Gradient liniowy. pole baryczne

Patrząc na izobary na mapie synoptycznej zauważamy, że w niektórych miejscach izobary są grubsze, w innych – rzadziej. Oczywiste jest, że w pierwszym miejscu ciśnienie atmosferyczne silniej zmienia się w kierunku poziomym, w drugim słabiej.

Aby dokładnie wyrazić, jak ciśnienie atmosferyczne zmienia się w kierunku poziomym, można użyć tak zwanego poziomego gradientu barycznego, czyli poziomego gradientu ciśnienia. Poziomy gradient ciśnienia to zmiana ciśnienia na jednostkę odległości w płaszczyźnie poziomej (dokładniej na płaskiej powierzchni); w tym przypadku odległość jest mierzona w kierunku, w którym ciśnienie spada najsilniej.

Zatem gradient poziomy baryczności jest wektorem, którego kierunek pokrywa się z kierunkiem normalnej do izobary w kierunku malejącego ciśnienia, a wartość liczbowa jest równa pochodnej ciśnienia wzdłuż tego kierunku (G = -dp/dl) .

Jak każdy wektor, poziomy gradient baryczny można przedstawić graficznie za pomocą strzałki; w tym przypadku strzałka skierowana wzdłuż normalnej do izobary w kierunku malejącego ciśnienia.

Tam, gdzie izobary są skondensowane, zmiana ciśnienia na jednostkę odległości wzdłuż normalnej do izobary jest większa; tam, gdzie izobary są rozsunięte, jest mniejszy.

Jeżeli w atmosferze występuje gradient baryczności poziomej, oznacza to, że powierzchnie izobaryczne w danym odcinku atmosfery są nachylone do powierzchni równej, a zatem przecinają się z nią, tworząc izobary.

W praktyce średni gradient baryki mierzony jest na mapach synoptycznych dla określonego odcinka pola barycznego. Mianowicie mierzą odległość między dwiema sąsiednimi izobarami na danym obszarze wzdłuż linii prostej. Następnie różnica ciśnień między izobarami (zwykle 5 mb) jest dzielona przez tę odległość, wyrażoną w dużych jednostkach - 100 km. W rzeczywistych warunkach atmosferycznych w pobliżu powierzchni ziemi gradienty poziome barycznego są rzędu kilku milibarów (zwykle 1-3) na 100 km.

Zmiana ciśnienia wraz z wysokością

Ciśnienie atmosferyczne spada wraz z wysokością. Wynika to z dwóch powodów. Po pierwsze, im wyżej jesteśmy, tym niższa wysokość słupa powietrza nad nami, a zatem mniejszy ciężar na nas naciska. Po drugie, wraz z wysokością gęstość powietrza maleje, staje się ono bardziej rozrzedzone, to znaczy ma mniej cząsteczek gazu, a zatem ma mniejszą masę i wagę.

Międzynarodowa Atmosfera Wzorcowa (skrót ISA, ang. ISA) to warunkowy pionowy rozkład temperatury, ciśnienia i gęstości powietrza w atmosferze ziemskiej. Podstawą obliczania parametrów ISA jest wzór barometryczny z parametrami określonymi w normie.

W przypadku ISA akceptowane są następujące warunki: ciśnienie powietrza na średnim poziomie morza w temperaturze 15 °C wynosi 1013 mb (101,3 kN/m² lub 760 mmHg), temperatura spada w pionie wraz ze wzrostem wysokości o 6,5 °C o 1 km do poziomu 11 km (warunkowa wysokość początku tropopauzy), gdzie temperatura staje się równa −56,5°C i prawie przestaje się zmieniać.

Vlad Merzhevich

Gradient to płynne przejście od jednego koloru do drugiego, przy czym może występować kilka kolorów i przejść między nimi. Za pomocą gradientów tworzone są najdziwniejsze efekty projektowania stron internetowych, na przykład pseudotrójwymiarowość, odblaski, tło itp. Ponadto z gradientem elementy wyglądają ładniej niż zwykłe.

