счет неустойчивостей солнечной плазмы в конвективной области движения и наблюдаются как эволюция солнечных пятен. При солнечной вспышке резко возрастает интенсивность солнечного ветра — потока плазмы, испускаемого Солнцем. Это приводит к изменению характера взаимодействия солнечного ветра с магнитным полем Земли и в конечном счете вызывает свечение атмосферы. Рассмотрим возникающие процессы более внимательно [103—105].[ …]

Рассеяние атмосферных загрязнителей связано, вообще говоря, с двумя основными характеристиками атмосферной циркуляции: средней скоростью ветра и атмосферной турбулентностью. Атмосферная турбулентность до сих пор недостаточно исследована. Турбулентность в атмосфере обычно включает флюктуации ветра, которые имеют частоту более 2 цикл/ч. Более важные флюктуации имеют частоты от 1 до 0,01 цикл/с. Атмосферная турбулентность является результатом двух процессов: а) нагревания атмосферы, в связи с чем образуются естественные конвективные потоки (dp/dz), и б) «механической» турбулентности, которая является результатом ветрового сдвига du/dz). Хотя оба эффекта обычно имеют место в любых данных атмосферных условиях, как правило, преобладают механическая или тепловая (конвективная) турбулентность. Тепловые вихри чаще возникают в солнечные дни, когда скорость ветра невысока, а температурный градиент существенно отрицателен. Период таких циклических флюктуаций будет порядка минут. С другой стороны, механические вихри преобладают в периоды безразличной устойчивости в ветреные ночи, и флюктуации ветра в этом случае имеют порядок секунд. Механическая турбулентность формируется в результате движения воздуха над земной поверхностью, и на нее оказывают влияние размещение зданий и относительная шероховатость местности.[ …]

Первичным источником энергии атмосферного тепла для Земли служит Солнце. Излучение Солнца эквивалентно излучению абсолютно черного тела с температурой около 6000°К с длиной волны 0,15-4 мкм. Поверхности Земли достигает малая доля лучистой энергии Солнца. Часть энергии, достигшей поверхности, отражается, а остальная поглощается, превращаясь в тепловую. Эта энергия вызывает конвективное движение в атмосфере. Так как 71% поверхности Земли занято водой, поглощение солнечной энергии сопровождается испарением. Теплота, затраченная на испарение, освобождается в атмосфере, способствуя ее перемещению.[ …]

Естественная вентиляция в частном доме —

Воздухообмен между улицей и внутренним пространством необходим в каждом здании. Это важно и для людей, поскольку мы проводим внутри строений около ¾ времени и нам жизненно важен свежий воздух. Это важно и самому сооружению для продления его ресурса. В строительной отрасли существует несколько технологий обустройства этой коммуникации, принципиально специалисты подразделяют два вида: вентиляция естественная и принудительная. Во втором случае устанавливается специальное оборудование, которое выбрасывает отработанный воздух наружу и закачивает свежий внутрь. Естественная вентиляция в частном доме осуществляется за счет перепада давления и температур в постройке и на улице.

Оглавление статьи

Принцип функционирования естественной вентиляции

Этот способ воздухообмена имеет только один недостаток – это отсутствие тяги в условиях одинаковой температуры внутри и вне здания и предельно низких значениях ветра. То есть коммуникация в такой ситуации просто не работает. Естественная тяга вентиляции максимально функциональна при существенном перепаде температур в внутри строения и на улице. Но такой тип проветривания используется в каждом здании и сооружении, поскольку он имеет простую конструкцию, стоит недорого, не требует дополнительного оборудования и не потребляет электроэнергию. Если вы хотите обустроить естественную вентиляцию в доме своими руками схема должна быть максимально адекватна всем техническим параметрам сооружения.

 

 

 

Различия вентиляции на объектах и в частном доме

В многоквартирном доме, общественном здании или в производственных цехах устройство естественной вентиляции осуществляется шахтенным способом. Подобная технология не применима для частного дома. Вытяжная вентиляция с естественным пробуждением в индивидуальном строении сооружается по иным принципам, а ее схема разрабатывается для каждого конкретного здания. Вентиляция жилой комнаты может отличаться от вентиляции в ванной комнате и туалете.

Проектирование вентиляции

Проектирование осуществляется с учетом особенностей внутренней планировки постройки и сообразно необходимым объемам воздухообмена. Также в зависимости от типа загородного поместья и его особенностей естественная вентиляция в доме может быть организована несколькими способами. Возможно, для эффективности коммуникации будет необходима установка дополнительного оборудования. Например, решетка с обратным клапаном для естественной вентиляции, которая предотвратит повтор потока воздуха.

Технологии обустройства естественной вентиляции

 

Специалисты различают несколько типов конструкции вентиляционной коммуникации. Выбор способа обустройства естественной приточной вытяжной вентиляции зависит от функциональности конкретной комнаты, его объемов и целесообразности. Но следует понимать, что вне зависимости от того, какая технология используется, каждое помещение должно быть обустроено приточным каналом и обратным клапаном для естественной вентиляции.

Аэрация

Это общеобменная естественная вентиляция в доме, в установленных параметрах. Результативной такая коммуникация может быть лишь при определенном расположении сооружения, которое должно быть возведено под углом в 45 или 90 градусов к господствующему направлению ветра на территории. Эффективным результат работы аэрации будет только при регулярном открывании фрамуг, которые должны быть максимально грамотно рассчитаны.

Конвекция

Эта естественная вентиляция в частном доме из сип-панелей применима, когда присутствуют избытки теплого воздуха. Тяжелые наружные массы, поступая во внутрь, вытесняют из него легкие. Естественная вентиляция в жилом доме осуществляется за счет циркуляции воздуха вокруг источника тепла. Технология предполагает обязательный перепад (не менее трех метров) между уровнем забора и выброса воздушных масс. Скорость их перемещения не должна превышать 1 м/с.

Давление ветра

Этот принцип естественной приточной вентиляции в частных домах по энергоэффективной технологии предполагает высокое давление воздуха с наветренной стороны и низкое – с подветренной. При проектировании системы берется в расчет расположение дома. Массы поступают в помещение через каналы естественной вентиляции, расположенные с наветренной стороны и выходят из противоположных. Скорость приточной вентиляции с естественным побуждением зависит от скорости ветра.

Рекуперация тепла

Естественная вытяжная вентиляция вместе с отработанными воздушными массами выводит из помещения и тепло. Потеря ресурса требует его возобновления для комфортного проживания человека. Естественная приточно вытяжная вентиляция рекуперационного типа способна обеспечить возврат тепла до 90%. Для эффективной и надежной работы системы необходим профессиональный расчет естественной вентиляции для каждого конкретного объекта.

Пример расчета естественной вентиляции

Расчет системы естественной вентиляции в частном энергопассивном доме производится согласно установленным нормативам. Для примера возьмем одноэтажный коттедж с жилой площадью в 60 кв.м. Также в доме есть туалет, кухня, ванная комната и кладовка. Высота потолка – 3 метра. Естественная вытяжная вентиляция сооружается из бетонных блоков.

Приток воздушных масс, согласно нормативам, должен составлять 180 куб. м/час. Вытяжка из помещений с воздухоотводами (кухня, ванная и туалет) – 140 куб.м/час и в кладовке 0,2 куб.м/час. Так, требуемый вывод воздушных масс должен составлять 142, 7 куб.м/час. Одноэтажный коттедж имеет чердак, поэтому высота канала будет составлять 4 метра. Далее нужно руководствоваться таблицей.

Высота канала (м) Температура воздуха в помещении
t=32°с (м³/час) t=25°с (м³/час) t=20°с (м³/час) t=16°с (м³/час)
2 54,03 43,56 34,17 24,16
4 72,67 58,59 45,96 32,50
6 85,09 68,56 53,79 38,03
8 94,18 75,93 59,57 42,12
10 101,32 81,69 64,08 45,31

При температуре в 20 градусов и согласно значениям в таблице производительность 1 воздуховода естественной вытяжной вентиляции составляет 45,96 куб. м/час. Так получается, что схема естественной вентиляции должна быть обустроена четырьмя каналами. Это упрощенный пример на тот случай, если вы хотите соорудить естественную вентиляцию в частном доме своими руками. Гарантий в этом случае не существует.

Если же вы хотите, чтобы система работала эффективно, лучше доверить проектирование схемы и расчет естественной вентиляции в частном доме профильным инженерам. Кроме этого, необходимо понимать, что производительность системы снижается или увеличивается выбором места и конструкции таких элементов, как клапан обратный вентиляционный или вентиляционная решетка для естественной вентиляции.

Выбор технологии вентилирования, экономическая целесообразность

Если вы задались вопросом, какую систему воздухообмена выбрать, стоит произвести несложные экономические расчеты. Стоимость коммуникации складывается из двух значений – цена возведения и цена эксплуатации. Выбрав традиционную конструкцию, вы затратите меньше денежных средств в процессе строительства. Но уже с первого дня использования вы столкнетесь с эксплуатационными расходами, поскольку потери тепла потребуют дополнительного расхода ресурсов (дров, угля, электроэнергии, бензина или дизеля).

Практика показывает, что вентиляция с рекуперацией – это наиболее экономически выгодная и технологически целесообразная технология вентиляционной системы. Например, если вы отапливаете коттедж с помощью электричества, то при установке традиционной системы воздухообмена, вы будете расходовать от 6 до 10 кВт/час, в то время как вентилирование с рекуперацией снизит расход до 1-2 кВт/час. Согласитесь, что показатели значительные.

Конвекция вынужденная — Энциклопедия по машиностроению XXL

Различают конвекцию вынужденную (движение жидкости создается искусственно) и свободную — движение возникает в связи с ее нагреванием и изменением плотности.  [c.402]

Как отмечалось выше, различают два вида конвекции вынужденную и свободную.  [c.93]

По природе возникновения различают два вида движения — свободное и вынужденное. Свободным называется движение, происходящее вследствие разности плотностей нагретых и холодных частиц жидкости в поле тяжести. Возникновение и интенсивность свободного движения определяются тепловыми условиями процесса и зависят от рода жидкости, разности температур, напряженности гравитационного поля и объема пространства, в котором протекает процесс. Свободное движение называется также естественной конвекцией. Вынужденным называется движение, возникающее под действием посторонних возбудителей, например насоса, вентилятора и пр. В общем случае наряду с вынужденным движением одновременно может развиваться и свободное. Относительное влияние последнего тем больше, чем больше разность температур в отдельных точках жидкости и чем меньше скорость вынужденного движения.  [c.32]


Распахните зимним морозным днем окно, и на вас хлынет поток холодного воздуха, а навстречу ему сверху, из-под потолка, устремится теплый комнатный воздух. При этом холодный воздух займет нижнюю часть комнаты, оттеснив теплый воздух вверх. Причина подобного поведения воздуха кроется в разности плотностей холодной, уличной, и теплой, комнатной, масс. Но нас в этом круговороте интересует характер переноса теплоты. Такой процесс распространения теплоты, обусловленный перемещением макрочастиц жидкости в пространстве из области с одной температурой в область с другой температурой, называют конвекцией. Различают два вида конвекции — вынужденную и свободную. В первом случае жидкость движется за счет внешних для данного процесса сил (насоса, вентилятора, ветра), во втором случае — за счет разности плотностей нагретых и холодных частиц жидкости (примером чего может служить приведенное описание течений воздушных масс у открытого окна).  [c.114]

Различают конвективный теплообмен в однофазной среде и в двухфазной среде, в частности при изменении агрегатного состояния жидкости (или пара). По другому признаку различают конвективный теплообмен при вынужденном движении жидкости или газа (вынужденная конвекция) и свободном движении (естественная конвекция). Вынужденным называют движение жидкости (газа), обусловленное внешними силами, свободным — движение, обусловленное неравномерным распределением плотности жидкости (газа) в поле силы тяжести в связи с протеканием процесса теплообмена (температурное поле, изменение агрегатного состояния).  [c.206]

Комплекс термоядерного реактора вакуумный 542 Конвективный перенос 166 Конвекция вынужденная 202  [c.548]

Коэффициент теплоотдачи а зависит от физических свойств жидкости и характера ее движения. Различают естественное и вынужденное движение (конвекцию) жидкости. Вынужденное движение создается внешним источником (насосом, вентилятором, ветром). Естественная конвекция возникает за счет теплового расширения жидкости, нагретой около теплоотдающей поверхности (рис. 9.1) в самом процессе теплообмена. Она будет тем сильнее, чем больше разность температур A/ = f — и температурный коэффициент объемного расширения  [c.78]

Свободная конвекция воды 10 l(i Вынужденная конвекция la-  [c. 89]


Вынужденная конвекция йоды 500 2-10  [c.89]

Большинство работ по локальному коэффициенту теплоотдачи было проведено для одиночного сферического элемента, омываемого потоком теплоносителя в условиях вынужденной конвекции.  [c.80]

Обобщение различных опытных данных по теплообмену с шаром в условиях вынужденной конвекции, проведенное Б. Д. Кацнельсоном и Ф. А. Тимофеевой [Л. 153], заметно (до 30%) расходится с обобщением Вильямса (линия 15), которое в основном базируется на опытных результатах зарубежных исследователей. Причину этого расхождения следует искать не столько в неточности аппроксимации опытных данных Вильямсом, как это предполагают в Л. 42], сколько в привлечении им к обработке результатов исследования движущихся частиц неправильной формы [Л. 206]. Последнее обстоятельство позволяет объяснить систематическое превыше-  [c.143]

Режим движения вязкостно-гравитационный, и для случая совпадения вынужденной и свободной конвекций у стенки расчет теплоотдачи проводим по формуле (5-5)  [c. 82]

Одновременный перенос теплоты конвекцией и теплопроводностью называют конвективным теплообменом-, он может быть свободным и вынужденным. Если движение рабочего тела вызвано искусственно (вентилятором, компрессором, мешалкой и др.), то такой конвективный теплообмен называют вынужденным. Если же движение рабочего тела возникает под влиянием разности плотностей отдельных частей жидкости от нагревания, то такой теплообмен называют свободным, или естественным, конвективным теплообменом.  [c.346]

В случае вынужденного движения жидкости и при развитом турбулентном режиме свободная конвекция в сравнении с вынужденной очень мала, поэтому критериальное уравнение теплоотдачи упрощается  [c.423]

При свободном движении жидкости, когда вынужденная конвекция отсутствует, вместо критерия Рейнольдса в критериальное уравнение теплоотдачи необходимо ввести критерии Грасгофа. Отсюда получаем  [c.424]

В условиях вынужденной конвекции критерии Nu и Nud зависят не только от характера потока (Re) и физических свойств среды (р и Ргд), но и от термодинамических свойств среды (Gu). Термодинамический критерий испарения Gu характеризует аккумулирующую способность парогазовой смеси к поглощению пара жидкости.  [c.511]

Газовое пламя нагревает металла вследствие процессов теплообмена — вынужденной конвекции и излучения.  [c.14]

Теплообмен между вертикальной пластиной и окружающей жидкостью при ламинарном конвекционном движении будет аналогичен теплообмену в случае ламинарного обтекания пластины жидкостью, если вместо скорости набегающего потока жидкости Юо в формулу для Пи при вынужденной конвекции подставить скорость на границе пограничного слоя, т. е. заменить Ш(, на (б).  [c.452]

Полностью развитое пузырчатое кипение характеризуется независимостью величины теплового потока от скорости движения жидкости. Другими словами, влияние вынужденной конвекции здесь настолько незначительно, что теплообмен определяется только закономерностями роста паровых пузырьков, совпадающими в основном с тем, что имеет место при кипении  [c. 478]

Явление кризиса кипения при вынужденной конвекции заключается в нарушении устойчивости движения жидкости и пара его физическая природа та же, что и при кипении в большом объеме. Однако при вынужденном движении явление носит более сложный характер, так как пар отводится от поверхности нагрева в условиях движущейся в заданном направлении жидкости.  [c.480]

Отсюда следует, что критическая плотность теплового потока при кипении жидкости в условиях вынужденной конвекции пропорциональна корню квадратному из средней скорости течения жидкости, корню четвертой степени из коэффициента местного (т. е. в точке кризиса) сопротивления, а  [c.481]

Теплота, выделяемая в чувствительном элементе датчика при прохождении электрического тока, отводится от него путем естественной и вынужденной конвекции, излучения и теплопроводности. Анализ теплового баланса тонкой нити датчика, нагретой электрическим током и размещенной в потоке перпендикулярно к направлению осредненной во времени скорости щ, позволяет получить следующее выражение  [c. 200]


Как указывалось выше (п. 8.2.3), теплообмен при развитом пузырьковом кипении полностью управляется своими внутренними механизмами и не зависит от скорости вынужденного движения. Однако это не означает, что вынужденное движение вообще не влияет на закономерности кипения. Прежде всего с ростом скорости течения жидкости Wq возрастает коэффициент теплоотдачи однофазной конвекции и, следовательно, при неизменной плотности потока q уменьшается перегрев стенки относительно. Это приводит к тому, что начало кипения в потоке жидкости происходит при тем больших q, чем выше скорость жидкости. Эта закономерность хорошо видна из рис. 8.5, на котором представлены сглаженные опытные зависимости q(AT), полученные одним из авторов [17]. Теплообмен происходил на омываемой потоком воды плоской пластине при давлении 3,92 бар. Кривая 1 соответствует кипению при свободном движении (в большом объеме). В условиях обтекания пластины потоком воды до начала закипания коэффициент теплоотдачи не зависит от плотности теплового потока и целиком определяется скоростью жидкости (кривые 2, 3, 4). С ростом теплового потока при постоянном а, растет температура стенки, и при некотором значении  [c.355]

Клячко Л. С., К вопросу о теплообмене между газом и шаровой поверхностью в условиях совместного действия свободной и вынужденной конвекций, Trans. ASME, s С. ( Теплопередача ), 1963, № 4.  [c.407]

При неодинаковой температуре в сечении возникает естественная конвекция и создается подъемная сила. Это влияет па п[)офиль скорости, причем характер изменения профиля скорости зависит от того как расположена труба, вертикально или горизонтально, и совпадают ли направления свободного и вынужденного движений или они противоположны. Для вертикальной трубы в случае совпадения направлений свободного и вынужденного течений (при охлаждении капельной жидкости и подаче ее сверху или нагреве жидкости и подаче ее снизу) у стенки трубы скорость возрастает, а в центре уменьшается (рис. 1.7, а). В случае противоположно направленных свободного и вынужденного течений (при охлаждении капельной жидкости и подаче ее снизу или нагревании жидкости и подаче ее сверху) скорость у стенки трубы становится меньше, а в центре больше (рис. 1.7, 6).  [c.21]

В горизонтальной трубе вследствие свободного дпижсшня (конвекции) возникает поперечная циркуляция капельной жидкости (рис. 1.8). Частицы жидкости одновременно участвуют в поперечной циркуляции и в продольном вынужденном движении. В результате сложения этих движений траектории частиц приобретают сложный вид винтовых линий.  [c.21]

При вязкостно-гравитациоином режиме течения в вертикальных трубах и совпадении направлений вынужденной и сюбодной конвекций у стенки (охлаждение жидкости и течение сверху вниз или  [c.79]

При вязкостио-гравитацноином режиме течения в вертикальных трубах и противоположном направлении вынужденной н свободирй конвекций у стенки (охлаждение жидкости и течение снизу вверх или нагревание и течение сверху вниз) для расчета средней теплоотдачи можно воспользоваться следующей формулой [15]  [c.81]

П e p Л M у T T e p, Зигель, Теплопередача в нагреваемой трубе при совместном действнп вынужденной конвекции и излучения. Труда А.чгр. об-ва инж.-.иех., сер. С, Теплопередача, № 4, 36 (1962).  [c.516]

Члены, стоящие в левой части уравнения энергии, называются конвективными и определяют вынужденную конвекцию. Может существовать также свободная конвекция, природа которой обусловлена Архимедовой подъемной силой, вызванной подогревом жидкости. Обозначим через р коэффициент объемного расширения среды через АТ повышение температуры данной частицы среды, по сравнению с ненагретыми частицами. Тогда р АТ есть относительное изменение объема данной частицы, а Архимедова подъемная сила будет равна Fa = pg P AT g— ускорение свободного падения). Полученную силу, отнесенную к единице массы, можно рассматривать как массовую силу и ввести ее в уравнение движения (1.18) в качестве/  [c.39]


Теплотехника (1991) — [ c.78 , c.83 ]

Техническая термодинамика. Теплопередача (1988) — [ c.311 ]

Техническая термодинамика и теплопередача (1986) — [ c.259 ]

Теплотехника (1986) — [ c. 167 , c.181 ]

Теплопередача Изд.3 (1975) — [ c.126 ]

Теоретические основы теплотехники Теплотехнический эксперимент Книга2 (2001) — [ c.202 ]

Основные термины в области температурных измерений (1992) — [ c.0 ]

Теплопередача (1965) — [ c.422 ]

Тепломассообмен (1972) — [ c.267 ]

Теплопередача при низких температурах (1977) — [ c.90 , c.95 ]

Метрология, специальные общетехнические вопросы Кн 1 (1962) — [ c.240 , c.242 ]

Технический справочник железнодорожника Том 1 (1951) — [ c.585 ]

Основы теплопередачи в авиационной и ракетно-космической технике (1992) — [ c.11 ]



Что такое естественная конвекция?

Естественная конвекция — это тип теплопередачи, при котором нечеловеческие силы влияют на охлаждение и нагрев жидкостей, таких как газы и жидкости. Теплопередача создает цикл, называемый конвекционным током, где теплая жидкость заменяется более холодной. Все жидкости и вещества состоят из крошечных строительных блоков, называемых атомами, которые группируются в молекулы. Движение этих молекул — это то, что заставляет жидкости подниматься или опускаться.

Естественная конвекция помогает объяснить многие природные системы Земли, такие как океанические течения и атмосферные слои. В отличие от принудительной конвекции, которая работает по тому же принципу, но имеет источник тепла, создаваемый искусственными устройствами, такими как воздушные или водяные вентиляторы, которые ускоряют цикл теплопередачи. Как принудительная, так и естественная конвекция могут использоваться для специальных целей, таких как отопление домов или коммунальное водоснабжение.

При воздействии источника тепла, такого как солнце или подземное тепло, жидкости часто поднимаются вверх. Например, когда солнце нагревает поверхность Земли, воздух у земли почти всегда теплее, чем воздух выше в небе. Тепло расширяет пространство между молекулами, делая воздух легче и поднимая его над поверхностью. Когда воздух поднимается дальше от горячей земли, молекулы охлаждаются и сжимаются. Этот более холодный и тяжелый воздух затем притягивается под действием силы тяжести, где он снова нагревается и начинает цикл заново.

Океанские течения также создаются из-за естественной конвекции в сочетании с изменениями ветра и плотности соленой воды. Холодные ветры, проходящие над поверхностью воды, заставляют молекулы сжиматься и опускаться к дну океана. Когда вода приближается к экватору, она нагревается и снова поднимается. Это создает массивные океанические течения, которые протекают вдоль континентальных берегов и влияют на погоду в окрестностях суши

Как правило, важным компонентом естественной конвекции является закон охлаждения Ньютона. Этот научный закон гласит, что скорость, с которой вещество теряет тепло, напрямую связана с температурой воздействующего на него объекта. Другими словами, чем холоднее объект, тем больше тепла будет терять жидкость. Одним из примеров этого закона в действии является эффект добавления кубиков льда в напиток — один кубик отнимет только небольшую часть тепла, но горстка охладит напиток намного быстрее.

ДРУГИЕ ЯЗЫКИ

Моделирование нестационарного полярного ветра в условиях магнитосферной конвекции

Моделирование нестационарного полярного ветра в условиях магнитосферной конвекции

Страницы / Pages
126-132
Аннотация

Нестационарная гидродинамическая модель TUBE 7 использована для моделирования продольных движений и температур ионов полярной ионосферы в условиях магнитосферной конвекции. Показано, что изменение геометрии силовых трубок оказывает значительное влияние на основные параметры тепловой плазмы полярной магнитосферы.

Список литературы

1. Banks P. M., Holzer Т. Е. The polar wind // J. Geophys. Res. 1968. Vol. 73, № 21. P. 6846—6854.

2. Banks P. M., Holzer Т. Е. Features of plasma transport in the upper atmosphere // J. Geophys. Res. 1969. Vol. 74, № 26. Р. 6304—6316.

3. Banks P. Ì., Holzer Т. Е. High-latitude plasma transport: the polar wind // J. Geophys. Res. 1969. Vol. 74, № 26. P. 6317—6322.

4. Lemaire J. O+, H+ and Hе+ ion distributions in a new polar wind model // J. Atm. Terr. Phys. 1972. Vol. 34, № 10. Р. 1647—1658.

5. Чугунин Д. В., Зинин Л. В., Гальперин Ю. И. и др. Наблюдение полярного ветра на ночной стороне полярной шапки на высотах 2—3 Re по измерениям спутника ИНТЕРБОЛ-2 // Космич. исслед. 2002. T. 40, № 4. С. 416—433.

6. Коен М. А., Хазанов Д. В. Нестационарная модель полярного ветра // Ис­следование ионосферной динамики. М., 1979. С. 161—169.

7. Бобарыкин Н. Д., Латышев К. С., Oсипов Н. К. Нестационарный полярный ветер — причины и следствия // Геомагнетизм и аэрономия. 1981. T. 21, № 4. С. 698—703.

8. Gomboshi T. I., Cravens T. E., Nagy A. F. A time-dependent theoretical model of the polar wind: preliminary results // Geophys. Res. Lett. 1985. Vol. 12, № 4. Р. 167—170.

9. Zinin L. V., Galperin Yu. I., Latyshev K. S., Grigoriev S. A. Non-stationary field-aligned fluxes ions O+ and H+ outside the plasmapause: refinement of the polar wind theory // Results of the ARCAD-3 project and of the recent programmes in magne­tospheric and ionospheric physics, ed. by CNES. Toulouse. I985. Р. 391—408.

10. Whitteker J. H. The transient response of the topside ionosphere to precipita­tion // Planet. Space Sci. 1977. 25, № 8. Р. 773—786.

11. Lockwood M., Chandler M. O., Horwitz J. L. et al. The cleft ion fountain // J. Geophys. Res. I985. Vol. 90, №A10. Р. 9736—9748.

12. Horwitz J. L., Lockwood M. The cleft ion fountain: a two-dimensional kinetic model // J. Geophys. Ses. 1985. Vol. 90, №A10. Р. 9749—9762.

13. Зинин Л. В. Моделирование продольных движений тепловых ионов О+ и Н+ в магнитной силовой трубке, конвектирующей через полярный касп // Космич. исслед. 1984. T. 22, № 4. С. 629—631.

14. Мингалева Г. С., Сырникова Т. В., Мингалев В. С. и др. Влияние конвекции на температурный режим полярной ионосферы // Геомагнетизм и аэрономия. 982. T. 22, № 3. С. 512—515.

15. Жеребцов Г. А., Мизун Ю. Г., Мингалев В. С. Физические процессы в по­лярной ионосфере. М., 1988.

16. Tu J.-N., Horwitz J. L. Nsumei P. A. et al. Simulation of polar cap field-aligned electron density profiles measured with IMAGE radio plasma imager // J. Geophys. Res. 2004. Vol. 109, №A7. Р. 7206.

17. Horwitz J. L. Zeng W. Physics-based formula representations of high-latitude ionospheric outflows: H+ and O+ densities, flow velocities, and temperatures versus soft electron precipitation, wave-driven transverse heating, and solar zenith angle ef­fects // J. Geophys. Res. 2009. Vol. 114, №A1. Р. 1308.

18. Григорьев С. А., Зинин Л. В., Василенко И. Ю., Лыновский В. Э. Многоионные одномерные МГД-модели динамики высокоширотной ионосферы. 1. Матема­тическая модель ионосферы, учитывающая семь сортов положительных ионов // Космические исследования. 1999. T. 37, № 5. С. 451—462.

7. Конвективные ветры | NWCG

Ветры местного происхождения — конвективные ветры, вызванные локальными перепадами температур, — могут иметь столь же важное значение в поведении пожаров, как и ветры, вызванные профилем давления в синоптическом масштабе. Во многих районах они являются преобладающими ветрами, поскольку затмевают общие ветры. Если их взаимодействия понятны и известны их закономерности, изменения в поведении лесных пожаров можно предсказать с достаточной точностью. Пожары, возникающие вдоль береговой линии, реагируют на изменения наземного и морского бризов.На тех, кто горит в горных долинах, будут влиять местные долинные и склоновые ветры. Конечно, будут времена, когда конвективные ветры будут сильно изменены или полностью уничтожены сильным общим ветровым потоком. Эти случаи, в которых влияние общих ветров на поведение пожара будет преобладающим, должны быть распознаны.

Разрезы

При отсутствии сильных синоптических градиентов давления в местной циркуляции атмосферы часто преобладают ветры, возникающие в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных разницей температур в данной местности. Воздух, нагретый на поверхности, поднимается вверх; охлажденный воздух стремится опуститься. Плавучий воздух поднимается за счет горизонтального воздушного потока, возникающего в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных температурой.

В различных системах конвективной циркуляции вертикальный или горизонтальный поток может быть более важным, но оба они являются частью одной и той же системы. Таким образом, конвективных ветров здесь относятся ко всем ветрам — вверх, вниз или горизонтальные — которые имеют своим основным источником местные перепады температур .Это несколько отличается от обычного метеорологического использования, в котором конвекция подразумевает только восходящее движение.

Конвективные ветры могут усиливаться, противодействовать или устраняться потоком воздуха, источником которого являются более крупные системы давления. Влияние этих общих ветров на конвективные ветровые системы зависит от силы основного ветра, его направления относительно конвективной циркуляции и устойчивости нижних слоев атмосферы.

Характер и сила конвективных ветров зависят от многих других факторов.Поскольку они зависят от температуры, все характеристики окружающей среды, влияющие на нагрев и охлаждение, имеют значение. К числу наиболее важных относятся время года, суточные изменения, облачный покров, характер местности и ее покрытия, такого как вода, растительность или голая земля, а также структура влажности и температуры вышележащей атмосферы.

