Gaya-gaya yang bekerja di atmosfer dalam keadaan setimbang

STATISTIK SUASANA

Suatu sistem berada dalam keadaan setimbang (diam) jika resultan semua gaya yang bekerja pada sistem adalah nol.

Gaya dibagi menjadi massa dan permukaan.

Gaya-gaya massa yang bekerja pada atmosfer secara keseluruhan dan bagian-bagiannya adalah gaya gravitasi dan gaya pembelokan rotasi bumi (gaya Coriolis).

Gaya permukaan yang bekerja di atmosfer adalah gaya tekanan dan gaya gesekan.

Namun gaya Coriolis dan gaya gesekan hanya muncul ketika atmosfer bergerak relatif terhadap permukaan bumi atau beberapa bagiannya relatif terhadap yang lain. Oleh karena itu, gaya-gaya yang bekerja di atmosfer dalam keadaan diam adalah gravitasi dan tekanan.

Biarkan atmosfer berada dalam keadaan diam relatif terhadap permukaan bumi. Kemudian komponen horizontal dari gradien tekanan harus hilang (jika tidak, udara akan mulai bergerak). Untuk melakukan ini, permukaan isobarik perlu dan cukup bertepatan dengan permukaan rata.

Mari kita pilih dua permukaan isobarik di atmosfer, yang terletak di ketinggian z dan z+dz (Gbr.). Di antara permukaan isobarik p p + dp kita pilih volume udara dengan alas horizontal 1 m 2. Pada dasar bawah ada gaya tekanan p yang diarahkan dari bawah ke atas; di atas – gaya tekanan p+dp, diarahkan dari atas ke bawah. Gaya tekanan yang bekerja pada permukaan samping volume yang dipilih saling seimbang.

Beras. Untuk menurunkan persamaan statika.

Volume ini dipengaruhi oleh gaya gravitasi P, yang arahnya vertikal ke bawah dan besarnya sama

Mari kita proyeksikan semua gaya ke sumbu z. Karena jumlah semua gaya adalah nol, maka jumlah proyeksi berikut juga nol:

Mengganti ekspresi gravitasi, kita mendapatkan.

Membaginya dengan dz, kita menentukan jenis persamaan dasar statika atmosfer yang kedua:

Sisi kiri mewakili komponen vertikal dari gradien tekanan, yang kanan adalah gaya gravitasi yang bekerja pada satuan volume udara. Jadi, persamaan statika menyatakan keseimbangan dua gaya - gradien tekanan dan gravitasi.

Tiga kesimpulan penting dapat ditarik dari persamaan statika:

1. Peningkatan ketinggian (dz>0) berhubungan dengan peningkatan tekanan negatif (dp>0), yang berarti penurunan tekanan seiring dengan ketinggian. Persamaan statis juga dipenuhi dengan akurasi tinggi dalam kasus pergerakan atmosfer.

2. Mari kita tentukan kolom udara vertikal di atmosfer dengan luas alas 1 m2 dan tinggi dari permukaan z sampai batas atas atmosfer. Berat tiang tersebut adalah. Setelah mengintegrasikan kedua bagian () dalam rentang dari z, di mana tekanan p, hingga, tekanan adalah 0 (menurut definisi batas atas), kita memperoleh: , atau .

Jadi, kita sampai pada definisi kedua dari konsep tekanan. Tekanan atmosfer pada setiap tingkat sama dengan berat kolom udara per satuan penampang dan tinggi dari tingkat tersebut hingga batas atas atmosfer. Ini menjelaskan arti fisik dari penurunan tekanan seiring dengan ketinggian.

3. Persamaan statis memungkinkan kita menarik kesimpulan tentang laju penurunan tekanan terhadap ketinggian. Semakin besar penurunan tekanan maka semakin besar pula massa jenis udara dan percepatan gravitasi. Kepadatan memainkan peran utama. Kepadatan udara berkurang seiring bertambahnya ketinggian. Semakin tinggi levelnya, semakin sedikit penurunan tekanan.

