風の方向と速度を決定します。 風の強さを決定するものは何ですか？ 風向を正しく示す方法

（S. V.レポロフスキー）

風は地球の表面に対する空気の動きであり、この動きの水平成分を意味します。 風は速度ベクトルによって特徴付けられますが、実際には、速度は速度の数値のみを意味し、速度ベクトルの方向は風の方向と呼ばれます。 風速は、メートル/秒、キロメートル/時、ノット（航海マイル/時）で表されます。 速度をメートル/秒からノットに変換するには、メートル/秒の数に2を掛けるだけで十分です。

速度の別の推定値、またはこの場合は風の強さをポイントで表すビューフォート風力階級があります。これにより、可能な風速の全範囲が12段階に分割されます。 このスケールは、風の強さをに関連付けます さまざまな効果風によって生成されます 異なる速度、海の荒れ具合、木の枝の揺れ、煙突からの煙の広がりなど。 風速の各グラデーションには特定の名前があります（ビューフォート風力階級の風の特性の表を参照してください）。

表1.ビューフォート風力階級での風速の特性

のより完全な評価については 強い風アメリカ国立気象局による被害、ビューフォート風力階級が補足されました：

12.1ポイント、風速35〜42m/s。 強い風雨。 軽い木造構造物への重大な損傷。 いくつかの電柱が倒れています。

12.2。 42〜49 m / s 軽い木造の建物の最大50％が破壊され、他の建物ではドア、屋根、窓の損傷があります。 高潮水1.6-2.4m高い 通常レベル海。

12.3。 49-58 m / s 灯台の完全な破壊。 頑丈な建物では-大きなダメージ。 高潮-通常の海面から1.5〜3.5m上。 深刻な高潮による洪水、建物への水害。

12.4。 58-70 m / s 木の完全な風が吹く。 肺の完全な破壊と耐久性のある建物への深刻な損傷。 高潮-通常の海面から3.5〜5.5m上。 強い海岸侵食。 水による建物の下層階への深刻な損傷。

12.5。 70 m/s以上。 多くの耐久性のある建物は、80-100 m / sの速度で風によって破壊されます-また、110 m/sの速度で石-ほとんどすべて。 5.5mを超える高潮。洪水による集中的な破壊。

気象観測所の風速は風速計で測定されます。 デバイスが自己記録型の場合、それはアネモグラフと呼ばれます。 アネモルンボグラフは、一定の位置合わせのモードで、速度だけでなく風向も決定します。 風速を測定するための計器は、地表から10〜15 mの高さに設置されており、それらによって測定される風は、地表近くの風と呼ばれます。

風の方向は、風が吹く地平線上の点、または風が吹く場所の子午線と風の方向がなす角度、つまり風が吹く場所の子午線に名前を付けることによって決定されます。 その方位角。 最初のケースでは、地平線の8つの主要なポイントが区別されます。北、北東、東、南東、南、南西、西、北西、および8つの中間ポイントです。
方向の8つの主な方向には、次の略語があります（ロシア語および国際）：С-N、Yu-S、З-W、В-E、СЗ-NW、СВ-NE、SW-SW、SE-SE。

風向が角度によって特徴付けられる場合、カウントダウンは北から時計回りになります。 この場合、北は0 0（360）、北東は45 0、東は90 0、南は180 0、西は2700に対応します。
風の観測の気候学的処理中に、各ポイントの図が作成されます。これは、主要なポイントである「風配図」に沿った風向の頻度の分布を表します。
極座標の原点から、地平線に沿った方向はセグメントに分割され、その長さは特定の方向の風の周波数に比例します。 セグメントの端は破線で結ばれています。 穏やかな再現性は、図の中央にある数字で示されています。 風配図を作成するときは、各方向の平均風速を考慮に入れて、この方向の周波数にそれを掛けることもできます。グラフには、各方向の風によって運ばれる空気の量が従来の単位で表示されます。

地衡風。 勾配風。 地質トリプシン風。

風は大気圧の不均一な分布によって発生します。 水平方向の圧力差があります。 不均一な圧力分布の尺度は、水平方向の気圧勾配です。 空気はこの勾配の方向に移動する傾向がありますが、加速度を受け取るほど、気圧勾配は大きくなります。 したがって、水平方向の気圧勾配は、空気に加速度を与える力です。 風を引き起こし、その速度を変更します。 空気の移動中に現れる他のすべての力は、空気の移動を遅くするか、勾配の方向から空気をそらすことしかできません。 100kmあたり1hPaの勾配は、0.1 cm/s2の加速度を生み出すことが確立されています。 気圧勾配力のみが空気に作用した場合、この力の作用下での空気の動きは均一に加速され、長時間の曝露により、空気は大きく無制限の速度を受け取ります。 しかし実際には、他の力も空気に作用し、勾配の力のバランスを多かれ少なかれ調整します。 これは、まず第一に、コリオリの力または地球の自転の偏向力です。 地球上の回転加速度またはコリオリ加速度には値があります