Nie ma oddzielnej właściwości do dodania gradientu, ponieważ jest uważany za obraz tła, więc jest dodawany za pomocą właściwości tła-obrazu lub ogólnej właściwości tła, jak pokazano w przykładzie 1.

Przykład 1 Gradient

Obsceniczny idiom tradycyjnie rozpoczyna tu obraz prozatorski, ale gra językowa nie prowadzi do aktywno-dialogicznego rozumienia.

Wynik tego przykładu pokazano na ryc. jeden.

Ryż. 1. Gradient liniowy dla akapitu

W najprostszym przypadku z dwoma kolorami pokazanymi w przykładzie 1, najpierw wpisz pozycję, od której rozpocznie się gradient, a następnie kolor początkowy i końcowy.

Aby zarejestrować pozycję, najpierw napisz do , a następnie dodaj słowa kluczowe top , bottom i left , right , a także ich kombinacje. Kolejność słów nie jest ważna, możesz pisać do lewej góry lub do lewej góry . W tabeli. 1 pokazuje różne pozycje i rodzaj wynikowego gradientu dla kolorów #000 i #fff, w przeciwnym razie od czerni do bieli.

Patka. 1. Rodzaje gradientu

Pozycja		Opis	Pogląd
do góry	0deg	W górę.
lewy	270 stopni	Z prawej do lewej.
na dole	180 stopni	Z góry na dół.
w prawo	90 stopni	Od lewej do prawej.
w lewym górnym rogu		Od prawego dolnego rogu do lewego górnego.
w prawym górnym rogu		Od lewego dolnego rogu do prawego górnego rogu.
na dole po lewej		Od prawego górnego rogu do lewego dolnego.
w prawym dolnym rogu		Od lewego górnego do prawego dolnego rogu.

Zamiast słowa kluczowego można ustawić nachylenie linii gradientu, która pokazuje kierunek gradientu. Najpierw zapisywana jest dodatnia lub ujemna wartość kąta, a następnie dodawana jest deg.

Zero stopni (lub 360º) odpowiada gradientowi od dołu do góry, a następnie odliczanie jest zgodne z ruchem wskazówek zegara. Poniżej pokazano kąt nachylenia linii gradientu.

Dla wartości po lewej u góry i podobnych wartości, kąt linii gradientu jest obliczany na podstawie wymiarów elementu tak, aby połączyć dwa przeciwległe po przekątnej punkty narożne.

Aby stworzyć złożone gradienty, dwa kolory już nie wystarczą, składnia pozwala dodać nieograniczoną ich liczbę, wymieniając kolory oddzielone przecinkami. W takim przypadku możesz użyć koloru przezroczystego (słowo kluczowe przezroczyste), a także koloru przezroczystego w formacie RGBA, jak pokazano w przykładzie 2.

Przykład 2: Przezroczyste kolory

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

Wynik tego przykładu pokazano na ryc. 2.

Ryż. 2. Gradient z półprzezroczystymi kolorami

Aby dokładnie ustawić kolory w gradiencie, po wartości koloru następuje jego pozycja w procentach, pikselach lub innych jednostkach. Na przykład wpis czerwony 0%, pomarańczowy 50%, żółty 100% oznacza, że ​​gradient zaczyna się od czerwonego, potem 50% przechodzi w pomarańczowy, a następnie aż do żółtego. Dla uproszczenia można pominąć skrajne jednostki, takie jak 0% i 100%, są one domyślnie zakładane. Przykład 3 pokazuje tworzenie przycisku gradientu, w którym pozycja drugiego koloru z trzech jest ustawiona na 36%.

Przykład 3: Przycisk gradientu

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

Naciśnij mnie delikatnie

Wynik tego przykładu pokazano na ryc. 3.