Jika titik-titik tersebut terletak pada permukaan isobarik yang sama, maka massa jenis udara hanya akan bergantung pada suhu di titik-titik tersebut. Pada titik yang suhunya lebih rendah, densitasnya lebih tinggi. Artinya bila naik ke ketinggian yang sama, maka penurunan tekanan di suatu titik menjadi lebih besar suhu tinggi kurang dari pada titik dengan suhu lebih rendah.

Pada massa udara dingin, tekanan berkurang lebih cepat seiring ketinggian dibandingkan pada massa udara hangat. Kesimpulan ini diperkuat oleh fakta bahwa pada ketinggian (di troposfer tengah dan atas) tekanan rendah mendominasi massa udara dingin, dan tekanan tinggi mendominasi massa udara hangat.

Mari kita perkirakan nilai gradien vertikal. Pada kondisi normal dekat permukaan laut r=1,29 kg/m3, g=9,81 m/s2. Mengganti nilai-nilai ini ke dalam (), kita menemukan: G = 12,5 hPa/100m.

Gaya yang bekerja pada partikel udara

Gaya volumetrik dan permukaan

Kekuatan permukaan bertindak antara bagian-bagian dari volume cairan tertentu. Mereka tidak dapat mengubah momentum volume ini, karena di dalamnya setiap gaya dalam diseimbangkan oleh gaya yang sama dalam modulus kekuatan batin, memiliki arah yang berlawanan. Pada saat yang sama, kerja gaya dalam dapat mengubah gaya kinetik dan (atau) energi potensial volume cairan yang dipertimbangkan. Besarnya gaya-gaya ini sebanding dengan luas permukaan tempat gaya-gaya tersebut bekerja. Ciri gaya permukaan pada suatu permukaan tertentu adalah rapat distribusinya, yang disebut tegangan. Ini adalah besaran vektor. Arahnya, secara umum, tidak sesuai dengan arah garis normal suatu permukaan tertentu. Proyeksi tegangan pada garis normal ini disebut tegangan normal, dan proyeksi tegangan pada bidang singgung permukaan tertentu disebut tegangan geser.

Di bawah ini adalah informasi dasar tentang gaya volumetrik dan gaya permukaan yang bekerja di atmosfer.

Gravitasi - kekuatan volumetrik

F = F M 1 M 2 / R 2 Saya F

, Di mana F = 6.673 10 -11 [n m 2 /kg 2 atau m 3 /Dengan 2 ] – konstanta gravitasi, Saya F – ort arah gaya dari massa yang lebih kecil ( M 2 ) menjadi lebih besar ( M 1 ). Berikut ini diasumsikan bahwa M 1 = M ( untuk Bumi M) , M 2 = 1 kg (satuan massa). Dengan memilih satuan massa benda yang ditarik, medan gaya massaMmulai menjelaskan menggunakan percepatan gravitasi. (Di masa depan, konstanta gravitasi geosentris juga akan digunakan fM=3,086 10 14 [m 3 /s 2 ]).

Jika, seperti ditunjukkan pada gambar, massa M terletak di suatu titik {ξ, η, ζ ), dan satuan massa terletak di titik ( X, kamu, z), maka vektor arah gaya berlawanan dengan vektor jarak R 2 = (X 2 - X 1 ) 2 + (kamu 2 - kamu 1 ) 2 +(z 2 - z 1 ) 2 ke titik tertarik.

Jika dF = dFx Saya + dFy J + dFz k – gaya vektor elemen tarik-menarik dm massa M, satuan massa dalam proyeksi pada sumbu sistem kartesius berkoordinasi dengan pusat pada pusat gravitasi benda M, maka perhitungan gaya tarik menarik benda bervolume berhingga dapat dilakukan dengan menggunakan integral volume.

dFx = dFcos(Fx)= - dFcos(rx ) = - (fdm/r 2 ) (X 2 -X 1 )/R Fx = -f karena(rx ) /R 2 dm

dFy = dF cos(F kamu)= - dFcos(r y ) = - (fdm/r 2 ) (y 2 -y 1 )/R Fy = -f karena(r y ) /R 2 dm

dFz = dF cos(Fz)= - dFcos(rz ) = - (fdm/r 2 ) (z 2 -z 1 )/R Fz = -f karena(rz ) /R 2 dm