Сильная зависимость конвективных ветров от температуры делает наблюдения за местной температурой полезными индикаторами вероятного поведения ветра. Одновременные измерения могут показать значительные горизонтальные градиенты температуры.В отсутствие аэрологических зондирований показания на вершинах гор и на дне долин дают точные приблизительные значения градиента температуры и связанной с этим стабильности или нестабильности. Высоту ночной инверсии обычно можно определить в горных долинах путем обхода боковых склонов и снятия показаний термометра.

Сильный поверхностный нагрев создает самые разнообразные и сложные конвективные ветровые системы. Нагретый воздух, примыкающий к нагретым склонам, стремится подняться вверх по склону к гребню, где он стекает более или менее непрерывным потоком.Эти конвективные течения часто вызывают дневные кучевые облака, которые так часто наблюдаются над горными вершинами и хребтами. В основном на равнинной местности воздух, нагретый у поверхности, имеет тенденцию оставаться в застойных слоях из-за инерции, пока он не достигнет критической точки нестабильности или не будет выпущен механическим срабатыванием. Уходящий воздух обычно принимает форму прерывистых пузырьков, которые вырываются на свободу и поднимаются вверх под действием окружающего более плотного воздуха. По мере подъема пузырьки растут за счет расширения и смешивания с окружающим воздухом.Они тоже могут образовывать кучевые облака. Перегретый воздух может выходить также в виде восходящих по спирали вихрей или пылевых вихрей. Эти вихри притягивают новые запасы нагретого воздуха по мере движения по поверхности.

Воздух, охлажденный у поверхности, почти всегда течет вниз по самому крутому маршруту, стремясь к самым низким уровням. По пути, если он встречает под собой более холодный воздух, нисходящий воздух распространяется поверх более холодного слоя.

Другие типы местной конвективной циркуляции, включающие как вертикальное, так и горизонтальное движение, возникают там, где существуют различия в нагреве между значительными соседними территориями.Наиболее знакомыми среди них являются наземные и морские бризы, дующие вдоль океанских берегов и вокруг более крупных внутренних озер и заливов.

Сильное поверхностное отопление позволяет создавать несколько видов конвективных систем. Вдоль нагретых склонов развиваются восходящие ветры. Перегретый воздух на равнинной местности устремляется вверх в виде пузырьков или в виде вихрей или пылевых вихрей.

Сухопутные и морские бризы

По мере того, как в дневное время поверхности суши становятся теплее, чем прилегающие водные поверхности, а воздух над сушей становится червячным и плавучим, более плотный морской бриз начинает течь вглубь суши над водой и нагнетает менее плотный воздух вверх.

В дневное время, когда поверхность суши становится теплее прилегающей поверхности воды, воздух над сушей расширяется, становится менее плотным, а давление становится ниже, чем над близлежащей водой. В главе 2 мы подробно рассмотрели несколько причин, по которым поверхность суши становится теплее, чем поверхность воды в дневное время. В результате этой разницы давлений в местном масштабе морской бриз начинает течь вглубь суши над водой, заставляя теплый воздух над сушей подниматься и адиабатически охлаждаться.При отсутствии сильных общих ветров этот воздух течет в сторону моря наверху, заменяя воздух, осевший и двигавшийся к берегу, и таким образом завершает циркуляционную ячейку.

Общий ветер, дующий в сторону моря, действует против морского бриза и, если он достаточно сильный, может полностью блокировать морской бриз.

Поверхностный морской бриз начинается около полудня, усиливается в течение дня и заканчивается к закату, хотя время может значительно варьироваться в зависимости от местного из-за условий облачности и общих ветров. Бриз начинается у побережья, затем постепенно продвигается все дальше и дальше вглубь суши в течение дня, достигая своего максимального проникновения примерно во время максимальной температуры.

наземный бриз ночью противоположен дневному морскому бризу. Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды (обсуждается в главе 2). Воздух, соприкасающийся с землей, становится холоднее, чем воздух над соседней водой. Увеличение плотности воздуха приводит к тому, что давление над сушей становится относительно выше, чем над водой, и эта разница давлений, в свою очередь, заставляет воздух течь с суши в воду.Воздух должен быть заменен, но любой обратный поток наверху, вероятно, будет настолько слабым и рассеянным, что теряется в преобладающих общих ветрах.

Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды. Воздух, соприкасаясь с землей, становится прохладным и течет над водой в виде сухопутного бриза, вытесняя более теплый воздух.

Если морской воздух скапливается над водой морским ветром, он может устремиться вглубь суши подобно небольшому холодному фронту, когда местная разница давлений станет достаточно большой.

Сухопутный бриз начинается через 2-3 часа после захода солнца и заканчивается вскоре после восхода солнца. Это более мягкое течение, чем морской бриз, обычно со скоростью от 3 до 5 миль в час. Наземный воздух, охлажденный снизу от соприкосновения с землей, стабилен. Поэтому бриз с суши более ламинарный и более мелкий, чем морской бриз.

Ежедневные сухопутные и морские бризы имеют тенденцию возникать достаточно регулярно, когда нет значительного влияния общего ветрового потока. Однако, когда общие ветры достаточно сильны, они обычно маскируют наземный и морской бриз.Общий ветер, дующий в сторону моря, противостоит морскому бризу и, если он достаточно силен, может препятствовать его развитию. В любом случае морской бриз задерживается. В зависимости от силы общего ветра эта задержка может продлиться до полудня. Это часто приводит к «скоплению» морского воздуха у берегов. Затем, когда местная разность давлений становится достаточно большой, этот морской воздух перемещается вглубь суши с характеристиками мелкомасштабного холодного фронта. Воздух за фронтом изначально прохладный и влажный, но быстро нагревается по мере движения по нагретой солнцем земле.

Сухопутный бриз не формируется против сильного берегового общего ветра. Однако обычно сухопутный бриз скользит под действием береговых ветров со скоростью света. При этом сухопутный бриз не распространяется очень далеко в сторону моря.

Общие ветры вдоль неровной или извилистой береговой линии могут противостоять морскому бризу в одном секторе, но не в другом.

Общие ветры, дующие либо в направлении сухопутного или морского бриза, либо параллельно берегу, имеют тенденцию маскировать истинный компонент сухопутного или морского бриза.Сильные общие ветры вызывают механическое перемешивание, которое уменьшает разницу температур между сушей и поверхностью моря. При этом составляющая морского бриза становится слабой и лишь незначительно изменяет общий поток ветра. Общие ветры также имеют тенденцию маскировать особенности замкнутых ячеек циркуляции наземного и морского бриза, затмевая обратный поток наверху. Например, при береговом общем ветре наверху в дневной циркуляции морского бриза нет обратного потока.

Общие ветры вдоль неровной или изогнутой береговой линии могут противодействовать сухопутному или морскому бризу в одном секторе и поддерживать его в другом.Часто также смещающиеся общие ветры могут вызывать периодические изменения этих эффектов в близлежащих местах и ​​могут приводить к сильно изменчивым местным ветровым режимам.

Сухопутные и морские бризы дуют на большей части побережья Тихого океана, Мексиканского залива и Атлантического побережья. Восточные и западные наземные и морские бризы различаются по своему поведению из-за заметных различий в общих схемах циркуляции, температурных контрастах и ​​топографии. Значимость этих факторов на местном уровне зависит от местного климата, а также от формы и ориентации береговой линии и внутренней топографии.

Бриз залива и Атлантики

На востоке бризы с суши и моря наиболее выражены в конце весны и в начале лета, когда разница температур суши и воды наиболее велика, и они сужаются к концу теплого сезона по мере уменьшения разницы температур . Они достаточно сильны в весенний и осенний сезон пожаров, чтобы их можно было рассматривать как важные элементы пожарной погоды в прибрежных районах.

Циркуляции бризов на суше и на море на Востоке чаще определяются изменениями общего режима ветра, чем на Западе.В остальном восточный наземный и морской бриз представляют собой более простую ситуацию, чем западный, потому что рельеф побережья плоский и однородный.

Во время сезона пожаров на востоке общая схема циркуляции такова, что как на побережье Персидского залива, так и на атлантическом побережье часто бывают периоды береговых или морских ветров, достаточно сильных, чтобы блокировать или маскировать развитие сухопутного и морского бриза. Береговые общие ветры почти всегда маскируют влияние морского бриза. С другой стороны, в периоды от слабых до умеренных морских ветров морской бриз может развиваться и перемещаться вглубь суши.Однако против встречного общего ветра морской бриз движется вперед за небольшим холодным фронтом. Он движется медленно, возможно, со скоростью 3 или 4 мили в час, и временами может колебаться взад и вперед в зависимости от силы общего ветра. В дополнение к быстрым изменениям скорости и направления ветра, связанным с прохождением холодного фронта, небольшая площадь может, таким образом, подвергаться нескольким таким прохождению в течение значительного времени. При таком медленном и прерывистом темпе морской бриз к вечеру мог проникнуть вглубь суши всего на несколько миль.

Еще одной особенностью этого типа морского бриза является то, что он действует в зоне схождения. Это способствует турбулентному вертикальному движению в дополнение к упомянутым выше горизонтальным поверхностным возмущениям. Эта комбинация может создать критические пожаро-погодные ситуации , особенно с учетом того факта, что этот тип морского бриза имеет тенденцию возникать в дни высокой пожароопасности.

Обратный бриз с суши часто становится лишь частью основного морского ветра и, таким образом, теряет свою идентичность.

Морской бриз Тихоокеанского побережья

Морской бриз Тихоокеанского побережья достигает своего пика в разгар летнего сезона пожаров. Это важная особенность летней погоды на большей части побережья Тихого океана. Температура воды здесь гораздо ниже, чем вдоль Мексиканского залива и Атлантического побережья. Интенсивный дневной нагрев суши при ясном небе является дополнительным фактором, вызывающим большую разницу температур суши и воды вдоль побережья Тихого океана. Поэтому морской бриз сильнее у западного побережья, чем у восточного.Это ежедневное летнее явление вдоль побережья Тихого океана, за исключением редких случаев, когда ему противостоит общая циркуляция.

Обычно общий ветер служит для усиления морского бриза Тихоокеанского побережья. В летние месяцы полупостоянный Северо-Тихоокеанский Хай расположен в районе между Гавайями и Аляской. Поток от этого максимума к Калифорнийскому минимуму приводит к прибрежным поверхностным ветрам на большей части побережья Тихого океана. Этот сезонный сток, называемый тихоокеанским побережьем муссона , начинается весной и продолжается до осени.Морской бриз накладывается на муссонную циркуляцию. В течение дня воздух с океана движется вглубь суши, поднимается вверх по мере нагревания, смешивается с верхними ветрами и замещается со стороны моря постепенно оседающим воздухом из общей циркуляции.

Поскольку муссоны текут к берегу и днем, и ночью, они имеют тенденцию ослаблять или уменьшать до незначительной величины ночной бриз. Однако это противостояние сил также замедляет ночной муссон на берегу. В течение дня морской бриз, которому помогает сезон дождей, приносит свежий прилив морского воздуха.Благодаря этой помощи морской слой толще и перемещается дальше вглубь суши, чем морской бриз на востоке.

Тихоокеанский морской бриз приносит в прибрежные районы относительно прохладный влажный морской воздух. Прохождение передней кромки этого воздуха — фронта морского бриза — отмечается сменой ветра и увеличением его скорости. Часто оно сопровождается туманом или низкой слоистой облачностью, особенно в утренние часы. Однако в течение первых нескольких миль вглубь суши морской воздух нагревается, проходя над более теплой сушей.Если слой морского воздуха мельче, чем обычно, этот воздух может вскоре стать почти таким же теплым, как воздух, который он заменяет. В этом случае резкие температурные контрасты сохраняются у побережья, а нагретый морской бриз может проникать на много миль дальше.

Таким образом, влияние морского бриза на поведение пожара может значительно различаться. Там, где морской воздух существенно не изменяется, его более низкие температуры и более высокая влажность создают менее опасную пожароопасную погоду. Там, где морской воздух подвергается значительным изменениям в результате нагревания, изменения температуры и влажности с фронтом морского бриза становятся незначительными, в то время как изменение направления ветра, увеличение его скорости и порывистости могут нанести серьезный ущерб управлению огнем.

Из-за поверхностного трения морской бриз часто перемещается вглубь суши в верхней части морского слоя быстрее, чем на поверхности. Нестабильность и конвективное перемешивание, вызванное потеплением поверхности, затем имеют тенденцию поднимать морской бриз вверх к поверхности, так что кажется, что фронт морского бриза продвигается по поверхности скачками или волнами. Движение несколько аналогично движению передних частей бесконечных металлических гусениц движущегося трактора.

Тихоокеанский морской бриз характеризуется значительной термической турбулентностью и при благоприятных условиях может распространяться вглубь суши на 30–40 миль и более от воды.Глубина морского бриза обычно составляет от 1200 до 1500 футов, но иногда достигает 3000 футов и более. Его интенсивность будет варьироваться в зависимости от контраста температуры воды и суши, но обычно его скорость составляет от 10 до 15 миль в час.

Горы вдоль побережья Тихого океана препятствуют свободному потоку приземного воздуха между водой и сушей. На обращенных к морю склонах морской бриз может сочетаться с ветром вверх по склону в дневное время, перенося таким образом модифицированный морской воздух на более высокие возвышенности в прибрежных горах.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие прибрежные хребты, являются основными путями течения внутренних морских бризов. Потока прохладного влажного воздуха достаточно, чтобы переносить огромное количество морского воздуха внутрь суши, помогая поддерживать внутреннюю влажность летом на умеренном уровне в районах напротив перевалов. Здесь морской бриз соединяется с послеобеденными ветрами вверх по долине и каньону, в результате чего течение становится более прохладным и относительно сильным. В широких долинах этот поток принимает обычные характеристики морского бриза, но в узких каньонах и ущельях он может быть сильным и очень порывистым вследствие как механической, так и тепловой турбулентности.

Горы вдоль береговой линии препятствуют свободному потоку воздуха между водой и сушей. На обращенных к морю склонах морской бриз может сочетаться с восходящими ветрами в дневное время и приносить модифицированный морской воздух на возвышенности.

Прибрежные горы также перекрывают основной поток с суши в море в ночное время. Нисходящие ветры на склонах, обращенных к океану, сочетаются со слабым бризом с суши с прибрежной полосы ночью, но опять же, вытекающие речные системы обеспечивают основные пути течения.Поток вниз по долине и вниз по каньону, как и обычный наземный бриз, представляет собой относительно неглубокую и низкоскоростную ветровую систему.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие прибрежные хребты, являются основными путями течения морского бриза.

Мелкомасштабные суточные циркуляции, сходные в принципе с наземными и морскими бризами, возникают вдоль берегов внутренних водоемов. Озерные бризы могут возникать вдоль берегов озер или других водоемов, достаточно больших для установления достаточного градиента температуры воздуха. Озерный бриз распространен летом, например, по берегам Великих озер. Летним днем ​​на большинстве береговых станций нередко дуют береговые ветры.

Ветры на склонах и долинах

Ветры в горной топографии чрезвычайно сложны. Часть времени в приземном слое преобладают общие ветры, связанные с более крупными системами давления. Но когда более крупные системы давления ослабевают, общие ветры уменьшаются. Тогда при наличии сильного дневного прогрева или ночного похолодания важной чертой горной погоды становятся конвективные ветры местного происхождения.Эти условия типичны для ясной летней погоды, при которой наблюдается большой суточный разброс приземных температур воздуха.

Общие и конвективные ветры могут смещать, усиливать или противодействовать друг другу. Их отношение друг к другу может быстро меняться — часто с удивительной быстротой. Часто отмечаются различия между различными особенностями местности, иногда разделенными только ярдами. В одном случае конвективная активность может доминировать над наблюдаемым приземным ветром, а в другом она может позволить скорости и направлению ветра наверху доминировать над приземным потоком в процессе перемешивания.

Взаимодействия между воздушными потоками различного происхождения, локальными градиентами давления, вызванными неравномерным нагревом горных склонов, и чрезвычайно сложными физическими формами горных систем в совокупности препятствуют жесткому применению эмпирических правил к конвективным ветрам в горных районах. Каждая локальная ситуация должна интерпретироваться с точки зрения ее уникальных качеств. Поведение ветра, описанное в этом разделе, считается типичным, но оно может прерваться или измениться практически в любое время и в любом месте.

Различия в нагреве воздуха над горными склонами, дном каньонов, долинами и прилегающими равнинами приводят к возникновению нескольких разных, но связанных ветряных систем. Эти системы в большинстве случаев комбинируются и работают вместе. Их общий знаменатель — вверх по долине, вверх по каньону, вверх по склону днем ​​и вниз по течению ночью. Они возникают из-за перепадов горизонтального давления, локальных изменений устойчивости, которые способствуют вертикальному движению, или из комбинации этих двух факторов.

Склоновые ветры

Склоновые ветры – это местные дневные ветры, присутствующие на всех наклонных поверхностях.Они текут вверх по склону днем ​​в результате нагрева поверхности и вниз по склону ночью из-за охлаждения поверхности. Склоновые ветры возникают из-за местного градиента давления, вызванного разницей температур воздуха вблизи склона и воздуха на той же высоте вдали от склона.

Воздух, нагретый при соприкосновении с вертикальными или наклонными поверхностями, поднимается вверх и образует естественные дымоходы, по которым теплый воздух поднимается с поверхности.

В дневное время оболочка теплого воздуха у склона служит естественным дымоходом и обеспечивает путь наименьшего сопротивления восходящему потоку теплого воздуха.Овраги или желоба, обращенные к солнцу, являются особенно эффективными дымоходами из-за большой площади обогреваемой поверхности и более крутых склонов; ветры здесь часто сильнее, чем на промежуточных отрогах или однородных склонах. Ветры вверх по склону довольно мелкие, но их сила увеличивается от нижней части склона к верхней части. Турбулентность и глубина неустойчивого слоя увеличиваются к гребню склона, который является основным выходом теплого воздуха. Здесь импульс восходящего воздуха, схождение восходящих ветров с противоположных склонов и механическая турбулентность в совокупности делают хребет очень турбулентным регионом, где большая часть теплого воздуха уходит вверх.Гребни более высоких хребтов также, вероятно, испытывают влияние общего ветрового потока, если этот поток умеренный или сильный. Ночью прохладный воздух у поверхности течет вниз по склону, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии. Переход от восходящего к нисходящему ветру начинается вскоре после того, как первые склоны уходят в полуденную тень и начинается охлаждение поверхности. На отдельных затяжках и склонах, уходящих в тень, переходный период состоит из (1) затухания восходящего ветра, (2) периода относительного затишья и затем (3) пологого ламинарного течения вниз по склону.

Ветры вверх по склону неглубокие у основания склонов, но их глубина и скорость увеличиваются по мере того, как более нагретый воздух направляется вдоль склона. Пузырьки теплого воздуха, выбрасываемые вверх, вызывают турбулентность, которая увеличивает глубину прогретого слоя.

Ветер на склоне очень мелкий и с меньшей скоростью, чем ветер на склоне. Охлажденный более плотный воздух устойчив, и поэтому нисходящий поток имеет тенденцию быть ламинарным.

Ветры, идущие вниз по склону, могут быть временно блокированы там, где есть препятствия для свободного течения, такие как изогнутые каньоны и густой кустарник или лес.Прохладный воздух со склонов скапливается в низинах и переполняет их, когда они заполнены. Главной силой здесь является гравитация. При слабых и умеренных температурных контрастах воздушный поток имеет тенденцию следовать по самым крутым нисходящим маршрутам через топографию. Сильные контрасты температур воздуха приводят к относительно более высоким скоростям воздуха. При достаточном импульсе воздух имеет тенденцию течь по прямой траектории над небольшими топографическими препятствиями, а не разделяться и обтекать их по нисходящему пути.

Ветры на склонах мелкие, а течение имеет тенденцию быть ламинарным.Холодному воздуху могут препятствовать такие препятствия, как густой кустарник или дерево.

Прохладный плотный воздух скапливается на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Нисходящие ветры сверху инверсии продолжаются вниз, пока не достигнут воздуха собственной плотности. Там они расходятся горизонтально над каньоном или долиной. Это может быть либо вблизи вершины инверсии, либо на некотором расстоянии ниже вершины.

Ночью более плотный прохладный воздух у поверхности склонов стекает вниз, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии.Основная сила — гравитация.

Теоретически как восходящие, так и нисходящие ветры могут приводить к поперечной циркуляции. Охлажденный ночью на склонах воздух стекает вниз и может быть заменен воздухом со дна долины. Воздух, идущий вверх по склону в дневное время, может быть заменен более прохладным воздухом, оседающим над центром долины. Циркуляционная система может быть завершена, если восходящий поток воздуха, достигнув верхних склонов, достаточно адиабатически остыл, чтобы вытечь через долину и заменить осевший воздух.Однако при сильном дневном прогреве долинная циркуляция может отсутствовать. Вдоль склонов постоянно прогревается восходящий воздух. Адиабатического охлаждения может быть недостаточно, чтобы компенсировать потепление, и более теплый воздух выталкивается вверх над вершинами хребтов более плотным приземным воздухом, приносимым ветром вверх по долине.

Прохладный плотный воздух оседает на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Прохладный воздух течет наружу над дном долины, когда достигает воздуха с собственной плотностью.

Долинные ветры

Долинные ветры являются результатом местных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над прилегающей равниной. Течение меняется от дня к ночи.

Долинные ветры — это дневные ветры, которые дуют вверх по долине днем ​​и вниз по долине ночью. Они являются результатом локальных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над соседней равниной или большей долиной.Эта разница температур и возникающая в результате разница давлений и расход воздуха меняются со дня на ночь. В течение дня воздух в горных долинах и каньонах становится теплее, чем воздух на той же высоте над соседними равнинами или более крупными долинами.

Одной из причин более интенсивного прогрева воздуха горных долин является меньший объем воздуха в долине, чем над той же горизонтальной поверхностью равнины. Остальной объем занимает суша под склонами.Долина может иметь только от половины до трех четвертей объема воздуха, чем над той же горизонтальной площадью поверхности равнины.

Другая причина заключается в том, что воздух горных долин несколько защищен окружающими хребтами от общего ветрового потока. Воздух долины нагревается за счет соприкосновения со склонами, и возникающая в результате циркуляция склонового ветра эффективно распределяет тепло по всей массе воздуха долины. По мере того как воздух долины становится теплее и менее плотным, чем воздух над равниной, устанавливается локальный градиент давления от равнины к долине, и начинается верховой ветер.

В то время как восходящие ветры начинаются через несколько минут после того, как солнце падает на склон, долинные ветры не начинаются до тех пор, пока вся масса воздуха в долине не прогреется. Обычно это середина или поздний полдень, в основном в зависимости от размера долины. Долинный ветер достигает максимальной скорости в первой половине дня и продолжается до вечера. Скорость ветра в верхних долинах в более крупных долинах обычно составляет от 10 до 15 миль в час. Глубина долинного ветра над центром долины обычно примерно равна средней высоте гребня.

Сильные ветры в долинах и каньонах могут быть довольно турбулентными из-за нестабильного воздуха и неровностей местности. Водовороты могут образовываться на изгибах каньонов и в местах слияния притоков. В частности, вдоль верхних гребней течение имеет тенденцию быть довольно неустойчивым. Скорость и направление ветра могут быстро меняться, что резко влияет на поведение пожара.

Склоны вдоль склонов долины начинают охлаждаться ближе к вечеру, и вскоре после того, как они попадают в тень, вниз по склону начинает течь прохладный воздух.Прохладный воздух скапливается на дне долины по мере того, как больше воздуха сверху соприкасается со склонами и охлаждается. В долине нарастает давление, в результате чего восходящий ветер прекращается. При продолжающемся охлаждении поверхностное давление в пределах долины становится выше, чем давление на той же высоте над равниной, и начинается течение по долине.

Комбинированные восходящие и долинные ветры распространяются вверх по течению в течение дня и постоянно делятся на каждом притоке на множество восходящих и восходящих составляющих.

Переход от верхового к нисходящему течению происходит ранней ночью — время зависит от размера долины или каньона и от факторов, благоприятствующих похолоданию и установлению перепада температур. Переход происходит постепенно. Во-первых, нисходящий ветер развивается вдоль дна долины, усиливается ранней ночью и становится нисходящим ветром. Долинный ветер можно рассматривать как исход или высвобождение плотного воздушного бассейна, созданного охлаждением вдоль склонов.Он несколько мельче, чем долинный ветер, с небольшой турбулентностью или без нее из-за стабильной температурной структуры воздуха. Его скорость обычно несколько меньше, чем у ветра в верховьях, но бывают исключения, когда ветер в долинах может быть довольно сильным.

Долинный ветер дует всю ночь и стихает после восхода солнца.

Утренние ветры, дующие вверх по склону, дуют прямо вверх по склонам и слегка притягивают к вершинам хребтов.

Долинные и склоновые ветры не являются независимыми.Наклонное дно долины или каньона также имеет наклонные ветры по всей его длине, хотя эти ветры может быть нелегко отличить от ветров долины. Продвигаясь вверх по течению в дневное время, комбинированный поток постоянно разделяется на входе каждого притока на множество составляющих вверх по оврагам и по склону к вершинам хребтов. Поскольку система долинных ветров усиливается в течение дня, это влияет на направление ветра вверх по склону. Первое утреннее движение прямо вверх по склону и незначительные подъемы на вершину хребта.Затем, когда скорость ветра в долине увеличивается, восходящие ветры меняются на более долинные. К тому времени, когда долинный ветер достигает своего максимума, склоновые ветры, по крайней мере на нижних склонах, могут полностью подчиняться долинному ветру. Вдоль верхних склонов направление может оставаться восходящим, так как восходящий ветер не всегда полностью заполняет долину.

Аналогичным образом страдают ночные нисходящие ветры. Когда долинный ветер полностью развился, он преобладает над потоком вдоль склонов, особенно в нижней части, так что наблюдаемое направление ветра — нисходящее.

 

Влияние ориентации и растительности

По мере того, как в течение дня усиливается долинный ветер, восходящие ветры поворачиваются в более долинном направлении.

Топографическая ориентация является важным фактором, определяющим силу ветра на склонах и долинах и суточный ритм. Ветер на склоне начинается как мягкий восходящий поток вскоре после того, как солнце падает на склон. Поэтому они начинаются сначала на восточных склонах после рассвета и увеличиваются как по интенсивности, так и по протяженности по мере продолжения дневного прогрева.Южный и юго-западный склоны наиболее прогреваются и имеют самые сильные восходящие ветры. Южные склоны достигают максимальной скорости ветра вскоре после полудня, а западные склоны — примерно к полудню. Скорость ветра вверх по склону на южных склонах может быть в несколько раз больше, чем на противоположных северных склонах.

Там, где разноэкспозиционные склоны впадают в общую котловину, одни склоны уходят в тень раньше других, а также до того, как прекращается верховой ветер. Во многих горных бассейнах поздние послеобеденные ветры вверх по долине изгибаются в направлении первого нисходящего потока.Они продолжают смещаться по мере усиления нисходящего потока и затенения дополнительных склонов, пока через некоторое время после захода солнца не произойдет изменение направления на 180 градусов.

Растительный покров на склонах также влияет на склоновые ветры и, в свою очередь, на долинные ветры. Голые склоны и травянистые склоны нагреваются быстрее, чем склоны, покрытые кустарником или деревьями. Поэтому восходящие ветры будут слабее на склонах, покрытых кустарником или деревьями. На самом деле, на покрытых густым лесом склонах восходящий ветер может двигаться над верхушками деревьев, в то время как на поверхности может быть очень мелкий нисходящий поток из-за тени, создаваемой кронами деревьев.

Спусковые ветры начинаются, как только склоны погружаются в тень. В конце дня ветры вверх по долине поворачиваются в направлении первого нисходящего потока.

На нисходящие ветры в ночное время на покрытых густым лесом склонах влияет наличие или отсутствие густого подлеска. Там, где между кроной дерева и поверхностью есть открытое пространство, нисходящий поток будет ограничен областью ствола, а в области кроны преобладает штиль. Лес с густым подлеском является эффективной преградой для нисходящих ветров. Здесь поток отклоняется от густых участков или ограничивается руслами ручьев, дорогами или другими отверстиями, прорезанными в лесу.

 

Взаимодействие долинных и склоновых ветров с общими ветрами

Склоновые и долинные ветры могут быть нарушены или изменены в любое время общими ветрами или более крупными конвективными ветровыми системами.

Полуденные ветры вверх по склону в горной топографии, как правило, вызывают слабые общие ветры выше вершины хребта. Общий ветровой поток проходит над восходящими течениями над гребнем.Эти восходящие течения могут эффективно создавать или изменять волны в общем ветровом потоке. Часто дневные верхние ветры ощущаются только на самых высоких вершинах. В этой ситуации приземные ветры, за исключением самых высоких пиков, представляют собой практически чисто конвективные ветры. Ветры вверх по склону преобладают на седловинах и нижних гребнях и в сочетании с ветрами вверх по долинам определяют скорость и направление ветра на более низких высотах.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего течения ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов.На Дальнем Западе воздух в потоке наверху с Северо-Тихоокеанского антициклона опускается и поэтому обычно бывает теплым и сухим. Ночью этот воздух можно найти на более высоких уровнях, по крайней мере, до хребта Сьерра-Каскад. Огонь, догоревший до вершины хребта, под влиянием восходящих послеполуденных ветров может разгореться, а его распространение может сильно пострадать, так как он попадает под влияние общего ветрового потока. Подобные явления могут происходить и в других горных странах.

Общие ветры модифицируются местным ветровым потоком.Слабые общие ветры могут существовать только на вершинах хребтов или над ними, когда преобладают сильные восходящие ветры. Ветры вверх по склону могут создавать или усиливать волновое движение в общем ветровом потоке.