Ryż. 3. Przycisk gradientu

Ustawiając położenie koloru można uzyskać ostre przejścia między kolorami, co ostatecznie daje zestaw monochromatycznych pasków. Tak więc dla dwóch kolorów należy określić cztery kolory, pierwsze dwa kolory są takie same i zaczynają się od 0% do 50%, pozostałe kolory są również takie same między sobą i kontynuują od 50% do 100%. Przykład 4 dodaje paski jako tło strony internetowej. Ze względu na to, że wartości skrajne są podstawiane automatycznie, można je pominąć, więc wystarczy wpisać tylko dwa kolory.

Przykład 4. Zwykłe paski

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

Typowa europejska burżuazja i integralność z wdziękiem ilustruje język urzędowy.

Wynik tego przykładu pokazano na ryc. 4. Zwróć uwagę, że jeden z kolorów gradientu jest ustawiony na przezroczysty, więc zmienia się on pośrednio poprzez kolor tła strony internetowej.

Ryż. 4. Tło poziomych pasków

Gradienty są dość popularne wśród projektantów stron internetowych, ale ich dodanie jest utrudnione przez różne właściwości dla każdej przeglądarki i określenie wielu kolorów. Aby ułatwić Ci tworzenie gradientów i wstawianie ich do kodu, polecam www.colorzilla.com/gradient-editor, który ułatwia konfigurowanie gradientów i natychmiastowe uzyskanie potrzebnego kodu. Dostępne są gotowe szablony (Presets), podgląd wyniku (Preview), ustawienia kolorów (Adjustments), kod końcowy (CSS), który obsługuje IE poprzez filtry. Dla tych, którzy pracowali w Photoshopie lub innym edytorze graficznym, tworzenie gradientów wydaje się błahostką, reszta nie będzie trudna do szybkiego rozszyfrowania. Ogólnie bardzo polecam.

Rozważ w atmosferze prostokątny równoległościan z żebrami dx, dy, dz(Rys. 5.12) . Interesuje nas zmiana ciśnienia w kierunku poziomym, tj. wzdłuż osi X.

Niech ciśnienie jest izobar R skierowane równolegle do osi tak, wzdłuż krawędzi. Równolegle do niej wzdłuż żebra południowy zachód przechodzi przez izobar z ciśnieniem ( p+dp). Przypomnijmy, że ciśnienie atmosferyczne charakteryzuje się siłą działającą na jednostkę powierzchni, normalną do tej ostatniej. W dalszej części pomijamy czasowe zmiany ciśnienia, tj. rozważamy jego zmianę tylko w przestrzeni.

Rys / 5.12. Do obliczenia siły poziomego gradientu ciśnienia

Tak więc po lewej stronie AA „D” D ciśnienie atmosferyczne jest równe R. Nacisk na przeciwną powierzchnię BB"C"C wynosi . Ponieważ siła działająca na całą twarz jest równa iloczynowi ciśnienia atmosferycznego i jego powierzchni, zapisujemy wyrażenie na siłę:

lewy pdydz,

· po prawej .

W rezultacie głośność dxdydz siła działa dFx), równy

Zgodnie z drugim prawem Newtona siła dFx i masa rozważanej objętości

dm = pdxdydz (5.2)

powiązane ze sobą (stosunek siły do ​​masy jest równy przyspieszeniu a):

skąd, w świetle (5.1) i (5.2)

Otrzymaliśmy wyrażenie na przyspieszenie a, który tworzy siłę gradientu barycznego. Jego wartość, zgodnie z (5.3), jest równa sile gradientu barycznego na jednostkę masy elementarnej objętości powietrza. Znak minus we wzorach (5.1) i (5.4) wskazuje, że siła i przyspieszenie gradientu barycznego skierowane są w kierunku malejącego ciśnienia. Ponadto siła i przyspieszenie gradientu barycznego działają w kierunku najszybszego spadku ciśnienia. Kierunek ten jest kierunkiem normalnej do izobary w rozważanym punkcie przyłożenia siły.

W (5.4) wyrażenie jest równe wartości liczbowej gradientu barycznego. Poziomy gradient baryczności można przedstawić graficznie za pomocą strzałki skierowanej prostopadle do izobary w kierunku malejącego ciśnienia. Długość strzałki powinna być proporcjonalna do wartości liczbowej nachylenia (rys. 5.13). Innymi słowy, wielkość poziomego gradientu barycznego jest odwrotnie proporcjonalna do odległości między izobarami.

