Полная версия

Главная arrow Экология arrow Науки о Земле

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ И ОСАДКИ

Атмосферное давление - гидростатическое давление, оказываемое атмосферой на все находящиеся в ней предметы. Атмосферное давление - существенная характеристика состояния атмосферы, в каждой точке которой оно определяется весом вышележащего воздуха. С высотой атмосферное давление убывает; эта зависимость выражается барометрической формулой. Измеряется атмосферное давление барометром и выражается в паскалях (Па), в ньютонах на квадратный метр (Н/м ) или высотой столба ртути в барометре в миллиметрах, приведённой к О °С и нормальной (на уровне моря и широте 45°) величине ускорения силы тяжести.

За нормальное атмосферное давление принимают 760 мм рт. ст. = = 101 325 Па = 101 325 Н/м‘. На высоте 5 км атмосферное давление равно приблизительно половине атмосферного давления у земной поверхности.

Воздушные массы - нижние слои тропосферы, горизонтальные размеры которых соизмеримы с большими частями материков и океанов. Каждая воздушная масса обладает некоторой однородностью параметров и перемещается как целое в одном из течений общей циркуляции атмосферы.

Свойства воздушных масс определяются в первую очередь географическими условиями того региона, где сформировалась воздушная масса (очаг массы). Таким очагом может быть обширный район с достаточно однородной подстилающей поверхностью и с почти постоянными влияниями её на воздух: например, площади океанов в тропических широтах, льды Арктики, массивы тайги, крупные пустыни и пр. При длительном пребывании в таком районе, например в устойчивом антициклоне, или при длительном перемещении над его поверхностью воздух приобретает свойства однородной воздушной массы: изменения в пространстве (горизонтальные градиенты) температуры, влажности и некоторых других метеорологических элементов становятся небольшими; облачность и осадки приобретают черты, характерные для данной воздушной массы. В связи с определёнными особенностями атмосферных движений (наличие сходимости, или кон-флюэнции, линий тока) размытые границы между воздушными массами превращаются в резкие фронты, т. е. в узкие зоны, где горизонтальные градиенты метеорологических элементов намного больше, чем внутри воздушных масс. Каждая воздушная масса является носителем определённого режима погоды, который она и распространяет при своём перемещении, создавая тем самым важные непериодические изменения погоды. При передвижении воздушной массы в новый район, удалённый от её очага, свойства её меняются под влиянием изменения географической обстановки (прежде всего географической широты и характера подстилающей поверхности). Происходит трансформация воздушных масс, выражающаяся в изменении свойственных им режимов погоды.

Наиболее общим является подразделение воздушных масс на холодные, тёплые и местные. Холодной является масса, движущаяся в более тёплую среду, т. е. обычно в более низкие широты и на более тёплую подстилающую поверхность; её приход в тот или иной район создаёт в нем похолодание. Тёплой является масса, перемещающаяся в более холодную среду, т. е. обычно в более высокие широты и на более холодную поверхность; её приход создаёт потепление. Местной является воздушная масса, в течение длительного времени не меняющая существенно своего географического положения. Режим погоды в массах указанных типов существенно различен. Так, холодная масса, двигаясь на более тёплую поверхность и нагреваясь снизу, приобретает неустойчивую стратификацию; в ней развивается конвекция и возникают соответствующие облака с ливневыми осадками, ветер получает порывистый, турбулентный характер, видимость улучшается и пр. Тёплая масса, напротив, характеризуется устойчивой стратификацией, которая придаёт облакам специфическую форму слоистых, с соответствующими моросящими осадками или стимулирует возникновение туманов. Местные воздушные массы могут обладать устойчивостью или неустойчивостью стратификации в зависимости от сезона.

Воздушные массы различаются также по географическому положению их очага. По этому признаку выделяют четыре зональных типа воздушных масс:

  • - арктический воздух (в Южном полушарии - антарктический воздух), массы которого формируются в наиболее высоких широтах Земли;
  • - полярный воздух {умеренный воздух), массы которого формируются во внетропических широтах, исключая самые высокие;
  • - тропический воздух, очаги формирования масс которого располагаются в тропических, отчасти в субтропических широтах;
  • - экваториальный воздух, приходящий из наиболее низких приэкваториальных широт.

В каждом типе различают морской и континентальный воздух. Существуют и более детализированные географические классификации воздушных масс для отдельных регионов, например для территории СНГ. Определены статистические характеристики воздушных масс для различных областей Земли. Понятие воздушной массы является одним из фундаментальных понятий современной климатологии и синоптической метеорологии.