А=2wVsiny、（25）
どこ：
wは地球の自転の角速度です。
V-風速、
y-地理的な緯度。

この場合、回転加速度の水平成分のみを意味します。 式から、加速度が 最高値極で、赤道で消えます。 風に対するコリオリの力の値は、気圧勾配によって生成される加速度と同じオーダーの大きさです。 したがって、空気の移動中の地球の自転の偏向力は、気圧勾配の力と釣り合うことができます。
気圧勾配の力とコリオリの力によってのみ影響を受ける風は、地衡風と呼ばれます。 力が互いに釣り合っている場合、風の動きは直線的で均一です。 北半球のコリオリの力は、右への移動速度に対して直角に向けられ、それに等しい勾配力は、左への速度に対して直角に向けられる必要があります。 したがって、北半球では、地衡風が等圧線に沿って吹き、左側に低気圧が残ります。 南半球では、コリオリの力が左に向けられるため、地衡風が吹いて右に低気圧が残ります。
実際の状況では、地衡風は、摩擦力が無視できるほど小さくなると、高度1kmを超える自由大気で発生します。
空気の動きが摩擦力の作用なしに発生するが、曲線である場合、これは、勾配力とコリオリの力に加えて、遠心力もあることを意味します。

C \ u003d V 2 / r、（26）
どこ：
V-速度、
rは、移動する空気の軌道の曲率半径です。
遠心力は、軌道の曲率半径に沿って、軌道の凸面に向かって外側に向けられます。 空気の動きが均一であれば、3つの力すべてのバランスが取れています。 摩擦力の影響を受けずに円形軌道に沿って均一な空気が移動するこのような理論的なケースは、勾配風と呼ばれます。 勾配風の場合、サイクロンと高気圧の2つのケースが考えられます。 サイクロンでは、すなわち 中央の圧力が最も低いバリックシステムでは、遠心力は勾配の力に反して常に外向きになります。 原則として、実際の遠心力 大気条件 より少ない電力勾配があるので、作用力のバランスをとるには、コリオリの力を遠心力と同じように向ける必要があり、それらが一緒になって勾配の力のバランスを取ります。 風速は、北半球の左にあるコリオリの力から直角にずれているはずです。 風はサイクロンの円形同重体に沿って反時計回りに吹き、バリック勾配から右にずれます。
高気圧では、遠心力は外向きに、等圧線の凸面に向かって向けられます。 グラデーションの強さと同じです。 コリオリの力は、勾配と遠心力の2つの等しく向けられた力のバランスをとるために、高気圧の内側に向けられなければなりません。 風速は、風が高気圧の円形同重体に沿って時計回りに吹くように向ける必要があります。 しかし、上記の推論は北半球にのみ当てはまります。 で 南半球、コリオリの力が速度の左側に向けられている場合、勾配風は左側の勾配から逸脱します。 したがって、南半球の場合、サイクロン内の等圧線に沿った空気の動きは時計回りに取得され、高気圧では反時計回りに取得されます。 実際の風は、摩擦力の影響を受けない自由大気でのみ、サイクロンと高気圧の勾配風に近くなります。
大気中の摩擦は、既存の空気の動きに負の加速を与える力であり、動きを遅くして方向を変えます。 摩擦力は地表近くで最大になり、高さとともに減少し、1000mのレベルでは他の力と比較して取るに足らないものになります。 摩擦力が実際になくなる高さ（平均1000 m）は摩擦レベルと呼ばれ、対流圏から摩擦レベルまでの下部層は摩擦層または大気境界層と呼ばれます。
摩擦による風速は非常に低下するため、陸地の上の地表（風見鶏の高さ）では、同じ気圧勾配で計算された地衡風の速度の半分になります。
ユニフォーム 直線運動摩擦が存在する空気は、ジオトリプティック風と呼ばれます。 摩擦力の影響により、地衡風の速度は等圧線に沿って方向付けられるのではなく、等圧線を横切り、右（北半球）および左（南半球）への勾配から逸脱するという事実につながります。 ）が、それを使って正しい角度よりも角度を小さくします。 この場合、風速は、同重体に沿ったものと勾配に沿ったものの2つの成分に分解できます。 その結果、サイクロンの摩擦層では、風は反時計回りに吹き、周辺から中心（北半球）に流れ込み、時計回りにも周辺から中心（南半球）に流れ込みます。 北半球の高気圧では風が時計回りに吹き、高気圧の内側から周辺に空気を運び、南半球の高気圧では反時計回りに高気圧の中心から周辺に空気を運びます。
観測により、地表近くの風（赤道に近い緯度を除く）は、直接の風（北半球では右、南半球では左）よりも角度が小さい角度で気圧勾配から外れていることが確認されています。 。 これは、次の位置を意味します。風に背を向けて立って、風が吹く場所に面した場合、最低の圧力は左側でやや前になり、最高の圧力は右側でやや後ろになります。 この位置は経験的に発見され、バリック風法またはベイズ-バロ法と呼ばれています。