Oczywiście tam, gdzie skondensowane są izobary, gradient barowy, tj. zmiana ciśnienia na jednostkę odległości wzdłuż normalnej do izobary jest większa. Tam, gdzie izobary są rozsunięte, gradient baryczny jest mniejszy.

Ryż. 5.13. Strzałki wskazują poziomy gradient baryczności w trzech punktach pola barycznego.

Powierzchnie izobaryczne są zawsze nachylone w kierunku gradientu, tj. w kierunku, w którym ciśnienie spada (rys. 5.13).

Gradient pionowy baryczności (patrz rozdz. 1) jest dziesiątki tysięcy razy większy niż gradient poziomy. W dalszej części omówiony zostanie tylko poziomy gradient baryczności. Aby określić średni gradient baryczności dla odcinka pola barycznego, ciśnienie mierzy się wzdłuż normalnej do izobar w dwóch punktach położonych w odległości odpowiadającej jednemu stopniowi południka (111 km). Gradient ciśnienia jest liczbowo równy różnicy ciśnień i ma wymiar mb/111 km (lub hPa/111 km). W atmosferze w pobliżu powierzchni Ziemi rząd wielkości poziomych gradientów baricznych wynosi kilka milibarów (zwykle 1–3) na stopień południka (111 km).

Ryż. 5.14. Przekrój pionowy powierzchni izobarycznych. Strzałka – kierunek poziomego gradientu barycznego; podwójna linia - pozioma powierzchnia

Na przykład niech odległość między sąsiednimi izobarami wynosi 2 cm na mapie synoptycznej w skali 1: 10 000 000. Skok izolinii wynosi 5 mb. W podanej skali 2 cm na mapie odpowiada 200 km w naturze. Zatem różnica ciśnień na 100 km wyniesie 5/2= 2,5 mb/100 km. Dla dystansu 111 km różnica ta = 2,75 mb/111 km.

Gdyby w atmosferze działała tylko siła poziomego gradientu barycznego, to powietrze poruszałoby się jednostajnie z przyspieszeniem, które można obliczyć ze wzoru (5.4). Przyspieszenie przy rzeczywistych gradientach ciśnienia jest niewielkie, rzędu 0–0,3 cm/s2. Niemniej jednak wraz ze wzrostem czasu działania siły gradientu barycznego prędkość wiatru wzrastałaby w nieskończoność. W rzeczywistości prędkość wiatru rzadko przekracza 10 m/s lub więcej. W konsekwencji istnieją również inne siły, które równoważą siłę gradientu barycznego (więcej na ten temat w następnym rozdziale).

Zmiana gradientu barycznego z wysokością związane z nierównomiernym rozkładem temperatury. Po S.P. Khromov, wyobraź sobie, że gradient baryczności na powierzchni ziemi wynosi zero, tj. ciśnienie we wszystkich punktach jest takie samo (ryc. 5.15). W tym przypadku temperatura w jednej części rozpatrywanego obszaru jest wyższa, w drugiej jest niższa. G poziomy gradient temperatury (termiczny), z definicji T, jest zawsze skierowany wzdłuż normalnej do izotermy (linii równych temperatur) w kierunku wzrostu temperatury.

Przypomnijmy, że ciśnienie spada wraz z wysokością, im szybciej tym niższa temperatura powietrza. Wynika z tego, że powierzchnie izobaryczne o nierównomiernym rozkładzie temperatur nie mogą być poziome. Nawet jeśli powierzchnia izobaryczna powierzchni jest pozioma, to każda pokrywająca się z nią powierzchnia izobaryczna będzie uniesiona nad powierzchnię w mniejszym stopniu w zimnym powietrzu, w większym w ciepłym powietrzu. Oznacza to, że leżące powierzchnie będą nachylone od ciepłego do zimnego powietrza (rys. 5.15). Tak więc, chociaż poziomy gradient baryczności jest równy zero w pobliżu powierzchni ziemi, taki gradient występuje w leżących powyżej warstwach.