Долинные ветры подвержены влиянию общего потока ветра в соответствии с их относительной силой, направлением и температурой. Степень взаимодействия также меняется от дня к ночи.

Общий ветер оказывает максимальное влияние на долинные ветры в дневное время, когда сильный общий ветер дует параллельно долине.Если общий ветер дует в направлении верхового ветра и воздух относительно нестабилен, влияние общего ветра будет ощущаться на дне долины. Результирующий приземный ветер будет представлять собой комбинацию общего ветра и ветра в верховьях. Когда общий ветер дует в направлении, противоположном ветру в верховьях, его влияние распространяется на некоторое расстояние вниз в долину, и наблюдаемый приземный ветер будет результатом действия ветров в верховьях и общего ветра.

Общие ветры, дующие под прямым углом к ​​оси долины в дневное время, оказывают гораздо меньшее влияние на характер ветра в долине, чем ветры, дующие вдоль долины.Хребты, как правило, защищают циркуляцию долины от воздействия общего ветра.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего потока ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов. Если воздух, приносимый общим ветром, относительно холодный, этот ветер может добавиться к нисходящему ветру с подветренной стороны хребтов и привести к увеличению скорости.

Важным фактором является относительная холодность или плотность воздуха, приносимого общими ветрами.Относительно теплый воздух будет продолжать течь вверх, не опускаясь в долины и каньоны и не нарушая конвективные ветровые системы. Но холодный, относительно плотный воздух в сочетании с сильным общим ветровым потоком имеет тенденцию следовать по поверхности рельефа, размывая долины и каньоны и полностью стирая системы долинных ветров. Такие эффекты обычны в холодном воздухе после прохождения холодного фронта и в глубоких слоях холодного морского воздуха вдоль побережья Тихого океана. В этих ситуациях преобладает общий ветровой поток.

Эти эффекты наиболее выражены, когда общий поток ветра параллелен оси долины. Сильные ветры, дующие через узкие долины и каньоны, могут не упасть в них, поскольку инерция может слишком быстро переносить воздушный поток. Кроме того, существуют промежуточные ситуации, когда общий поток ветра лишь частично возмущает долинные ветровые системы. Общие ветры согревают адиабатически, спускаясь по склонам с наветренной стороны долины. Если нисходящий воздух достигает температуры, равной температуре воздуха в долине, он покидает склон и пересекает долину.Чем прохладнее воздух, поступающий с общим ветром, тем дальше он будет опускаться в долину.

Ночная инверсия в долине эффективно защищает ветры, дующие вниз по склону и долине, от общего ветрового потока наверху.

Общие ветры в ночное время обычно оказывают гораздо меньшее влияние на долинные ветровые системы, чем в дневное время. Обычно в долинах образуется ночная инверсия, эффективно ограждающая долинный ветер от общего ветрового потока. Опять же, есть важные исключения, которые необходимо учитывать.

Если воздух, приносимый общим ветровым потоком, относительно холодный и имеет соответствующее направление, общий ветер может сочетаться с нисходящими и долинными ветрами и вызывать довольно сильные приземные ветры, особенно в вечерние часы. Однако позже в течение ночи дальнейшее охлаждение обычно приводит к инверсии поверхности, и общее влияние ветра поднимается до вершины инверсии.

Другим важным исключением является воздействие горных волн с подветренной стороны.Как упоминалось в предыдущей главе, когда горные волны распространяются на поверхность, они полностью заслоняют долинные ветры. В условиях ветра фен это может происходить днем ​​или ночью, но после первого дня ветра фена это чаще всего происходит в вечерние часы.

Дневные ветры вниз по склону

До полудня в западных Прибрежных хребтах местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и вверх по каньону как с восточной, так и с западной сторон. Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне.Если наверху развивается западный поток, он временно проходит над зоной конвергенции и восточно-склоновыми ветрами.

Исключение из нормального дневного течения вверх по каньону, вверх по склону, происходит достаточно часто на восточных склонах хребтов Тихоокеанского побережья, что требует дальнейшего обсуждения. До полудня, при отсутствии преобладающего общего потока ветра, местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и поднимаются вверх по течению как на западной, так и на восточной сторонах Прибрежных хребтов. Обычно течение через щели и седловины имеет восточное направление из-за более сильного прогрева с восточной стороны в предполуденное время.Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне хребта. К полудню поток вверх по западным склонам усилился, скорее всего, из-за морского бриза или усиления муссонной циркуляции из-за усиления термической ложбины. Зона конвергенции переместилась по хребту на восток, а течение через бреши изменилось на западное.

В некоторые дни зона конвергенции перемещается на восток по мере усиления западного потока. Если в потоке наверху образуются волны подходящей длины и амплитуды, сильные ветры дуют с восточных склонов и обращенных на восток каньонов.

В этом западном потоке образуются волны, которые сначала остаются в воздухе на подветренной стороне гор, а затем всплывают на поверхность, вызывая сильные нисходящие ветры на восточной стороне. Дневные ветры вниз по склону обычно в три раза сильнее, чем предполуденные ветры вверх по склону. В одних районах склоновые послеполуденные ветры в теплое время года случаются почти каждый день, в других — лишь изредка. Время смены ветра с восходящего на нисходящий на восточной стороне может варьироваться от позднего утра до позднего вечера, но чаще всего это около полудня или раннее утро.В некоторые дни восходящие ветры восстанавливаются ближе к вечеру, когда горные волны поднимаются вверх. В другие дни нисходящие послеполуденные ветры ослабевают и меняются. . Они возникают в жаркие дни над сухой местностью при ясном небе и слабом ветре.

При интенсивном нагреве воздух у земли часто приобретает градиент 0.2°F. на 10 футов, что примерно в 3,5 раза превышает скорость сухой адиабаты. В этом случае неустойчивость настолько велика, что внутри слоя может произойти опрокидывание даже в спокойном воздухе. Перегретый воздух поднимается вверх по колоннам или дымоходам, создавая сильные конвективные циркуляции и втягивая горячий воздух из поверхностного слоя. Обычно развивается восходящее спиралевидное движение. Спираль аналогична эффекту водоворота, почти всегда наблюдаемому при сливе воды из умывальника. Поток становится спиральным, потому что горизонтальный поток к основанию почти всегда разбалансирован.

Угловой градиент, упомянутый в предыдущем абзаце, называется автоконвективным градиентом . Более высокая нестабильность может спонтанно создавать восходящие потоки, но обычно восходящий поток инициируется пусковым действием. Восходящие потоки также могут начаться, если слой приобретает только сверхадиабатический градиент; то есть градиент меньше, чем автоконвективный, но больше, чем сухой адиабатический. Однако при сверхадиабатических градиентах спокойный приземный воздух фактически остается в вертикальном равновесии и становится плавучим только в том случае, если его поднимают .В этом случае какое-то триггерное действие должно обеспечить первоначальный импульс вверх. Одним из распространенных пусковых воздействий является отклонение приземного ветра вверх препятствием.

Вероятно, что почти все восходящие потоки имеют некоторое вихревое движение, но обычно оно слабое и невидимое. Чем сильнее восходящий поток, тем сильнее вихрь, потому что в вихрь втягивается больший объем воздуха. Вращательное движение усиливается по мере того, как воздух течет к центру, почти так же, как вращение конькобежца усиливается, когда он перемещает руки из вытянутого положения к телу.Вихрь становится видимым, если восходящий поток становится достаточно сильным, чтобы поднимать песок, пыль или другой мусор. Направление вращения случайное, в зависимости от действия срабатывания. Это может быть как по часовой, так и против часовой стрелки.

Вихри образуются, когда в перегретом слое у земли развивается достаточная неустойчивость. Скрытая энергия может быть высвобождена каким-либо пусковым механизмом, например препятствием или острым гребнем. После установления конвекции воздух из нагретого слоя втягивается в прорыв.

Вихри могут оставаться неподвижными или двигаться вместе с приземным ветром. Если пусковое воздействие производится неподвижным объектом, то вихрь обычно остается рядом с объектом. Если он отделится, он может отмереть, и над объектом разовьется другой. Те вихри, которые движутся, имеют тенденцию двигаться к возвышенностям. Некоторые вихри длятся всего несколько секунд, но многие длятся несколько минут, а некоторые продолжаются несколько часов.

Размеры вихрей значительно различаются.Диаметры колеблются от 10 до более чем 100 футов, а высота колеблется от 10 футов до 3000 или 4000 футов в крайних случаях. Скорость ветра в смерчах часто превышает 20 м/ч. а в некоторых случаях превышала 50 миль в час. Восходящие течения могут достигать скорости от 25 до 30 миль в час. и может собирать крупный мусор.

Вихри часты в области, которая только что сгорела. Почерневшая зола и обугленные материалы хорошо поглощают солнечное тепло, а горячие точки, оставшиеся в зоне пожара, также могут нагревать воздух.Вихрь иногда оживляет, казалось бы, потухший костер, подхватывает тлеющие угли и распространяет огонь на новые виды топлива.

Огненные вихри

Тепло, выделяемое пожарами, создает крайнюю нестабильность в нижних слоях воздуха и может вызывать сильные огненные вихри . Известно, что такие огненные вихри скручивают деревья диаметром более 3 футов. Они могут подбирать большие тлеющие угли, поднимать их вверх, а затем выбрасывать их далеко через линию огня и вызывать многочисленные точечные пожары. Временами огненные вихри уходят за пределы основного очага возгорания, но как только они это делают, пламя гаснет, и они становятся обычными вихрями, движущимися по ландшафту.

Огненные вихри чаще всего возникают там, где горят большие концентрации топлива и выделяется большое количество тепла на небольшой площади. Часто присутствуют механические силы, которые служат спусковым механизмом для запуска водоворота. Излюбленным местом для огненных вихрей является подветренная сторона хребта, где нагретый от огня воздух защищен от общих ветров. Механические завихрения, возникающие при обдувании хребта ветром, могут служить пусковым механизмом для запуска водоворота. Ветер может усугубить нестабильность, принося холодный воздух на более высокие уровни по сравнению с нагретым огнем воздухом с подветренной стороны. Воздушные потоки с разной скоростью или с разных направлений в соседних помещениях могут механически вызывать огненные вихри в нагретом огнем воздухе. Огненные вихри также наблюдались на относительно ровной местности. В этих случаях вихри, кажется, начинаются, когда часть огня достигает критического уровня выхода энергии.

Грозовые ветры

Особые ветры, связанные с ростом кучевых облаков и развитием грозы, являются истинно конвективными ветрами.По этой причине они будут описаны здесь, хотя мы еще вернемся к ним, когда будем рассматривать стадии развития грозы в главе 10. Эти ветры представляют собой (1) восходящих потоков , преобладающих в растущих кучевых облаках и под ними, (2) нисходящие потоки на более поздних стадиях полного развития грозы и (3) отток холодного воздуха, который иногда приобретает характеристики шквала.

Восходящие потоки кучевых облаков, формирующихся над пиками и гребнями, могут фактически усиливать восходящие ветры, инициировавшие формирование облаков.

Всегда есть сильных восходящих потоков внутри растущих кучевых облаков, иногда со скоростью 30 миль в час. или более, даже если кучевые облака не перерастают в грозу. Обычно воздух, поступающий в основание облака, поступает как из нагретого воздуха у поверхности, так и из воздуха, окружающего восходящий поток. Поток к основанию облака может не ощущаться очень далеко ниже или вдали от облачной ячейки. Однако ячейка, формирующаяся над пиком или хребтом, может фактически увеличить скорость восходящих ветров, которые инициировали формирование облаков.Кучевое облако, образовавшееся в другом месте и дрейфующее над пиком или хребтом, также может усиливать восходящие ветры, в то время как облако растет с новой силой. При продолжающемся дрейфе облако может увлечь за собой конвекцию на вершине хребта на значительное расстояние, прежде чем отделиться.

Если кучевое облако превращается в зрелую грозу, падающий дождь внутри и под облаком увлекает за собой воздух и вызывает нисходящий поток. Нисходящий воздух, который остается насыщенным за счет испарения дождевых капель, обычно нагревается с влажно-адиабатической скоростью.Но воздух, тянущийся вниз на начальных стадиях грозового нисходящего потока, нагревается с меньшей скоростью из-за вовлечения окружающего более холодного воздуха и наличия холодных капель дождя или кристаллов льда. Если этот воздух тянуть вниз до точки, где он холоднее окружающего воздуха, он может стекать на землю в виде сильного нисходящего потока. На ровной местности это становится приземным ветром, управляемым направлением общего ветра и благоприятными каналами воздушного потока. Это называется первым порывом и будет более подробно рассмотрено в главе 10.

Нисходящий поток во время зрелой грозы продолжается от основания облака к земле и, будучи состоящим из холодного воздуха, повторяет топографию. Он поражает внезапно и сильно, но длится недолго.

В гористой местности нисходящие грозовые потоки имеют тенденцию продолжать свой путь вниз по основным дренажным путям. Скорость 20 или 30 миль в час. распространены, и скорость от 60 до 75 миль в час. были измерены. Если он достаточно плотный, воздух имеет достаточную инерцию, чтобы преодолеть по крайней мере короткие неблагоприятные склоны при своем нисходящем падении.Высокие скорости и шероховатость поверхности делают эти ветры чрезвычайно порывистыми. Они сильнее, когда воздушная масса горячая, например, ближе к вечеру, чем ночью или до полудня. Хотя они дуют внезапно и сильно, нисходящие ветры кратковременны.

Хотя нисходящие ветры являются обычной характеристикой гроз, для возникновения нисходящих потоков не обязательно, чтобы развивающиеся кучевые облака достигли стадии грозы. Нисходящие потоки могут образовываться в жаркие дни из-за возвышающихся кучевых облаков, дающих только сильные осадки.

Шквальные ветры часто предшествуют или сопровождают грозы в гористой местности на западе. Эти бури часто охлаждают значительные массы воздуха, покрывая площадь в сто или несколько сотен квадратных миль. Появляясь в теплые летние месяцы, эти прохладные воздушные массы сильно контрастируют по температуре с окружающей средой. По мере того как этот воздух распространяется и оседает на более низкие уровни, передняя кромка — фронт — сопровождается шквалистыми ветрами. Они сильные и порывистые; они начинаются и быстро заканчиваются.Они ведут себя так же, как ветер в полосах шквалов перед холодными фронтами, но имеют меньший географический масштаб. Однако они могут уйти на много миль за пределы первоначальной зоны шторма.

Резюме

В эту главу, посвященную конвективным ветрам, мы включили местные ветры, возникающие из-за местных перепадов температур. Любые факторы, влияющие на нагрев и охлаждение, будут влиять на конвективные ветры. На эти ветры также будет влиять общий ветровой поток. Наиболее известные конвективные ветры — это сухопутные и морские бризы, долинные и склоновые ветры, вихри и ветры, связанные с конвективными кучевыми и грозовыми облаками.

В системе наземных и морских бризов местные ветры возникают из-за разницы температур земли и воды, что, в свою очередь, вызывает разницу в температуре вышележащего воздуха. Склоновые ветры возникают из-за разницы температур между склоновым воздухом и воздухом над долиной. Долинные ветры также возникают из-за разницы температур между воздухом долины и воздухом на той же высоте над равнинами. Сильный локальный нагрев создаст очень нестабильный слой воздуха у поверхности, и внезапное высвобождение этой концентрированной энергии, обычно после запускающего действия, может вызвать вихри.

Восходящие потоки тепла, возникающие в результате локального нагрева, могут образовывать кучевые облака, которые при соответствующих условиях влажности и нестабильности могут перерасти в грозы. Восходящие потоки — это конвективные ветры, характерные для развивающихся кучевых облаков, но нисходящие потоки образуются в грозах после осадков. Нисходящие потоки в зрелой грозе продолжаются от основания облака к земле и, состоящие из холодного воздуха, повторяют топографию. Он ударяет внезапно и яростно, но длится лишь короткое время, начинает падать с облака.

Рассмотрев общую циркуляцию и общую конвекцию, ветры, обратимся теперь к теме воздушных масс и фронтов и связанной с ними погоде.

 

 

7. Конвективные ветры | NWCG

Ветры местного происхождения — конвективные ветры, вызванные локальными перепадами температур, — могут иметь столь же важное значение в поведении пожаров, как и ветры, вызванные профилем давления в синоптическом масштабе. Во многих районах они являются преобладающими ветрами, поскольку затмевают общие ветры.Если их взаимодействия понятны и известны их закономерности, изменения в поведении лесных пожаров можно предсказать с достаточной точностью. Пожары, возникающие вдоль береговой линии, реагируют на изменения наземного и морского бризов. На тех, кто горит в горных долинах, будут влиять местные долинные и склоновые ветры. Конечно, будут времена, когда конвективные ветры будут сильно изменены или полностью уничтожены сильным общим ветровым потоком. Эти случаи, в которых влияние общих ветров на поведение пожара будет преобладающим, должны быть распознаны.

Разрезы

При отсутствии сильных синоптических градиентов давления в местной циркуляции атмосферы часто преобладают ветры, возникающие в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных разницей температур в данной местности. Воздух, нагретый на поверхности, поднимается вверх; охлажденный воздух стремится опуститься. Плавучий воздух поднимается за счет горизонтального воздушного потока, возникающего в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных температурой.

В различных системах конвективной циркуляции вертикальный или горизонтальный поток может быть более важным, но оба они являются частью одной и той же системы.Таким образом, конвективных ветров здесь относятся ко всем ветрам — вверх, вниз или горизонтальные — которые имеют своим основным источником местные перепады температур . Это несколько отличается от обычного метеорологического использования, в котором конвекция подразумевает только восходящее движение.

Конвективные ветры могут усиливаться, противодействовать или устраняться потоком воздуха, источником которого являются более крупные системы давления. Влияние этих общих ветров на конвективные ветровые системы зависит от силы основного ветра, его направления относительно конвективной циркуляции и устойчивости нижних слоев атмосферы.

Характер и сила конвективных ветров зависят от многих других факторов. Поскольку они зависят от температуры, все характеристики окружающей среды, влияющие на нагрев и охлаждение, имеют значение. К числу наиболее важных относятся время года, суточные изменения, облачный покров, характер местности и ее покрытия, такого как вода, растительность или голая земля, а также структура влажности и температуры вышележащей атмосферы.

Сильная зависимость конвективных ветров от температуры делает наблюдения за местной температурой полезными индикаторами вероятного поведения ветра.Одновременные измерения могут показать значительные горизонтальные градиенты температуры. В отсутствие аэрологических зондирований показания на вершинах гор и на дне долин дают точные приблизительные значения градиента температуры и связанной с этим стабильности или нестабильности. Высоту ночной инверсии обычно можно определить в горных долинах путем обхода боковых склонов и снятия показаний термометра.

Сильный поверхностный нагрев создает самые разнообразные и сложные конвективные ветровые системы. Нагретый воздух, примыкающий к нагретым склонам, стремится подняться вверх по склону к гребню, где он стекает более или менее непрерывным потоком.Эти конвективные течения часто вызывают дневные кучевые облака, которые так часто наблюдаются над горными вершинами и хребтами. В основном на равнинной местности воздух, нагретый у поверхности, имеет тенденцию оставаться в застойных слоях из-за инерции, пока он не достигнет критической точки нестабильности или не будет выпущен механическим срабатыванием. Уходящий воздух обычно принимает форму прерывистых пузырьков, которые вырываются на свободу и поднимаются вверх под действием окружающего более плотного воздуха. По мере подъема пузырьки растут за счет расширения и смешивания с окружающим воздухом.Они тоже могут образовывать кучевые облака. Перегретый воздух может выходить также в виде восходящих по спирали вихрей или пылевых вихрей. Эти вихри притягивают новые запасы нагретого воздуха по мере движения по поверхности.

Воздух, охлажденный у поверхности, почти всегда течет вниз по самому крутому маршруту, стремясь к самым низким уровням. По пути, если он встречает под собой более холодный воздух, нисходящий воздух распространяется поверх более холодного слоя.

Другие типы местной конвективной циркуляции, включающие как вертикальное, так и горизонтальное движение, возникают там, где существуют различия в нагреве между значительными соседними территориями.Наиболее знакомыми среди них являются наземные и морские бризы, дующие вдоль океанских берегов и вокруг более крупных внутренних озер и заливов.

Сильное поверхностное отопление позволяет создавать несколько видов конвективных систем. Вдоль нагретых склонов развиваются восходящие ветры. Перегретый воздух на равнинной местности устремляется вверх в виде пузырьков или в виде вихрей или пылевых вихрей.

Сухопутные и морские бризы

По мере того, как в дневное время поверхности суши становятся теплее, чем прилегающие водные поверхности, а воздух над сушей становится червячным и плавучим, более плотный морской бриз начинает течь вглубь суши над водой и нагнетает менее плотный воздух вверх.

В дневное время, когда поверхность суши становится теплее прилегающей поверхности воды, воздух над сушей расширяется, становится менее плотным, а давление становится ниже, чем над близлежащей водой. В главе 2 мы подробно рассмотрели несколько причин, по которым поверхность суши становится теплее, чем поверхность воды в дневное время. В результате этой разницы давлений в местном масштабе морской бриз начинает течь вглубь суши над водой, заставляя теплый воздух над сушей подниматься и адиабатически охлаждаться. При отсутствии сильных общих ветров этот воздух течет в сторону моря наверху, заменяя воздух, осевший и двигавшийся к берегу, и таким образом завершает циркуляционную ячейку.

Общий ветер, дующий в сторону моря, действует против морского бриза и, если он достаточно сильный, может полностью блокировать морской бриз.

Поверхностный морской бриз начинается около полудня, усиливается в течение дня и заканчивается к закату, хотя время может значительно варьироваться в зависимости от местного из-за условий облачности и общих ветров.Бриз начинается у побережья, затем постепенно продвигается все дальше и дальше вглубь суши в течение дня, достигая своего максимального проникновения примерно во время максимальной температуры.

наземный бриз ночью противоположен дневному морскому бризу. Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды (обсуждается в главе 2). Воздух, соприкасающийся с землей, становится холоднее, чем воздух над соседней водой. Увеличение плотности воздуха приводит к тому, что давление над сушей становится относительно выше, чем над водой, и эта разница давлений, в свою очередь, заставляет воздух течь с суши в воду.Воздух должен быть заменен, но любой обратный поток наверху, вероятно, будет настолько слабым и рассеянным, что теряется в преобладающих общих ветрах.

Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды. Воздух, соприкасаясь с землей, становится прохладным и течет над водой в виде сухопутного бриза, вытесняя более теплый воздух.

Если морской воздух скапливается над водой морским ветром, он может устремиться вглубь суши подобно небольшому холодному фронту, когда местная разница давлений станет достаточно большой.

Сухопутный бриз начинается через 2-3 часа после захода солнца и заканчивается вскоре после восхода солнца. Это более мягкое течение, чем морской бриз, обычно со скоростью от 3 до 5 миль в час. Наземный воздух, охлажденный снизу от соприкосновения с землей, стабилен. Поэтому бриз с суши более ламинарный и более мелкий, чем морской бриз.

Ежедневные сухопутные и морские бризы имеют тенденцию возникать достаточно регулярно, когда нет значительного влияния общего ветрового потока. Однако, когда общие ветры достаточно сильны, они обычно маскируют наземный и морской бриз.Общий ветер, дующий в сторону моря, противостоит морскому бризу и, если он достаточно силен, может препятствовать его развитию. В любом случае морской бриз задерживается. В зависимости от силы общего ветра эта задержка может продлиться до полудня. Это часто приводит к «скоплению» морского воздуха у берегов. Затем, когда местная разность давлений становится достаточно большой, этот морской воздух перемещается вглубь суши с характеристиками мелкомасштабного холодного фронта. Воздух за фронтом изначально прохладный и влажный, но быстро нагревается по мере движения по нагретой солнцем земле.

Сухопутный бриз не формируется против сильного берегового общего ветра. Однако обычно сухопутный бриз скользит под действием береговых ветров со скоростью света. При этом сухопутный бриз не распространяется очень далеко в сторону моря.

Общие ветры вдоль неровной или извилистой береговой линии могут противостоять морскому бризу в одном секторе, но не в другом.

Общие ветры, дующие либо в направлении сухопутного или морского бриза, либо параллельно берегу, имеют тенденцию маскировать истинный компонент сухопутного или морского бриза.Сильные общие ветры вызывают механическое перемешивание, которое уменьшает разницу температур между сушей и поверхностью моря. При этом составляющая морского бриза становится слабой и лишь незначительно изменяет общий поток ветра. Общие ветры также имеют тенденцию маскировать особенности замкнутых ячеек циркуляции наземного и морского бриза, затмевая обратный поток наверху. Например, при береговом общем ветре наверху в дневной циркуляции морского бриза нет обратного потока.

Общие ветры вдоль неровной или изогнутой береговой линии могут противодействовать сухопутному или морскому бризу в одном секторе и поддерживать его в другом. Часто также смещающиеся общие ветры могут вызывать периодические изменения этих эффектов в близлежащих местах и ​​могут приводить к сильно изменчивым местным ветровым режимам.

Сухопутные и морские бризы дуют на большей части побережья Тихого океана, Мексиканского залива и Атлантического побережья. Восточные и западные наземные и морские бризы различаются по своему поведению из-за заметных различий в общих схемах циркуляции, температурных контрастах и ​​топографии. Значимость этих факторов на местном уровне зависит от местного климата, а также от формы и ориентации береговой линии и внутренней топографии.

Бриз залива и Атлантики

На востоке бризы с суши и моря наиболее выражены в конце весны и в начале лета, когда разница температур суши и воды наиболее велика, и они сужаются к концу теплого сезона по мере уменьшения разницы температур . Они достаточно сильны в весенний и осенний сезон пожаров, чтобы их можно было рассматривать как важные элементы пожарной погоды в прибрежных районах.

Циркуляции бризов на суше и на море на Востоке чаще определяются изменениями общего режима ветра, чем на Западе.В остальном восточный наземный и морской бриз представляют собой более простую ситуацию, чем западный, потому что рельеф побережья плоский и однородный.

Во время сезона пожаров на востоке общая схема циркуляции такова, что как на побережье Персидского залива, так и на атлантическом побережье часто бывают периоды береговых или морских ветров, достаточно сильных, чтобы блокировать или маскировать развитие сухопутного и морского бриза. Береговые общие ветры почти всегда маскируют влияние морского бриза. С другой стороны, в периоды от слабых до умеренных морских ветров морской бриз может развиваться и перемещаться вглубь суши.Однако против встречного общего ветра морской бриз движется вперед за небольшим холодным фронтом. Он движется медленно, возможно, со скоростью 3 или 4 мили в час, и временами может колебаться взад и вперед в зависимости от силы общего ветра. В дополнение к быстрым изменениям скорости и направления ветра, связанным с прохождением холодного фронта, небольшая площадь может, таким образом, подвергаться нескольким таким прохождению в течение значительного времени. При таком медленном и прерывистом темпе морской бриз к вечеру мог проникнуть вглубь суши всего на несколько миль.

Еще одной особенностью этого типа морского бриза является то, что он действует в зоне схождения. Это способствует турбулентному вертикальному движению в дополнение к упомянутым выше горизонтальным поверхностным возмущениям. Эта комбинация может создать критические пожаро-погодные ситуации , особенно с учетом того факта, что этот тип морского бриза имеет тенденцию возникать в дни высокой пожароопасности.

Обратный бриз с суши часто становится лишь частью основного морского ветра и, таким образом, теряет свою идентичность.

Морской бриз Тихоокеанского побережья

Морской бриз Тихоокеанского побережья достигает своего пика в разгар летнего сезона пожаров. Это важная особенность летней погоды на большей части побережья Тихого океана. Температура воды здесь гораздо ниже, чем вдоль Мексиканского залива и Атлантического побережья. Интенсивный дневной нагрев суши при ясном небе является дополнительным фактором, вызывающим большую разницу температур суши и воды вдоль побережья Тихого океана. Поэтому морской бриз сильнее у западного побережья, чем у восточного.Это ежедневное летнее явление вдоль побережья Тихого океана, за исключением редких случаев, когда ему противостоит общая циркуляция.

Обычно общий ветер служит для усиления морского бриза Тихоокеанского побережья. В летние месяцы полупостоянный Северо-Тихоокеанский Хай расположен в районе между Гавайями и Аляской. Поток от этого максимума к Калифорнийскому минимуму приводит к прибрежным поверхностным ветрам на большей части побережья Тихого океана. Этот сезонный сток, называемый тихоокеанским побережьем муссона , начинается весной и продолжается до осени.Морской бриз накладывается на муссонную циркуляцию. В течение дня воздух с океана движется вглубь суши, поднимается вверх по мере нагревания, смешивается с верхними ветрами и замещается со стороны моря постепенно оседающим воздухом из общей циркуляции.

Поскольку муссоны текут к берегу и днем, и ночью, они имеют тенденцию ослаблять или уменьшать до незначительной величины ночной бриз. Однако это противостояние сил также замедляет ночной муссон на берегу. В течение дня морской бриз, которому помогает сезон дождей, приносит свежий прилив морского воздуха.Благодаря этой помощи морской слой толще и перемещается дальше вглубь суши, чем морской бриз на востоке.

Тихоокеанский морской бриз приносит в прибрежные районы относительно прохладный влажный морской воздух. Прохождение передней кромки этого воздуха — фронта морского бриза — отмечается сменой ветра и увеличением его скорости. Часто оно сопровождается туманом или низкой слоистой облачностью, особенно в утренние часы. Однако в течение первых нескольких миль вглубь суши морской воздух нагревается, проходя над более теплой сушей. Если слой морского воздуха мельче, чем обычно, этот воздух может вскоре стать почти таким же теплым, как воздух, который он заменяет. В этом случае резкие температурные контрасты сохраняются у побережья, а нагретый морской бриз может проникать на много миль дальше.

