Gradiente linear. campo bárico

Observando as isóbaras no mapa sinótico, notamos que em alguns lugares as isóbaras são mais espessas, em outros - com menos frequência. É óbvio que nos primeiros lugares a pressão atmosférica muda na direção horizontal com mais força, no segundo - mais fraca.

Para expressar com precisão como a pressão atmosférica muda na direção horizontal, você pode usar o chamado gradiente bárico horizontal ou gradiente de pressão horizontal. O gradiente de pressão horizontal é a mudança de pressão por unidade de distância no plano horizontal (mais precisamente, na superfície plana); neste caso, a distância é tomada na direção em que a pressão diminui mais fortemente.

Assim, o gradiente bárico horizontal é um vetor cuja direção coincide com a direção da normal à isóbara na direção de diminuição da pressão, e o valor numérico é igual à derivada da pressão nessa direção (G = -dp/dl) .

Como qualquer vetor, o gradiente bárico horizontal pode ser representado graficamente por uma seta; neste caso, uma seta direcionada ao longo da normal à isóbara na direção da diminuição da pressão.

Onde as isóbaras são condensadas, a mudança na pressão por unidade de distância ao longo da normal à isóbara é maior; onde as isóbaras são afastadas, é menor.

Se houver um gradiente baric horizontal na atmosfera, isso significa que as superfícies isobáricas em uma determinada seção da atmosfera são inclinadas para a superfície plana e, portanto, se cruzam com ela, formando isóbaras.

Na prática, o gradiente bárico médio é medido em mapas sinóticos para uma determinada seção do campo bárico. Ou seja, eles medem a distância entre duas isóbaras adjacentes em uma determinada área ao longo de uma linha reta. Em seguida, a diferença de pressão entre as isóbaras (geralmente 5 mb) é dividida por essa distância, expressa em grandes unidades - 100 km. Sob condições atmosféricas reais perto da superfície da Terra, os gradientes báricos horizontais são da ordem de alguns milibares (geralmente 1-3) por 100 km.

Mudança na pressão com a altura

A pressão atmosférica diminui com a altura. Isto é devido a duas razões. Em primeiro lugar, quanto mais alto estivermos, menor será a altura da coluna de ar acima de nós e, portanto, menos peso nos pressionará. Em segundo lugar, com a altura, a densidade do ar diminui, torna-se mais rarefeito, ou seja, tem menos moléculas de gás e, portanto, tem menos massa e peso.

Atmosfera Padrão Internacional (abr. ISA, eng. ISA) é uma distribuição vertical condicional de temperatura, pressão e densidade do ar na atmosfera da Terra. A base para o cálculo dos parâmetros do ISA é a fórmula barométrica, com os parâmetros definidos na norma.

Para ISA, as seguintes condições são aceitas: a pressão do ar ao nível médio do mar a uma temperatura de 15 °C é de 1013 mb (101,3 kN/m² ou 760 mmHg), a temperatura diminui verticalmente com um aumento da altitude de 6,5 °C em 1 km até o nível de 11 km (altitude condicional do início da tropopausa), onde a temperatura se torna igual a -56,5°C e quase para de mudar.

Vlad Merzhevich

Um gradiente é uma transição suave de uma cor para outra, e pode haver várias cores e transições entre elas. Com a ajuda de gradientes, os efeitos de web design mais bizarros são criados, por exemplo, pseudo-tridimensionalidade, brilho, plano de fundo, etc. Além disso, com um gradiente, os elementos parecem mais bonitos do que os simples.

Não há propriedade separada para adicionar o gradiente, pois ele é considerado uma imagem de fundo, portanto, é adicionado por meio da propriedade background-image ou da propriedade genérica de fundo, conforme mostrado no exemplo 1.

Exemplo 1 Gradiente

Aqui, o idioma obsceno tradicionalmente inicia uma imagem em prosa, mas o jogo de linguagem não leva a uma compreensão ativo-dialógica.

O resultado deste exemplo é mostrado na Fig. 1.