z

Zimne ciepło

Ryż. 5.15. Zależność między temperaturą poziomą a gradientami ciśnienia

Co więcej, niezależnie od poziomego gradientu barycznego na powierzchni ziemi, wraz z wysokością zbliża się do poziomego gradientu temperatury w jej kierunku. Na dostatecznie dużej wysokości gradient poziomy baryczności będzie ściśle pokrywał się w kierunku ze średnim poziomym gradientem temperatury w warstwie powietrza od dolnego poziomu do górnego. Z ryc. 5.15 wynika z tego, że w ciepłych rejonach atmosfery ciśnienie na danej wysokości będzie wzrastać, aw zimnych rejonach będzie redukowane.

Różnica ciśnienia atmosferycznego pomiędzy dwoma obszarami zarówno na powierzchni ziemi jak i nad nią powoduje poziomy ruch mas powietrza - wiatru. Z drugiej strony grawitacja i tarcie na powierzchni ziemi utrzymują masy powietrza w miejscu. Dlatego wiatr pojawia się tylko przy spadku ciśnienia, który jest na tyle duży, aby pokonać opór powietrza i spowodować jego ruch. Oczywiście różnica ciśnień musi być powiązana z jednostką odległości. Jako jednostkę odległości przyjmowali 10 południków, czyli 111 km. Obecnie dla uproszczenia obliczeń zgodziliśmy się na przejechanie 100 km.

Gradient poziomy baryczności to spadek ciśnienia o 1 mb na odcinku 100 km wzdłuż normalnej do izobary w kierunku malejącego ciśnienia.

Prędkość wiatru jest zawsze proporcjonalna do gradientu: im większy nadmiar powietrza w jednym obszarze w porównaniu z innym, tym silniejszy jego odpływ. Na mapach wielkość gradientu wyraża się odległościami między izobarami: im bliżej siebie, tym większy gradient i silniejszy wiatr.

Oprócz gradientu barycznego na wiatr oddziałuje rotacja Ziemi, czyli siła Coriolisa, siła odśrodkowa i tarcie.

Obrót Ziemi (siła Coriolisa) odchyla wiatr na półkuli północnej w prawo (na półkuli południowej w lewo) od kierunku nachylenia. Obliczony teoretycznie wiatr, na który wpływają tylko siły gradientu i Coriolisa, nazywa się geostroficznym. Wieje stycznie do izobary.

Im silniejszy wiatr, tym większe jego ugięcie spowodowane obrotem Ziemi. Zwiększa się wraz ze wzrostem szerokości geograficznej. Na lądzie kąt między kierunkiem spadku a wiatrem osiąga 45-50 0 , a nad morzem 70-80 0 ; jego średnia wartość wynosi 60 0 .

Siła odśrodkowa działa na wiatr w zamkniętych systemach barycznych - cyklonach i antycyklonach. Skierowana jest wzdłuż promienia krzywizny trajektorii w kierunku jej wypukłości.

Siła tarcia powietrza o powierzchnię ziemi zawsze zmniejsza prędkość wiatru. Prędkość wiatru jest odwrotnie proporcjonalna do wielkości tarcia. Przy tym samym gradiencie ciśnienia nad morzem, stepami i pustynnymi równinami wiatr jest silniejszy niż na pagórkowatym i leśnym terenie, a nawet bardziej górzysty. Tarcie oddziałuje na niższą, około 1000-metrową warstwę, zwaną warstwą cierną. Powyżej wiatry są geostroficzne.

Kierunek wiatru określa strona horyzontu, z której wieje. Do oznaczenia zwykle przyjmuje się 16-wiązkową różę wiatrów: C, NW, NW, WNW, W, WSW, SW, SSW, S, SSE, SE, ESE, B, NE, NE, NNE.