Таким образом, влияние морского бриза на поведение пожара может значительно различаться. Там, где морской воздух существенно не изменяется, его более низкие температуры и более высокая влажность создают менее опасную пожароопасную погоду. Там, где морской воздух подвергается значительным изменениям в результате нагревания, изменения температуры и влажности с фронтом морского бриза становятся незначительными, в то время как изменение направления ветра, увеличение его скорости и порывистости могут нанести серьезный ущерб управлению огнем.

Из-за поверхностного трения морской бриз часто перемещается вглубь суши в верхней части морского слоя быстрее, чем на поверхности. Нестабильность и конвективное перемешивание, вызванное потеплением поверхности, затем имеют тенденцию поднимать морской бриз вверх к поверхности, так что кажется, что фронт морского бриза продвигается по поверхности скачками или волнами. Движение несколько аналогично движению передних частей бесконечных металлических гусениц движущегося трактора.

Тихоокеанский морской бриз характеризуется значительной термической турбулентностью и при благоприятных условиях может распространяться вглубь суши на 30–40 миль и более от воды.Глубина морского бриза обычно составляет от 1200 до 1500 футов, но иногда достигает 3000 футов и более. Его интенсивность будет варьироваться в зависимости от контраста температуры воды и суши, но обычно его скорость составляет от 10 до 15 миль в час.

Горы вдоль побережья Тихого океана препятствуют свободному потоку приземного воздуха между водой и сушей. На обращенных к морю склонах морской бриз может сочетаться с ветром вверх по склону в дневное время, перенося таким образом модифицированный морской воздух на более высокие возвышенности в прибрежных горах.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие прибрежные хребты, являются основными путями течения внутренних морских бризов. Потока прохладного влажного воздуха достаточно, чтобы переносить огромное количество морского воздуха внутрь суши, помогая поддерживать внутреннюю влажность летом на умеренном уровне в районах напротив перевалов. Здесь морской бриз соединяется с послеобеденными ветрами вверх по долине и каньону, в результате чего течение становится более прохладным и относительно сильным. В широких долинах этот поток принимает обычные характеристики морского бриза, но в узких каньонах и ущельях он может быть сильным и очень порывистым вследствие как механической, так и тепловой турбулентности.

Горы вдоль береговой линии препятствуют свободному потоку воздуха между водой и сушей. На склонах, обращенных к морю, морской бриз может сочетаться с восходящими ветрами в дневное время и приносить модифицированный морской воздух на возвышенности.

Прибрежные горы также перекрывают основной поток с суши в море в ночное время. Нисходящие ветры на склонах, обращенных к океану, присоединяются к слабому бризу с суши ночью с прибрежной полосы, но, опять же, вытекающие речные системы обеспечивают основные пути течения. Поток вниз по долине и вниз по каньону, как и обычный наземный бриз, представляет собой относительно неглубокую и низкоскоростную ветровую систему.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие прибрежные хребты, являются основными путями течения морского бриза.

Мелкомасштабные суточные циркуляции, сходные в принципе с наземными и морскими бризами, возникают вдоль берегов внутренних водоемов. Озерные бризы могут возникать вдоль берегов озер или других водоемов, достаточно больших для установления достаточного градиента температуры воздуха.Озерный бриз распространен летом, например, по берегам Великих озер. Летним днем ​​на большинстве береговых станций нередко дуют береговые ветры.

Ветры на склонах и долинах

Ветры в горной топографии чрезвычайно сложны. Часть времени в приземном слое преобладают общие ветры, связанные с более крупными системами давления. Но когда более крупные системы давления ослабевают, общие ветры уменьшаются. Тогда при наличии сильного дневного прогрева или ночного похолодания важной чертой горной погоды становятся конвективные ветры местного происхождения. Эти условия типичны для ясной летней погоды, при которой наблюдается большой суточный разброс приземных температур воздуха.

Общие и конвективные ветры могут смещать, усиливать или противодействовать друг другу. Их отношение друг к другу может быстро меняться — часто с удивительной быстротой. Часто отмечаются различия между различными особенностями местности, иногда разделенными только ярдами. В одном случае конвективная активность может доминировать над наблюдаемым приземным ветром, а в другом она может позволить скорости и направлению ветра наверху доминировать над приземным потоком в процессе перемешивания.

Взаимодействия между воздушными потоками различного происхождения, локальными градиентами давления, вызванными неравномерным нагревом горных склонов, и чрезвычайно сложными физическими формами горных систем в совокупности препятствуют жесткому применению эмпирических правил к конвективным ветрам в горных районах. Каждая локальная ситуация должна интерпретироваться с точки зрения ее уникальных качеств. Поведение ветра, описанное в этом разделе, считается типичным, но оно может прерваться или измениться практически в любое время и в любом месте.

Различия в нагреве воздуха над горными склонами, дном каньонов, долинами и прилегающими равнинами приводят к возникновению нескольких разных, но связанных ветряных систем. Эти системы в большинстве случаев комбинируются и работают вместе. Их общий знаменатель — вверх по долине, вверх по каньону, вверх по склону днем ​​и вниз по течению ночью. Они возникают из-за перепадов горизонтального давления, локальных изменений устойчивости, которые способствуют вертикальному движению, или из комбинации этих двух факторов.

Склоновые ветры

Склоновые ветры – это местные дневные ветры, присутствующие на всех наклонных поверхностях.Они текут вверх по склону днем ​​в результате нагрева поверхности и вниз по склону ночью из-за охлаждения поверхности. Склоновые ветры возникают из-за местного градиента давления, вызванного разницей температур воздуха вблизи склона и воздуха на той же высоте вдали от склона.

Воздух, нагретый при соприкосновении с вертикальными или наклонными поверхностями, поднимается вверх и образует естественные дымоходы, по которым теплый воздух поднимается с поверхности.

В дневное время оболочка теплого воздуха у склона служит естественным дымоходом и обеспечивает путь наименьшего сопротивления восходящему потоку теплого воздуха.Овраги или желоба, обращенные к солнцу, являются особенно эффективными дымоходами из-за большой площади обогреваемой поверхности и более крутых склонов; ветры здесь часто сильнее, чем на промежуточных отрогах или однородных склонах. Ветры вверх по склону довольно мелкие, но их сила увеличивается от нижней части склона к верхней части. Турбулентность и глубина неустойчивого слоя увеличиваются к гребню склона, который является основным выходом теплого воздуха. Здесь импульс восходящего воздуха, схождение восходящих ветров с противоположных склонов и механическая турбулентность в совокупности делают хребет очень турбулентным регионом, где большая часть теплого воздуха уходит вверх. Гребни более высоких хребтов также, вероятно, испытывают влияние общего ветрового потока, если этот поток умеренный или сильный. Ночью прохладный воздух у поверхности течет вниз по склону, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии. Переход от восходящего к нисходящему ветру начинается вскоре после того, как первые склоны уходят в полуденную тень и начинается охлаждение поверхности. На отдельных затяжках и склонах, уходящих в тень, переходный период состоит из (1) затухания восходящего ветра, (2) периода относительного затишья и затем (3) пологого ламинарного течения вниз по склону.

Ветры вверх по склону неглубокие у основания склонов, но их глубина и скорость увеличиваются по мере того, как более нагретый воздух направляется вдоль склона. Пузырьки теплого воздуха, выбрасываемые вверх, вызывают турбулентность, которая увеличивает глубину прогретого слоя.

Ветер на склоне очень мелкий и с меньшей скоростью, чем ветер на склоне. Охлажденный более плотный воздух устойчив, и поэтому нисходящий поток имеет тенденцию быть ламинарным.

Ветры, идущие вниз по склону, могут быть временно блокированы там, где есть препятствия для свободного течения, такие как изогнутые каньоны и густой кустарник или лес.Прохладный воздух со склонов скапливается в низинах и переполняет их, когда они заполнены. Главной силой здесь является гравитация. При слабых и умеренных температурных контрастах воздушный поток имеет тенденцию следовать по самым крутым нисходящим маршрутам через топографию. Сильные контрасты температур воздуха приводят к относительно более высоким скоростям воздуха. При достаточном импульсе воздух имеет тенденцию течь по прямой траектории над небольшими топографическими препятствиями, а не разделяться и обтекать их по нисходящему пути.

Ветры на склонах мелкие, а течение имеет тенденцию быть ламинарным.Холодному воздуху могут препятствовать такие препятствия, как густой кустарник или дерево.

Прохладный плотный воздух скапливается на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Нисходящие ветры сверху инверсии продолжаются вниз, пока не достигнут воздуха собственной плотности. Там они расходятся горизонтально над каньоном или долиной. Это может быть либо вблизи вершины инверсии, либо на некотором расстоянии ниже вершины.

Ночью более плотный прохладный воздух у поверхности склонов стекает вниз, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии.Основная сила — гравитация.

Теоретически как восходящие, так и нисходящие ветры могут приводить к поперечной циркуляции. Охлажденный ночью на склонах воздух стекает вниз и может быть заменен воздухом со дна долины. Воздух, идущий вверх по склону в дневное время, может быть заменен более прохладным воздухом, оседающим над центром долины. Циркуляционная система может быть завершена, если восходящий поток воздуха, достигнув верхних склонов, достаточно адиабатически остыл, чтобы вытечь через долину и заменить осевший воздух.Однако при сильном дневном прогреве долинная циркуляция может отсутствовать. Вдоль склонов постоянно прогревается восходящий воздух. Адиабатического охлаждения может быть недостаточно, чтобы компенсировать потепление, и более теплый воздух выталкивается вверх над вершинами хребтов более плотным приземным воздухом, приносимым ветром вверх по долине.

Прохладный плотный воздух оседает на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Прохладный воздух течет наружу над дном долины, когда достигает воздуха с собственной плотностью.

Долинные ветры

Долинные ветры являются результатом местных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над прилегающей равниной. Течение меняется от дня к ночи.

Долинные ветры — это дневные ветры, которые дуют вверх по долине днем ​​и вниз по долине ночью. Они являются результатом локальных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над соседней равниной или большей долиной. Эта разница температур и возникающая в результате разница давлений и расход воздуха меняются со дня на ночь. В течение дня воздух в горных долинах и каньонах становится теплее, чем воздух на той же высоте над соседними равнинами или более крупными долинами.

Одной из причин более интенсивного прогрева воздуха горных долин является меньший объем воздуха в долине, чем над той же горизонтальной поверхностью равнины. Остальной объем занимает суша под склонами.Долина может иметь только от половины до трех четвертей объема воздуха, чем над той же горизонтальной площадью поверхности равнины.

Другая причина заключается в том, что воздух горных долин несколько защищен окружающими хребтами от общего ветрового потока. Воздух долины нагревается за счет соприкосновения со склонами, и возникающая в результате циркуляция склонового ветра эффективно распределяет тепло по всей массе воздуха долины. По мере того как воздух долины становится теплее и менее плотным, чем воздух над равниной, устанавливается локальный градиент давления от равнины к долине, и начинается верховой ветер.

В то время как восходящие ветры начинаются через несколько минут после того, как солнце падает на склон, долинные ветры не начинаются до тех пор, пока вся масса воздуха в долине не прогреется. Обычно это середина или поздний полдень, в основном в зависимости от размера долины. Долинный ветер достигает максимальной скорости в первой половине дня и продолжается до вечера. Скорость ветра в верхних долинах в более крупных долинах обычно составляет от 10 до 15 миль в час. Глубина долинного ветра над центром долины обычно примерно равна средней высоте гребня.

Сильные ветры в долинах и каньонах могут быть довольно турбулентными из-за нестабильного воздуха и неровностей местности. Водовороты могут образовываться на изгибах каньонов и в местах слияния притоков. В частности, вдоль верхних гребней течение имеет тенденцию быть довольно неустойчивым. Скорость и направление ветра могут быстро меняться, что резко влияет на поведение пожара.

Склоны вдоль склонов долины начинают охлаждаться ближе к вечеру, и вскоре после того, как они попадают в тень, вниз по склону начинает течь прохладный воздух. Прохладный воздух скапливается на дне долины по мере того, как больше воздуха сверху соприкасается со склонами и охлаждается. В долине нарастает давление, в результате чего восходящий ветер прекращается. При продолжающемся охлаждении поверхностное давление в пределах долины становится выше, чем давление на той же высоте над равниной, и начинается течение по долине.

Комбинированные восходящие и долинные ветры распространяются вверх по течению в течение дня и постоянно делятся на каждом притоке на множество восходящих и восходящих составляющих.

Переход от верхового к нисходящему течению происходит ранней ночью — время зависит от размера долины или каньона и от факторов, благоприятствующих похолоданию и установлению перепада температур. Переход происходит постепенно. Во-первых, нисходящий ветер развивается вдоль дна долины, усиливается ранней ночью и становится нисходящим ветром. Долинный ветер можно рассматривать как исход или высвобождение плотного воздушного бассейна, созданного охлаждением вдоль склонов. Он несколько мельче, чем долинный ветер, с небольшой турбулентностью или без нее из-за стабильной температурной структуры воздуха. Его скорость обычно несколько меньше, чем у ветра в верховьях, но бывают исключения, когда ветер в долинах может быть довольно сильным.

Долинный ветер дует всю ночь и стихает после восхода солнца.

Утренние ветры, дующие вверх по склону, дуют прямо вверх по склонам и слегка притягивают к вершинам хребтов.

Долинные и склоновые ветры не являются независимыми.Наклонное дно долины или каньона также имеет наклонные ветры по всей его длине, хотя эти ветры может быть нелегко отличить от ветров долины. Продвигаясь вверх по течению в дневное время, комбинированный поток постоянно разделяется на входе каждого притока на множество составляющих вверх по оврагам и по склону к вершинам хребтов. Поскольку система долинных ветров усиливается в течение дня, это влияет на направление ветра вверх по склону. Первое утреннее движение прямо вверх по склону и незначительные подъемы на вершину хребта. Затем, когда скорость ветра в долине увеличивается, восходящие ветры меняются на более долинные. К тому времени, когда долинный ветер достигает своего максимума, склоновые ветры, по крайней мере на нижних склонах, могут полностью подчиняться долинному ветру. Вдоль верхних склонов направление может оставаться восходящим, так как восходящий ветер не всегда полностью заполняет долину.

Аналогичным образом страдают ночные нисходящие ветры. Когда долинный ветер полностью развился, он преобладает над потоком вдоль склонов, особенно в нижней части, так что наблюдаемое направление ветра — нисходящее.

 

Влияние ориентации и растительности

По мере того, как в течение дня усиливается долинный ветер, восходящие ветры поворачиваются в более долинном направлении.

Топографическая ориентация является важным фактором, определяющим силу ветра на склонах и долинах и суточный ритм. Ветер на склоне начинается как мягкий восходящий поток вскоре после того, как солнце падает на склон. Поэтому они начинаются сначала на восточных склонах после рассвета и увеличиваются как по интенсивности, так и по протяженности по мере продолжения дневного прогрева.Южный и юго-западный склоны наиболее прогреваются и имеют самые сильные восходящие ветры. Южные склоны достигают максимальной скорости ветра вскоре после полудня, а западные склоны — примерно к полудню. Скорость ветра вверх по склону на южных склонах может быть в несколько раз больше, чем на противоположных северных склонах.

Там, где разноэкспозиционные склоны впадают в общую котловину, одни склоны уходят в тень раньше других, а также до того, как прекращается верховой ветер. Во многих горных бассейнах поздние послеобеденные ветры вверх по долине изгибаются в направлении первого нисходящего потока.Они продолжают смещаться по мере усиления нисходящего потока и затенения дополнительных склонов, пока через некоторое время после захода солнца не произойдет изменение направления на 180 градусов.

Растительный покров на склонах также влияет на склоновые ветры и, в свою очередь, на долинные ветры. Голые склоны и травянистые склоны нагреваются быстрее, чем склоны, покрытые кустарником или деревьями. Поэтому восходящие ветры будут слабее на склонах, покрытых кустарником или деревьями. На самом деле, на покрытых густым лесом склонах восходящий ветер может двигаться над верхушками деревьев, в то время как на поверхности может быть очень мелкий нисходящий поток из-за тени, создаваемой кронами деревьев.

Спусковые ветры начинаются, как только склоны погружаются в тень. В конце дня ветры вверх по долине поворачиваются в направлении первого нисходящего потока.

На нисходящие ветры в ночное время на покрытых густым лесом склонах влияет наличие или отсутствие густого подлеска. Там, где между кроной дерева и поверхностью есть открытое пространство, нисходящий поток будет ограничен областью ствола, а в области кроны преобладает штиль. Лес с густым подлеском является эффективной преградой для нисходящих ветров.Здесь поток отклоняется от густых участков или ограничивается руслами ручьев, дорогами или другими отверстиями, прорезанными в лесу.

 

Взаимодействие долинных и склоновых ветров с общими ветрами

Склоновые и долинные ветры могут быть нарушены или изменены в любое время общими ветрами или более крупными конвективными ветровыми системами.

Полуденные ветры вверх по склону в горной топографии, как правило, вызывают слабые общие ветры выше вершины хребта. Общий ветровой поток проходит над восходящими течениями над гребнем.Эти восходящие течения могут эффективно создавать или изменять волны в общем ветровом потоке. Часто дневные верхние ветры ощущаются только на самых высоких вершинах. В этой ситуации приземные ветры, за исключением самых высоких пиков, представляют собой практически чисто конвективные ветры. Ветры вверх по склону преобладают на седловинах и нижних гребнях и в сочетании с ветрами вверх по долинам определяют скорость и направление ветра на более низких высотах.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего течения ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов. На Дальнем Западе воздух в потоке наверху с Северо-Тихоокеанского антициклона опускается и поэтому обычно бывает теплым и сухим. Ночью этот воздух можно найти на более высоких уровнях, по крайней мере, до хребта Сьерра-Каскад. Огонь, догоревший до вершины хребта, под влиянием восходящих послеполуденных ветров может разгореться, а его распространение может сильно пострадать, так как он попадает под влияние общего ветрового потока. Подобные явления могут происходить и в других горных странах.

Общие ветры модифицируются местным ветровым потоком.Слабые общие ветры могут существовать только на вершинах хребтов или над ними, когда преобладают сильные восходящие ветры. Ветры вверх по склону могут создавать или усиливать волновое движение в общем ветровом потоке.

Долинные ветры подвержены влиянию общего потока ветра в соответствии с их относительной силой, направлением и температурой. Степень взаимодействия также меняется от дня к ночи.

Общий ветер оказывает максимальное влияние на долинные ветры в дневное время, когда сильный общий ветер дует параллельно долине. Если общий ветер дует в направлении верхового ветра и воздух относительно нестабилен, влияние общего ветра будет ощущаться на дне долины. Результирующий приземный ветер будет представлять собой комбинацию общего ветра и ветра в верховьях. Когда общий ветер дует в направлении, противоположном ветру в верховьях, его влияние распространяется на некоторое расстояние вниз в долину, и наблюдаемый приземный ветер будет результатом действия ветров в верховьях и общего ветра.

Общие ветры, дующие под прямым углом к ​​оси долины в дневное время, оказывают гораздо меньшее влияние на характер ветра в долине, чем ветры, дующие вдоль долины.Хребты, как правило, защищают циркуляцию долины от воздействия общего ветра.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего потока ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов. Если воздух, приносимый общим ветром, относительно холодный, этот ветер может добавиться к нисходящему ветру с подветренной стороны хребтов и привести к увеличению скорости.

Важным фактором является относительная холодность или плотность воздуха, приносимого общими ветрами.Относительно теплый воздух будет продолжать течь вверх, не опускаясь в долины и каньоны и не нарушая конвективные ветровые системы. Но холодный, относительно плотный воздух в сочетании с сильным общим ветровым потоком имеет тенденцию следовать по поверхности рельефа, размывая долины и каньоны и полностью стирая системы долинных ветров. Такие эффекты обычны в холодном воздухе после прохождения холодного фронта и в глубоких слоях холодного морского воздуха вдоль побережья Тихого океана. В этих ситуациях преобладает общий ветровой поток.

Эти эффекты наиболее выражены, когда общий поток ветра параллелен оси долины. Сильные ветры, дующие через узкие долины и каньоны, могут не упасть в них, поскольку инерция может слишком быстро переносить воздушный поток. Кроме того, существуют промежуточные ситуации, когда общий поток ветра лишь частично возмущает долинные ветровые системы. Общие ветры согревают адиабатически, спускаясь по склонам с наветренной стороны долины. Если нисходящий воздух достигает температуры, равной температуре воздуха в долине, он покидает склон и пересекает долину.Чем прохладнее воздух, поступающий с общим ветром, тем дальше он будет опускаться в долину.

Ночная инверсия в долине эффективно защищает ветры, дующие вниз по склону и долине, от общего ветрового потока наверху.

Общие ветры в ночное время обычно оказывают гораздо меньшее влияние на долинные ветровые системы, чем в дневное время. Обычно в долинах образуется ночная инверсия, эффективно ограждающая долинный ветер от общего ветрового потока. Опять же, есть важные исключения, которые необходимо учитывать.

Если воздух, приносимый общим ветровым потоком, относительно холодный и имеет соответствующее направление, общий ветер может сочетаться с нисходящими и долинными ветрами и вызывать довольно сильные приземные ветры, особенно в вечерние часы. Однако позже в течение ночи дальнейшее охлаждение обычно приводит к инверсии поверхности, и общее влияние ветра поднимается до вершины инверсии.

Другим важным исключением является воздействие горных волн с подветренной стороны.Как упоминалось в предыдущей главе, когда горные волны распространяются на поверхность, они полностью заслоняют долинные ветры. В условиях ветра фен это может происходить днем ​​или ночью, но после первого дня ветра фена это чаще всего происходит в вечерние часы.

Дневные ветры вниз по склону

До полудня в западных Прибрежных хребтах местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и вверх по каньону как с восточной, так и с западной сторон. Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне.Если наверху развивается западный поток, он временно проходит над зоной конвергенции и восточно-склоновыми ветрами.

Исключение из нормального дневного течения вверх по каньону, вверх по склону, происходит достаточно часто на восточных склонах хребтов Тихоокеанского побережья, что требует дальнейшего обсуждения. До полудня, при отсутствии преобладающего общего потока ветра, местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и поднимаются вверх по течению как на западной, так и на восточной сторонах Прибрежных хребтов. Обычно течение через щели и седловины имеет восточное направление из-за более сильного прогрева с восточной стороны в предполуденное время.Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне хребта. К полудню поток вверх по западным склонам усилился, скорее всего, из-за морского бриза или усиления муссонной циркуляции из-за усиления термической ложбины. Зона конвергенции переместилась по хребту на восток, а течение через бреши изменилось на западное.

В некоторые дни зона конвергенции перемещается на восток по мере усиления западного потока. Если в потоке наверху образуются волны подходящей длины и амплитуды, сильные ветры дуют с восточных склонов и обращенных на восток каньонов.

В этом западном потоке образуются волны, которые сначала остаются в воздухе на подветренной стороне гор, а затем всплывают на поверхность, вызывая сильные нисходящие ветры на восточной стороне. Дневные ветры вниз по склону обычно в три раза сильнее, чем предполуденные ветры вверх по склону. В одних районах склоновые послеполуденные ветры в теплое время года случаются почти каждый день, в других — лишь изредка. Время смены ветра с восходящего на нисходящий на восточной стороне может варьироваться от позднего утра до позднего вечера, но чаще всего это около полудня или раннее утро.В некоторые дни восходящие ветры восстанавливаются ближе к вечеру, когда горные волны поднимаются вверх. В другие дни нисходящие послеполуденные ветры ослабевают и меняются. . Они возникают в жаркие дни над сухой местностью при ясном небе и слабом ветре.

При интенсивном нагреве воздух у земли часто приобретает градиент 0.2°F. на 10 футов, что примерно в 3,5 раза превышает скорость сухой адиабаты. В этом случае неустойчивость настолько велика, что внутри слоя может произойти опрокидывание даже в спокойном воздухе. Перегретый воздух поднимается вверх по колоннам или дымоходам, создавая сильные конвективные циркуляции и всасывая горячий воздух из поверхностного слоя. Обычно развивается восходящее спиралевидное движение. Спираль аналогична эффекту водоворота, почти всегда наблюдаемому при сливе воды из умывальника. Поток становится спиральным, потому что горизонтальный поток к основанию почти всегда разбалансирован.

Угловой градиент, упомянутый в предыдущем абзаце, называется автоконвективным градиентом . Более высокая нестабильность может спонтанно создавать восходящие потоки, но обычно восходящий поток инициируется пусковым действием. Восходящие потоки также могут начаться, если слой приобретает только сверхадиабатический градиент; то есть градиент меньше, чем автоконвективный, но больше, чем сухой адиабатический. Однако при сверхадиабатических градиентах спокойный приземный воздух фактически остается в вертикальном равновесии и становится плавучим только в том случае, если его поднимают .В этом случае какое-то триггерное действие должно обеспечить первоначальный импульс вверх. Одним из распространенных пусковых воздействий является отклонение приземного ветра вверх препятствием.

Вероятно, что почти все восходящие потоки имеют некоторое вихревое движение, но обычно оно слабое и невидимое. Чем сильнее восходящий поток, тем сильнее вихрь, потому что в вихрь втягивается больший объем воздуха. Вращательное движение усиливается по мере того, как воздух течет к центру, почти так же, как вращение конькобежца усиливается, когда он перемещает руки из вытянутого положения к телу.Вихрь становится видимым, если восходящий поток становится достаточно сильным, чтобы поднимать песок, пыль или другой мусор. Направление вращения случайное, в зависимости от действия срабатывания. Это может быть как по часовой, так и против часовой стрелки.

Вихри образуются, когда в перегретом слое у земли развивается достаточная неустойчивость. Скрытая энергия может быть высвобождена каким-либо пусковым механизмом, например препятствием или острым гребнем. После установления конвекции воздух из нагретого слоя втягивается в прорыв.

Вихри могут оставаться неподвижными или двигаться вместе с приземным ветром. Если пусковое воздействие производится неподвижным объектом, то вихрь обычно остается рядом с объектом. Если он отделится, он может отмереть, и над объектом разовьется другой. Те вихри, которые движутся, имеют тенденцию двигаться к возвышенностям. Некоторые вихри длятся всего несколько секунд, но многие длятся несколько минут, а некоторые продолжаются несколько часов.

Размеры вихрей значительно различаются.Диаметры колеблются от 10 до более чем 100 футов, а высота колеблется от 10 футов до 3000 или 4000 футов в крайних случаях. Скорость ветра в смерчах часто превышает 20 м/ч. а в некоторых случаях превышала 50 миль в час. Восходящие течения могут достигать скорости от 25 до 30 миль в час. и может собирать крупный мусор.

Вихри часты в области, которая только что сгорела. Почерневшая зола и обугленные материалы хорошо поглощают солнечное тепло, а горячие точки, оставшиеся в зоне пожара, также могут нагревать воздух.Вихрь иногда оживляет, казалось бы, потухший костер, подхватывает тлеющие угли и распространяет огонь на новые виды топлива.

Огненные вихри

Тепло, выделяемое пожарами, создает крайнюю нестабильность в нижних слоях воздуха и может вызывать сильные огненные вихри . Известно, что такие огненные вихри скручивают деревья диаметром более 3 футов. Они могут подбирать большие тлеющие угли, поднимать их вверх, а затем выбрасывать их далеко через линию огня и вызывать многочисленные точечные пожары. Временами огненные вихри уходят за пределы основного очага возгорания, но как только они это делают, пламя гаснет, и они становятся обычными вихрями, движущимися по ландшафту.

Огненные вихри чаще всего возникают там, где горят большие концентрации топлива и выделяется большое количество тепла на небольшой площади. Часто присутствуют механические силы, которые служат спусковым механизмом для запуска водоворота. Излюбленным местом для огненных вихрей является подветренная сторона хребта, где нагретый от огня воздух защищен от общих ветров. Механические завихрения, возникающие при обдувании хребта ветром, могут служить пусковым механизмом для запуска водоворота. Ветер может усугубить нестабильность, принося холодный воздух на более высокие уровни по сравнению с нагретым огнем воздухом с подветренной стороны. Воздушные потоки с разной скоростью или с разных направлений в соседних помещениях могут механически вызывать огненные вихри в нагретом огнем воздухе. Огненные вихри также наблюдались на относительно ровной местности. В этих случаях вихри, кажется, начинаются, когда часть огня достигает критического уровня выхода энергии.

Грозовые ветры

Особые ветры, связанные с ростом кучевых облаков и развитием грозы, являются истинно конвективными ветрами.По этой причине они будут описаны здесь, хотя мы еще вернемся к ним, когда будем рассматривать стадии развития грозы в главе 10. Эти ветры представляют собой (1) восходящих потоков , преобладающих в растущих кучевых облаках и под ними, (2) нисходящие потоки на более поздних стадиях полного развития грозы и (3) отток холодного воздуха, который иногда приобретает характеристики шквала.

Восходящие потоки кучевых облаков, формирующихся над пиками и гребнями, могут фактически усиливать восходящие ветры, инициировавшие формирование облаков.

Всегда есть сильных восходящих потоков внутри растущих кучевых облаков, иногда со скоростью 30 миль в час. или более, даже если кучевые облака не перерастают в грозу. Обычно воздух, поступающий в основание облака, поступает как из нагретого воздуха у поверхности, так и из воздуха, окружающего восходящий поток. Поток к основанию облака может не ощущаться очень далеко ниже или вдали от облачной ячейки. Однако ячейка, формирующаяся над пиком или хребтом, может фактически увеличить скорость восходящих ветров, которые инициировали формирование облаков.Кучевое облако, образовавшееся в другом месте и дрейфующее над пиком или хребтом, также может усиливать восходящие ветры, в то время как облако растет с новой силой. При продолжающемся дрейфе облако может увлечь за собой конвекцию на вершине хребта на значительное расстояние, прежде чем отделиться.

