Виникнення конвективного потоку в необмеженому просторі вільної території

У попередньому параграфі розглянута можлива схема розвитку конвективного потоку в щільній забудові. Та якщо взяти випадок окремо поставленого будинку в полі, то початкова схема розвитку конвективного руху повітря перед ним буде збігатися зі схемою руху конвективних потоків під дією інсоляції, які постійно виникають у необмеженому просторі вільної території, при частково захмареному небі згідно зі схемою, котра наведена на рисунку 9.

Цю розрахункову схему неважко пояснити обставинами, які виникають водночас, як з’являється тінь від хмари або будинку хмарочосу. В зоні тіні щільність повітря пошарово згори донизу збільшується, а на опроміненій території внаслідок нагрівання підстеляючої земної поверхні повітря нагрівається і відбувається вільний теплообмін між нижніми та верхніми шарами атмосфери у вигляді висхідних струменевих потоків. У результаті цього із тіньової зони з більш високим Т до вільної опроміненої території підтікає повітря у приземному шарі атмосфери. Тобто у тіньовій зоні центр повітряних мас з РТ, ТТ і Т ніби весь час переміщується донизу і в бік опроміненої зони, а вектор рівнодіючої спрямовується до точки доторкання сонячного променя на підстилаючій поверхні на межі тіні й опромінення. В опроміненій зоні повітряних мас, окресленій легким пунктиром, центр повітряних мас намагається ніби піднятися вгору, а під тиском струменів вільного теплообміну ще й наблизитись до хмари. До цього спонукає й те, що у верхніх шарах атмосферний тиск у тіньовій і опроміненій зоні не урівноважений, бо більш нагріте повітря створює більш підвищений тиск і цим примушує повітря тіньової зони верхніх шарів переміщуватися донизу.

Розглядаючи розрахункову схему, наведену на рисунку 9, неважко повторити запис рівнянь, аналогічних рівнянням (11) і (12), і далі довести, що при наявності певної шорсткості поверхні швидкість повітряного потоку в приземному шарі атмосфери буде дорівнювати.

(23).

де zb — плече пари сил, вертикально направлених униз та вгору потоків, і невідомо, в який спосіб воно залежить від висоти Нх та ширини тіні від хмари LТ1. Не з’ясованим залишається значення аеродинамічного коефіцієнта Кb, а також залишається нез’ясованою можливість визначення еквівалентних значень абсолютних температур Тт і Тс та атмосферних тисків Рт і Рс. Разом із тим наведений принцип розв’язання задачі про дію інсоляції на виникнення повітряних потоків у відкритому просторі наближає нас до розуміння цих явищ у нижніх шарах атмосфери і до практичного їх розв’язання. Так, ураган на Тайвані в серпні 2000 року діаметром 600 км накрив фронтом острів Тайвань із поперечником у 400 км. І при цьому температура повітря була на 10 оС вища, ніж за межами тайфуну. Якщо плече пари сил у структурі цього тайфуну взяти навіть чверть діаметра, тобто 150 км, а атмосферний тиск у структурі тайфуну рівномірним, то при перепаді температури 10 оС швидкість руху повітря за формулою (23) буде дорівнювати близько 330 м/с, що відповідає даним метеорологів.