Czasami obliczany jest kąt (loksodrom) między kierunkiem wiatru a południkiem, przy czym północ (N) uważana jest za 0 0 lub 360 0, wschód (E) - dla 90 0, południe (S) - 180 0, zachód ( W) - 270 0.

8.25 Przyczyny i znaczenie niejednorodności pola barycznego Ziemi

Dla obwiedni geograficznej ważne są nie same maksima i minima ciśnienia, ale kierunek tych pionowych prądów powietrza, które je tworzą.

Wielkość ciśnienia atmosferycznego wskazuje kierunek pionowych ruchów powietrza - w górę lub w dół i albo stwarzają warunki do kondensacji wilgoci i opadów atmosferycznych, albo wykluczają te procesy. Istnieją dwa główne typy zależności między wilgotnością powietrza a jej dynamiką: cykloniczny z prądami wstępującymi i antycyklonowy z prądami opadającymi.

W prądach wstępujących powietrze ochładza się adiabatycznie, wzrasta jego wilgotność względna, skrapla się para wodna, tworzą się chmury i spadają opady. W związku z tym deszczowa pogoda i wilgotny klimat są charakterystyczne dla minimów barycznych. Kondensacja zachodzi stopniowo i na wszystkich wysokościach. W tym przypadku uwalniane jest utajone ciepło parowania, co powoduje dalszy wzrost powietrza, jego chłodzenie i kondensację nowych porcji wilgoci, co pociąga za sobą uwolnienie nowych porcji utajonego ciepła. Jednocześnie zachodzą cztery wzajemnie powiązane procesy: 1) unoszenie powietrza, 2) chłodzenie powietrza, 3) kondensacja pary i 4) uwalnianie utajonego ciepła parowania. Podstawową przyczyną wszystkich tych procesów jest ciepło słoneczne zużywane na odparowanie wody.

W opadających masach powietrza dochodzi do nagrzewania adiabatycznego i spadku wilgotności powietrza; chmury i opady nie mogą się tworzyć. W konsekwencji maksima baryczne, czyli antycyklony, charakteryzują się bezchmurną, pogodną i suchą pogodą oraz suchym klimatem. Znaczne parowanie zachodzi z powierzchni oceanów w obszarach wysokiego ciśnienia, którego intensywności sprzyja bezchmurne niebo. Wilgoć stąd jest odprowadzana w inne miejsca, ponieważ opadające powietrze musi nieuchronnie przemieszczać się na boki. Z tropikalnych wzlotów przechodzi w formie pasatów do równika.

Procesy asymilacji ciepła słonecznego przez atmosferę, dynamika mas powietrza i cyrkulacja wilgoci są ze sobą wzajemnie powiązane i uwarunkowane.

Cyrkulacja atmosfery i niejednorodność pola barycznego spowodowane są dwoma nierównymi przyczynami. Pierwszym i głównym jest niejednorodność pola cieplnego Ziemi, różnica termiczna między szerokością geograficzną równikową i polarną. Rzeczywiście, na równiku jest grzejnik, a na biegunach lodówki. Tworzą silnik cieplny pierwszego rzędu.

Ze względów termicznych na nierotującej planecie zostałaby ustalona dość prosta cyrkulacja powietrza. Na równiku ogrzane powietrze unosi się, a prądy wznoszące w pobliżu powierzchni ziemi tworzą pas niskiego ciśnienia zwany równikowym minimum barycznym. W górnej troposferze unoszą się powierzchnie izobaryczne, a powietrze płynie w kierunku biegunów.

Na szerokościach polarnych opada zimne powietrze, w pobliżu powierzchni ziemi tworzą się obszary wysokiego ciśnienia, a powietrze wraca do równika.

Różnica termiczna między szerokościami geograficznymi powoduje przenoszenie mas powietrza wzdłuż południków lub, jak to się mówi w klimatologii, południkową składową cyrkulacji atmosferycznej.

Istota silnika cieplnego powodującego cyrkulację atmosfery polega więc na tym, że część energii promieniowania słonecznego zamieniana jest na energię ruchów atmosfery. Jest proporcjonalna do różnicy temperatur między równikiem a biegunami.