Если кучевое облако превращается в зрелую грозу, падающий дождь внутри и под облаком увлекает за собой воздух и вызывает нисходящий поток. Нисходящий воздух, который остается насыщенным за счет испарения дождевых капель, обычно нагревается с влажно-адиабатической скоростью.Но воздух, тянущийся вниз на начальных стадиях грозового нисходящего потока, нагревается с меньшей скоростью из-за вовлечения окружающего более холодного воздуха и наличия холодных капель дождя или кристаллов льда. Если этот воздух тянуть вниз до точки, где он холоднее окружающего воздуха, он может стекать на землю в виде сильного нисходящего потока. На ровной местности это становится приземным ветром, управляемым направлением общего ветра и благоприятными каналами воздушного потока. Это называется первым порывом и будет более подробно рассмотрено в главе 10.

Нисходящий поток во время зрелой грозы продолжается от основания облака к земле и, будучи состоящим из холодного воздуха, повторяет топографию. Он поражает внезапно и сильно, но длится недолго.

В гористой местности нисходящие грозовые потоки имеют тенденцию продолжать свой путь вниз по основным дренажным путям. Скорость 20 или 30 миль в час. распространены, и скорость от 60 до 75 миль в час. были измерены. Если он достаточно плотный, воздух имеет достаточную инерцию, чтобы преодолеть по крайней мере короткие неблагоприятные склоны при своем нисходящем падении.Высокие скорости и шероховатость поверхности делают эти ветры чрезвычайно порывистыми. Они сильнее, когда воздушная масса горячая, например, ближе к вечеру, чем ночью или до полудня. Хотя они дуют внезапно и сильно, нисходящие ветры кратковременны.

Хотя нисходящие ветры являются обычной характеристикой гроз, для возникновения нисходящих потоков не обязательно, чтобы развивающиеся кучевые облака достигли стадии грозы. Нисходящие потоки могут образовываться в жаркие дни из-за возвышающихся кучевых облаков, дающих только сильные осадки.

Шквальные ветры часто предшествуют или сопровождают грозы в гористой местности на западе. Эти бури часто охлаждают значительные массы воздуха, покрывая площадь в сто или несколько сотен квадратных миль. Появляясь в теплые летние месяцы, эти прохладные воздушные массы сильно контрастируют по температуре с окружающей средой. По мере того как этот воздух распространяется и оседает на более низкие уровни, передняя кромка — фронт — сопровождается шквалистыми ветрами. Они сильные и порывистые; они начинаются и быстро заканчиваются.Они ведут себя так же, как ветер в полосах шквалов перед холодными фронтами, но имеют меньший географический масштаб. Однако они могут уйти на много миль за пределы первоначальной зоны шторма.

Резюме

В эту главу, посвященную конвективным ветрам, мы включили местные ветры, возникающие из-за местных перепадов температур. Любые факторы, влияющие на нагрев и охлаждение, будут влиять на конвективные ветры. На эти ветры также будет влиять общий ветровой поток. Наиболее известные конвективные ветры — это сухопутные и морские бризы, долинные и склоновые ветры, вихри и ветры, связанные с конвективными кучевыми и грозовыми облаками.

В системе наземных и морских бризов местные ветры возникают из-за разницы температур земли и воды, что, в свою очередь, вызывает разницу в температуре вышележащего воздуха. Склоновые ветры возникают из-за разницы температур между склоновым воздухом и воздухом над долиной. Долинные ветры также возникают из-за разницы температур между воздухом долины и воздухом на той же высоте над равнинами. Сильный локальный нагрев создаст очень нестабильный слой воздуха у поверхности, и внезапное высвобождение этой концентрированной энергии, обычно после запускающего действия, может вызвать вихри.

Восходящие потоки тепла, возникающие в результате локального нагрева, могут образовывать кучевые облака, которые при соответствующих условиях влажности и нестабильности могут перерасти в грозы. Восходящие потоки — это конвективные ветры, характерные для развивающихся кучевых облаков, но нисходящие потоки образуются в грозах после осадков. Нисходящие потоки в зрелой грозе продолжаются от основания облака к земле и, состоящие из холодного воздуха, повторяют топографию. Он ударяет внезапно и яростно, но длится лишь короткое время, начинает падать с облака.

Рассмотрев общую циркуляцию и общую конвекцию, ветры, обратимся теперь к теме воздушных масс и фронтов и связанной с ними погоде.

 

 

7. Конвективные ветры | NWCG

Ветры местного происхождения — конвективные ветры, вызванные локальными перепадами температур, — могут иметь столь же важное значение в поведении пожаров, как и ветры, вызванные профилем давления в синоптическом масштабе. Во многих районах они являются преобладающими ветрами, поскольку затмевают общие ветры.Если их взаимодействия понятны и известны их закономерности, изменения в поведении лесных пожаров можно предсказать с достаточной точностью. Пожары, возникающие вдоль береговой линии, реагируют на изменения наземного и морского бризов. На тех, кто горит в горных долинах, будут влиять местные долинные и склоновые ветры. Конечно, будут времена, когда конвективные ветры будут сильно изменены или полностью уничтожены сильным общим ветровым потоком. Эти случаи, в которых влияние общих ветров на поведение пожара будет преобладающим, должны быть распознаны.

Разрезы

При отсутствии сильных синоптических градиентов давления в местной циркуляции атмосферы часто преобладают ветры, возникающие в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных разницей температур в данной местности. Воздух, нагретый на поверхности, поднимается вверх; охлажденный воздух стремится опуститься. Плавучий воздух поднимается за счет горизонтального воздушного потока, возникающего в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных температурой.

В различных системах конвективной циркуляции вертикальный или горизонтальный поток может быть более важным, но оба они являются частью одной и той же системы.Таким образом, конвективных ветров здесь относятся ко всем ветрам — вверх, вниз или горизонтальные — которые имеют своим основным источником местные перепады температур . Это несколько отличается от обычного метеорологического использования, в котором конвекция подразумевает только восходящее движение.

Конвективные ветры могут усиливаться, противодействовать или устраняться потоком воздуха, источником которого являются более крупные системы давления. Влияние этих общих ветров на конвективные ветровые системы зависит от силы основного ветра, его направления относительно конвективной циркуляции и устойчивости нижних слоев атмосферы.

Характер и сила конвективных ветров зависят от многих других факторов. Поскольку они зависят от температуры, все характеристики окружающей среды, влияющие на нагрев и охлаждение, имеют значение. К числу наиболее важных относятся время года, суточные изменения, облачный покров, характер местности и ее покрытия, такого как вода, растительность или голая земля, а также структура влажности и температуры вышележащей атмосферы.

Сильная зависимость конвективных ветров от температуры делает наблюдения за местной температурой полезными индикаторами вероятного поведения ветра.Одновременные измерения могут показать значительные горизонтальные градиенты температуры. В отсутствие аэрологических зондирований показания на вершинах гор и на дне долин дают точные приблизительные значения градиента температуры и связанной с этим стабильности или нестабильности. Высоту ночной инверсии обычно можно определить в горных долинах путем обхода боковых склонов и снятия показаний термометра.

Сильный поверхностный нагрев создает самые разнообразные и сложные конвективные ветровые системы. Нагретый воздух, примыкающий к нагретым склонам, стремится подняться вверх по склону к гребню, где он стекает более или менее непрерывным потоком.Эти конвективные течения часто вызывают дневные кучевые облака, которые так часто наблюдаются над горными вершинами и хребтами. В основном на равнинной местности воздух, нагретый у поверхности, имеет тенденцию оставаться в застойных слоях из-за инерции, пока он не достигнет критической точки нестабильности или не будет выпущен механическим срабатыванием. Уходящий воздух обычно принимает форму прерывистых пузырьков, которые вырываются на свободу и поднимаются вверх под действием окружающего более плотного воздуха. По мере подъема пузырьки растут за счет расширения и смешивания с окружающим воздухом.Они тоже могут образовывать кучевые облака. Перегретый воздух может выходить также в виде восходящих по спирали вихрей или пылевых вихрей. Эти вихри притягивают новые запасы нагретого воздуха по мере движения по поверхности.

Воздух, охлажденный у поверхности, почти всегда течет вниз по самому крутому маршруту, стремясь к самым низким уровням. По пути, если он встречает под собой более холодный воздух, нисходящий воздух распространяется поверх более холодного слоя.

Другие типы местной конвективной циркуляции, включающие как вертикальное, так и горизонтальное движение, возникают там, где существуют различия в нагреве между значительными соседними территориями.Наиболее знакомыми среди них являются наземные и морские бризы, дующие вдоль океанских берегов и вокруг более крупных внутренних озер и заливов.

Сильное поверхностное отопление позволяет создавать несколько видов конвективных систем. Вдоль нагретых склонов развиваются восходящие ветры. Перегретый воздух на равнинной местности устремляется вверх в виде пузырьков или в виде вихрей или пылевых вихрей.

Сухопутные и морские бризы

По мере того, как в дневное время поверхности суши становятся теплее, чем прилегающие водные поверхности, а воздух над сушей становится червячным и плавучим, более плотный морской бриз начинает течь вглубь суши над водой и нагнетает менее плотный воздух вверх.

В дневное время, когда поверхность суши становится теплее прилегающей поверхности воды, воздух над сушей расширяется, становится менее плотным, а давление становится ниже, чем над близлежащей водой. В главе 2 мы подробно рассмотрели несколько причин, по которым поверхность суши становится теплее, чем поверхность воды в дневное время. В результате этой разницы давлений в местном масштабе морской бриз начинает течь вглубь суши над водой, заставляя теплый воздух над сушей подниматься и адиабатически охлаждаться. При отсутствии сильных общих ветров этот воздух течет в сторону моря наверху, заменяя воздух, осевший и двигавшийся к берегу, и таким образом завершает циркуляционную ячейку.

Общий ветер, дующий в сторону моря, действует против морского бриза и, если он достаточно сильный, может полностью блокировать морской бриз.

Поверхностный морской бриз начинается около полудня, усиливается в течение дня и заканчивается к закату, хотя время может значительно варьироваться в зависимости от местного из-за условий облачности и общих ветров.Бриз начинается у побережья, затем постепенно продвигается все дальше и дальше вглубь суши в течение дня, достигая своего максимального проникновения примерно во время максимальной температуры.

наземный бриз ночью противоположен дневному морскому бризу. Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды (обсуждается в главе 2). Воздух, соприкасающийся с землей, становится холоднее, чем воздух над соседней водой. Увеличение плотности воздуха приводит к тому, что давление над сушей становится относительно выше, чем над водой, и эта разница давлений, в свою очередь, заставляет воздух течь с суши в воду.Воздух должен быть заменен, но любой обратный поток наверху, вероятно, будет настолько слабым и рассеянным, что теряется в преобладающих общих ветрах.

Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды. Воздух, соприкасаясь с землей, становится прохладным и течет над водой в виде сухопутного бриза, вытесняя более теплый воздух.

Если морской воздух скапливается над водой морским ветром, он может устремиться вглубь суши подобно небольшому холодному фронту, когда местная разница давлений станет достаточно большой.

Сухопутный бриз начинается через 2-3 часа после захода солнца и заканчивается вскоре после восхода солнца. Это более мягкое течение, чем морской бриз, обычно со скоростью от 3 до 5 миль в час. Наземный воздух, охлажденный снизу от соприкосновения с землей, стабилен. Поэтому бриз с суши более ламинарный и более мелкий, чем морской бриз.

Ежедневные сухопутные и морские бризы имеют тенденцию возникать достаточно регулярно, когда нет значительного влияния общего ветрового потока. Однако, когда общие ветры достаточно сильны, они обычно маскируют наземный и морской бриз.Общий ветер, дующий в сторону моря, противостоит морскому бризу и, если он достаточно силен, может препятствовать его развитию. В любом случае морской бриз задерживается. В зависимости от силы общего ветра эта задержка может продлиться до полудня. Это часто приводит к «скоплению» морского воздуха у берегов. Затем, когда местная разность давлений становится достаточно большой, этот морской воздух перемещается вглубь суши с характеристиками мелкомасштабного холодного фронта. Воздух за фронтом изначально прохладный и влажный, но быстро нагревается по мере движения по нагретой солнцем земле.

Сухопутный бриз не формируется против сильного берегового общего ветра. Однако обычно сухопутный бриз скользит под действием береговых ветров со скоростью света. При этом сухопутный бриз не распространяется очень далеко в сторону моря.

Общие ветры вдоль неровной или извилистой береговой линии могут противостоять морскому бризу в одном секторе, но не в другом.

Общие ветры, дующие либо в направлении сухопутного или морского бриза, либо параллельно берегу, имеют тенденцию маскировать истинный компонент сухопутного или морского бриза.Сильные общие ветры вызывают механическое перемешивание, которое уменьшает разницу температур между сушей и поверхностью моря. При этом составляющая морского бриза становится слабой и лишь незначительно изменяет общий поток ветра. Общие ветры также имеют тенденцию маскировать особенности замкнутых ячеек циркуляции наземного и морского бриза, затмевая обратный поток наверху. Например, при береговом общем ветре наверху в дневной циркуляции морского бриза нет обратного потока.

Общие ветры вдоль неровной или изогнутой береговой линии могут противодействовать сухопутному или морскому бризу в одном секторе и поддерживать его в другом. Часто также смещающиеся общие ветры могут вызывать периодические изменения этих эффектов в близлежащих местах и ​​могут приводить к сильно изменчивым местным ветровым режимам.

Сухопутные и морские бризы дуют на большей части побережья Тихого океана, Мексиканского залива и Атлантического побережья. Восточные и западные наземные и морские бризы различаются по своему поведению из-за заметных различий в общих схемах циркуляции, температурных контрастах и ​​топографии. Значимость этих факторов на местном уровне зависит от местного климата, а также от формы и ориентации береговой линии и внутренней топографии.

Бриз залива и Атлантики

На востоке бризы с суши и моря наиболее выражены в конце весны и в начале лета, когда разница температур суши и воды наиболее велика, и они сужаются к концу теплого сезона по мере уменьшения разницы температур . Они достаточно сильны в весенний и осенний сезон пожаров, чтобы их можно было рассматривать как важные элементы пожарной погоды в прибрежных районах.

Циркуляции бризов на суше и на море на Востоке чаще определяются изменениями общего режима ветра, чем на Западе.В остальном восточный наземный и морской бриз представляют собой более простую ситуацию, чем западный, потому что рельеф побережья плоский и однородный.

Во время сезона пожаров на востоке общая схема циркуляции такова, что как на побережье Персидского залива, так и на атлантическом побережье часто бывают периоды береговых или морских ветров, достаточно сильных, чтобы блокировать или маскировать развитие сухопутного и морского бриза. Береговые общие ветры почти всегда маскируют влияние морского бриза. С другой стороны, в периоды от слабых до умеренных морских ветров морской бриз может развиваться и перемещаться вглубь суши.Однако против встречного общего ветра морской бриз движется вперед за небольшим холодным фронтом. Он движется медленно, возможно, со скоростью 3 или 4 мили в час, и временами может колебаться взад и вперед в зависимости от силы общего ветра. В дополнение к быстрым изменениям скорости и направления ветра, связанным с прохождением холодного фронта, небольшая площадь может, таким образом, подвергаться нескольким таким прохождению в течение значительного времени. При таком медленном и прерывистом темпе морской бриз к вечеру мог проникнуть вглубь суши всего на несколько миль.

Еще одной особенностью этого типа морского бриза является то, что он действует в зоне схождения. Это способствует турбулентному вертикальному движению в дополнение к упомянутым выше горизонтальным поверхностным возмущениям. Эта комбинация может создать критические пожаро-погодные ситуации , особенно с учетом того факта, что этот тип морского бриза имеет тенденцию возникать в дни высокой пожароопасности.

Обратный бриз с суши часто становится лишь частью основного морского ветра и, таким образом, теряет свою идентичность.

Морской бриз Тихоокеанского побережья

Морской бриз Тихоокеанского побережья достигает своего пика в разгар летнего сезона пожаров. Это важная особенность летней погоды на большей части побережья Тихого океана. Температура воды здесь гораздо ниже, чем вдоль Мексиканского залива и Атлантического побережья. Интенсивный дневной нагрев суши при ясном небе является дополнительным фактором, вызывающим большую разницу температур суши и воды вдоль побережья Тихого океана. Поэтому морской бриз сильнее у западного побережья, чем у восточного.Это ежедневное летнее явление вдоль побережья Тихого океана, за исключением редких случаев, когда ему противостоит общая циркуляция.

Обычно общий ветер служит для усиления морского бриза Тихоокеанского побережья. В летние месяцы полупостоянный Северо-Тихоокеанский Хай расположен в районе между Гавайями и Аляской. Поток от этого максимума к Калифорнийскому минимуму приводит к прибрежным поверхностным ветрам на большей части побережья Тихого океана. Этот сезонный сток, называемый тихоокеанским побережьем муссона , начинается весной и продолжается до осени.Морской бриз накладывается на муссонную циркуляцию. В течение дня воздух с океана движется вглубь суши, поднимается вверх по мере нагревания, смешивается с верхними ветрами и замещается со стороны моря постепенно оседающим воздухом из общей циркуляции.

Поскольку муссоны текут к берегу и днем, и ночью, они имеют тенденцию ослаблять или уменьшать до незначительной величины ночной бриз. Однако это противостояние сил также замедляет ночной муссон на берегу. В течение дня морской бриз, которому помогает сезон дождей, приносит свежий прилив морского воздуха.Благодаря этой помощи морской слой толще и перемещается дальше вглубь суши, чем морской бриз на востоке.

Тихоокеанский морской бриз приносит в прибрежные районы относительно прохладный влажный морской воздух. Прохождение передней кромки этого воздуха — фронта морского бриза — отмечается сменой ветра и увеличением его скорости. Часто оно сопровождается туманом или низкой слоистой облачностью, особенно в утренние часы. Однако в течение первых нескольких миль вглубь суши морской воздух нагревается, проходя над более теплой сушей. Если слой морского воздуха мельче, чем обычно, этот воздух может вскоре стать почти таким же теплым, как воздух, который он заменяет. В этом случае резкие температурные контрасты сохраняются у побережья, а нагретый морской бриз может проникать на много миль дальше.

Таким образом, влияние морского бриза на поведение пожара может значительно различаться. Там, где морской воздух существенно не изменяется, его более низкие температуры и более высокая влажность создают менее опасную пожароопасную погоду. Там, где морской воздух подвергается значительным изменениям в результате нагревания, изменения температуры и влажности с фронтом морского бриза становятся незначительными, в то время как изменение направления ветра, увеличение его скорости и порывистости могут нанести серьезный ущерб управлению огнем.

Из-за поверхностного трения морской бриз часто перемещается вглубь суши в верхней части морского слоя быстрее, чем на поверхности. Нестабильность и конвективное перемешивание, вызванное потеплением поверхности, затем имеют тенденцию поднимать морской бриз вверх к поверхности, так что кажется, что фронт морского бриза продвигается по поверхности скачками или волнами. Движение несколько аналогично движению передних частей бесконечных металлических гусениц движущегося трактора.

Тихоокеанский морской бриз характеризуется значительной термической турбулентностью и при благоприятных условиях может распространяться вглубь суши на 30–40 миль и более от воды.Глубина морского бриза обычно составляет от 1200 до 1500 футов, но иногда достигает 3000 футов и более. Его интенсивность будет варьироваться в зависимости от контраста температуры воды и суши, но обычно его скорость составляет от 10 до 15 миль в час.

Горы вдоль побережья Тихого океана препятствуют свободному потоку приземного воздуха между водой и сушей. На обращенных к морю склонах морской бриз может сочетаться с ветром вверх по склону в дневное время, перенося таким образом модифицированный морской воздух на более высокие возвышенности в прибрежных горах.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие прибрежные хребты, являются основными путями течения внутренних морских бризов. Потока прохладного влажного воздуха достаточно, чтобы переносить огромное количество морского воздуха внутрь суши, помогая поддерживать внутреннюю влажность летом на умеренном уровне в районах напротив перевалов. Здесь морской бриз соединяется с послеобеденными ветрами вверх по долине и каньону, в результате чего течение становится более прохладным и относительно сильным. В широких долинах этот поток принимает обычные характеристики морского бриза, но в узких каньонах и ущельях он может быть сильным и очень порывистым вследствие как механической, так и тепловой турбулентности.

Горы вдоль береговой линии препятствуют свободному потоку воздуха между водой и сушей. На обращенных к морю склонах морской бриз может сочетаться с восходящими ветрами в дневное время и приносить модифицированный морской воздух на возвышенности.

Прибрежные горы также перекрывают основной поток с суши в море в ночное время. Нисходящие ветры на склонах, обращенных к океану, сочетаются со слабым бризом с суши с прибрежной полосы ночью, но опять же, вытекающие речные системы обеспечивают основные пути течения. Поток вниз по долине и вниз по каньону, как и обычный наземный бриз, представляет собой относительно неглубокую и низкоскоростную ветровую систему.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие береговые хребты, являются основными путями течения морского бриза.

Вдоль берегов внутренних водоемов возникают мелкомасштабные суточные циркуляции, сходные по принципу с наземным и морским бризом. Озерные бризы могут возникать вдоль берегов озер или других водоемов, достаточно больших для установления достаточного градиента температуры воздуха.Озерный бриз распространен летом, например, по берегам Великих озер. Летним днем ​​на большинстве береговых станций нередко дуют береговые ветры.

Ветры на склонах и долинах

Ветры в горной топографии чрезвычайно сложны. Часть времени в приземном слое преобладают общие ветры, связанные с более крупными системами давления. Но когда более крупные системы давления ослабевают, общие ветры уменьшаются. Тогда при наличии сильного дневного прогрева или ночного похолодания важной чертой горной погоды становятся конвективные ветры местного происхождения. Эти условия типичны для ясной летней погоды, при которой наблюдается большой суточный разброс приземных температур воздуха.

Общие и конвективные ветры могут смещать, усиливать или противодействовать друг другу. Их отношение друг к другу может быстро меняться — часто с удивительной быстротой. Часто отмечаются различия между различными особенностями местности, иногда разделенными только ярдами. В одном случае конвективная активность может доминировать над наблюдаемым приземным ветром, а в другом она может позволить скорости и направлению ветра наверху доминировать над приземным потоком в процессе перемешивания.

Взаимодействия между воздушными потоками различного происхождения, локальными градиентами давления, вызванными неравномерным нагревом горных склонов, и чрезвычайно сложными физическими формами горных систем в совокупности препятствуют жесткому применению эмпирических правил к конвективным ветрам в горных районах. Каждая локальная ситуация должна интерпретироваться с точки зрения ее уникальных качеств. Поведение ветра, описанное в этом разделе, считается типичным, но оно может прерваться или измениться практически в любое время и в любом месте.

Различия в нагреве воздуха над горными склонами, дном каньонов, долинами и прилегающими равнинами приводят к возникновению нескольких разных, но связанных ветряных систем. Эти системы в большинстве случаев комбинируются и работают вместе. Их общий знаменатель — вверх по долине, вверх по каньону, вверх по склону днем ​​и вниз по течению ночью. Они возникают из-за перепадов горизонтального давления, локальных изменений устойчивости, которые способствуют вертикальному движению, или из комбинации этих двух факторов.

Склоновые ветры

Склоновые ветры – это местные дневные ветры, присутствующие на всех наклонных поверхностях.Они текут вверх по склону днем ​​в результате нагрева поверхности и вниз по склону ночью из-за охлаждения поверхности. Склоновые ветры возникают из-за местного градиента давления, вызванного разницей температур воздуха вблизи склона и воздуха на той же высоте вдали от склона.

Воздух, нагретый при соприкосновении с вертикальными или наклонными поверхностями, поднимается вверх и образует естественные дымоходы, по которым теплый воздух поднимается с поверхности.

В дневное время оболочка теплого воздуха у склона служит естественным дымоходом и обеспечивает путь наименьшего сопротивления восходящему потоку теплого воздуха.Овраги или желоба, обращенные к солнцу, являются особенно эффективными дымоходами из-за большой площади обогреваемой поверхности и более крутых склонов; ветры здесь часто сильнее, чем на промежуточных отрогах или однородных склонах. Ветры вверх по склону довольно мелкие, но их сила увеличивается от нижней части склона к верхней части. Турбулентность и глубина неустойчивого слоя увеличиваются к гребню склона, который является основным выходом теплого воздуха. Здесь импульс восходящего воздуха, схождение восходящих ветров с противоположных склонов и механическая турбулентность в совокупности делают хребет очень турбулентным регионом, где большая часть теплого воздуха уходит вверх. Гребни более высоких хребтов также, вероятно, испытывают влияние общего ветрового потока, если этот поток умеренный или сильный. Ночью прохладный воздух у поверхности течет вниз по склону, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии. Переход от восходящего к нисходящему ветру начинается вскоре после того, как первые склоны уходят в полуденную тень и начинается охлаждение поверхности. На отдельных затяжках и склонах, уходящих в тень, переходный период состоит из (1) затухания восходящего ветра, (2) периода относительного затишья и затем (3) пологого ламинарного течения вниз по склону.

Ветры вверх по склону неглубокие у основания склонов, но их глубина и скорость увеличиваются по мере того, как более нагретый воздух направляется вдоль склона. Пузырьки теплого воздуха, выбрасываемые вверх, вызывают турбулентность, которая увеличивает глубину прогретого слоя.

Ветер на склоне очень мелкий и с меньшей скоростью, чем ветер на склоне. Охлажденный более плотный воздух устойчив, и поэтому нисходящий поток имеет тенденцию быть ламинарным.

Ветры, идущие вниз по склону, могут быть временно блокированы там, где есть препятствия для свободного течения, такие как изогнутые каньоны и густой кустарник или лес.Прохладный воздух со склонов скапливается в низинах и переполняет их, когда они заполнены. Главной силой здесь является гравитация. При слабых и умеренных температурных контрастах воздушный поток имеет тенденцию следовать по самым крутым нисходящим маршрутам через топографию. Сильные контрасты температур воздуха приводят к относительно более высоким скоростям воздуха. При достаточном импульсе воздух имеет тенденцию течь по прямой траектории над небольшими топографическими препятствиями, а не разделяться и обтекать их по нисходящему пути.

Ветры на склонах мелкие, а течение имеет тенденцию быть ламинарным.Холодному воздуху могут препятствовать такие препятствия, как густой кустарник или дерево.

Прохладный плотный воздух скапливается на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Нисходящие ветры сверху инверсии продолжаются вниз, пока не достигнут воздуха собственной плотности. Там они расходятся горизонтально над каньоном или долиной. Это может быть либо вблизи вершины инверсии, либо на некотором расстоянии ниже вершины.

Ночью более плотный прохладный воздух у поверхности склонов стекает вниз, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии.Основная сила — гравитация.

Теоретически как восходящие, так и нисходящие ветры могут приводить к поперечной циркуляции. Охлажденный ночью на склонах воздух стекает вниз и может быть заменен воздухом со дна долины. Воздух, идущий вверх по склону в дневное время, может быть заменен более прохладным воздухом, оседающим над центром долины. Циркуляционная система может быть завершена, если восходящий поток воздуха, достигнув верхних склонов, достаточно адиабатически остыл, чтобы вытечь через долину и заменить осевший воздух.Однако при сильном дневном прогреве долинная циркуляция может отсутствовать. Вдоль склонов постоянно прогревается восходящий воздух. Адиабатического охлаждения может быть недостаточно, чтобы компенсировать потепление, и более теплый воздух выталкивается вверх над вершинами хребтов более плотным приземным воздухом, приносимым ветром вверх по долине.

Прохладный плотный воздух оседает на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Прохладный воздух течет наружу над дном долины, когда достигает воздуха с собственной плотностью.

Долинные ветры

Долинные ветры являются результатом местных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над прилегающей равниной. Течение меняется от дня к ночи.

Долинные ветры — это дневные ветры, которые дуют вверх по долине днем ​​и вниз по долине ночью. Они являются результатом локальных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над соседней равниной или большей долиной. Эта разница температур и возникающая в результате разница давлений и расход воздуха меняются со дня на ночь. В течение дня воздух в горных долинах и каньонах становится теплее, чем воздух на той же высоте над соседними равнинами или более крупными долинами.

Одной из причин более интенсивного прогрева воздуха горных долин является меньший объем воздуха в долине, чем над той же горизонтальной поверхностью равнины. Остальной объем занимает суша под склонами.Долина может иметь только от половины до трех четвертей объема воздуха, чем над той же горизонтальной площадью поверхности равнины.

Другая причина заключается в том, что воздух горных долин несколько защищен окружающими хребтами от общего ветрового потока. Воздух долины нагревается за счет соприкосновения со склонами, и возникающая в результате циркуляция склонового ветра эффективно распределяет тепло по всей массе воздуха долины. По мере того как воздух долины становится теплее и менее плотным, чем воздух над равниной, устанавливается локальный градиент давления от равнины к долине, и начинается верховой ветер.

В то время как восходящие ветры начинаются через несколько минут после того, как солнце падает на склон, долинные ветры не начинаются до тех пор, пока вся масса воздуха в долине не прогреется. Обычно это середина или поздний полдень, в основном в зависимости от размера долины. Долинный ветер достигает максимальной скорости в первой половине дня и продолжается до вечера. Скорость ветра в верхних долинах в более крупных долинах обычно составляет от 10 до 15 миль в час. Глубина долинного ветра над центром долины обычно примерно равна средней высоте гребня.

Сильные ветры в долинах и каньонах могут быть довольно турбулентными из-за нестабильного воздуха и неровностей местности. Водовороты могут образовываться на изгибах каньонов и в местах слияния притоков. В частности, вдоль верхних гребней течение имеет тенденцию быть довольно неустойчивым. Скорость и направление ветра могут быстро меняться, что резко влияет на поведение пожара.

Склоны вдоль склонов долины начинают охлаждаться ближе к вечеру, и вскоре после того, как они попадают в тень, вниз по склону начинает течь прохладный воздух. Прохладный воздух скапливается на дне долины по мере того, как больше воздуха сверху соприкасается со склонами и охлаждается. В долине нарастает давление, в результате чего восходящий ветер прекращается. При продолжающемся охлаждении поверхностное давление в пределах долины становится выше, чем давление на той же высоте над равниной, и начинается течение по долине.