圧力と風の分布におけるゾーニング

表2.表面圧力の平均緯度値（hPa）。

赤道の両側には低気圧のゾーンがあります。 1月のこのゾーンでは150N.S. および250S、および7月の350Sの間。 sh。 および50S 1013hPa未満の圧力。 同時に、最低圧力との平行は、1月に5-10 0 Sで、7月に-150Nで低下します。 これは赤道のうつ病のゾーンであり、夏の半球にまで広がっています。
このゾーンから高緯度の方向に、各半球の圧力が増加し、 最大値気圧は1月に北緯30-320度、南緯30-32 0度、7月-33-370秒に観測されます。 sh。 および26-300S これらは2つの亜熱帯地帯です 高血圧、1月から7月にわずかに北にシフトし、7月から1月に-南にシフトします。 このゾーンの平均圧力値は1018-1019hPaです。
亜熱帯からさらに高い緯度まで、気圧は低下します。 70〜75未満0 N および60〜650秒未満。 2つの亜寒帯ゾーンに最小圧力があります 低圧、さらに極に向かって、圧力は再び増加します。 高緯度の海面での平均年間気圧は、北半球で1012 hPa、南半球で989hPaです。 極では、圧力が再び上昇し、近くで1014hPaになります。 北極そして南のものの近くの991hPa。 低圧と高圧の緯度帯の位置に関する与えられたデータは、半球間のそれらの位置の違いを示しています。 したがって、冬と夏には、南半球の亜熱帯高圧帯の軸は、北半球よりも赤道に50近く位置しています。 この点で、赤道トラフの軸は、一年のほとんどの間、北半球にあり、平均して、緯度は約50です。 高圧の亜熱帯地帯から、極トラフの圧力降下は北半球よりも南半球で速く発生し、表面圧力の平均緯度値によると、南極トラフは北半球よりも顕著です1。 に関連して 季節の変化太陽放射の流入により、惑星の圧力帯は、対応する半球の夏には極方向にシフトし、冬には赤道に向かってシフトします。 北半球の夏には赤道トラフが北に移動し、冬には南に戻ります。 その横軸の年間変位は200であり、高圧の亜熱帯帯の季節変位は比較的小さい。 冬から夏にかけて、それらの水平軸は50緯度シフトすることが一般的に認められています。
増加した緯度帯の地理的付着を定量的に説明する試み 減圧長い間行われてきましたが、まだ満足のいく答えはありません。 したがって、大気の一般的な循環の現代の経験的モデルでは 地理的位置ゾーン 異なる圧力与えられたように取られます。 亜熱帯における高圧帯と亜寒帯緯度における低圧帯の形成は、サイクロン活動の特異性によって説明されます。 たとえば、 温帯一般的な西向きの移動では、移動中に低緯度に移動してそこで強まり、圧力が上昇するゾーンが作成されます。 反対に、サイクロンは同じ中緯度での移動中に、より高い緯度に移動し、低圧の亜寒帯帯を形成します。 このようなサイクロンと高気圧の分離は、緯度による地球の自転の偏向力（コリオリの力）の変化に依存します。

地表近くと下部対流圏における圧力と空気輸送の帯状分布（スキーム）。 右側は、対応するゾーンの子午線に沿った気圧勾配の方向です。

の気団移動の方向 下層対流圏の分布は、高気圧と低気圧のゾーンの帯状分布に関連しています。中緯度の亜熱帯帯の極に面した周辺に沿って、西部の輸送が作成され、亜寒帯帯の軸まで伸びます。 最大60〜650秒。 sh。 およびy.sh. 西部の輸送は、南半球の海上で最も顕著です。 大陸全体では、西風の頻度はそれほど頻繁ではありません。
赤道に面する亜熱帯高気圧の周辺に沿って、すなわち 熱帯地方では、地表近くの気圧勾配が赤道に向けられており、ここでは東向きの輸送が支配的であり、全体を覆っています。 熱帯地帯。 これらはいわゆる貿易風であり、安定した東風です。
極域では、気圧勾配は極から亜寒帯の緯度に向けられ、東向きの航空輸送を生み出します。 最も明確な優位性 東風南極で表現され、東風が絶えない地域があります。