Arroz. 1. Gradiente linear para um parágrafo

No caso mais simples com duas cores mostradas no exemplo 1, primeiro escreva a posição a partir da qual o gradiente começará, depois a cor inicial e final.

Para registrar uma posição, primeiro escreva para e, em seguida, adicione as palavras-chave top , bottom e left , right , bem como suas combinações. A ordem das palavras não é importante, você pode escrever no canto superior esquerdo ou no canto superior esquerdo . Na tabela. 1 mostra as diferentes posições e tipo do gradiente resultante para as cores #000 e #fff, caso contrário do preto ao branco.

Aba. 1. Tipos de gradiente

Posição		Descrição	Visão
para cima	0 graus	Para cima.
deixei	270 graus	Da direita para esquerda.
fundo	180 graus	Careca.
para a direita	90 graus	Da esquerda para a direita.
para o canto superior esquerdo		Do canto inferior direito para o superior esquerdo.
para o canto superior direito		Do canto inferior esquerdo para o superior direito.
para o canto inferior esquerdo		Do canto superior direito ao canto inferior esquerdo.
para o canto inferior direito		Do canto superior esquerdo ao canto inferior direito.

Em vez de uma palavra-chave, é permitido definir a inclinação da linha de gradiente, que mostra a direção do gradiente. Primeiro, um valor positivo ou negativo do ângulo é escrito, então o grau é somado.

Zero graus (ou 360º) corresponde a um gradiente de baixo para cima, então a contagem regressiva é no sentido horário. O ângulo de inclinação da linha de gradiente é mostrado abaixo.

Para o valor superior esquerdo e valores semelhantes, o ângulo da linha de gradiente é calculado com base nas dimensões do elemento para conectar dois pontos de canto diagonalmente opostos.

Para criar gradientes complexos, duas cores não serão mais suficientes, a sintaxe permite adicionar um número ilimitado delas, listando as cores separadas por vírgulas. Nesse caso, você pode usar uma cor transparente (a palavra-chave transparente), bem como uma cor translúcida usando o formato RGBA, conforme mostrado no exemplo 2.

Exemplo 2: Cores Translúcidas

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

O resultado deste exemplo é mostrado na Fig. 2.

Arroz. 2. Gradiente com cores translúcidas

Para posicionar as cores com precisão em um gradiente, o valor da cor é seguido por sua posição em porcentagens, pixels ou outras unidades. Por exemplo, a entrada vermelho 0%, laranja 50%, amarelo 100% significa que o gradiente começa no vermelho, depois 50% vai para o laranja e depois até o amarelo. Para simplificar, unidades extremas como 0% e 100% podem ser omitidas, elas são assumidas por padrão. O Exemplo 3 mostra a criação de um botão de gradiente no qual a posição da segunda cor das três é definida em 36%.

Exemplo 3: botão de gradiente

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

Pressione-me suavemente

O resultado deste exemplo é mostrado na Fig. 3.

Arroz. 3. Botão de gradiente

Ao definir a posição da cor, você pode obter transições nítidas entre as cores, o que acaba gerando um conjunto de listras monocromáticas. Então, para duas cores, quatro cores devem ser especificadas, as duas primeiras cores são iguais e começam de 0% a 50%, as cores restantes também são as mesmas entre si e continuam de 50% a 100%. O Exemplo 4 adiciona listras como plano de fundo da página da web. Devido ao fato de que os valores extremos são substituídos automaticamente, eles podem ser omitidos, então basta escrever apenas duas cores.

Exemplo 4. Listras simples

HTML5 CSS3 IE 9 IE 10 Cr Op Sa Fx

A típica burguesia e integridade europeias ilustram graciosamente a língua oficial.

O resultado deste exemplo é mostrado na Fig. 4. Observe que uma das cores de gradiente está definida como transparente, portanto, muda indiretamente por meio da cor de fundo da página da web.