Комбинированные восходящие и долинные ветры распространяются вверх по течению в течение дня и постоянно делятся на каждом притоке на множество восходящих и восходящих составляющих.

Переход от верхового к нисходящему течению происходит ранней ночью — время зависит от размера долины или каньона и от факторов, благоприятствующих похолоданию и установлению перепада температур. Переход происходит постепенно. Во-первых, нисходящий ветер развивается вдоль дна долины, усиливается ранней ночью и становится нисходящим ветром. Долинный ветер можно рассматривать как исход или высвобождение плотного воздушного бассейна, созданного охлаждением вдоль склонов. Он несколько мельче, чем долинный ветер, с небольшой турбулентностью или без нее из-за стабильной температурной структуры воздуха. Его скорость обычно несколько меньше, чем у ветра в верховьях, но бывают исключения, когда ветер в долинах может быть довольно сильным.

Долинный ветер дует всю ночь и стихает после восхода солнца.

Утренние ветры, дующие вверх по склону, дуют прямо вверх по склонам и слегка притягивают к вершинам хребтов.

Долинные и склоновые ветры не являются независимыми.Наклонное дно долины или каньона также имеет наклонные ветры по всей его длине, хотя эти ветры может быть нелегко отличить от ветров долины. Продвигаясь вверх по течению в дневное время, комбинированный поток постоянно разделяется на входе каждого притока на множество составляющих вверх по оврагам и по склону к вершинам хребтов. Поскольку система долинных ветров усиливается в течение дня, это влияет на направление ветра вверх по склону. Первое утреннее движение прямо вверх по склону и незначительные подъемы на вершину хребта. Затем, когда скорость ветра в долине увеличивается, восходящие ветры меняются на более долинные. К тому времени, когда долинный ветер достигает своего максимума, склоновые ветры, по крайней мере на нижних склонах, могут полностью подчиняться долинному ветру. Вдоль верхних склонов направление может оставаться восходящим, так как восходящий ветер не всегда полностью заполняет долину.

Аналогичным образом страдают ночные нисходящие ветры. Когда долинный ветер полностью развился, он преобладает над потоком вдоль склонов, особенно в нижней части, так что наблюдаемое направление ветра — нисходящее.

 

Влияние ориентации и растительности

По мере того, как в течение дня усиливается долинный ветер, восходящие ветры поворачиваются в более долинном направлении.

Топографическая ориентация является важным фактором, определяющим силу ветра на склонах и долинах и суточный ритм. Ветер на склоне начинается как мягкий восходящий поток вскоре после того, как солнце падает на склон. Поэтому они начинаются сначала на восточных склонах после рассвета и увеличиваются как по интенсивности, так и по протяженности по мере продолжения дневного прогрева.Южный и юго-западный склоны наиболее прогреваются и имеют самые сильные восходящие ветры. Южные склоны достигают максимальной скорости ветра вскоре после полудня, а западные склоны — примерно к полудню. Скорость ветра вверх по склону на южных склонах может быть в несколько раз больше, чем на противоположных северных склонах.

Там, где разноэкспозиционные склоны впадают в общую котловину, одни склоны уходят в тень раньше других, а также до того, как прекращается верховой ветер. Во многих горных бассейнах поздние послеобеденные ветры вверх по долине изгибаются в направлении первого нисходящего потока.Они продолжают смещаться по мере усиления нисходящего потока и затенения дополнительных склонов, пока через некоторое время после захода солнца не произойдет изменение направления на 180 градусов.

Растительный покров на склонах также влияет на склоновые ветры и, в свою очередь, на долинные ветры. Голые склоны и травянистые склоны нагреваются быстрее, чем склоны, покрытые кустарником или деревьями. Поэтому восходящие ветры будут слабее на склонах, покрытых кустарником или деревьями. На самом деле, на покрытых густым лесом склонах восходящий ветер может двигаться над верхушками деревьев, в то время как на поверхности может быть очень мелкий нисходящий поток из-за тени, создаваемой кронами деревьев.

Спусковые ветры начинаются, как только склоны погружаются в тень. В конце дня ветры вверх по долине поворачиваются в направлении первого нисходящего потока.

На нисходящие ветры в ночное время на покрытых густым лесом склонах влияет наличие или отсутствие густого подлеска. Там, где между кроной дерева и поверхностью есть открытое пространство, нисходящий поток будет ограничен областью ствола, а в области кроны преобладает штиль. Лес с густым подлеском является эффективной преградой для нисходящих ветров.Здесь поток отклоняется от густых участков или ограничивается руслами ручьев, дорогами или другими отверстиями, прорезанными в лесу.

 

Взаимодействие долинных и склоновых ветров с общими ветрами

Склоновые и долинные ветры могут быть нарушены или изменены в любое время общими ветрами или более крупными конвективными ветровыми системами.

Полуденные ветры вверх по склону в горной топографии, как правило, вызывают слабые общие ветры выше вершины хребта. Общий ветровой поток проходит над восходящими течениями над гребнем.Эти восходящие течения могут эффективно создавать или изменять волны в общем ветровом потоке. Часто дневные верхние ветры ощущаются только на самых высоких вершинах. В этой ситуации приземные ветры, за исключением самых высоких пиков, представляют собой практически чисто конвективные ветры. Ветры вверх по склону преобладают на седловинах и нижних гребнях и в сочетании с ветрами вверх по долинам определяют скорость и направление ветра на более низких высотах.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего течения ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов. На Дальнем Западе воздух в потоке наверху с Северо-Тихоокеанского антициклона опускается и поэтому обычно бывает теплым и сухим. Ночью этот воздух можно найти на более высоких уровнях, по крайней мере, до хребта Сьерра-Каскад. Огонь, догоревший до вершины хребта, под влиянием восходящих послеполуденных ветров может разгореться, а его распространение может сильно пострадать, так как он попадает под влияние общего ветрового потока. Подобные явления могут происходить и в других горных странах.

Общие ветры модифицируются местным ветровым потоком.Слабые общие ветры могут существовать только на вершинах хребтов или над ними, когда преобладают сильные восходящие ветры. Ветры вверх по склону могут создавать или усиливать волновое движение в общем ветровом потоке.

Долинные ветры подвержены влиянию общего потока ветра в соответствии с их относительной силой, направлением и температурой. Степень взаимодействия также меняется от дня к ночи.

Общий ветер оказывает максимальное влияние на долинные ветры в дневное время, когда сильный общий ветер дует параллельно долине. Если общий ветер дует в направлении верхового ветра и воздух относительно нестабилен, влияние общего ветра будет ощущаться на дне долины. Результирующий приземный ветер будет представлять собой комбинацию общего ветра и ветра в верховьях. Когда общий ветер дует в направлении, противоположном ветру в верховьях, его влияние распространяется на некоторое расстояние вниз в долину, и наблюдаемый приземный ветер будет результатом действия ветров в верховьях и общего ветра.

Общие ветры, дующие под прямым углом к ​​оси долины в дневное время, оказывают гораздо меньшее влияние на характер ветра в долине, чем ветры, дующие вдоль долины.Хребты, как правило, защищают циркуляцию долины от воздействия общего ветра.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего потока ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов. Если воздух, приносимый общим ветром, относительно холодный, этот ветер может добавиться к нисходящему ветру с подветренной стороны хребтов и привести к увеличению скорости.

Важным фактором является относительная холодность или плотность воздуха, приносимого общими ветрами.Относительно теплый воздух будет продолжать течь вверх, не опускаясь в долины и каньоны и не нарушая конвективные ветровые системы. Но холодный, относительно плотный воздух в сочетании с сильным общим ветровым потоком имеет тенденцию следовать по поверхности рельефа, размывая долины и каньоны и полностью стирая системы долинных ветров. Такие эффекты обычны в холодном воздухе после прохождения холодного фронта и в глубоких слоях холодного морского воздуха вдоль побережья Тихого океана. В этих ситуациях преобладает общий ветровой поток.

Эти эффекты наиболее выражены, когда общий поток ветра параллелен оси долины. Сильные ветры, дующие через узкие долины и каньоны, могут не упасть в них, поскольку инерция может слишком быстро переносить воздушный поток. Также бывают промежуточные ситуации, когда общий поток ветра лишь частично возмущает долинные ветровые системы. Общие ветры согревают адиабатически, спускаясь по склонам с наветренной стороны долины. Если нисходящий воздух достигает температуры, равной температуре воздуха в долине, он покидает склон и пересекает долину.Чем прохладнее воздух, поступающий с общим ветром, тем дальше он будет опускаться в долину.

Ночная инверсия в долине эффективно защищает ветры, дующие вниз по склону и долине, от общего ветрового потока наверху.

Общие ветры в ночное время обычно оказывают гораздо меньшее влияние на долинные ветровые системы, чем в дневное время. Обычно в долинах образуется ночная инверсия, эффективно ограждающая долинный ветер от общего ветрового потока. Опять же, есть важные исключения, которые необходимо учитывать.

Если воздух, приносимый общим ветровым потоком, относительно холодный и имеет соответствующее направление, общий ветер может сочетаться с нисходящими и долинными ветрами и вызывать довольно сильные приземные ветры, особенно в вечерние часы. Однако позже в течение ночи дальнейшее охлаждение обычно приводит к инверсии поверхности, и общее влияние ветра поднимается до вершины инверсии.

Другим важным исключением является воздействие горных волн с подветренной стороны.Как упоминалось в предыдущей главе, когда горные волны распространяются на поверхность, они полностью заслоняют долинные ветры. В условиях ветра фен это может происходить днем ​​или ночью, но после первого дня ветра фена это чаще всего происходит в вечерние часы.

Дневные ветры вниз по склону

До полудня в западных Прибрежных хребтах местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и вверх по каньону как с восточной, так и с западной сторон. Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне.Если наверху развивается западный поток, он временно проходит над зоной конвергенции и восточно-склоновыми ветрами.

Исключение из нормального дневного течения вверх по каньону, вверх по склону, происходит достаточно часто на восточных склонах хребтов Тихоокеанского побережья, что требует дальнейшего обсуждения. До полудня, при отсутствии преобладающего общего потока ветра, местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и поднимаются вверх по течению как на западной, так и на восточной сторонах Прибрежных хребтов. Обычно течение через щели и седловины имеет восточное направление из-за более сильного прогрева с восточной стороны в предполуденное время.Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне хребта. К полудню поток вверх по западным склонам усилился, скорее всего, из-за морского бриза или усиления муссонной циркуляции из-за усиления термической ложбины. Зона конвергенции переместилась по хребту на восток, а течение через бреши изменилось на западное.

В некоторые дни зона конвергенции перемещается на восток по мере усиления западного потока. Если в потоке наверху образуются волны подходящей длины и амплитуды, сильные ветры дуют с восточных склонов и обращенных на восток каньонов.

В этом западном потоке образуются волны, которые сначала остаются в воздухе на подветренной стороне гор, а затем всплывают на поверхность, вызывая сильные нисходящие ветры на восточной стороне. Дневные ветры вниз по склону обычно в три раза сильнее, чем предполуденные ветры вверх по склону. В одних районах склоновые послеполуденные ветры в теплое время года случаются почти каждый день, в других — лишь изредка. Время смены ветра с восходящего на нисходящий на восточной стороне может варьироваться от позднего утра до позднего вечера, но чаще всего это около полудня или раннее утро.В некоторые дни восходящие ветры восстанавливаются ближе к вечеру, когда горные волны поднимаются вверх. В другие дни нисходящие послеполуденные ветры ослабевают и меняются. . Они возникают в жаркие дни над сухой местностью при ясном небе и слабом ветре.

При интенсивном нагреве воздух у земли часто приобретает градиент 0.2°F. на 10 футов, что примерно в 3,5 раза превышает скорость сухой адиабаты. В этом случае неустойчивость настолько велика, что внутри слоя может произойти опрокидывание даже в спокойном воздухе. Перегретый воздух поднимается вверх по колоннам или дымоходам, создавая сильные конвективные циркуляции и всасывая горячий воздух из поверхностного слоя. Обычно развивается восходящее спиралевидное движение. Спираль аналогична эффекту водоворота, почти всегда наблюдаемому при сливе воды из умывальника. Поток становится спиральным, потому что горизонтальный поток к основанию почти всегда разбалансирован.

Угловой градиент, упомянутый в предыдущем абзаце, называется автоконвективным градиентом . Более высокая нестабильность может спонтанно создавать восходящие потоки, но обычно восходящий поток инициируется пусковым действием. Восходящие потоки также могут начаться, если слой приобретает только сверхадиабатический градиент; то есть градиент меньше, чем автоконвективный, но больше, чем сухой адиабатический. Однако при сверхадиабатических градиентах спокойный приземный воздух фактически остается в вертикальном равновесии и становится плавучим только в том случае, если его поднимают .В этом случае какое-то триггерное действие должно обеспечить первоначальный импульс вверх. Одним из распространенных пусковых воздействий является отклонение приземного ветра вверх препятствием.

Вероятно, что почти все восходящие потоки имеют некоторое вихревое движение, но обычно оно слабое и невидимое. Чем сильнее восходящий поток, тем сильнее вихрь, потому что в вихрь втягивается больший объем воздуха. Вращательное движение усиливается по мере того, как воздух течет к центру, почти так же, как вращение конькобежца усиливается, когда он перемещает руки из вытянутого положения к телу.Вихрь становится видимым, если восходящий поток становится достаточно сильным, чтобы поднимать песок, пыль или другой мусор. Направление вращения случайное, в зависимости от действия срабатывания. Это может быть как по часовой, так и против часовой стрелки.

Вихри образуются, когда в перегретом слое у земли развивается достаточная неустойчивость. Скрытая энергия может быть высвобождена каким-либо пусковым механизмом, например препятствием или острым гребнем. После установления конвекции воздух из нагретого слоя втягивается в прорыв.

Вихри могут оставаться неподвижными или двигаться вместе с приземным ветром. Если пусковое воздействие производится неподвижным объектом, то вихрь обычно остается рядом с объектом. Если он отделится, он может отмереть, и над объектом разовьется другой. Те вихри, которые движутся, имеют тенденцию двигаться к возвышенностям. Некоторые вихри длятся всего несколько секунд, но многие длятся несколько минут, а некоторые продолжаются несколько часов.

Размеры вихрей значительно различаются.Диаметры колеблются от 10 до более чем 100 футов, а высота колеблется от 10 футов до 3000 или 4000 футов в крайних случаях. Скорость ветра в смерчах часто превышает 20 м/ч. а в некоторых случаях превышала 50 миль в час. Восходящие течения могут достигать скорости от 25 до 30 миль в час. и может собирать крупный мусор.

Вихри часты в области, которая только что сгорела. Почерневшая зола и обугленные материалы хорошо поглощают солнечное тепло, а горячие точки, оставшиеся в зоне пожара, также могут нагревать воздух.Вихрь иногда оживляет, казалось бы, потухший костер, подхватывает тлеющие угли и распространяет огонь на новые виды топлива.

Огненные вихри

Тепло, выделяемое пожарами, создает крайнюю нестабильность в нижних слоях воздуха и может вызывать сильные огненные вихри . Известно, что такие огненные вихри скручивают деревья диаметром более 3 футов. Они могут подбирать большие тлеющие угли, поднимать их вверх, а затем выбрасывать их далеко через линию огня и вызывать многочисленные точечные пожары. Временами огненные вихри уходят за пределы основного очага возгорания, но как только они это делают, пламя гаснет, и они становятся обычными вихрями, движущимися по ландшафту.

Огненные вихри чаще всего возникают там, где горят большие концентрации топлива и выделяется большое количество тепла на небольшой площади. Часто присутствуют механические силы, которые служат спусковым механизмом для запуска водоворота. Излюбленным местом для огненных вихрей является подветренная сторона хребта, где нагретый от огня воздух защищен от общих ветров. Механические завихрения, возникающие при обдувании хребта ветром, могут служить пусковым механизмом для запуска водоворота. Ветер может усугубить нестабильность, принося холодный воздух на более высокие уровни по сравнению с нагретым огнем воздухом с подветренной стороны. Воздушные потоки с разной скоростью или с разных направлений в соседних помещениях могут механически вызывать огненные вихри в нагретом огнем воздухе. Огненные вихри также наблюдались на относительно ровной местности. В этих случаях вихри, кажется, начинаются, когда часть огня достигает критического уровня выхода энергии.

Грозовые ветры

Особые ветры, связанные с ростом кучевых облаков и развитием грозы, являются истинно конвективными ветрами.По этой причине они будут описаны здесь, хотя мы еще вернемся к ним, когда будем рассматривать стадии развития грозы в главе 10. Эти ветры представляют собой (1) восходящих потоков , преобладающих в растущих кучевых облаках и под ними, (2) нисходящие потоки на более поздних стадиях полного развития грозы и (3) отток холодного воздуха, который иногда приобретает характеристики шквала.

Восходящие потоки кучевых облаков, формирующихся над пиками и гребнями, могут фактически усиливать восходящие ветры, инициировавшие формирование облаков.

Всегда есть сильных восходящих потоков внутри растущих кучевых облаков, иногда со скоростью 30 миль в час. или более, даже если кучевые облака не перерастают в грозу. Обычно воздух, поступающий в основание облака, поступает как из нагретого воздуха у поверхности, так и из воздуха, окружающего восходящий поток. Поток к основанию облака может не ощущаться очень далеко ниже или вдали от облачной ячейки. Однако ячейка, формирующаяся над пиком или хребтом, может фактически увеличить скорость восходящих ветров, которые инициировали формирование облаков.Кучевое облако, образовавшееся в другом месте и дрейфующее над пиком или хребтом, также может усиливать восходящие ветры, в то время как облако растет с новой силой. При продолжающемся дрейфе облако может увлечь за собой конвекцию на вершине хребта на значительное расстояние, прежде чем отделиться.

Если кучевое облако превращается в зрелую грозу, падающий дождь внутри и под облаком увлекает за собой воздух и вызывает нисходящий поток. Нисходящий воздух, который остается насыщенным за счет испарения дождевых капель, обычно нагревается с влажно-адиабатической скоростью.Но воздух, тянущийся вниз на начальных стадиях грозового нисходящего потока, нагревается с меньшей скоростью из-за вовлечения окружающего более холодного воздуха и наличия холодных капель дождя или кристаллов льда. Если этот воздух тянуть вниз до точки, где он холоднее окружающего воздуха, он может стекать на землю в виде сильного нисходящего потока. На ровной местности это становится приземным ветром, управляемым направлением общего ветра и благоприятными каналами воздушного потока. Это называется первым порывом и будет более подробно рассмотрено в главе 10.

Нисходящий поток во время зрелой грозы продолжается от основания облака к земле и, будучи состоящим из холодного воздуха, повторяет топографию. Он поражает внезапно и сильно, но длится недолго.

В гористой местности нисходящие грозовые потоки имеют тенденцию продолжать свой путь вниз по основным дренажным путям. Скорость 20 или 30 миль в час. распространены, и скорость от 60 до 75 миль в час. были измерены. Если он достаточно плотный, воздух имеет достаточную инерцию, чтобы преодолеть по крайней мере короткие неблагоприятные склоны при своем нисходящем падении.Высокие скорости и шероховатость поверхности делают эти ветры чрезвычайно порывистыми. Они сильнее, когда воздушная масса горячая, например, ближе к вечеру, чем ночью или до полудня. Хотя они дуют внезапно и сильно, нисходящие ветры кратковременны.

Хотя нисходящие ветры являются обычной характеристикой гроз, для возникновения нисходящих потоков не обязательно, чтобы развивающиеся кучевые облака достигли стадии грозы. Нисходящие потоки могут образовываться в жаркие дни из-за возвышающихся кучевых облаков, дающих только сильные осадки.

Шквальные ветры часто предшествуют или сопровождают грозы в гористой местности на западе. Эти бури часто охлаждают значительные массы воздуха, покрывая площадь в сто или несколько сотен квадратных миль. Возникающие, как и в теплые летние месяцы, эти прохладные воздушные массы сильно контрастируют по температуре с окружающей средой. По мере того как этот воздух распространяется и оседает на более низкие уровни, передняя кромка — фронт — сопровождается шквалистыми ветрами. Они сильные и порывистые; они начинаются и быстро заканчиваются.Они ведут себя так же, как ветер в полосах шквалов перед холодными фронтами, но имеют меньший географический масштаб. Однако они могут уйти на много миль за пределы первоначальной зоны шторма.

Резюме

В эту главу, посвященную конвективным ветрам, мы включили местные ветры, возникающие из-за местных перепадов температур. Любые факторы, влияющие на нагрев и охлаждение, будут влиять на конвективные ветры. На эти ветры также будет влиять общий ветровой поток. Наиболее известные конвективные ветры — это сухопутные и морские бризы, долинные и склоновые ветры, вихри и ветры, связанные с конвективными кучевыми и грозовыми облаками.

В системе наземных и морских бризов местные ветры возникают из-за разницы температур земли и воды, что, в свою очередь, вызывает разницу в температуре вышележащего воздуха. Склоновые ветры возникают из-за разницы температур между склоновым воздухом и воздухом над долиной. Долинные ветры также возникают из-за разницы температур между воздухом долины и воздухом на той же высоте над равнинами. Сильный локальный нагрев создаст очень нестабильный слой воздуха у поверхности, и внезапное высвобождение этой концентрированной энергии, обычно после запускающего действия, может вызвать вихри.

Восходящие потоки тепла, возникающие в результате локального нагрева, могут образовывать кучевые облака, которые при соответствующих условиях влажности и нестабильности могут перерасти в грозы. Восходящие потоки — это конвективные ветры, характерные для развивающихся кучевых облаков, но нисходящие потоки образуются в грозах после осадков. Нисходящие потоки в зрелой грозе продолжаются от основания облака к земле и, состоящие из холодного воздуха, повторяют топографию. Он ударяет внезапно и яростно, но длится лишь короткое время, начинает падать с облака.

Рассмотрев общую циркуляцию и общую конвекцию, ветры, обратимся теперь к теме воздушных масс и фронтов и связанной с ними погоде.

 

 

7. Конвективные ветры | NWCG

Ветры местного происхождения — конвективные ветры, вызванные локальными перепадами температур, — могут иметь столь же важное значение в поведении пожаров, как и ветры, вызванные профилем давления в синоптическом масштабе. Во многих районах они являются преобладающими ветрами, поскольку затмевают общие ветры.Если их взаимодействия понятны и известны их закономерности, изменения в поведении лесных пожаров можно предсказать с достаточной точностью. Пожары, возникающие вдоль береговой линии, реагируют на изменения наземного и морского бризов. На тех, кто горит в горных долинах, будут влиять местные долинные и склоновые ветры. Конечно, будут времена, когда конвективные ветры будут сильно изменены или полностью уничтожены сильным общим ветровым потоком. Эти случаи, в которых влияние общих ветров на поведение пожара будет преобладающим, должны быть распознаны.

Разрезы

При отсутствии сильных синоптических градиентов давления в местной циркуляции атмосферы часто преобладают ветры, возникающие в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных разницей температур в данной местности. Воздух, нагретый на поверхности, поднимается вверх; охлажденный воздух стремится опуститься. Плавучий воздух поднимается за счет горизонтального воздушного потока, возникающего в результате мелкомасштабных градиентов давления, вызванных температурой.

В различных системах конвективной циркуляции вертикальный или горизонтальный поток может быть более важным, но оба они являются частью одной и той же системы.Таким образом, конвективных ветров здесь относятся ко всем ветрам — вверх, вниз или горизонтальные — которые имеют своим основным источником местные перепады температур . Это несколько отличается от обычного метеорологического использования, в котором конвекция подразумевает только восходящее движение.

Конвективные ветры могут усиливаться, противодействовать или устраняться потоком воздуха, источником которого являются более крупные системы давления. Влияние этих общих ветров на конвективные ветровые системы зависит от силы основного ветра, его направления относительно конвективной циркуляции и устойчивости нижних слоев атмосферы.

Характер и сила конвективных ветров зависят от многих других факторов. Поскольку они зависят от температуры, все характеристики окружающей среды, влияющие на нагрев и охлаждение, имеют значение. К числу наиболее важных относятся время года, суточные изменения, облачный покров, характер местности и ее покрытия, такого как вода, растительность или голая земля, а также структура влажности и температуры вышележащей атмосферы.

Сильная зависимость конвективных ветров от температуры делает наблюдения за местной температурой полезными индикаторами вероятного поведения ветра.Одновременные измерения могут показать значительные горизонтальные градиенты температуры. В отсутствие аэрологических зондирований показания на вершинах гор и на дне долин дают точные приблизительные значения градиента температуры и связанной с этим стабильности или нестабильности. Высоту ночной инверсии обычно можно определить в горных долинах путем обхода боковых склонов и снятия показаний термометра.

Сильный поверхностный нагрев создает самые разнообразные и сложные конвективные ветровые системы. Нагретый воздух, примыкающий к нагретым склонам, стремится подняться вверх по склону к гребню, где он стекает более или менее непрерывным потоком.Эти конвективные течения часто вызывают дневные кучевые облака, которые так часто наблюдаются над горными вершинами и хребтами. В основном на равнинной местности воздух, нагретый у поверхности, имеет тенденцию оставаться в застойных слоях из-за инерции, пока он не достигнет критической точки нестабильности или не будет выпущен механическим срабатыванием. Уходящий воздух обычно принимает форму прерывистых пузырьков, которые вырываются на свободу и поднимаются вверх под действием окружающего более плотного воздуха. По мере подъема пузырьки растут за счет расширения и смешивания с окружающим воздухом.Они тоже могут образовывать кучевые облака. Перегретый воздух может выходить также в виде восходящих по спирали вихрей или пылевых вихрей. Эти вихри притягивают новые запасы нагретого воздуха по мере движения по поверхности.

Воздух, охлажденный у поверхности, почти всегда течет вниз по самому крутому маршруту, стремясь к самым низким уровням. По пути, если он встречает под собой более холодный воздух, нисходящий воздух распространяется поверх более холодного слоя.

Другие типы местной конвективной циркуляции, включающие как вертикальное, так и горизонтальное движение, возникают там, где существуют различия в нагреве между значительными соседними территориями.Наиболее знакомыми среди них являются наземные и морские бризы, дующие вдоль океанских берегов и вокруг более крупных внутренних озер и заливов.

Сильное поверхностное отопление позволяет создавать несколько видов конвективных систем. Вдоль нагретых склонов развиваются восходящие ветры. Перегретый воздух на равнинной местности устремляется вверх в виде пузырьков или в виде вихрей или пылевых вихрей.

Сухопутные и морские бризы

По мере того, как в дневное время поверхности суши становятся теплее, чем прилегающие водные поверхности, а воздух над сушей становится червячным и плавучим, более плотный морской бриз начинает течь вглубь суши над водой и нагнетает менее плотный воздух вверх.

В дневное время, когда поверхность суши становится теплее прилегающей поверхности воды, воздух над сушей расширяется, становится менее плотным, а давление становится ниже, чем над близлежащей водой. В главе 2 мы подробно рассмотрели несколько причин, по которым поверхность суши становится теплее, чем поверхность воды в дневное время. В результате этой разницы давлений в местном масштабе морской бриз начинает течь вглубь суши над водой, заставляя теплый воздух над сушей подниматься и адиабатически охлаждаться.При отсутствии сильных общих ветров этот воздух течет в сторону моря наверху, заменяя воздух, осевший и двигавшийся к берегу, и таким образом завершает циркуляционную ячейку.

Общий ветер, дующий в сторону моря, действует против морского бриза и, если он достаточно сильный, может полностью блокировать морской бриз.

Поверхностный морской бриз начинается около полудня, усиливается в течение дня и заканчивается к закату, хотя время может значительно варьироваться в зависимости от местного из-за условий облачности и общих ветров.Бриз начинается у побережья, затем постепенно продвигается все дальше и дальше вглубь суши в течение дня, достигая своего максимального проникновения примерно во время максимальной температуры.

наземный бриз ночью противоположен дневному морскому бризу. Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды (обсуждается в главе 2). Воздух, соприкасающийся с землей, становится холоднее, чем воздух над соседней водой. Увеличение плотности воздуха приводит к тому, что давление над сушей становится относительно выше, чем над водой, и эта разница давлений, в свою очередь, заставляет воздух течь с суши в воду.Воздух должен быть заменен, но любой обратный поток наверху, вероятно, будет настолько слабым и рассеянным, что теряется в преобладающих общих ветрах.

Ночью поверхность суши остывает быстрее, чем поверхность воды. Воздух, соприкасаясь с землей, становится прохладным и течет над водой в виде сухопутного бриза, вытесняя более теплый воздух.

Если морской воздух скапливается над водой морским ветром, он может устремиться вглубь суши подобно небольшому холодному фронту, когда местная разница давлений станет достаточно большой.

Сухопутный бриз начинается через 2-3 часа после захода солнца и заканчивается вскоре после восхода солнца. Это более мягкое течение, чем морской бриз, обычно со скоростью от 3 до 5 миль в час. Наземный воздух, охлажденный снизу от соприкосновения с землей, стабилен. Поэтому бриз с суши более ламинарный и более мелкий, чем морской бриз.

Ежедневные сухопутные и морские бризы имеют тенденцию возникать достаточно регулярно, когда нет значительного влияния общего ветрового потока. Однако, когда общие ветры достаточно сильны, они обычно маскируют наземный и морской бриз.Общий ветер, дующий в сторону моря, противостоит морскому бризу и, если он достаточно силен, может препятствовать его развитию. В любом случае морской бриз задерживается. В зависимости от силы общего ветра эта задержка может продлиться до полудня. Это часто приводит к «скоплению» морского воздуха у берегов. Затем, когда местная разность давлений становится достаточно большой, этот морской воздух перемещается вглубь суши с характеристиками мелкомасштабного холодного фронта. Воздух за фронтом изначально прохладный и влажный, но быстро нагревается по мере движения по нагретой солнцем земле.

Сухопутный бриз не формируется против сильного берегового общего ветра. Однако обычно сухопутный бриз скользит под действием береговых ветров со скоростью света. При этом сухопутный бриз не распространяется очень далеко в сторону моря.