Jika sumbu Z sejajar dengan arah gaya yang bekerja, maka Fx= Fy= 0. Lalu

Gaya tarik menarik suatu satuan massa dari sisi massanya M, dinyatakan dengan rumus

(6.1)

Daya tarik bola homogen

Biarkan pusat massa yang tertarik berada pada jarak tertentu ρ dari pusat bola. Poin sewenang-wenang A pada bola tarik-menarik berada pada jarak tertentu R dari titik tertarik, dan R 2 = R 2 + ρ 2 –2 R ρ karena dari situlah berikut itu R/ ρ dr= R 2 dosa D / R

Suatu unsur massa tarik-menarik yang terletak pada suatu luas permukaan dσ R 2 dosa( ) D D dapat dicari dengan menggunakan rumus

dm = dσ R 2 dosa( ) D D   (6.2)

Di mana  Z (R) dr kepadatan permukaan (kepadatan curah ditunjukkan  Z (R)). Gaya tarik menarik suatu unsur massa suatu luas permukaan dm, dihitung dengan rumus

dF= - F μ karena(R, z) dσ =- F μ (ρ - Rcosθ)/ R dσ = F μ (ρ 2 - R 2 + R 2 )/2 ρr dσ , (6.3)

di mana Rcosθ dinyatakan dalam jarak.

Gaya gravitasi seluruh permukaan bola dapat dihitung dengan melakukan integrasi dF di seluruh permukaan bola

F = F
(6.4)

Gaya tarik menarik bola dapat dihitung dengan menyatakan massa jenis permukaan dalam bentuk konstanta kepadatan massal  Z =  dr, merangkum dampak dari semua dampak internal tanpa batas lapisan tipis dr dan mengingat itu dalam atmosfer ketinggian z(0-50 km) hampir seribu kali lebih kecil dari radiusnya Bola dunia Rw(6400 km), sesuai rumus

F = =9,8 m/s 2 = G (6.5)

Dengan demikian, terlihat bahwa ketika menilai gaya gravitasi, kita dapat mengasumsikan bahwa gaya gravitasi bumi terkonsentrasi di pusatnya dan dihitung menurut hukum Gravitasi universal untuk poin materi. Artinya setiap partikel udara mengalami gaya P , diarahkan ke pusat bumi, disebut berat partikel ini dan dihitung dengan rumus

(6.6)

Potensi gravitasi dan geopotensial

dV=  V/  X dx+  V/  kamu mati +  V/  z dz = Fx dx + Fy mati + Fz dz = G dz

Mengingat potensi merupakan diferensial total, maka potensi ditentukan dengan pengintegrasian sepanjang kontur sembarang antara dua titik di lapangan

V(B) – V(A) = A  B dV = A  B Fx dx + Fy dy + Fz dz =

Secara fisik, potensi - ini adalah kerja gaya gravitasi untuk memindahkan suatu satuan massa antar titik A B. Dengan sangat akurat kita dapat berasumsi bahwa gaya tersebut hanya bergantung pada perbedaan ketinggian antar titik. Dalam meteorologi biasa disebut geopotensial. Perlu diingat bahwa untuk medan vektor pusat, yang meliputi medan gravitasi, untuk vektor gaya F (X, kamu, z) potensial berbanding terbalik dengan jarak ke titik (V = F M/ R). Tidak ada ketidakkonsistenan antara definisi-definisi ini, karena definisi-definisi ini berubah menjadi definisi-definisi sebelumnya ketika menggunakan asumsi 1/ R =1/(R w + z)≈ - z/ R w 2 .

Tensor tegangan - suatu bentuk pencatatan gaya permukaan

Perlu dicatat bahwa bagian dari luas ΔA DE pada permukaan DE, yang terletak di titik M yang sama, dipengaruhi oleh vektor tegangan lain

Artinya representasi vektor gaya permukaan pada titik yang sama di atmosfer tidak jelas, itu tergantung pada orientasi area dasar. Untuk memisahkan deskripsi yang jelas tentang keadaan tegangan pada suatu titik dari pengaruh orientasi lokasi, perlu diperhitungkan bahwa untuk setiap lokasi, yang orientasinya ditentukan oleh vektor normal, maka vektor tegangan P diperluas menjadi tiga vektor non-coplanar, sesuai dengan sistem koordinat yang dipilih. (Lihat gambar). Masing-masing vektor P X , P Y , P Z mewakili tegangan yang bekerja pada suatu titik pada bidang koordinat. Secara umum, vektor-vektor ini mungkin tidak tegak lurus terhadap bidang koordinat. Oleh karena itu, masing-masing memiliki representasi tiga komponen.