Drugi powód cyrkulacji atmosferycznej jest dynamiczny; leży w rotacji planety. Cyrkulacja powietrza bezpośrednio między równoleżnikami równikowymi i biegunowymi jest niemożliwa, ponieważ cała sfera, w której porusza się powietrze, obraca się. Powietrze poziome przepływa zarówno w górnej troposferze, jak i przy powierzchni Ziemi, pod wpływem obrotu Ziemi z pewnością będzie odchylać się w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej. W ten sposób powstaje strefowa składowa cyrkulacji atmosferycznej, skierowana z zachodu na wschód i tworząca transport mas powietrza z zachodu na wschód (zachód). Na obracającej się planecie transport z zachodu na wschód działa jako główny rodzaj cyrkulacji atmosferycznej.

Sezonowe zaburzenia pola cieplnego Ziemi, ze względu na różnice w nagrzewaniu się oceanów i kontynentów, powodują wahania nad nimi ciśnienia atmosferycznego. Zimą nad Eurazją i Ameryką Północną jest zimniej niż nad oceanami na tych samych szerokościach geograficznych. Powierzchnie izobaryczne nad równikami oceanów są wyższe niż nad lądem. Powietrze powyżej przepływa z oceanów na kontynenty. Całkowita masa słupa powietrza nad kontynentami wzrasta. Tworzą się tu rozległe zimowe maksima baryczne – maksimum syberyjskie z ciśnieniem do 1040 mb i nieco mniejsze maksimum północnoamerykańskie z ciśnieniem do 1022 mb. Nad oceanami masa słupa powietrza maleje i tworzą się depresje. W ten sposób powstaje silnik cieplny drugiego rzędu.

Latem kontrasty termiczne między lądem a morzem zmniejszają się, minima i maksima wydają się zanikać, ciśnienie wyrównuje się lub zmienia się w odwrotność do zimy. Na przykład na Syberii spada do 1006 mb.

Sezonowe wahania ciśnienia atmosferycznego nad lądem i morzem tworzą tzw. czynnik monsunowy.

Na kontynentach południowych w styczniowej (dla nich letniej) części roku kształtują się minima bariczne, wyznaczone przez zamknięte izobary.

Naprzemienne półroczne ogrzewanie półkuli północnej i południowej powoduje przesunięcie całego pola barycznego Ziemi w kierunku półkuli letniej - w styczniowej części roku północnego i lipcowej części południowego.

Minimum równikowe w styczniowej części roku leży na południe od równika, w lipcu jest przesunięte na północ, docierając do północnego zwrotnika w Azji Południowej. Nad Iranem i pustynią Thar tworzy się minimum Iran-Tara (południowo-azjatyckie). Ciśnienie w nim spada do 994 mb.

Gradient w poziomie barycznym

1. Patrząc na izobary na mapie synoptycznej zauważamy, że w niektórych miejscach izobary są grubsze, w innych rzadziej. Oczywiste jest, że w pierwszym miejscu ciśnienie atmosferyczne silniej zmienia się w kierunku poziomym, w drugim słabiej. Mówią też:<быстрее>oraz<медленнее>, ale zmian w przestrzeni, o których mowa, nie należy mylić ze zmianami w czasie.

Aby dokładnie wyrazić, jak ciśnienie atmosferyczne zmienia się w kierunku poziomym, można użyć tak zwanego poziomego gradientu barycznego, czyli poziomego gradientu ciśnienia. W rozdziale 4 omówiono poziomy gradient temperatury. Podobnie zmiana ciśnienia na jednostkę odległości w płaszczyźnie poziomej (dokładniej na równej powierzchni) nazywana jest poziomym gradientem ciśnienia. W tym przypadku odległość mierzona jest w kierunku, w którym ciśnienie spada najbardziej, a taki kierunek w każdym punkcie jest kierunkiem wzdłuż normalnej do izobary w danym punkcie.