Общие ветры вдоль неровной или извилистой береговой линии могут противостоять морскому бризу в одном секторе, но не в другом.

Общие ветры, дующие либо в направлении сухопутного или морского бриза, либо параллельно берегу, имеют тенденцию маскировать истинный компонент сухопутного или морского бриза.Сильные общие ветры вызывают механическое перемешивание, которое уменьшает разницу температур между сушей и поверхностью моря. При этом составляющая морского бриза становится слабой и лишь незначительно изменяет общий поток ветра. Общие ветры также имеют тенденцию маскировать особенности замкнутых ячеек циркуляции наземного и морского бриза, затмевая обратный поток наверху. Например, при береговом общем ветре наверху в дневной циркуляции морского бриза нет обратного потока.

Общие ветры вдоль неровной или изогнутой береговой линии могут противодействовать сухопутному или морскому бризу в одном секторе и поддерживать его в другом.Часто также смещающиеся общие ветры могут вызывать периодические изменения этих эффектов в близлежащих местах и ​​могут приводить к сильно изменчивым местным ветровым режимам.

Сухопутные и морские бризы дуют на большей части побережья Тихого океана, Мексиканского залива и Атлантического побережья. Восточные и западные наземные и морские бризы различаются по своему поведению из-за заметных различий в общих схемах циркуляции, температурных контрастах и ​​топографии. Значимость этих факторов на местном уровне зависит от местного климата, а также от формы и ориентации береговой линии и внутренней топографии.

Бриз залива и Атлантики

На востоке бризы с суши и моря наиболее выражены в конце весны и в начале лета, когда разница температур суши и воды наиболее велика, и они сужаются к концу теплого сезона по мере уменьшения разницы температур . Они достаточно сильны в весенний и осенний сезон пожаров, чтобы их можно было рассматривать как важные элементы пожарной погоды в прибрежных районах.

Циркуляции бризов на суше и на море на Востоке чаще определяются изменениями общего режима ветра, чем на Западе.В остальном восточный наземный и морской бриз представляют собой более простую ситуацию, чем западный, потому что рельеф побережья плоский и однородный.

Во время сезона пожаров на востоке общая схема циркуляции такова, что как на побережье Персидского залива, так и на атлантическом побережье часто бывают периоды береговых или морских ветров, достаточно сильных, чтобы блокировать или маскировать развитие сухопутного и морского бриза. Береговые общие ветры почти всегда маскируют влияние морского бриза. С другой стороны, в периоды от слабых до умеренных морских ветров морской бриз может развиваться и перемещаться вглубь суши.Однако против встречного общего ветра морской бриз движется вперед за небольшим холодным фронтом. Он движется медленно, возможно, со скоростью 3 или 4 мили в час, и временами может колебаться взад и вперед в зависимости от силы общего ветра. В дополнение к быстрым изменениям скорости и направления ветра, связанным с прохождением холодного фронта, небольшая площадь может, таким образом, подвергаться нескольким таким прохождению в течение значительного времени. При таком медленном и прерывистом темпе морской бриз к вечеру мог проникнуть вглубь суши всего на несколько миль.

Еще одной особенностью этого типа морского бриза является то, что он действует в зоне схождения. Это способствует турбулентному вертикальному движению в дополнение к упомянутым выше горизонтальным поверхностным возмущениям. Эта комбинация может создать критические пожаро-погодные ситуации , особенно с учетом того факта, что этот тип морского бриза имеет тенденцию возникать в дни высокой пожароопасности.

Обратный бриз с суши часто становится лишь частью основного морского ветра и, таким образом, теряет свою идентичность.

Морской бриз Тихоокеанского побережья

Морской бриз Тихоокеанского побережья достигает своего пика в разгар летнего сезона пожаров. Это важная особенность летней погоды на большей части побережья Тихого океана. Температура воды здесь гораздо ниже, чем вдоль Мексиканского залива и Атлантического побережья. Интенсивный дневной нагрев суши при ясном небе является дополнительным фактором, вызывающим большую разницу температур суши и воды вдоль побережья Тихого океана. Поэтому морской бриз сильнее у западного побережья, чем у восточного.Это ежедневное летнее явление вдоль побережья Тихого океана, за исключением редких случаев, когда ему противостоит общая циркуляция.

Обычно общий ветер служит для усиления морского бриза Тихоокеанского побережья. В летние месяцы полупостоянный Северо-Тихоокеанский Хай расположен в районе между Гавайями и Аляской. Поток от этого максимума к Калифорнийскому минимуму приводит к прибрежным поверхностным ветрам на большей части побережья Тихого океана. Этот сезонный сток, называемый тихоокеанским побережьем муссона , начинается весной и продолжается до осени.Морской бриз накладывается на муссонную циркуляцию. В течение дня воздух с океана движется вглубь суши, поднимается вверх по мере нагревания, смешивается с верхними ветрами и замещается со стороны моря постепенно оседающим воздухом из общей циркуляции.

Поскольку муссоны текут к берегу и днем, и ночью, они имеют тенденцию ослаблять или уменьшать до незначительной величины ночной бриз. Однако это противостояние сил также замедляет ночной муссон на берегу. В течение дня морской бриз, которому помогает сезон дождей, приносит свежий прилив морского воздуха.Благодаря этой помощи морской слой толще и перемещается дальше вглубь суши, чем морской бриз на востоке.

Тихоокеанский морской бриз приносит в прибрежные районы относительно прохладный влажный морской воздух. Прохождение передней кромки этого воздуха — фронта морского бриза — отмечается сменой ветра и увеличением его скорости. Часто оно сопровождается туманом или низкой слоистой облачностью, особенно в утренние часы. Однако в течение первых нескольких миль вглубь суши морской воздух нагревается, проходя над более теплой сушей.Если слой морского воздуха мельче, чем обычно, этот воздух может вскоре стать почти таким же теплым, как воздух, который он заменяет. В этом случае резкие температурные контрасты сохраняются у побережья, а нагретый морской бриз может проникать на много миль дальше.

Таким образом, влияние морского бриза на поведение пожара может значительно различаться. Там, где морской воздух существенно не изменяется, его более низкие температуры и более высокая влажность создают менее опасную пожароопасную погоду. Там, где морской воздух подвергается значительным изменениям в результате нагревания, изменения температуры и влажности с фронтом морского бриза становятся незначительными, в то время как изменение направления ветра, увеличение его скорости и порывистости могут нанести серьезный ущерб управлению огнем.

Из-за поверхностного трения морской бриз часто перемещается вглубь суши в верхней части морского слоя быстрее, чем на поверхности. Нестабильность и конвективное перемешивание, вызванные потеплением поверхности, затем имеют тенденцию поднимать морской бриз вверх к поверхности, так что кажется, что фронт морского бриза продвигается по поверхности скачками или волнами. Движение несколько аналогично движению передних частей бесконечных металлических гусениц движущегося трактора.

Тихоокеанский морской бриз характеризуется значительной термической турбулентностью и при благоприятных условиях может распространяться вглубь суши на 30–40 миль и более от воды.Глубина морского бриза обычно составляет от 1200 до 1500 футов, но иногда достигает 3000 футов и более. Его интенсивность будет варьироваться в зависимости от контраста температуры воды и суши, но обычно его скорость составляет от 10 до 15 миль в час.

Горы вдоль побережья Тихого океана препятствуют свободному потоку приземного воздуха между водой и сушей. На обращенных к морю склонах морской бриз может сочетаться с ветром вверх по склону в дневное время, перенося таким образом модифицированный морской воздух на более высокие возвышенности в прибрежных горах.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие прибрежные хребты, являются основными путями течения внутренних морских бризов. Потока прохладного влажного воздуха достаточно, чтобы переносить огромное количество морского воздуха внутрь суши, помогая поддерживать внутреннюю влажность летом на умеренном уровне в районах напротив перевалов. Здесь морской бриз соединяется с послеобеденными ветрами вверх по долине и каньону, в результате чего течение становится более прохладным и относительно сильным. В широких долинах этот поток принимает обычные характеристики морского бриза, но в узких каньонах и ущельях он может быть сильным и очень порывистым вследствие как механической, так и тепловой турбулентности.

Горы вдоль береговой линии препятствуют свободному потоку воздуха между водой и сушей. На обращенных к морю склонах морской бриз может сочетаться с восходящими ветрами в дневное время и приносить модифицированный морской воздух на возвышенности.

Прибрежные горы также перекрывают основной поток с суши в море в ночное время. Нисходящие ветры на склонах, обращенных к океану, сочетаются со слабым бризом с суши с прибрежной полосы ночью, но опять же, вытекающие речные системы обеспечивают основные пути течения.Поток вниз по долине и вниз по каньону, как и обычный наземный бриз, представляет собой относительно неглубокую и низкоскоростную ветровую систему.

Речные системы и другие глубокие перевалы, пересекающие прибрежные хребты, являются основными путями течения морского бриза.

Мелкомасштабные суточные циркуляции, сходные в принципе с наземными и морскими бризами, возникают вдоль берегов внутренних водоемов. Озерные бризы могут возникать вдоль берегов озер или других водоемов, достаточно больших для установления достаточного градиента температуры воздуха.Озерный бриз распространен летом, например, по берегам Великих озер. Летним днем ​​на большинстве береговых станций нередко дуют береговые ветры.

Ветры на склонах и долинах

Ветры в горной топографии чрезвычайно сложны. Часть времени в приземном слое преобладают общие ветры, связанные с более крупными системами давления. Но когда более крупные системы давления ослабевают, общие ветры уменьшаются. Тогда при наличии сильного дневного прогрева или ночного похолодания важной чертой горной погоды становятся конвективные ветры местного происхождения.Эти условия типичны для ясной летней погоды, при которой наблюдается большой суточный разброс приземных температур воздуха.

Общие и конвективные ветры могут смещать, усиливать или противодействовать друг другу. Их отношение друг к другу может быстро меняться — часто с удивительной быстротой. Часто отмечаются различия между различными особенностями местности, иногда разделенными только ярдами. В одном случае конвективная активность может доминировать над наблюдаемым приземным ветром, а в другом она может позволить скорости и направлению ветра наверху доминировать над приземным потоком в процессе перемешивания.

Взаимодействия между воздушными потоками различного происхождения, локальными градиентами давления, вызванными неравномерным нагревом горных склонов, и чрезвычайно сложными физическими формами горных систем в совокупности препятствуют жесткому применению эмпирических правил к конвективным ветрам в горных районах. Каждая локальная ситуация должна интерпретироваться с точки зрения ее уникальных качеств. Поведение ветра, описанное в этом разделе, считается типичным, но оно может прерваться или измениться практически в любое время и в любом месте.

Различия в нагреве воздуха над горными склонами, дном каньонов, долинами и прилегающими равнинами приводят к возникновению нескольких разных, но связанных ветряных систем. Эти системы в большинстве случаев комбинируются и работают вместе. Их общий знаменатель — вверх по долине, вверх по каньону, вверх по склону днем ​​и вниз по течению ночью. Они возникают из-за перепадов горизонтального давления, локальных изменений устойчивости, которые способствуют вертикальному движению, или из комбинации этих двух факторов.

Склоновые ветры

Склоновые ветры – это местные дневные ветры, присутствующие на всех наклонных поверхностях.Они текут вверх по склону днем ​​в результате нагрева поверхности и вниз по склону ночью из-за охлаждения поверхности. Склоновые ветры возникают из-за местного градиента давления, вызванного разницей температур воздуха вблизи склона и воздуха на той же высоте вдали от склона.

Воздух, нагретый при соприкосновении с вертикальными или наклонными поверхностями, поднимается вверх и образует естественные дымоходы, по которым теплый воздух поднимается с поверхности.

В дневное время оболочка теплого воздуха у склона служит естественным дымоходом и обеспечивает путь наименьшего сопротивления восходящему потоку теплого воздуха.Овраги или желоба, обращенные к солнцу, являются особенно эффективными дымоходами из-за большой площади обогреваемой поверхности и более крутых склонов; ветры здесь часто сильнее, чем на промежуточных отрогах или однородных склонах. Ветры вверх по склону довольно мелкие, но их сила увеличивается от нижней части склона к верхней части. Турбулентность и глубина неустойчивого слоя увеличиваются к гребню склона, который является основным выходом теплого воздуха. Здесь импульс восходящего воздуха, схождение восходящих ветров с противоположных склонов и механическая турбулентность в совокупности делают хребет очень турбулентным регионом, где большая часть теплого воздуха уходит вверх.Гребни более высоких хребтов также, вероятно, испытывают влияние общего ветрового потока, если этот поток умеренный или сильный. Ночью прохладный воздух у поверхности течет вниз по склону, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии. Переход от восходящего к нисходящему ветру начинается вскоре после того, как первые склоны уходят в полуденную тень и начинается охлаждение поверхности. На отдельных затяжках и склонах, уходящих в тень, переходный период состоит из (1) затухания восходящего ветра, (2) периода относительного затишья и затем (3) пологого ламинарного течения вниз по склону.

Ветры вверх по склону неглубокие у основания склонов, но их глубина и скорость увеличиваются по мере того, как более нагретый воздух направляется вдоль склона. Пузырьки теплого воздуха, выбрасываемые вверх, вызывают турбулентность, которая увеличивает глубину прогретого слоя.

Ветер на склоне очень мелкий и с меньшей скоростью, чем ветер на склоне. Охлажденный более плотный воздух устойчив, и поэтому нисходящий поток имеет тенденцию быть ламинарным.

Ветры, идущие вниз по склону, могут быть временно блокированы там, где есть препятствия для свободного течения, такие как изогнутые каньоны и густой кустарник или лес.Прохладный воздух со склонов скапливается в низинах и переполняет их, когда они заполнены. Главной силой здесь является гравитация. При слабых и умеренных температурных контрастах воздушный поток имеет тенденцию следовать по самым крутым нисходящим маршрутам через топографию. Сильные контрасты температур воздуха приводят к относительно более высоким скоростям воздуха. При достаточном импульсе воздух имеет тенденцию течь по прямой траектории над небольшими топографическими препятствиями, а не разделяться и обтекать их по нисходящему пути.

Ветры на склонах мелкие, а течение имеет тенденцию быть ламинарным.Холодному воздуху могут препятствовать такие препятствия, как густой кустарник или дерево.

Прохладный плотный воздух скапливается на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Нисходящие ветры сверху инверсии продолжаются вниз, пока не достигнут воздуха собственной плотности. Там они расходятся горизонтально над каньоном или долиной. Это может быть либо вблизи вершины инверсии, либо на некотором расстоянии ниже вершины.

Ночью более плотный прохладный воздух у поверхности склонов стекает вниз, как вода, следуя естественным дренажным путям в топографии.Основная сила — гравитация.

Теоретически как восходящие, так и нисходящие ветры могут приводить к поперечной циркуляции. Охлажденный ночью на склонах воздух стекает вниз и может быть заменен воздухом со дна долины. Воздух, идущий вверх по склону в дневное время, может быть заменен более прохладным воздухом, оседающим над центром долины. Циркуляционная система может быть завершена, если восходящий поток воздуха, достигнув верхних склонов, достаточно адиабатически остыл, чтобы вытечь через долину и заменить осевший воздух.Однако при сильном дневном прогреве долинная циркуляция может отсутствовать. Вдоль склонов постоянно прогревается восходящий воздух. Адиабатического охлаждения может быть недостаточно, чтобы компенсировать потепление, и более теплый воздух выталкивается вверх над вершинами хребтов более плотным приземным воздухом, приносимым ветром вверх по долине.

Прохладный плотный воздух оседает на дне каньонов и долин, создавая инверсию, которая увеличивается в глубину и силу в ночные часы. Прохладный воздух течет наружу над дном долины, когда достигает воздуха с собственной плотностью.

Долинные ветры

Долинные ветры являются результатом местных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над прилегающей равниной. Течение меняется от дня к ночи.

Долинные ветры — это дневные ветры, которые дуют вверх по долине днем ​​и вниз по долине ночью. Они являются результатом локальных градиентов давления, вызванных разницей температур между воздухом в долине и воздухом на той же высоте над соседней равниной или большей долиной.Эта разница температур и возникающая в результате разница давлений и расход воздуха меняются со дня на ночь. В течение дня воздух в горных долинах и каньонах становится теплее, чем воздух на той же высоте над соседними равнинами или более крупными долинами.

Одной из причин более интенсивного прогрева воздуха горных долин является меньший объем воздуха в долине, чем над той же горизонтальной поверхностью равнины. Остальной объем занимает суша под склонами.Долина может иметь только от половины до трех четвертей объема воздуха, чем над той же горизонтальной площадью поверхности равнины.

Другая причина заключается в том, что воздух горных долин несколько защищен окружающими хребтами от общего ветрового потока. Воздух долины нагревается за счет соприкосновения со склонами, и возникающая в результате циркуляция склонового ветра эффективно распределяет тепло по всей массе воздуха долины. По мере того как воздух долины становится теплее и менее плотным, чем воздух над равниной, устанавливается локальный градиент давления от равнины к долине, и начинается верховой ветер.

В то время как восходящие ветры начинаются через несколько минут после того, как солнце падает на склон, долинные ветры не начинаются до тех пор, пока вся масса воздуха в долине не прогреется. Обычно это середина или поздний полдень, в основном в зависимости от размера долины. Долинный ветер достигает максимальной скорости в первой половине дня и продолжается до вечера. Скорость ветра в верхних долинах в более крупных долинах обычно составляет от 10 до 15 миль в час. Глубина долинного ветра над центром долины обычно примерно равна средней высоте гребня.

Сильные ветры в долинах и каньонах могут быть довольно турбулентными из-за нестабильного воздуха и неровностей местности. Водовороты могут образовываться на изгибах каньонов и в местах слияния притоков. В частности, вдоль верхних гребней течение имеет тенденцию быть довольно неустойчивым. Скорость и направление ветра могут быстро меняться, что резко влияет на поведение пожара.

Склоны вдоль склонов долины начинают охлаждаться ближе к вечеру, и вскоре после того, как они попадают в тень, вниз по склону начинает течь прохладный воздух.Прохладный воздух скапливается на дне долины по мере того, как больше воздуха сверху соприкасается со склонами и охлаждается. В долине нарастает давление, в результате чего восходящий ветер прекращается. При продолжающемся охлаждении поверхностное давление в пределах долины становится выше, чем давление на той же высоте над равниной, и начинается течение по долине.

Комбинированные восходящие и долинные ветры распространяются вверх по течению в течение дня и постоянно делятся на каждом притоке на множество восходящих и восходящих составляющих.

Переход от верхового к нисходящему течению происходит ранней ночью — время зависит от размера долины или каньона и от факторов, благоприятствующих похолоданию и установлению перепада температур. Переход происходит постепенно. Во-первых, нисходящий ветер развивается вдоль дна долины, усиливается ранней ночью и становится нисходящим ветром. Долинный ветер можно рассматривать как исход или высвобождение плотного воздушного бассейна, созданного охлаждением вдоль склонов.Он несколько мельче, чем долинный ветер, с небольшой турбулентностью или без нее из-за стабильной температурной структуры воздуха. Его скорость обычно несколько меньше, чем у ветра в верховьях, но бывают исключения, когда ветер в долинах может быть довольно сильным.

Долинный ветер дует всю ночь и стихает после восхода солнца.

Утренние ветры, дующие вверх по склону, дуют прямо вверх по склонам и слегка притягивают к вершинам хребтов.

Долинные и склоновые ветры не являются независимыми.Наклонное дно долины или каньона также имеет наклонные ветры по всей его длине, хотя эти ветры может быть нелегко отличить от ветров долины. Продвигаясь вверх по течению в дневное время, комбинированный поток постоянно разделяется на входе каждого притока на множество составляющих вверх по оврагам и по склону к вершинам хребтов. Поскольку система долинных ветров усиливается в течение дня, это влияет на направление ветра вверх по склону. Первое утреннее движение прямо вверх по склону и незначительные подъемы на вершину хребта.Затем, когда скорость ветра в долине увеличивается, восходящие ветры меняются на более долинные. К тому времени, когда долинный ветер достигает своего максимума, склоновые ветры, по крайней мере на нижних склонах, могут полностью подчиняться долинному ветру. Вдоль верхних склонов направление может оставаться восходящим, так как восходящий ветер не всегда полностью заполняет долину.

Аналогичным образом страдают ночные нисходящие ветры. Когда долинный ветер полностью развился, он преобладает над потоком вдоль склонов, особенно в нижней части, так что наблюдаемое направление ветра — нисходящее.

 

Влияние ориентации и растительности

По мере того, как в течение дня усиливается долинный ветер, восходящие ветры поворачиваются в более долинном направлении.

Топографическая ориентация является важным фактором, определяющим силу ветра на склонах и долинах и суточный ритм. Ветер на склоне начинается как мягкий восходящий поток вскоре после того, как солнце падает на склон. Поэтому они начинаются сначала на восточных склонах после рассвета и увеличиваются как по интенсивности, так и по протяженности по мере продолжения дневного прогрева.Южный и юго-западный склоны наиболее прогреваются и имеют самые сильные восходящие ветры. Южные склоны достигают максимальной скорости ветра вскоре после полудня, а западные склоны — примерно к полудню. Скорость ветра вверх по склону на южных склонах может быть в несколько раз больше, чем на противоположных северных склонах.

Там, где разноэкспозиционные склоны впадают в общую котловину, одни склоны уходят в тень раньше других, а также до того, как прекращается верховой ветер. Во многих горных бассейнах поздние послеобеденные ветры вверх по долине изгибаются в направлении первого нисходящего потока.Они продолжают смещаться по мере усиления нисходящего потока и затенения дополнительных склонов, пока через некоторое время после захода солнца не произойдет изменение направления на 180 градусов.

Растительный покров на склонах также влияет на склоновые ветры и, в свою очередь, на долинные ветры. Голые склоны и травянистые склоны нагреваются быстрее, чем склоны, покрытые кустарником или деревьями. Поэтому восходящие ветры будут слабее на склонах, покрытых кустарником или деревьями. На самом деле, на покрытых густым лесом склонах восходящий ветер может двигаться над верхушками деревьев, в то время как на поверхности может быть очень мелкий нисходящий поток из-за тени, создаваемой кронами деревьев.

Спусковые ветры начинаются, как только склоны погружаются в тень. В конце дня ветры вверх по долине поворачиваются в направлении первого нисходящего потока.

На нисходящие ветры в ночное время на покрытых густым лесом склонах влияет наличие или отсутствие густого подлеска. Там, где между кроной дерева и поверхностью есть открытое пространство, нисходящий поток будет ограничен областью ствола, а в области кроны преобладает штиль. Лес с густым подлеском является эффективной преградой для нисходящих ветров.Здесь поток отклоняется от густых участков или ограничивается руслами ручьев, дорогами или другими отверстиями, прорезанными в лесу.

 

Взаимодействие долинных и склоновых ветров с общими ветрами

Склоновые и долинные ветры могут быть нарушены или изменены в любое время общими ветрами или более крупными конвективными ветровыми системами.

Полуденные ветры вверх по склону в горной топографии, как правило, вызывают слабые общие ветры выше вершины хребта. Общий ветровой поток проходит над восходящими течениями над гребнем.Эти восходящие течения могут эффективно создавать или изменять волны в общем ветровом потоке. Часто дневные верхние ветры ощущаются только на самых высоких вершинах. В этой ситуации приземные ветры, за исключением самых высоких пиков, представляют собой практически чисто конвективные ветры. Ветры вверх по склону преобладают на седловинах и нижних гребнях и в сочетании с ветрами вверх по долинам определяют скорость и направление ветра на более низких высотах.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего течения ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов.На Дальнем Западе воздух в потоке наверху с Северо-Тихоокеанского антициклона опускается и поэтому обычно бывает теплым и сухим. Ночью этот воздух можно найти на более высоких уровнях, по крайней мере, до хребта Сьерра-Каскад. Огонь, догоревший до вершины хребта, под влиянием восходящих послеполуденных ветров может разгореться, а его распространение может сильно пострадать, так как он попадает под влияние общего ветрового потока. Подобные явления могут происходить и в других горных странах.

Общие ветры модифицируются местным ветровым потоком.Слабые общие ветры могут существовать только на вершинах хребтов или над ними, когда преобладают сильные восходящие ветры. Ветры вверх по склону могут создавать или усиливать волновое движение в общем ветровом потоке.

Долинные ветры подвержены влиянию общего потока ветра в соответствии с их относительной силой, направлением и температурой. Степень взаимодействия также меняется от дня к ночи.

Общий ветер оказывает максимальное влияние на долинные ветры в дневное время, когда сильный общий ветер дует параллельно долине.Если общий ветер дует в направлении верхового ветра и воздух относительно нестабилен, влияние общего ветра будет ощущаться на дне долины. Результирующий приземный ветер будет представлять собой комбинацию общего ветра и ветра в верховьях. Когда общий ветер дует в направлении, противоположном ветру в верховьях, его влияние распространяется на некоторое расстояние вниз в долину, и наблюдаемый приземный ветер будет результатом действия ветров в верховьях и общего ветра.

Общие ветры, дующие под прямым углом к ​​оси долины в дневное время, оказывают гораздо меньшее влияние на характер ветра в долине, чем ветры, дующие вдоль долины.Хребты, как правило, защищают циркуляцию долины от воздействия общего ветра.

Ослабление восходящего ветра ближе к вечеру и начало нисходящего потока ранним вечером позволяют общим ветрам опуститься на открытые верхние склоны и вершины хребтов. Если воздух, приносимый общим ветром, относительно холодный, этот ветер может добавиться к нисходящему ветру с подветренной стороны хребтов и привести к увеличению скорости.

Важным фактором является относительная холодность или плотность воздуха, приносимого общими ветрами.Относительно теплый воздух будет продолжать течь вверх, не опускаясь в долины и каньоны и не нарушая конвективные ветровые системы. Но холодный, относительно плотный воздух в сочетании с сильным общим ветровым потоком имеет тенденцию следовать по поверхности рельефа, размывая долины и каньоны и полностью стирая системы долинных ветров. Такие эффекты обычны в холодном воздухе после прохождения холодного фронта и в глубоких слоях холодного морского воздуха вдоль побережья Тихого океана. В этих ситуациях преобладает общий ветровой поток.

Эти эффекты наиболее выражены, когда общий поток ветра параллелен оси долины. Сильные ветры, дующие через узкие долины и каньоны, могут не упасть в них, поскольку инерция может слишком быстро переносить воздушный поток. Кроме того, существуют промежуточные ситуации, когда общий поток ветра лишь частично возмущает долинные ветровые системы. Общие ветры согревают адиабатически, спускаясь по склонам с наветренной стороны долины. Если нисходящий воздух достигает температуры, равной температуре воздуха в долине, он покидает склон и пересекает долину.Чем прохладнее воздух, поступающий с общим ветром, тем дальше он будет опускаться в долину.

Ночная инверсия в долине эффективно защищает ветры, дующие вниз по склону и долине, от общего ветрового потока наверху.

Общие ветры в ночное время обычно оказывают гораздо меньшее влияние на долинные ветровые системы, чем в дневное время. Обычно в долинах образуется ночная инверсия, эффективно ограждающая долинный ветер от общего ветрового потока. Опять же, есть важные исключения, которые необходимо учитывать.

Если воздух, приносимый общим ветровым потоком, относительно холодный и имеет соответствующее направление, общий ветер может сочетаться с нисходящими и долинными ветрами и вызывать довольно сильные приземные ветры, особенно в вечерние часы. Однако позже в течение ночи дальнейшее охлаждение обычно приводит к инверсии поверхности, и общее влияние ветра поднимается до вершины инверсии.

Другим важным исключением является воздействие горных волн с подветренной стороны.Как упоминалось в предыдущей главе, когда горные волны распространяются на поверхность, они полностью заслоняют долинные ветры. В условиях ветра фен это может происходить днем ​​или ночью, но после первого дня ветра фена это чаще всего происходит в вечерние часы.

Дневные ветры вниз по склону

До полудня в западных Прибрежных хребтах местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и вверх по каньону как с восточной, так и с западной сторон. Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне.Если наверху развивается западный поток, он временно проходит над зоной конвергенции и восточно-склоновыми ветрами.

Исключение из нормального дневного течения вверх по каньону, вверх по склону, происходит достаточно часто на восточных склонах хребтов Тихоокеанского побережья, что требует дальнейшего обсуждения. До полудня, при отсутствии преобладающего общего потока ветра, местные ветры, как правило, дуют вверх по склону и поднимаются вверх по течению как на западной, так и на восточной сторонах Прибрежных хребтов. Обычно течение через щели и седловины имеет восточное направление из-за более сильного прогрева с восточной стороны в предполуденное время.Два потока встречаются в зоне конвергенции на западной стороне хребта. К полудню поток вверх по западным склонам усилился, скорее всего, из-за морского бриза или усиления муссонной циркуляции из-за усиления термической ложбины. Зона конвергенции переместилась по хребту на восток, а течение через бреши изменилось на западное.

В некоторые дни зона конвергенции перемещается на восток по мере усиления западного потока. Если в потоке наверху образуются волны подходящей длины и амплитуды, сильные ветры дуют с восточных склонов и обращенных на восток каньонов.

В этом западном потоке образуются волны, которые сначала остаются в воздухе на подветренной стороне гор, а затем всплывают на поверхность, вызывая сильные нисходящие ветры на восточной стороне. Дневные ветры вниз по склону обычно в три раза сильнее, чем предполуденные ветры вверх по склону. В одних районах склоновые послеполуденные ветры в теплое время года случаются почти каждый день, в других — лишь изредка. Время смены ветра с восходящего на нисходящий на восточной стороне может варьироваться от позднего утра до позднего вечера, но чаще всего это около полудня или раннее утро.В некоторые дни восходящие ветры восстанавливаются ближе к вечеру, когда горные волны поднимаются вверх. В другие дни нисходящие послеполуденные ветры ослабевают и меняются. . Они возникают в жаркие дни над сухой местностью при ясном небе и слабом ветре.