Komponen P XX , P Y Y , P ZZ adalah tegangan normal, dan komponen sisanya adalah tegangan geser.

Jika kita perhatikan kesetimbangan volume kendali berbentuk limas dengan puncaknya di titik M (lihat gambar), maka
pada proyeksi wajah ABC yang mempunyai luas A N, pada bidang koordinat dinyatakan dengan rumus
. Vektor tegangan yang bekerja pada permukaan ini direpresentasikan sebagai
, dan vektor tegangan yang bekerja sejajar dengan sumbu koordinat mempunyai komponen
,
,

Agar piramida berada dalam keseimbangan, proyeksi semua gaya pada sumbu koordinat harus seimbang. Hal ini menyiratkan adanya kesetaraan

Jika Anda mempersingkat A N dan merepresentasikan persamaan tersebut dalam bentuk matriks, maka persamaan tersebut dapat ditulis ulang dalam bentuk

(6.7)

Menjadi jelas bahwa pengaruh orientasi muka ABC, dinyatakan dengan vektor normal terhadap muka tersebut N dan pengaruh tegangan yang bekerja di titik M, dinyatakan dalam tabel P (3x3), dipisahkan.

Meja
disebut tensor tegangan.

Sifat-sifat tensor tegangan dalam media kontinu apa pun

1. P - ini adalah matriks. Semua properti matriks valid.

2. Jika kita beralih dari sistem (x,y,z) ke (x",y",z"), maka P" = AP , P" - tensor masuk sistem baru, A - matriks transisi (dikenal). Artinya P" dapat diprediksi dan tidak bergantung pada orientasi lokasi, yaitu tensor tegangan tentu saja menentukan gaya permukaan yang bekerja pada suatu titik dalam medium kontinu.

3. Saat koordinat diubah, INVARIAN tensor P dipertahankan:

jejak ( P xx + P Y y + P zz ), b) Anak di bawah umur; c) Penentu.

4. Sejak vektor N tidak berdimensi, maka dimensi [ P aku j ] = tidak ada/m 2

Sifat tensor tegangan fluida.

Fluiditas adalah kemampuan partikel cair untuk bergerak di bawah tekanan tangensial apa pun, bahkan yang sangat kecil sekalipun. Oleh karena itu, dalam keadaan diam, ketika tidak ada gerakan, tidak ada tegangan tangensial, yaitu tensor tegangan pada zat cair (dan gas) berbentuk matriks diagonal, yaitu

Karena untuk area yang berorientasi sembarang, vektor tegangan dalam cairan tegak lurus terhadapnya, maka P N = N | P N | . Dalam representasi tensor P N = N P. Membandingkan kedua definisi ini, kita mengerti itu

N | P N | = { N X | P N |; N kamu | P N |; N z | P N |} = N P = ( N X P xx +0+0; 0+ N kamu P Y y +0; 0+0+ N z P zz }.

Dari situlah berikut ini

| P N |= P xx = P Y y = P zz = - P Dan

Dalam fluida (dan gas) yang diam, tensor tegangan ditentukan seluruhnya oleh satu besaran skalar P, yang disebut tekanan hidrostatis

Hukum Pascal: Dalam fluida yang diam, tegangan pada segala arah adalah sama besar dan berarah tegak lurus terhadap luas tersebut

Penentuan gaya tekanan ∆A bertepatan dengan termodinamika ∆ F = - P N ∆ A Penentuan gaya gradien tekanan yang dihasilkan oleh perbedaan tekanan dan tekanan kerja
dan elemen volume ∆ V = dx mati dz mengilustrasikan gambar tersebut. Pada dia P - kekuatan tekanan pada platform dydz , terletak di titik tersebut ( X , kamu , z .), -( P +∂ P /∂ xdx ) - kekuatan tekanan pada platform dydz , terletak di titik tersebut ( X + dx , kamu , z .). Per elemen volume searah X komponen beroperasi kekuatan tekanan P dydz -( P + ∂ P /∂ xdx ) dydz = - ∂ P /∂ X dx dydz

Per elemen ∆ V vektor gaya tekanan beroperasi, yang dalam meteorologi biasanya disebut gaya gradien tekanan. Itu sama - lulusan P dx dydz , Di mana lulusan P = { - ∂ P /∂ X , - ∂ P /∂ kamu , - ∂ P /∂ z } .