Arroz. 4. Fundo de listras horizontais

Os gradientes são bastante populares entre os web designers, mas sua adição é complicada por propriedades diferentes para cada navegador e pela especificação de muitas cores. Para facilitar a criação de gradientes e inseri-los em seu código, recomendo www.colorzilla.com/gradient-editor, que facilita a configuração de gradientes e obtém o código que você precisa imediatamente. Existem templates prontos (Presets), visualização do resultado (Preview), configurações de cores (Adjustments), código final (CSS) que suporta o IE através de filtros. Para quem trabalhou no Photoshop ou em outro editor gráfico, criar gradientes parecerá uma questão insignificante, o resto não será difícil de descobrir rapidamente. Em geral, recomendo muito.

Considere na atmosfera um paralelepípedo retangular com costelas dx, dy, dz(Fig. 5.12) . Estamos interessados ​​na mudança de pressão na direção horizontal, ou seja, ao longo do eixo X.

Deixe a pressão isobar R dirigido paralelamente ao eixo y, ao longo da borda. Paralelo a ela ao longo da costela SO passa uma isóbara com pressão ( p+dp). Lembre-se de que a pressão atmosférica é caracterizada por uma força que atua por unidade de área de superfície, normal a esta. No que se segue, negligenciamos as mudanças temporais na pressão, ou seja, consideramos sua mudança apenas no espaço.

Figura / 5.12. Para o cálculo da força do gradiente de pressão horizontal

Assim, no lado esquerdo de AA "D" D, a pressão atmosférica é igual a R. A pressão na face oposta de BB"C"C é . Como a força que atua em toda a face é igual ao produto da pressão atmosférica e sua área, escrevemos a expressão para a força:

deixei pdydz,

· na direita .

Como resultado, o volume dxdydz a força está agindo dF x), igual a

De acordo com a segunda lei de Newton, a força dF x e a massa do volume considerado

dm = pdxdydz (5.2)

relacionadas entre si (a razão entre a força e a massa é igual à aceleração uma):

daí, tendo em conta (5.1) e (5.2)

Temos a expressão para a aceleração uma, que cria a força do gradiente baric. Seu valor, de acordo com (5.3), é igual à força do gradiente bárico por unidade de massa de um volume elementar de ar. O sinal de menos nas fórmulas (5.1) e (5.4) indica que a força e a aceleração do gradiente bárico são direcionadas na direção da diminuição da pressão. Além disso, a força e a aceleração do gradiente bárico atuam na direção da diminuição mais rápida da pressão. Essa direção é a direção da normal à isóbara no ponto considerado de aplicação da força.

Em (5.4) a expressão é igual ao valor numérico do gradiente bárico. O gradiente bárico horizontal pode ser representado graficamente por uma seta apontando normal à isóbara na direção da diminuição da pressão. O comprimento da seta deve ser proporcional ao valor numérico do gradiente (Fig. 5.13). Em outras palavras, a magnitude do gradiente bárico horizontal é inversamente proporcional à distância entre as isóbaras.

Obviamente, onde as isóbaras são condensadas, o gradiente bárico, ou seja, a mudança na pressão por unidade de distância ao longo da normal à isóbara é maior. Onde as isóbaras são afastadas, o gradiente bárico é menor.

Arroz. 5.13. As setas indicam o gradiente bárico horizontal em três pontos no campo bárico.

As superfícies isobáricas são sempre inclinadas na direção do gradiente, ou seja, na direção em que a pressão diminui (Fig. 5.13).

O gradiente bárico vertical (ver Cap. 1) é dezenas de milhares de vezes maior que o horizontal. No que se segue, apenas o gradiente baric horizontal será discutido. Para determinar o gradiente bárico médio para uma seção do campo bárico, a pressão é medida ao longo da normal às isóbaras em dois pontos localizados a uma distância correspondente a um grau do meridiano (111 km). O gradiente de pressão é numericamente igual à diferença de pressão e tem a dimensão de mb/111 km (ou hPa/111 km). Na atmosfera próxima à superfície da Terra, a ordem de magnitude dos gradientes báricos horizontais é de vários milibares (geralmente 1-3) por grau meridiano (111 km).