Zatem gradient poziomy baryczności jest wektorem, którego kierunek pokrywa się z kierunkiem normalnej do izobary w kierunku malejącego ciśnienia, a wartość liczbowa jest równa pochodnej ciśnienia wzdłuż tego kierunku. Wektor ten oznaczamy symbolem -s/p, a jego wartością liczbową (modułem) -dr/dp, gdzie p jest normalną do izobary.

Jak każdy wektor, poziomy gradient baryczności można przedstawić graficznie za pomocą strzałki, w tym przypadku strzałki skierowanej wzdłuż normalnej do izobary w kierunku malejącego ciśnienia. Długość strzałki powinna być proporcjonalna do wartości liczbowej gradientu (rys. 58).

Ryż. 58. Izobary i gradient poziomy baryki (strzałki) w trzech punktach pola barycznego.

Ryż. 59. Powierzchnie izobaryczne w przekroju pionowym i kierunek poziomego gradientu barycznego. Podwójna linia to płaska powierzchnia.

W różnych punktach pola barycznego kierunek i moduł gradientu barycznego będą oczywiście różne. Tam, gdzie izobary są skondensowane, zmiana ciśnienia na jednostkę odległości wzdłuż normalnej do izobary jest większa; tam, gdzie izobary są rozsunięte, jest mniejszy. Innymi słowy, moduł gradientu poziomego barycznego jest odwrotnie proporcjonalny do odległości między izobarami.

Jeżeli w atmosferze występuje gradient poziomy baryczności, oznacza to, że powierzchnie izobaryczne w danym odcinku atmosfery są nachylone do powierzchni równej, a zatem przecinają się z nią, tworząc izobary. Powierzchnie izobaryczne są zawsze nachylone w kierunku gradientu, tj. tam, gdzie ciśnienie spada (rys. 59).

2. Gradient poziomy barycznej jest składową poziomą całkowitego gradientu barycznego. Ten ostatni jest reprezentowany przez wektor przestrzenny, który w każdym punkcie powierzchni izobarycznej jest skierowany wzdłuż normalnej do tej powierzchni w kierunku powierzchni o niższej wartości ciśnienia. Moduł tego wektora wynosi - dr/dp, ale tutaj n jest normalną do powierzchni izobarycznej. Całkowity gradient baryczny można rozłożyć na składowe pionowe i poziome lub na gradienty pionowe i poziome. Możesz go rozłożyć na trzy składniki wzdłuż osi współrzędnych prostokątnych X, Y, Z.

Ciśnienie zmienia się wraz z wysokością znacznie bardziej niż w kierunku poziomym. Dlatego pionowy gradient baryki jest dziesiątki tysięcy razy większy niż poziomy. Jest on zrównoważony lub prawie zrównoważony siłą grawitacji skierowaną przeciwnie do niego, jak wynika z podstawowego równania statyki atmosfery. Gradient pionowy baryczności nie wpływa na poziomy ruch powietrza. W dalszej części tego rozdziału będziemy mówić tylko o poziomym gradiencie barycznym, nazywając go po prostu gradientem barycznym.

3. W praktyce średni gradient baryki jest mierzony na mapach synoptycznych dla jednego lub drugiego odcinka pola barycznego. Mianowicie odległość Ap jest mierzona między dwiema sąsiednimi izobarami w danym odcinku wzdłuż linii prostej, co jest dość bliskie normalnym obu izobar. Następnie różnica ciśnień między izobarami Ap (zwykle 5 hPa) jest dzielona przez tę odległość, wyrażoną w dużych jednostkach - setkach kilometrów lub stopniach południka (111 km). Średni gradient barowy będzie reprezentowany przez stosunek różnic skończonych Ap/An hPa/południk stopnia. Zamiast południka częściej mierzy się 100 km. Gradient baryczny w wolnej atmosferze można określić z odległości między izohipsami na mapach topografii barycznej. W rzeczywistych warunkach atmosferycznych w pobliżu powierzchni ziemi gradienty poziome barycznego są rzędu kilku hektopaskali (zwykle 1-3) na stopień południka.