Hukum hidrostatika. Statika atmosfer

( ρ f - lulusan p) dx dy dz = 0

Dalam proyeksi pada sumbu:

{ ρ F X - ∂ P /∂ X =0, ρ F kamu - ∂ P /∂ kamu =0, ρ F z - ∂ P /∂ z =0}

Biasanya sumbu z diarahkan ke puncak F = { 0, 0, - G } dan keseimbangan gravitasi dan gradien tekanan direduksi menjadi setara

∂P /∂ X =0, ∂ P /∂ kamu =0, ∂ P /∂ z = - ρ G

Dalam suasana tenang, isobar sejajar dengan geosfer. Persamaan terakhir disebut hukum hidrostatika.

Statika atmosfer.

Di atmosfer, hukum hidrostatika bekerja sama dengan persamaan keadaan

TENTANG
Oleh karena itu, distribusi tekanan vertikal di atmosfer dapat ditentukan sepenuhnya jika profil temperatur vertikal dan tekanan pada suatu tingkat diketahui. Secara fisik, penggunaan nilai tekanan pada tingkat tertinggi adalah benar, tetapi karena akurasi pengamatan yang rendah, tekanan digunakan pada tingkat permukaan di bawahnya.

Untuk berbagai perkiraan, penting untuk mengetahui perkiraan perubahan tekanan terhadap ketinggian di atmosfer standar, yaitu dengan penurunan suhu linier (atmosfer politropik) hingga 11 km karakteristik troposfer, dan pada suhu konstan (atmosfer isotermal). , yang merupakan deskripsi sederhana dari stratosfer (lihat Gambar. gambar).

Di atmosfer politropis (troposfer)

Di batas atas troposfer z= z 11 = 11000m, T= T 11 =217 Hai K, P= P 11 =225 hPa

Dalam atmosfer isotermal (stratosfer)

DI DALAM
distribusi tekanan vertikal yang diperoleh dari ketergantungan ini ditunjukkan pada gambar

Konsekuensi persamaan statika dan keadaan

Massa satu kolom atmosfer

Energi dalam suatu satuan kolom atmosfer

Energi potensial dan TEOREMA DINES

Menulis teorema Dines tentang ketinggian pusat gravitasi dan suhu rata-rata

Kepuasan teorema Dines pada tingkat maksimumψ

Bukti isopiknisitastingkat energi rata-rata

Perkiraan nilai variabel untuk tingkat energi rata-rata

Gaya-gaya yang bekerja di atmosfer dalam keadaan setimbang

STATISTIK SUASANA

Suatu sistem berada dalam keadaan setimbang (diam) jika resultan semua gaya yang bekerja pada sistem adalah nol.

Gaya dibagi menjadi massa dan permukaan.

Gaya-gaya massa yang bekerja pada atmosfer secara keseluruhan dan bagian-bagiannya adalah gaya gravitasi dan gaya pembelokan rotasi bumi (gaya Coriolis).

Gaya permukaan yang bekerja di atmosfer adalah gaya tekanan dan gaya gesekan.

Namun gaya Coriolis dan gaya gesekan hanya muncul ketika atmosfer bergerak relatif terhadap permukaan bumi atau beberapa bagiannya relatif terhadap yang lain. Oleh karena itu, gaya-gaya yang bekerja di atmosfer dalam keadaan diam adalah gravitasi dan tekanan.

Biarkan atmosfer berada dalam keadaan diam relatif terhadap permukaan bumi. Kemudian komponen horizontal dari gradien tekanan harus hilang (jika tidak, udara akan mulai bergerak). Untuk melakukan ini, permukaan isobarik perlu dan cukup bertepatan dengan permukaan rata.