Arroz. 5.14. Corte vertical de superfícies isobáricas. Seta – direção do gradiente bárico horizontal; linha dupla - superfície nivelada

Por exemplo, seja a distância entre isóbaras adjacentes de 2 cm em um mapa sinótico na escala de 1: 10.000.000. O passo das isolinhas é de 5 mb. Para a escala especificada, 2 cm no mapa corresponde a 200 km em espécie. Portanto, a diferença de pressão por 100 km será 5/2 = 2,5 mb/100 km. Para uma distância de 111 km, essa diferença = 2,75 mb/111 km.

Se apenas a força do gradiente bárico horizontal atuasse na atmosfera, então o ar se moveria uniformemente acelerado, com uma aceleração que pode ser calculada pela fórmula (5.4). A aceleração em gradientes de pressão reais é pequena, da ordem de 0–0,3 cm/s 2 . No entanto, com o aumento da duração da ação da força do gradiente bárico, as velocidades do vento aumentariam indefinidamente. Na realidade, as velocidades do vento raramente excedem 10 m/s ou mais. Conseqüentemente, existem também outras forças que equilibram a força do gradiente bárico (mais sobre isso no próximo capítulo).

Mudança no gradiente baric com altura associada a uma distribuição desigual da temperatura. Seguindo S. P. Khromov, imagine que o gradiente bárico na superfície da Terra é zero, ou seja, a pressão em todos os pontos é a mesma (Fig. 5.15). Neste caso, a temperatura em uma parte da área considerada é maior, na outra é menor. G o gradiente horizontal de temperatura (térmico), por definição, T, é sempre direcionado ao longo da normal à isotérmica (linha de temperaturas iguais) na direção em que a temperatura aumenta.

Lembre-se de que a pressão diminui com a altitude quanto mais rápido quanto menor a temperatura do ar. Segue-se que superfícies isobáricas com distribuição desigual de temperatura não podem ser horizontais. Mesmo que a superfície isobárica da superfície seja horizontal, cada superfície isobárica sobrejacente será elevada acima da superfície subjacente no ar frio menos, no ar quente mais. Isso significa que as superfícies sobrejacentes serão inclinadas do ar quente para o ar frio (Fig. 5.15). Assim, embora o gradiente bárico horizontal seja zero próximo à superfície da Terra, existe tal gradiente nas camadas sobrejacentes.

z

Calor Frio

Arroz. 5.15. Relação entre temperatura horizontal e gradientes de pressão

Além disso, qualquer que seja o gradiente bárico horizontal na superfície da Terra, com a altura ele se aproximará do gradiente horizontal de temperatura em sua direção. Em uma altitude suficientemente alta, o gradiente bárico horizontal coincidirá em direção com o gradiente de temperatura horizontal médio na camada de ar do nível inferior para o superior. Da fig. 5.15 segue-se que nas regiões quentes da atmosfera a pressão a uma dada altura será aumentada e nas regiões frias será reduzida.

A diferença de pressão atmosférica entre duas áreas, tanto na superfície da Terra quanto acima dela, causa um movimento horizontal das massas de ar - o vento. Por outro lado, a gravidade e o atrito na superfície da Terra mantêm as massas de ar no lugar. Portanto, o vento ocorre apenas em uma queda de pressão grande o suficiente para superar a resistência do ar e fazer com que ele se mova. Obviamente, a diferença de pressão deve estar relacionada à unidade de distância. Como unidade de distância, costumavam tomar 10 meridianos, ou seja, 111 km. Atualmente, para simplificar os cálculos, concordamos em fazer 100 km.

O gradiente bárico horizontal é uma queda de pressão de 1 mb em uma distância de 100 km ao longo da normal à isóbara na direção da diminuição da pressão.

A velocidade do vento é sempre proporcional ao gradiente: quanto maior o excesso de ar em uma área em relação a outra, mais forte é o seu escoamento. Nos mapas, a magnitude do gradiente é expressa pelas distâncias entre as isóbaras: quanto mais próxima uma da outra, maior o gradiente e mais forte o vento.

Além do gradiente bárico, a rotação da Terra, ou a força de Coriolis, a força centrífuga e o atrito atuam sobre o vento.