При интенсивном нагреве воздух у земли часто приобретает градиент 0.2°F. на 10 футов, что примерно в 3,5 раза превышает скорость сухой адиабаты. В этом случае неустойчивость настолько велика, что внутри слоя может произойти опрокидывание даже в спокойном воздухе. Перегретый воздух поднимается вверх по колоннам или дымоходам, создавая сильные конвективные циркуляции и всасывая горячий воздух из поверхностного слоя. Обычно развивается восходящее спиралевидное движение. Спираль аналогична эффекту водоворота, почти всегда наблюдаемому при сливе воды из умывальника. Поток становится спиральным, потому что горизонтальный поток к основанию почти всегда разбалансирован.

Угловой градиент, упомянутый в предыдущем абзаце, называется автоконвективным градиентом . Более высокая нестабильность может спонтанно создавать восходящие потоки, но обычно восходящий поток инициируется пусковым действием. Восходящие потоки также могут начаться, если слой приобретает только сверхадиабатический градиент; то есть градиент меньше, чем автоконвективный, но больше, чем сухой адиабатический. Однако при сверхадиабатических градиентах спокойный приземный воздух фактически остается в вертикальном равновесии и становится плавучим только в том случае, если его поднимают .В этом случае какое-то триггерное действие должно обеспечить первоначальный импульс вверх. Одним из распространенных пусковых воздействий является отклонение приземного ветра вверх препятствием.

Вероятно, что почти все восходящие потоки имеют некоторое вихревое движение, но обычно оно слабое и невидимое. Чем сильнее восходящий поток, тем сильнее вихрь, потому что в вихрь втягивается больший объем воздуха. Вращательное движение усиливается по мере того, как воздух течет к центру, почти так же, как вращение конькобежца усиливается, когда он перемещает руки из вытянутого положения к телу.Вихрь становится видимым, если восходящий поток становится достаточно сильным, чтобы поднимать песок, пыль или другой мусор. Направление вращения случайное, в зависимости от действия срабатывания. Это может быть как по часовой, так и против часовой стрелки.

Вихри образуются, когда в перегретом слое у земли развивается достаточная неустойчивость. Скрытая энергия может быть высвобождена каким-либо пусковым механизмом, например препятствием или острым гребнем. После установления конвекции воздух из нагретого слоя втягивается в прорыв.

Вихри могут оставаться неподвижными или двигаться вместе с приземным ветром. Если пусковое воздействие производится неподвижным объектом, то вихрь обычно остается рядом с объектом. Если он отделится, он может отмереть, и над объектом разовьется другой. Те вихри, которые движутся, имеют тенденцию двигаться к возвышенностям. Некоторые вихри длятся всего несколько секунд, но многие длятся несколько минут, а некоторые продолжаются несколько часов.

Размеры вихрей значительно различаются.Диаметры колеблются от 10 до более чем 100 футов, а высота колеблется от 10 футов до 3000 или 4000 футов в крайних случаях. Скорость ветра в смерчах часто превышает 20 м/ч. а в некоторых случаях превышала 50 миль в час. Восходящие течения могут достигать скорости от 25 до 30 миль в час. и может собирать крупный мусор.

Вихри часты в области, которая только что сгорела. Почерневшая зола и обугленные материалы хорошо поглощают солнечное тепло, а горячие точки, оставшиеся в зоне пожара, также могут нагревать воздух.Вихрь иногда оживляет, казалось бы, потухший костер, подхватывает тлеющие угли и распространяет огонь на новые виды топлива.

Огненные вихри

Тепло, выделяемое пожарами, создает крайнюю нестабильность в нижних слоях воздуха и может вызывать сильные огненные вихри . Известно, что такие огненные вихри скручивают деревья диаметром более 3 футов. Они могут подбирать большие тлеющие угли, поднимать их вверх, а затем выбрасывать их далеко через линию огня и вызывать многочисленные точечные пожары. Временами огненные вихри уходят за пределы основного очага возгорания, но как только они это делают, пламя гаснет, и они становятся обычными вихрями, движущимися по ландшафту.

Огненные вихри чаще всего возникают там, где горят большие концентрации топлива и выделяется большое количество тепла на небольшой площади. Часто присутствуют механические силы, которые служат спусковым механизмом для запуска водоворота. Излюбленным местом для огненных вихрей является подветренная сторона хребта, где нагретый от огня воздух защищен от общих ветров. Механические завихрения, возникающие при обдувании хребта ветром, могут служить пусковым механизмом для запуска водоворота.Ветер может усугубить нестабильность, принося холодный воздух на более высокие уровни по сравнению с нагретым огнем воздухом с подветренной стороны. Воздушные потоки с разной скоростью или с разных направлений в соседних помещениях могут механически вызывать огненные вихри в нагретом огнем воздухе. Огненные вихри также наблюдались на относительно ровной местности. В этих случаях вихри, кажется, начинаются, когда часть огня достигает критического уровня выхода энергии.

Грозовые ветры

Особые ветры, связанные с ростом кучевых облаков и развитием грозы, являются истинно конвективными ветрами.По этой причине они будут описаны здесь, хотя мы еще вернемся к ним, когда будем рассматривать стадии развития грозы в главе 10. Эти ветры представляют собой (1) восходящих потоков , преобладающих в растущих кучевых облаках и под ними, (2) нисходящие потоки на более поздних стадиях полного развития грозы и (3) отток холодного воздуха, который иногда приобретает характеристики шквала.

Восходящие потоки кучевых облаков, формирующихся над пиками и гребнями, могут фактически усиливать восходящие ветры, инициировавшие формирование облаков.

Всегда есть сильных восходящих потоков внутри растущих кучевых облаков, иногда со скоростью 30 миль в час. или более, даже если кучевые облака не перерастают в грозу. Обычно воздух, поступающий в основание облака, поступает как из нагретого воздуха у поверхности, так и из воздуха, окружающего восходящий поток. Поток к основанию облака может не ощущаться очень далеко ниже или вдали от облачной ячейки. Однако ячейка, формирующаяся над пиком или хребтом, может фактически увеличить скорость восходящих ветров, которые инициировали формирование облаков.Кучевое облако, образовавшееся в другом месте и дрейфующее над пиком или хребтом, также может усиливать восходящие ветры, в то время как облако растет с новой силой. При продолжающемся дрейфе облако может увлечь за собой конвекцию на вершине хребта на значительное расстояние, прежде чем отделиться.

Если кучевое облако превращается в зрелую грозу, падающий дождь внутри и под облаком увлекает за собой воздух и вызывает нисходящий поток. Нисходящий воздух, который остается насыщенным за счет испарения дождевых капель, обычно нагревается с влажно-адиабатической скоростью.Но воздух, тянущийся вниз на начальных стадиях грозового нисходящего потока, нагревается с меньшей скоростью из-за вовлечения окружающего более холодного воздуха и наличия холодных капель дождя или кристаллов льда. Если этот воздух тянуть вниз до точки, где он холоднее окружающего воздуха, он может стекать на землю в виде сильного нисходящего потока. На ровной местности это становится приземным ветром, управляемым направлением общего ветра и благоприятными каналами воздушного потока. Это называется первым порывом и будет более подробно рассмотрено в главе 10.

Нисходящий поток во время зрелой грозы продолжается от основания облака к земле и, будучи состоящим из холодного воздуха, повторяет топографию. Он поражает внезапно и сильно, но длится недолго.

В гористой местности нисходящие грозовые потоки имеют тенденцию продолжать свой путь вниз по основным дренажным путям. Скорость 20 или 30 миль в час. распространены, и скорость от 60 до 75 миль в час. были измерены. Если он достаточно плотный, воздух имеет достаточную инерцию, чтобы преодолеть по крайней мере короткие неблагоприятные склоны при своем нисходящем падении.Высокие скорости и шероховатость поверхности делают эти ветры чрезвычайно порывистыми. Они сильнее, когда воздушная масса горячая, например, ближе к вечеру, чем ночью или до полудня. Хотя они дуют внезапно и сильно, нисходящие ветры кратковременны.

Хотя нисходящие ветры являются обычной характеристикой гроз, для возникновения нисходящих потоков не обязательно, чтобы развивающиеся кучевые облака достигли стадии грозы. Нисходящие потоки могут образовываться в жаркие дни из-за возвышающихся кучевых облаков, дающих только сильные осадки.

Шквальные ветры часто предшествуют или сопровождают грозы в гористой местности на западе. Эти бури часто охлаждают значительные массы воздуха, покрывая площадь в сто или несколько сотен квадратных миль. Появляясь в теплые летние месяцы, эти прохладные воздушные массы сильно контрастируют по температуре с окружающей средой. По мере того как этот воздух распространяется и оседает на более низкие уровни, передняя кромка — фронт — сопровождается шквалистыми ветрами. Они сильные и порывистые; они начинаются и быстро заканчиваются.Они ведут себя так же, как ветер в полосах шквалов перед холодными фронтами, но имеют меньший географический масштаб. Однако они могут уйти на много миль за пределы первоначальной зоны шторма.

Резюме

В эту главу, посвященную конвективным ветрам, мы включили местные ветры, возникающие из-за местных перепадов температур. Любые факторы, влияющие на нагрев и охлаждение, будут влиять на конвективные ветры. На эти ветры также будет влиять общий ветровой поток. Наиболее известные конвективные ветры — это сухопутные и морские бризы, долинные и склоновые ветры, вихри и ветры, связанные с конвективными кучевыми и грозовыми облаками.

В системе наземных и морских бризов местные ветры возникают из-за разницы температур земли и воды, что, в свою очередь, вызывает разницу в температуре вышележащего воздуха. Склоновые ветры возникают из-за разницы температур между склоновым воздухом и воздухом над долиной. Долинные ветры также возникают из-за разницы температур между воздухом долины и воздухом на той же высоте над равнинами. Сильный локальный нагрев создаст очень нестабильный слой воздуха у поверхности, и внезапное высвобождение этой концентрированной энергии, обычно после запускающего действия, может вызвать вихри.

Восходящие потоки тепла, возникающие в результате локального нагрева, могут образовывать кучевые облака, которые при соответствующих условиях влажности и нестабильности могут перерасти в грозы. Восходящие потоки — это конвективные ветры, характерные для развивающихся кучевых облаков, но нисходящие потоки образуются в грозах после осадков. Нисходящие потоки в зрелой грозе продолжаются от основания облака к земле и, состоящие из холодного воздуха, повторяют топографию. Он ударяет внезапно и яростно, но длится лишь короткое время, начинает падать с облака.

Рассмотрев общую циркуляцию и общую конвекцию, ветры, обратимся теперь к теме воздушных масс и фронтов и связанной с ними погоде.

 

 

8.2 Ветры и эффект Кориолиса – Введение в океанографию

Дифференциальный нагрев поверхности Земли приводит к тому, что экваториальные области получают больше тепла, чем полюса (раздел 8.1). По мере нагревания воздух на экваторе становится менее плотным и поднимается вверх, а на полюсах холодный воздух уплотняется и опускается.Если бы Земля не вращалась, теплый воздух, поднимающийся на экваторе, достигал бы верхних слоев атмосферы и двигался горизонтально к полюсам. Когда воздух достигнет полюсов, он остынет, опустится и будет двигаться по поверхности Земли обратно к экватору. Это привело бы к одной большой ячейке атмосферной конвекции в каждом полушарии (рис. 8.2.1), когда воздух поднимается на экваторе и опускается на полюсах, а движение воздуха над поверхностью Земли создает ветры. Таким образом, на этой невращающейся Земле преобладающие ветры будут дуть от полюсов к экватору в обоих полушариях (рис.2.1).

Рисунок 8.2.1 Гипотетические ячейки атмосферной конвекции на невращающейся Земле. Воздух поднимается на экваторе и опускается на полюсах, создавая единую конвекционную ячейку в каждом полушарии. Преобладающие ветры, движущиеся над поверхностью Земли, дуют от полюсов к экватору в обоих полушариях (Изменено PW с изображения глобуса Location_of_Cape_Verde_in_the_globe.svg: производная работа Эддо: Luan fala! [CC BY-SA 3.0], через Wikimedia Commons).

Ситуация без вращения на рисунке 8.2.1, конечно, только гипотетически, и в действительности вращение Земли делает эту атмосферную циркуляцию немного более сложной. Пути ветров на вращающейся Земле отклоняются Эффектом Кориолиса . Эффект Кориолиса возникает из-за того, что разные широты на Земле вращаются с разной скоростью. Это связано с тем, что каждая точка на Земле должна совершить полный оборот за 24 часа, но некоторые точки должны двигаться дальше и, следовательно, быстрее, чтобы завершить оборот за то же время.За 24 часа точка на экваторе должна совершить оборот, равный окружности Земли, что составляет около 40 000 км. Точка прямо на полюсах за это время не проходит никакого расстояния; просто крутится по кругу. Так скорость вращения на экваторе около 1600 км/час, а на полюсах скорость 0 км/час. Широты между ними вращаются с промежуточными скоростями; примерно 1400 км/ч в точке 30 o и 800 км/ч в точке 60 o . Когда объекты движутся по поверхности Земли, они сталкиваются с областями с различной скоростью, что приводит к отклонению их пути из-за эффекта Кориолиса.

Чтобы объяснить эффект Кориолиса, представьте пушку, расположенную на экваторе и направленную на север. Хотя кому-то на Земле пушка кажется неподвижной, на самом деле она движется на восток со скоростью около 1600 км/ч из-за вращения Земли. Когда пушка стреляет, снаряд летит на север к своей цели; но он также продолжает двигаться на восток со скоростью 1600 км/ч, скоростью, которую он имел, пока находился в пушке. По мере того, как оболочка движется в более высоких широтах, ее импульс несет ее на восток быстрее, чем скорость, с которой вращается земля под ней.Например, на 30 o широты снаряд движется на восток со скоростью 1600 км/ч, а земля движется на восток со скоростью всего 1400 км/ч. Таким образом, снаряд оказывается «впереди» своей цели и приземляется восточнее предполагаемого пункта назначения. С точки зрения пушки кажется, что траектория снаряда отклонилась вправо (красная стрелка, рис. 8.2.2). Точно так же пушка, расположенная в точке 60 o и обращенная к экватору, будет двигаться на восток со скоростью 800 км/ч. Когда его снаряд будет выпущен в направлении экватора, снаряд будет двигаться на восток со скоростью 800 км/ч, но по мере приближения к экватору он будет двигаться над землей, которая движется на восток на быстрее, чем снаряд на .Таким образом, снаряд попадает «позади» своей цели и приземляется к западу от пункта назначения. Но с точки зрения пушки, обращенной к экватору, траектория снаряда все же кажется отклоненной вправо (зеленая стрелка, рис. 8.2.2). Следовательно, в Северном полушарии кажущееся кориолисово отклонение всегда будет вправо .

В Южном полушарии ситуация обратная (рис. 8.2.2). Объекты, движущиеся к экватору от южного полюса, переходят с низкой скорости на высокую, поэтому остаются позади и их траектория отклоняется влево.Движение от экватора к южному полюсу также приводит к отклонению влево. В Южном полушарии отклонение Кориолиса всегда происходит на левее от исходной точки.

Величина отклонения Кориолиса связана с разницей в скорости вращения между начальной и конечной точками. Между полюсами и 60 o широты разница в скорости вращения составляет 800 км/ч. Между экватором и 30 o широты разница составляет всего 200 км/ч (рис. 8.2.2). Следовательно, сила эффекта Кориолиса сильнее вблизи полюсов и слабее на экваторе.

 

Рисунок 8.2.2 Эффект Кориолиса. Объекты, движущиеся от экватора к полюсам (красные стрелки), перемещаются в область с меньшей скоростью вращения, и их пути отклоняются «вперед» от точки их происхождения. Движение из высоких широт в низкие (зеленые стрелки) идет из области малых скоростей в область большей скорости вращения, а «за» их исходной точкой происходит отклонение.В Северном полушарии это отклонение всегда вправо от исходной точки, а в Южном полушарии отклонение всегда влево (Изменено PW с изображения глобуса Location_of_Cape_Verde_in_the_globe.svg: производная работа Эддо: Luan fala! [CC BY-SA 3.0], через Wikimedia Commons).

Из-за вращения Земли и эффекта Кориолиса вместо одной ячейки атмосферной конвекции в каждом полушарии имеется три основных ячейки в каждом полушарии. Теплый воздух, поднимающийся на экваторе, охлаждается по мере прохождения через верхние слои атмосферы и опускается на отметке 30 o широты.Ячейки конвекции, создаваемые восходящим воздухом на экваторе и опускающимся воздухом на 30 o , называются ячейками Хэдли , по одной в каждом полушарии. Холодный воздух, который опускается на полюсах, движется над поверхностью Земли по направлению к экватору и примерно к 60 o широты начинает подниматься, создавая полярную ячейку между 60 o и 90 o . Между 30 o и 60 o расположены ячеек Феррела , состоящие из опускающегося воздуха в точке 30 o и восходящего воздуха в точке 60 o (рис. 8.2.3). С тремя конвекционными ячейками в каждом полушарии, которые вращаются в разных направлениях, приземные ветры больше не всегда дуют от полюсов к экватору, как на невращающейся Земле на рис. 8.2.1. Вместо этого приземные ветры в обоих полушариях дуют к экватору между 90 o и 60 o широты и между 0 o и 30 o широты. Между 30 o и 60 o широты приземные ветры дуют в сторону полюсов (рис. 8.2.3).

 

Рисунок 8.2.3 На вращающейся Земле в каждом полушарии есть три ячейки атмосферной конвекции, что приводит к чередующимся полосам приземных ветров (красные стрелки) (Изменено PW из изображения глобуса Location_of_Cape_Verde_in_the_globe.svg: производная работа Эддо: Луан фала ![CC BY-SA 3.0], через Wikimedia Commons).

Приземные ветры, создаваемые ячейками атмосферной конвекции, также подвержены влиянию эффекта Кориолиса, поскольку они меняют широту. Эффект Кориолиса отклоняет направление ветра вправо в северном полушарии и влево в южном полушарии.Добавление этого отклонения приводит к схеме преобладающих ветров, показанной на рис. 8.2.4. Между экватором и 30 o широты находятся пассатов ; северо-восточные пассаты в Северном полушарии и юго-восточные пассаты в Южном полушарии (обратите внимание, что ветры названы в зависимости от направления, откуда они исходят, а не от того, куда они направляются). западных ветров являются доминирующими ветрами между 30°° и 60°° в обоих полушариях, а полярных восточных ветров встречаются между 60°° и полюсами.

 

Рисунок 8.2.4 Преобладающие ветры на Земле (изменено PW из изображения глобуса Location_of_Cape_Verde_in_the_globe.svg: производная работа Eddo: Luan fala! [CC BY-SA 3.0], через Wikimedia Commons).

Между этими ветровыми полосами лежат области высокого и низкого давления. Зоны высокого давления возникают там, где воздух опускается, а зоны низкого давления указывают на подъем воздуха. Вдоль экватора поднимающийся воздух создает область низкого давления, называемую депрессивным состоянием или межтропической зоной конвергенции (ITCZ) (зона конвергенции, потому что здесь сходятся пассаты).На 30 o широты находятся зоны высокого давления нисходящего воздуха, известные как лошадиных широт , или субтропические максимумы. Наконец, в точке 60 o лежит еще одна область низкого давления, называемая полярным фронтом . Следует отметить, что эти зоны высокого и низкого давления не фиксируются на месте; их широта колеблется в зависимости от сезона, и эти колебания имеют важные последствия для регионального климата.

 

Депрессия? Конские широты? Пассаты?

Эти названия могут показаться странными для этих атмосферных явлений, но многие из них восходят к морским традициям и знаниям.

Депрессивное состояние относится к областям низкого давления вокруг экватора. В этих районах воздух поднимается, а не движется горизонтально, поэтому в этих регионах обычно дуют очень слабые ветры. Отсутствие ветра могло оставить парусные суда в штиле на несколько дней или недель, что не очень хорошо сказывалось на моральном духе экипажа корабля.

Как и депрессия, лошадиных широт также являются районами со слабым ветром, на этот раз из-за нисходящего воздуха, который может оставить корабли в штиле.Одно из объяснений термина «лошадиные широты» заключается в том, что когда эти корабли оказывались на мели, они рисковали остаться без пищи или воды. Чтобы сохранить эти ресурсы, моряки выбрасывали своих мертвых или умирающих лошадей за борт, отсюда и «лошадиные широты». Другое объяснение состоит в том, что многие моряки получали часть своей зарплаты перед рейсом и часто тратили ее перед отплытием. Это означало, что первую часть пути они проведут, работая бесплатно и в долг, период, называемый «временем мертвой лошади», который мог длиться несколько месяцев.Когда они снова начали получать зарплату, они устроили церемонию «мертвой лошади» и выбросили воображаемую лошадь за борт. Время проведения этой церемонии часто совпадало с достижением лошадиных широт, что приводило к ассоциации церемонии с местом. Третье объяснение заключается в том, что корабль называли «конным», когда ветер был слабым, и вместо этого корабль должен был полагаться на океанские течения для их перемещения. Это могло быть обычным явлением в зонах высокого давления около 30 o широты, поэтому их называли конскими широтами.

Термин пассаты , возможно, первоначально произошел от терминов, обозначающих «дорожка» или «путь», но этот термин мог стать более распространенным во время европейского исследования и коммерциализации Нового Света. Моряки, идущие из Европы в Новый Свет, могли плыть на юг, пока не достигали пассатов, которые затем продвигали их корабли через Атлантику в Карибское море. Чтобы вернуться в Европу, корабли могли плыть на северо-восток до тех пор, пока они не войдут в западные ветры, которые затем направят их обратно в Европу.

 

Термическая конвекция со сдвигом ветра

  • Priestley, C.H.B., Турбулентный перенос в нижних слоях атмосферы (Chicago Univ. Press, 1959).

    Google ученый

  • Обухов А.М., акад. наук. СССР Труд. Инст. Теор. Геофиз. , 1 , 95 (1946).

    Google ученый

  • Пристли, К.HB, , Австралия. Дж. Физ. , 7 , 176 (1954).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Priestley, C.H.B., Quart. Дж. Рой. метеорол. соц. , 81 , 139 (1955).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Priestley, C.H.B., Proc. Рой. соц. , А, 238 , 287 (1956).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Уэбб, Э.к., кв. Дж. Рой. метеорол. соц. , 84 , 118 (1958).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Priestley, C.H.B., Austral. Дж. Физ. , 6 , 279 (1953).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Richardson, L. F., Proc. Рой. соц. , А, 110 , 709 (1926).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Батчелор, Г.к., кв. Дж. Рой. метеорол. соц. , 76 , 133 (1950).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Монин А.С., Обухов А.М., Акад. наук. СССР Труд. Геофиз. Инст. , № 24 (151), 163 (1954).

  • Businger, J. A., J. Meteorol. , 16 , 516 (1959).

    MathSciNet Статья Google ученый

  • Тейлор Р.Дж., кв. Дж. Рой. метеорол. соц. , 86 , 67 (1960).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Панофски Х.А., Блэкадар А.К. и МакВехил Г.Е., Quart. Дж. Рой. метеорол. соц. , 86 , 390 (1960).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Томас Д. Б. и Таунсенд А. А., J. Fluid Mech. , 2 , 473 (1957).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Малкус, Западная Вирджиния, Proc. Рой. соц. , А, 225 , 196 (1954).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Priestley, CHB, Nature , 177 , 435 (1956).

    ОБЪЯВЛЕНИЕ Статья Google ученый

  • Погода: циркуляция воздуха и ветер — блог «Учимся летать»

    Разница в температуре создает разницу в давлении.Эти перепады давления приводят в движение сложную систему ветров в бесконечной попытке достичь равновесия. Ветер также переносит водяной пар и распространяет туман, облака и осадки. На этой неделе у нас есть сообщение из классического текста FAA Aviation Weather (AC 00-6A) , в котором описывается, как атмосфера циркулирует вокруг нашей планеты.

    Конвекция
    Когда две поверхности нагреваются неравномерно, они неравномерно нагревают верхний воздух. Более теплый воздух расширяется и становится легче или менее плотным, чем холодный воздух.Более плотный холодный воздух притягивается к земле своей большей силой гравитации, поднимая или выталкивая теплый воздух вверх, подобно тому, как нефть выталкивается на поверхность воды, когда они смешиваются. На рис. 1 показан конвективный процесс. Поднимающийся воздух распространяется и охлаждается, в конечном итоге опускаясь, завершая конвективную циркуляцию. Пока сохраняется неравномерный нагрев, конвекция поддерживает непрерывный «конвективный поток».

    Горизонтальный поток воздуха в конвективном потоке называется «ветер». Конвекция как в больших, так и в малых масштабах объясняет системы, варьирующиеся от полушарных циркуляций до местных водоворотов.Этот горизонтальный поток, ветер, иногда называют «адвекцией». Однако термин «адвекция» чаще применяется к переносу атмосферных свойств ветром, т. е. к теплой адвекции; холодная адвекция; адвекция водяного пара и др.

    Рис. 1. Конвективное течение, возникающее в результате неравномерного нагрева воздуха контрастными температурами поверхности. Прохладный тяжелый воздух заставляет более теплый воздух подниматься вверх, создавая конвективную ячейку. Конвекция продолжается до тех пор, пока сохраняется неравномерный нагрев.


    Сила градиента давления
    Разность давлений должна создавать силу, чтобы управлять ветром.Эта сила представляет собой силу градиента давления . Сила направлена ​​от более высокого давления к более низкому давлению. Из-за неравномерного нагревания Земли приземное давление низкое в теплых экваториальных районах и высокое в холодных полярных регионах. Градиент давления развивается от полюсов к экватору. Если бы Земля не вращалась, эта сила градиента давления была бы единственной силой, действующей на ветер. Циркуляция будет представлять собой два гигантских полушарных конвективных потока, как показано на рисунке 2. Холодный воздух будет оседать на полюсах; ветер будет дуть прямо с полюсов на экватор; теплый воздух на экваторе будет подталкиваться вверх; и сильные ветры будут дуть прямо к полюсам.Однако Земля вращается; и из-за его вращения эта простая циркуляция сильно искажается.

    Рис. 2. Циркуляция на невращающемся земном шаре.


    Сила Кориолиса
    Движущаяся масса движется прямолинейно, пока на нее не подействуют внешние силы. Однако, если рассматривать движущуюся массу относительно своей платформы, она кажется отклоненной или искривленной. Подобная кажущаяся сила отклоняет движущиеся частицы на Земле. Поскольку Земля сферическая, отклоняющая сила гораздо сложнее.

    Сила Кориолиса влияет на траектории движения самолетов; ракеты; летающие птицы; Океанские течения; и, что наиболее важно для изучения погоды, воздушных потоков. Сила отклоняет воздух вправо в северном полушарии. Сила Кориолиса направлена ​​под прямым углом к ​​направлению ветра и прямо пропорциональна скорости ветра. То есть с увеличением скорости ветра сила Кориолиса увеличивается. На заданной широте удвойте скорость ветра, и вы удвоите силу Кориолиса.

    Сила Кориолиса изменяется в зависимости от широты от нуля на экваторе до максимума на полюсах.Он влияет на направление ветра везде, кроме непосредственно на экваторе; но эффекты более выражены в средних и высоких широтах.

    Общая циркуляция
    По мере того, как воздух поднимается вверх на экваторе и начинает свое высотное движение на север, сила Кориолиса поворачивает его вправо или на восток, как показано на рис. 3. Ветер становится западным примерно на 30° широты. временно блокируя дальнейшую северную широту, временно блокируя дальнейшее движение на север. Точно так же, когда воздух над полюсами начинает свое путешествие на юг к экватору, он также отклоняется вправо и становится восточным ветром, на время останавливая свое движение на юг, что также показано на рисунке 3.В результате воздух буквально «скапливается» примерно на 30° и 60° широты в обоих полушариях. Дополнительный вес воздуха увеличивает давление в полупостоянных ремнях высокого давления.

    Рис. 3. В Северном полушарии сила Кориолиса превращает южные ветры высокого уровня в западные примерно на 30° широты, временно останавливая дальнейшее продвижение на север.


    Создание этих поясов высокого давления создает временный тупик, нарушая простой конвективный перенос между экватором и полюсами.Беспокойная атмосфера не может жить с этим тупиком в своем стремлении достичь равновесия. Что-то должно дать. В средних широтах для завершения обмена начинают опрокидываться огромные массы воздуха.

    Большие массы холодного воздуха прорывают северный барьер и устремляются на юг в сторону тропиков. Крупные штормы в средних широтах возникают между вспышками холода и несут теплый воздух на север. В результате на средних широтах образовалась полоса мигрирующих штормов с постоянно меняющейся погодой. Рисунок 4 представляет собой попытку стандартизировать эту хаотическую циркуляцию в усредненную общую циркуляцию.

    Рис. 4. Общая средняя циркуляция в Северном полушарии.


    Поскольку перепады давления вызывают ветер, сезонные колебания давления в значительной степени определяют районы этих вторжений холодного воздуха и штормов средних широт. Но, сезонные изменения температуры. Мы узнали, что на поверхности теплые температуры в значительной степени определяют низкое давление, а холодные температуры — высокое давление. Мы также узнали, что сезонные изменения температуры над континентами намного больше, чем над океанами.

    Летом теплые континенты имеют тенденцию быть областями низкого давления, а относительно прохладные океаны — высокого давления. Зимой все наоборот. Когда воздух пытается вырваться из-под высокого давления, он отклоняется вправо под действием силы Кориолиса. Таким образом, ветер вокруг высокого дует по часовой стрелке. Высокое давление со связанной с ним ветровой системой представляет собой антициклон .

    Штормы, которые развиваются между системами высокого давления, характеризуются низким давлением. Поскольку ветры пытаются дуть внутрь к центру низкого давления, они также отклоняются вправо.Таким образом, ветер вокруг минимума направлен против часовой стрелки. Система низкого давления и его ветровая система представляет собой циклон .

    Добавить комментарий

    Ваш адрес email не будет опубликован.