Mari kita pilih dua permukaan isobarik di atmosfer, yang terletak di ketinggian z dan z+dz (Gbr.). Di antara permukaan isobarik p p + dp kita pilih volume udara dengan alas horizontal 1 m 2. Alas bawah dikenakan gaya tekanan p yang diarahkan dari bawah ke atas; di atas – gaya tekanan p+dp, diarahkan dari atas ke bawah. Gaya tekanan yang bekerja pada permukaan samping volume yang dipilih saling seimbang.

Beras. Untuk menurunkan persamaan statika.

Volume ini dipengaruhi oleh gaya gravitasi P, yang arahnya vertikal ke bawah dan besarnya sama

Mari kita proyeksikan semua gaya ke sumbu z. Karena jumlah semua gaya adalah nol, maka jumlah proyeksi berikut juga nol:

Mengganti ekspresi gravitasi, kita mendapatkan.

Membaginya dengan dz, kita menentukan jenis persamaan dasar statika atmosfer yang kedua:

Bagian kiri mewakili komponen vertikal gradien tekanan, bagian kanan mewakili gaya gravitasi yang bekerja pada satuan volume udara. Jadi, persamaan statika menyatakan keseimbangan dua gaya - gradien tekanan dan gravitasi.

Tiga kesimpulan penting dapat ditarik dari persamaan statika:

1. Peningkatan ketinggian (dz>0) berhubungan dengan peningkatan tekanan negatif (dp>0), yang berarti penurunan tekanan seiring dengan ketinggian. Persamaan statis juga dipenuhi dengan akurasi tinggi dalam kasus pergerakan atmosfer.

2. Mari kita tentukan kolom udara vertikal di atmosfer dengan luas alas 1 m2 dan tinggi dari permukaan z sampai batas atas atmosfer. Berat tiang tersebut adalah. Setelah mengintegrasikan kedua bagian () dalam rentang dari z, di mana tekanan p, hingga, tekanan adalah 0 (menurut definisi batas atas), kita memperoleh: , atau .

Jadi, kita sampai pada definisi kedua dari konsep tekanan. Tekanan atmosfer pada setiap tingkat sama dengan berat kolom udara suatu satuan penampang dan tinggi dari tingkat tersebut hingga batas atas atmosfer. Ini menjelaskan arti fisik dari penurunan tekanan seiring dengan ketinggian.

3. Persamaan statis memungkinkan kita menarik kesimpulan tentang laju penurunan tekanan terhadap ketinggian. Semakin besar penurunan tekanan maka semakin besar pula massa jenis udara dan percepatan gravitasi. Kepadatan memainkan peran utama. Kepadatan udara berkurang seiring bertambahnya ketinggian. Semakin tinggi levelnya, semakin sedikit penurunan tekanan.

Jika titik-titik tersebut terletak pada permukaan isobarik yang sama, maka massa jenis udara hanya akan bergantung pada suhu di titik-titik tersebut. Pada titik yang suhunya lebih rendah, densitasnya lebih tinggi. Artinya, ketika kita naik ke ketinggian yang sama, penurunan tekanan di titik yang suhunya lebih tinggi lebih kecil dibandingkan di titik yang suhunya lebih rendah.

Pada massa udara dingin, tekanan berkurang lebih cepat seiring ketinggian dibandingkan pada massa udara hangat. Kesimpulan ini diperkuat oleh fakta bahwa pada ketinggian (di troposfer tengah dan atas) tekanan rendah mendominasi massa udara dingin, dan tekanan tinggi mendominasi massa udara hangat.

Mari kita perkirakan nilai gradien vertikal. Pada kondisi normal di dekat permukaan laut, r=1,29 kg/m3, g=9,81 m/s2. Mengganti nilai-nilai ini ke dalam (), kita menemukan: G = 12,5 hPa/100m.

