2009.12.07.
A LEVEGŐ VÍZSZINTES ÁRAMLÁSA
A szélvektor irányát a meteorológiában azzal az égtájjal jelöljük, amerről a vektor a megfigyelőhely felé irányul. A szél sebességének mértékegységei pedig leggyakrabban a m/s, ill. km/h. A cirkulációs áramlás, így a szél létrejöttének oka a földfelszín egyenlőtlen felmelegedéséből adódó egyenlőtlen légnyomáseloszlás. Meghatározóak az ún. légnyomási vagy bárikus mező alapvető tulajdonságai.
A légkörben az intenzív meridionális energiaátvitel: 90%90%-ban a troposzféra cirkulációs folyamatai. A légkörben létrejövő cirkulációs mozgások vízszintes vagy függőleges tengelyűek. A cirkulációban résztvevő levegőrészecske sebességvektora bármilyen időpontban felbontható egy függőleges és egy vízszintes komponensre. A vízszintes komponens: szél. A szél is vektormennyiség, irányával és nagyságával (a szélsebességgel) határozhatjuk meg.
Bárikus mező: a légnyomás térbeli eloszlásának rendszere. A barometrikus magasságformula szerint a légkör minden egyes pontjához hozzárendelhető egy számérték, amely az ottani légnyomást jelenti. Képzeljük el, hogy a légkörben valamilyen módon megkülönböztetjük mindazokat a pontokat amelyekben a légnyomás értéke pl. 850 mbar. Ezek a pontok (képzeletben) biztos, hogy egy összefüggő felületet alkotnak, mivel a földfelszín minden egyes pontja felett valamilyen magasságban biztosan előfordul ez a légnyomás. Ennek a felületnek tehát minden egyes pontjában ugyanannyi a légnyomás értéke.
p3 izobár vonalak/izobárok
p3
p2
p2 p1
p1
A földfelszínnel párhuzamos sík
A légkörben (a térben) az egyforma légnyomású pontokra fektetett felületet légnyomási vagy izobárfelületnek nevezzük.
izobárfelületek
p0 p1 p2
a
b
p0
p2
p1
p1
p2
c
p0
Szabad légkör
földfelszín
p0 p1 p2
d
e
p0
p2
p1
p1
p2
f
Súrlódási réteg
ciklonális görbület anticiklonális görbület
A gradiens szélmodell Ahhoz, hogy valamely levegőrészecske nyugalmi helyzetéből kimozduljon, mozgásba jöjjön, valamilyen erőhatásra van szükség. A vízszintes mozgásokat kiváltó erő a légkörben a nyomáskülönbségekből származik. Azt az erőt, ami a horizontális mozgásokat létrehozza és alapvetően meghatározza légnyomási vagy bárikus gradiens erőnek (röviden gradiens erőnek) nevezzük.
p0
az áramlás iránya
1
2009.12.07.
A CoriolisCoriolis-erő (Fc2) keletkezése
A légnyomási (bárikus) gradiens (b):
p b n
p2 Az izobár érintője
Magas nyomás
n
p1 p1+ p p0
bb
N
A geosztrófikus szél fogalma, modellje.
horizontsík
O
A bárikus gradiens erő:
=7.29.10-5
1/s Fc2
forgásirány
S
a.
A geosztrófikus szél tehát a szabad légkörben a gradiens erő és a Coriolis erő egyensúlyánál jön létre a vízszintes síkban. F
Fc2 = - Fg
Eredő erő v
v
2vG sin =
vG = 1 dp ρ dn
1 dp 2ρωsin φ dn p0
v p2
E
v
Fc2 = 2 2vsin vsin
Fc2
Fg
N
b.
Fg
p1
A
S
g
p0
W
1 p Fg n
Alacsony nyomás
A
Fg
Fc2 p1
Fc2
v
p3
p2
Fc2 1.
2.
3.
A súrlódás hatása a szélre Az alsóbb rétegekben, az ún. súrlódási rétegben áramló levegőrészecskékre súrlódási erő hat, ami a földfelszín egyenetlenségeiből adódik. Ezért fölfelé haladva ez az erő csökken, és a szabad légkörben közel nullává válik. A súrlódási erő a légrészecske sebességének irányával ellentétesen hat (fékezi azt), nagysága pedig arányos a részecske sebességének nagyságával:
Fs = -kv
A k-t súrlódási együtthatónak nevezzük. Értéke a felszín érdességétől függ, szárazföldek felett általában háromszor akkora, mint a tengerek felszíne fölött. A súrlódási erő fellépte csökkenti a szélsebességet, így a CoriorisCorioris-erő vízszintes összetevőjének nagyságát is. Ebből következik, hogy súrlódásos áramlásnál nem alakulhat ki a geosztrófikus szelet meghatározó Fc2 = - Fg egyensúly. Ehelyett - mivel a megfigyelések szerint a szél közelítőleg ekkor is egyenes vonalú egyenletes mozgás - a három erő egyensúlyának kell fennállni, azaz:
2
2009.12.07.