A rotação da Terra (força de Coriolis) desvia o vento no hemisfério norte para a direita (no hemisfério sul para a esquerda) da direção do gradiente. O vento teoricamente calculado, que é afetado apenas pelas forças do gradiente e Coriolis, é chamado de geostrófico. Ele sopra tangencialmente às isóbaras.

Quanto mais forte o vento, maior sua deflexão devido à rotação da Terra. Aumenta com o aumento da latitude. Sobre a terra, o ângulo entre a direção do gradiente e o vento atinge 45-50 0 , e sobre o mar - 70-80 0 ; seu valor médio é 60 0 .

A força centrífuga atua sobre o vento em sistemas báricos fechados - ciclones e anticiclones. Ele é direcionado ao longo do raio de curvatura da trajetória em direção à sua convexidade.

A força de atrito do ar na superfície da terra sempre reduz a velocidade do vento. A velocidade do vento é inversamente proporcional à quantidade de atrito. Com o mesmo gradiente de pressão sobre o mar, estepe e planícies desérticas, o vento é mais forte do que em terrenos montanhosos e florestais acidentados, e ainda mais montanhosos. O atrito afeta a camada inferior, de aproximadamente 1.000 metros, chamada de camada de atrito. Acima, os ventos são geostróficos.

A direção do vento é determinada pelo lado do horizonte de onde ele sopra. Para designá-lo, geralmente é tomada uma rosa dos ventos de 16 feixes: C, NW, NW, WNW, W, WSW, SW, SSW, S, SSE, SE, ESE, B, NE, NE, NNE.

Às vezes, o ângulo (rhumb) entre a direção do vento e o meridiano é calculado, com norte (N) considerado como 0 0 ou 360 0, leste (E) - para 90 0, sul (S) - 180 0, oeste ( W) - 270 0.

8.25 Causas e significado da não homogeneidade do campo bárico da Terra

Para o envelope geográfico, não são os próprios máximos e mínimos de pressão que são importantes, mas a direção dessas correntes de ar verticais que os criam.

O tamanho da pressão atmosférica mostra a direção dos movimentos verticais do ar - ascendente ou descendente, e eles criam condições para condensação e precipitação de umidade ou excluem esses processos. Existem dois tipos principais de relação entre a umidade do ar e sua dinâmica: ciclônica com correntes ascendentes e anticiclônica com correntes descendentes.

Nas correntes ascendentes, o ar esfria adiabaticamente, sua umidade relativa aumenta, o vapor d'água se condensa, nuvens se formam e a precipitação cai. Conseqüentemente, o tempo chuvoso e o clima úmido são característicos dos mínimos báricos. A condensação ocorre gradualmente e em todas as altitudes. Neste caso, o calor latente de vaporização é liberado, o que provoca uma nova elevação do ar, seu resfriamento e condensação de novas porções de umidade, o que acarreta a liberação de novas porções de calor latente. Ao mesmo tempo, ocorrem quatro processos mutuamente conectados: 1) ascensão do ar, 2) resfriamento do ar, 3) condensação do vapor e 4) liberação do calor latente de vaporização. A causa raiz de todos esses processos é o calor solar gasto na evaporação da água.

Nas massas de ar descendentes ocorre aquecimento adiabático e diminuição da umidade do ar; nuvens e precipitação não podem se formar. Consequentemente, os máximos baric, ou anticiclones, são caracterizados por um tempo sem nuvens, claro e seco e um clima seco. A evaporação significativa ocorre da superfície dos oceanos em áreas de alta pressão, cuja intensidade é favorecida por um céu sem nuvens. A umidade daqui é levada para outros lugares, já que o ar descendente deve inevitavelmente se mover para os lados. Das altas tropicais, vai na forma de um vento alísio até o equador.

Os processos de assimilação do calor solar pela atmosfera, a dinâmica das massas de ar e a circulação da umidade estão interligados e condicionados.

A circulação da atmosfera e a falta de homogeneidade do campo bárico são causadas por duas razões desiguais. A primeira e principal delas é a heterogeneidade do campo térmico da Terra, a diferença térmica entre as latitudes equatorial e polar. De fato, há um aquecedor no equador e geladeiras nos pólos. Eles criam uma máquina térmica de primeira ordem.