Hambatan apa pun yang menghalangi angin akan mengganggu medan angin. Hambatan tersebut bisa berskala besar, seperti pegunungan, atau berskala kecil, seperti bangunan, pepohonan, garis hutan, dan lain-lain. aliran udara mengitari penghalang dari samping atau melewatinya dari atas. Lebih sering terjadi aliran horizontal. Semakin tidak stabil stratifikasi udara, semakin baik aliran yang terjadi, yaitu. semakin besar gradien suhu vertikal di atmosfer. Aliran udara melewati rintangan menimbulkan konsekuensi yang sangat penting, seperti peningkatan awan dan curah hujan di lereng gunung yang mengarah ke arah angin selama pergerakan udara ke atas dan, sebaliknya, hilangnya awan di lereng bawah angin selama pergerakan ke bawah.

Gambar 56 – Intensifikasi angin orografis

Apa yang disebut pusaran angin dan angin kadang-kadang terjadi di depan dan di belakang rintangan.

Pengaruh sabuk pelindung lapangan terhadap kondisi iklim mikro lahan terutama terkait dengan melemahnya angin di lapisan permukaan udara, yang dihasilkan oleh sabuk hutan. Udara mengalir di atas jalur hutan dan, sebagai tambahan, kecepatannya melemah ketika bocor melalui celah-celah di jalur tersebut. Oleh karena itu, tepat di belakang jalur tersebut, kecepatan angin menurun tajam. Kecepatan angin meningkat seiring dengan jarak dari strip. Namun, kecepatan angin asli yang tidak berkurang hanya dipulihkan pada jarak yang sama dengan 40-50 kali tinggi pohon (jika jalurnya kerawang).

2. Gaya-gaya yang bekerja di atmosfer:

gaya gradien tekanan horizontal;

Akselerasi Coriolis (gaya);

gaya sentrifugal;

gravitasi (tidak mempengaruhi terjadinya angin);

gaya gesek.

2.1. Gaya gradien tekanan horizontal.

Angin timbul hanya di bawah pengaruh gaya gradien tekanan horizontal. Jika sifat arus udara hanya bergantung pada ketidakhomogenan termal permukaan bumi dan massa udara, maka angin akan ditentukan oleh gradien tekanan horizontal, dan udara akan bergerak sepanjang gradien ini dari daerah bertekanan tinggi ke suatu daerah. rendah. Dalam hal ini, kecepatan angin akan berbanding terbalik dengan jarak antar isobar.

Dalam meteorologi teoretis, gaya biasanya berhubungan dengan satuan massa. Oleh karena itu, untuk menyatakan gaya gradien tekanan yang bekerja pada suatu satuan massa, nilai gradien tekanan perlu dibagi dengan massa jenis udara.

di mana ρ adalah kepadatan udara dan gradien tekanan.

Secara arahnya, gaya ini bertepatan dengan arah garis normal terhadap isobar dengan arah penurunan tekanan. Gradien 1 hPa/100 km menghasilkan percepatan 0,001 m/s2 (1 mm/s2), 3 hPa/100 km – 0,003 m/s2. itu. nilai percepatan yang sangat kecil.

Jika saja gaya ini bekerja di udara, maka pergerakannya akan dipercepat secara seragam searah gradien (dari tinggi ke rendah). Dalam hal ini, angin akan mencapai kecepatan yang sangat besar dan terus meningkat tanpa batas. Namun hal ini sebenarnya tidak diperhatikan.

Gaya yang bekerja di atmosfer.

Gaya-gaya yang bekerja di atmosfer dibagi menjadi massa dan permukaan:

Gaya massa atau volumetrik.

Gaya massa mencakup gaya yang bekerja pada setiap volume dasar udara, dan biasanya dihitung per satuan massa. Ini termasuk:

Gravitasi mewakili jumlah vektor dari dua gaya: gaya gravitasi, diarahkan ke pusat bumi, dan gaya sentrifugal yang timbul akibat perputaran bumi pada porosnya dan diarahkan sepanjang jari-jari lingkaran lintang yang melalui titik yang bersangkutan.

gaya Coriolis (gaya pembelok rotasi bumi) berhubungan dengan perputaran bumi pada porosnya dan bekerja pada partikel udara yang bergerak relatif terhadap bumi (pada arus udara atmosfer). Gaya Coriolis muncul sebagai akibat dari gerak rotasi portabel Bumi dan gerakan simultan partikel udara relatif terhadap permukaan bumi.