Fg
Fg + Fc2 + Fs = 0
A légnyomási mező térképes ábrázolása A légnyomás térbeli eloszlásának ismerete tehát alapvető a meteorológiában, mivel ez határozza meg a bárikus gradienst, ezen keresztül közvetve a szél irányát és sebességét, végső soron tehát a légtömegek áthelyeződését, ami az időjárás megváltozásának legmarkánsabb kiváltója. A bárikus mezőt kétféle módon ábrázolhatjuk: adott magassági szintre vonatkozó légnyomás eloszlását megadó izobártérképpel, adott nyomásfelület abszolút vagy relatív magasságát feltüntető ún. nyomástopográfiai térképekkel.
Fs
Fc2 Eredő erő v
p0
F k tg α = s = Fc2 2ωsin φ p1
p2
Az
izobártérképeken egy nagyobb terület fölött valamilyen z=konstans magassági szintben az izobárokat tüntetik fel. Leggyakrabban a z=0 magaságra, vagyis a tengerszintre vonatkozó izobártérképeket szokták elkészíteni.
p=5 mb Magas (M) és alacsony (A) nyomású területek. A geosztrófikus szél sebessége:
vG =
5.38 p sin φ n
A nyomástopográfiai térképek egyik fajtája az abszolút topográfiai térkép. Ez valamely p=konstans izobárfelületnek a tengerszinttől mért magasságát ábrázolja. A földfelszín különböző pontjaiban tehát "megmérik" a kiválasztott izobárfelület magasságát, ezeket az értékeket rávezetik a felszínt ábrázoló térképűrlapra. Ezután az egyforma értékű helyeket folytonos vonallal összekötik. Ezeket a vonalakat izohipszáknak nevezzük, mert - éppen úgy, mint a domborzati térkép szintvonalai - azokat a helyeket kötik össze, amelyek fölött az izobárfelület ugyanolyan magasan van.
Általában a 850, 700, 500, 300, 200, 100, 50 és 25 mbarmbar-os nyomásfelületek tengerszint feletti magasságát bemutató abszolút topográfiai térképeket szokták előállítani. Jelölésük: AT850, AT700, stb. Az izohipszákat 40 méterenként szerkesztik meg, értéküket pedig dekaméterekben (tíz méterekben) tüntetik fel, azaz pl. 300 =3000 m.
3
2009.12.07.
Az abszolút topográfia értelmezése
A 700 mbarmbar-os izobárfelület abszolút topográfiai térképe, AT 700.
Magas és alacsony nyomású területek Izohipsza gradiens A geosztrófikus szél sebessége:
vG =
A nyomástopográfiai térképek másik fajtája az ún. relatív topográfiai térkép. Két megadott izobárfelület függőleges menti távolságának z értékeit mutatja. Legyen az 1. izobárfelület p1, a 2. izobárfelület p2 nyomású, akkor RT p2/p1 az ezek távolságát ábrázoló térkép jelölése. A gyakorlati meteorológiában legtöbbet használt relatív topográfiák az RT 500/1000 (a troposzféra alsó fele), RT 300/500 (a troposzféra felső fele), illetve az RT 700/1000 (a troposzféra alsó harmada). Az izohipszák távolsága itt is 40 m és értéküket most is dekaméterekben tüntetik fel.
Az 500 és az 1000 mbarmbar-os izobárfelületek relatív topográfiai térképe, RT 500/1000.
2689 sin φΔn
A relatív topográfia értelmezése:
Hőmérsékleti advekció meghatározása AT és RT térképek egyesítésével:
z = 67,345 (log p1 - log p2)Tmvirt
Fizikai tartalmuk: hőmérsékleti térképek!
4
2009.12.07.
Szélprofil, szélenergia
Empírikus szélprofil törvények
A Sutton Sutton--féle logaritmikus összefüggés:
v h = v1 lg(1+ 360h) / lg 361
a bárikus gradiens iránya Az Ekman Ekman--spirális
A Hellman Hellman--féle gyökkitevös összefüggés:
vh = v1 5 h v1 z1
1
z2 2
v2 z3
v3
3
vG
az izobárok iránya
A szélsebesség magasságtól való függése:
Mindkét összefüggésben a vh a h, v1 pedig az 1 m magasan mért szélsebesség. A meteorológiai gyakorlatban abban az esetben, ha a szélsebességmérőt az előírt 10 mm-nél magasabbra vagy alacsonyabbra (h méterre) szerelték, akkor a v h = v10 (0.233 + 0.656lg(h + 4.75)) összefüggés alapján végzik el a magassági korrekciót, azaz vh-ból a v10 meghatározását.
Ezt veszi figyelembe az általánosított HellmanHellman-féle gyökkitevős formula:
v2 h 2 v1 h1
ahol az a felszín érdességének, tagoltságának függvénye: síkság, vízfelszín: 0,14 érdes, dombos felszín: 0, 20 kisebb település: 0,28 nagyváros, erősen szabdalt felszín: 0,34
A szélsebesség tehát adott magasságban a felszín érdességétől függ!
5