Por razões térmicas, uma circulação de ar bastante simples seria estabelecida em um planeta não rotativo. No equador, o ar aquecido sobe, correntes ascendentes perto da superfície da Terra formam um cinturão de baixa pressão chamado mínimo bárico equatorial. Na troposfera superior, as superfícies isobáricas se elevam e o ar flui em direção aos pólos.

Nas latitudes polares, o ar frio desce, áreas de alta pressão se formam perto da superfície da Terra e o ar retorna ao equador.

A diferença térmica entre as latitudes provoca a transferência de massas de ar ao longo dos meridianos ou, como dizem na climatologia, o componente meridional da circulação atmosférica.

Assim, a essência da máquina térmica que provoca a circulação da atmosfera reside no fato de que parte da energia da radiação solar é convertida em energia dos movimentos atmosféricos. É proporcional à diferença de temperatura entre o equador e os pólos.

A segunda razão para a circulação atmosférica é dinâmica; está na rotação do planeta. A circulação do ar diretamente entre as latitudes equatorial e polar é impossível, pois toda a esfera na qual o ar se move gira. Os fluxos horizontais de ar tanto na alta troposfera quanto próximo à superfície da Terra, sob a influência da rotação da Terra, certamente se desviarão para a direita no hemisfério norte e para a esquerda no hemisfério sul. É assim que surge a componente zonal da circulação atmosférica, dirigida de oeste para leste e formando o transporte oeste-leste (oeste) de massas de ar. Em um planeta em rotação, o transporte oeste-leste atua como o principal tipo de circulação atmosférica.

Perturbações sazonais do campo térmico da Terra, devido a diferenças no aquecimento dos oceanos e continentes, causam flutuações na pressão atmosférica acima deles. No inverno sobre a Eurásia e América do Norte é mais frio do que sobre os oceanos nas mesmas latitudes. As superfícies isobáricas sobre os equadores dos oceanos são mais altas do que sobre a terra. O ar acima flui dos oceanos para os continentes. A massa total da coluna de ar sobre os continentes está aumentando. Extensos máximos báricos de inverno são formados aqui - o máximo siberiano com uma pressão de até 1.040 mb e o máximo norte-americano um pouco menor com uma pressão de até 1.022 mb. Sobre os oceanos, a massa da coluna de ar diminui e as depressões se formam. É assim que uma máquina térmica de segunda ordem é criada.

No verão, os contrastes térmicos entre terra e mar diminuem, mínimos e máximos parecem se dissolver, a pressão se iguala ou muda para o oposto do inverno. Na Sibéria, por exemplo, cai para 1.006 mb.

As flutuações sazonais da pressão atmosférica sobre a terra e o mar criam o chamado fator de monção.

Nos continentes do sul, na parte de janeiro (verão para eles) do ano, são formados mínimos báricos, delineados por isóbaras fechadas.

O aquecimento semestral alternado dos hemisférios norte e sul causa um deslocamento de todo o campo bárico da Terra em direção ao hemisfério de verão - na parte de janeiro do ano do norte e na parte de julho do sul.

O mínimo equatorial na parte de janeiro do ano fica ao sul do equador, em julho é deslocado para o norte, atingindo o trópico norte no sul da Ásia. O mínimo Irã-Tara (sul da Ásia) é criado sobre o Irã e o deserto de Thar. A pressão nele cai para 994 mb.

Gradiente bárico horizontal

1. Observando as isóbaras no mapa sinótico, notamos que em alguns lugares as isóbaras são mais espessas, em outros - com menos frequência. É óbvio que nos primeiros lugares a pressão atmosférica muda na direção horizontal com mais força, no segundo - mais fraca. Eles também dizem:<быстрее>e<медленнее>, mas as mudanças no espaço em questão não devem ser confundidas com mudanças no tempo.