Di mana? - kecepatan sudut rotasi bumi.

Dengan menggunakan rumus analisis vektor, kita memperoleh komponen gaya Coriolis sepanjang sumbu koordinat.

Kekuatan permukaan. Gaya permukaan mencakup gaya-gaya yang bekerja pada permukaan kontak suatu lapisan udara.

Kekuatan tekanan (gaya gradien barik) muncul karena distribusi yang tidak merata tekanan. Vektor gaya gradien tekanan ditentukan oleh hubungan

dan komponen-komponennya, yang berhubungan dengan satuan massa, sepanjang sumbu koordinat, mempunyai bentuk sebagai berikut:

Gaya gesek terjadi ketika udara bergerak, ketika volumenya berbeda kecepatan yang berbeda gerakan. Jika kita menganggap pergerakan udara sebagai pergerakan zat cair kental, maka ketika dua lapisan zat cair yang berdekatan ikut bergerak kecepatan yang berbeda, gaya tangensial gesekan internal (tegangan tangensial), atau gaya viskos, berkembang di antara keduanya. Komponen gaya ini sepanjang sumbu koordinat:

Koefisien kinematik viskositas turbulen, dan - koefisien viskositas dinamis.

Persamaan gerak atmosfer bebas

Sebagaimana diketahui, massa jenis suatu materi dalam fisika diperkenalkan dengan melewati batas: , dimana dalam mekanika kontinum kita harus memahami dengan m massa materi yang terkandung dalam volume W. Mari kita lihat seperti apa hukum kekekalan massa nantinya untuk volume bergerak sembarang dari medium kontinu, yang mana. Dari (1.12) berikut ini:

atau karena kesewenang-wenangan volume W:

Persamaan ini disebut persamaan kontinuitas (kontinuitas).

Angin geostropik

Jenis gerak udara paling sederhana yang dapat dibayangkan secara teoritis adalah gerak lurus beraturan tanpa gesekan. Pergerakan dengan gaya pembelokan yang berbeda dari nol disebut angin geostropik.

Dengan angin geostropik, kecuali penggerak gradien G = - 1/?*dp/dn, gaya pembelokan rotasi bumi A = 2?*sin?*V juga bekerja di udara. Karena geraknya diasumsikan seragam, maka kedua gaya tersebut seimbang, yaitu sama besarnya dan arahnya saling berlawanan. Gaya pembelokkan putaran bumi di belahan bumi utara diarahkan tegak lurus terhadap kecepatan gerak ke kanan. Oleh karena itu, gaya gradien yang besarnya sama harus diarahkan tegak lurus terhadap kecepatan ke kiri. Dan karena isobar terletak tegak lurus terhadap gradien, ini berarti angin geostropik bertiup sepanjang isobar, meninggalkan tekanan rendah di sebelah kiri (Gbr. 4.21).

Gambar 4.21. Angin geostropik. G- gaya gradien tekanan, A -- gaya defleksi rotasi bumi, V -- kecepatan angin.

Di belahan bumi selatan, yang gaya deviasi rotasi bumi mengarah ke kiri, seharusnya angin geostropik bertiup meninggalkan tekanan rendah ke kanan. Kecepatan angin geostropik dapat dengan mudah diketahui dengan menuliskan kondisi kesetimbangan gaya-gaya yang bekerja, yaitu menyamakan jumlah gaya-gaya tersebut dengan nol. Kita mendapatkan

dari mana, setelah menyelesaikan persamaan tersebut, kita menemukan kecepatan angin geostropik

Artinya kecepatan angin geostropik berbanding lurus dengan besarnya gradien tekanan itu sendiri. Semakin besar gradiennya, yaitu semakin padat isobarnya, semakin kuat anginnya.

Mari kita substitusikan ke rumus (2) nilai numerik untuk kepadatan udara di kondisi standar tekanan dan suhu di permukaan laut dan kecepatan sudut rotasi bumi; Mari kita nyatakan kecepatan angin dalam meter per detik, dan gradien tekanan dalam milibar per 100 km. Kemudian kita memperoleh rumus (2) dalam bentuk kerja yang sesuai untuk menentukan kecepatan angin geostropik (di permukaan laut) dari besarnya gradien.