84131 SNC03663

spadek temperatur/

y < #11. Geneza wiatru termicznego. Na wysokości Ukm wywcpoyeaiesaek: g~«-ies8 aśiaa*i*k*r«^ ₍ ' na co wskazuje nachylenie powierzchni izobarycznejp; do pezSatoŁ psnkicn: A na wysokości li tt wieje wiatr geostroficzny v_f równoległy do izobar. W atmosferze psmmęŚBf ;r.™ierzcnnuMi izobaiycznymip, l /// temperatura spada z zachodu ku wschodowi. Z tego »2gfeda ssferak pię jjerome* i w^-Etrtość gradientu et illcnia, Na wysokości 6 km nad punktem A wieje wiatr geostroficzny    , Róńaara wekKaóar r_(j i v₍ jest *$.

tor V,, Jest on skierowany wzdłuż izotermy (prostopadle <fe kścrsutezaBŚay leu^ieraniiy). r, jest dodalko® składową prędkości, którą należy dodać do wiatru geostroficzaefe na 'sjwtcl jrjńonne. by otrzymać wiatr g* sl rof ic/.ny na górnym poziomie. Składowa ta nosi nazwę wiatru tcnmiczaegst, poaaeważ przyczyna zmiany j®. tru geostroficznego z wysokością jest nierównomierny rozkład seatpezanurr. 1» :ser icmutzay jest słderowaię w/dtuź średniej izotermy w warstwie między powierzchniami tarAsrynaawni a dtóodmejsze powietrze zalep

po jego lewej strome

7.4. Wiatr cyldostroficzny

W okolicach równika parametr Coriofcajesi bardzo mały, tak że można przyjąć, i 2mv sinę> = 0. Jedyną silą, zdolną do zrównoważenia gradientu ciśnienia w tych wanu-kadTmoże być siła odśrodkowa. Równanie wiatru w mźu ma wobec tego postać GC-0 * 0, a równanie wiatru w wyżu GC +0 = 0, Prędkość wiatru w niżu określi wzór

Ir Sp

v. =J——

\p At

gdzie: — poziomy gradient ciśnienia, z-promień krzywizny linii prądu, p - gęstość powietrza.

Dla wyżu otrzymamy    _

I r Ap

^v<fp'te

Aby wyrażenie pod pierwiastkiem było większe od zera, gradient — w wyżu mu-

Ajc

śialby być ujemny, a to oznaczałoby spadek ciśnienia w miarę zbliżania się do centrum układu. Równanie wiatru v_w ma więc sens tylko... w układzie niżowym! Wynika stąd, żc 1 oskich szerokościach geograficznych mogą istnieć w warunkach równowagi tylko