Para expressar com precisão como a pressão atmosférica muda na direção horizontal, você pode usar o chamado gradiente bárico horizontal ou gradiente de pressão horizontal. O Capítulo 4 discutiu o gradiente horizontal de temperatura. Da mesma forma, a mudança na pressão por unidade de distância em um plano horizontal (mais precisamente, em uma superfície plana) é chamada de gradiente de pressão horizontal. Neste caso, a distância é tomada na direção em que a pressão diminui mais, e tal direção em cada ponto é a direção ao longo da normal à isóbara no ponto dado.

Assim, o gradiente bárico horizontal é um vetor cuja direção coincide com a direção da normal à isóbara na direção de diminuição da pressão, e o valor numérico é igual à derivada da pressão nessa direção. Denotamos esse vetor pelo símbolo -s/p, e seu valor numérico (módulo) -dr/dp, onde p é a normal à isóbara.

Como qualquer vetor, o gradiente bárico horizontal pode ser representado graficamente por uma seta, neste caso uma seta direcionada ao longo da normal à isóbara na direção da diminuição da pressão. O comprimento da seta deve ser proporcional ao valor numérico do gradiente (Fig. 58).

Arroz. 58. Isóbaras e gradiente bárico horizontal (setas) em três pontos do campo bárico.

Arroz. 59. Superfícies isobáricas em uma seção vertical e a direção do gradiente bárico horizontal. A linha dupla é a superfície nivelada.

Em diferentes pontos do campo bárico, a direção e o módulo do gradiente bárico serão, obviamente, diferentes. Onde as isóbaras são condensadas, a mudança na pressão por unidade de distância ao longo da normal à isóbara é maior; onde as isóbaras são afastadas, é menor. Em outras palavras, o módulo do gradiente bárico horizontal é inversamente proporcional à distância entre as isóbaras.

Se houver um gradiente bárico horizontal na atmosfera, significa que as superfícies isobáricas em uma determinada seção da atmosfera são inclinadas para a superfície plana e, portanto, se cruzam com ela, formando isóbaras. As superfícies isobáricas são sempre inclinadas na direção do gradiente, ou seja, onde a pressão diminui (Fig. 59).

2. O gradiente bárico horizontal é o componente horizontal do gradiente bárico total. Este último é representado por um vetor espacial, que em cada ponto da superfície isobárica é direcionado ao longo da normal a essa superfície em direção à superfície de menor valor de pressão. O módulo deste vetor é - dr/dp, mas aqui n é a normal à superfície isobárica. O gradiente bárico total pode ser decomposto em componentes verticais e horizontais, ou em gradientes verticais e horizontais. Você pode decompô-lo em três componentes ao longo dos eixos das coordenadas retangulares X, Y, Z.

A pressão muda com a altura muito mais do que na direção horizontal. Portanto, o gradiente bárico vertical é dezenas de milhares de vezes maior que o horizontal. Ele é equilibrado ou quase equilibrado pela força da gravidade direcionada oposta a ele, como segue da equação básica da estática atmosférica. O gradiente bárico vertical não afeta o movimento horizontal do ar. Mais adiante neste capítulo, falaremos apenas sobre o gradiente bárico horizontal, simplesmente chamando-o de gradiente bárico.

3. Na prática, o gradiente bárico médio é medido em mapas sinóticos para uma ou outra seção do campo bárico. Ou seja, a distância Ap é medida entre duas isóbaras adjacentes em uma determinada seção ao longo de uma linha reta, que é bastante próxima das normais de ambas as isóbaras. Em seguida, a diferença de pressão entre as isóbaras Ap (geralmente 5 hPa) é dividida por essa distância, expressa em grandes unidades - centenas de quilômetros ou graus meridianos (111 km). O gradiente bárico médio será representado pela razão de diferenças finitas Ap/An hPa/meridiano de graus. Em vez de um grau meridiano, 100 km agora são mais frequentemente percorridos. O gradiente bárico na atmosfera livre pode ser determinado a partir da distância entre isohipses em mapas de topografia bárica. Sob condições atmosféricas reais perto da superfície da Terra, gradientes báricos horizontais são da ordem de vários hectopascais (tipicamente 1-3) por grau meridiano.