Трансформация воздушных масс - изменение свойств воздушных масс тропосферы при перемещении в другие широты и на другую подстилающую поверхность (например, с моря на сушу или с суши на море). Воздушная масса при этом нагревается или охлаждается, в ней увеличивается или уменьшается содержание водяного пара и пыли, меняется характер облачности и т. д. В условиях радикального изменения свойств воздушной массы (абсолютная трансформация воздушной массы) её относят к другому географическому типу; например, массы холодного арктического воздуха, проникая летом на юг нашей страны, сильно прогреваются, иссушаются и запыляются, приобретая свойства континентального тропического воздуха, нередко вызывающего засухи.

Циркуляция атмосферы - общая система крупномасштабных воздушных течений над земным шаром. В тропосфере сюда относятся пассаты и муссоны, воздушные течения, связанные с циклонами и антициклонами, в стратосфере - преимущественно зональные (западные и восточные) переносы воздуха с наложенными на них так называемыми длинными волнами. Создавая перенос воздуха, а с ним тепла и влаги из одних широт и регионов в другие, циркуляция атмосферы является важнейшим климатообразующим процессом. Характер погоды и его изменения в любом месте Земли определяются не только местными условиями теплооборота и влагооборота между земной поверхностью и атмосферой, но и циркуляцией атмосферы.

Существование циркуляции атмосферы обусловлено неоднородным распределением атмосферного давления (наличием барического градиента), вызванным прежде всего неодинаковым притоком солнечной радиации в различных широтах Земли и различными физическими свойствами земной поверхности, особенно в связи с её разделением на сушу и море. Неравномерное распределение тепла на земной поверхности и обмен теплом между ней и атмосферой приводят в результате к постоянному существованию циркуляции атмосферы, энергия которой расходуется на трение, но непрерывно пополняется за счёт солнечной радиации.

Движение воздуха в общей циркуляции атмосферы является квази-геострофическим, т. е. за исключением приэкваториальных широт и пограничного слоя оно достаточно близко к геострофическому ветру, направленному по изобарам, перпендикулярно барическому градиенту. Здесь нарушаются законы классической физики - ветер дует не по градиенту давления, а по изобарам! Следовательно, за движение воздуха именно таким образом ответственны не градиенты давления, а иные эффекты, которые метеорологами еще не установлены. А так как атмосферное давление распределяется над земным шаром в целом зонально (изобары близки к широтным кругам), то и перенос воздуха носит в общем зональный характер. В нижних слоях (1-1,5 км) ветер находится ещё под влиянием сил трения и существенно отличается от геострофического по скорости и направлению. Кроме того, распределение атмосферного давления над земной поверхностью, а с ним и течения циркуляции атмосферы зональны лишь в общих чертах. В действительности циркуляция атмосферы находится в непрерывном изменении как в связи с сезонными колебаниями в распределении источников и стоков тепла на земной поверхности и в атмосфере, так и в связи с циклонической деятельностью (образованием и перемещением в атмосфере циклонов и антициклонов). Циклоническая деятельность придаёт циркуляции атмосферы сложный и быстро меняющийся мак-ротурбулентный характер. С высотой зональность циркуляции атмосферы возрастает. В верхней тропосфере и стратосфере вместо вихревых возмущений преобладают волновые возмущения зонального переноса. Именно связанные с циклонической деятельностью меридиональные составляющие ветра осуществляют обмен воздуха между низкими и высокими широтами Земли. В низких широтах Земля получает больше тепла от Солнца, чем теряет его путём собственного излучения, в высоких широтах - наоборот. Междуширотный обмен воздухом приводит к переносу тепла из низких широт в высокие и холода из высоких широт в низкие, в результате чего температура становится в какой-то мере менее контрастной на разных широтах Земли.

Поскольку температура воздуха в тропосфере в среднем убывает от низких широт к высоким, атмосферное давление в среднем также убывает в каждом полушарии от низких широт к высоким. Поэтому начиная примерно с высоты 5 км, где влияние материков, океанов и циклонической деятельности на структуру полей давления и движения воздуха становится малым, устанавливается западный перенос воздуха почти над всем земным шаром (за исключением приэкватори-

«8[яо-

ЇЇЙ*««шм

л"г"И*КЛОн .

Ж

Гамиискі

метений

ЙІШИІИНЛОК

Тегеран

Эчаатсо

ліпна!

ВА»0-

тихеакинешА Д^

АИШИМОН Сантьяго

вжне-

АШИІИМСДИЙ

АНІИЦИНДОИ

.еяптаун

  • -индийский АНТИЦИКЛОН ?--1018—
  • ?ихней

Среднее давление воздуха на уровне моря в миллибарах

ИЮЛЬ

ЯЧнмнденн к лніиамнлон «

-— ССІ8Р9. 'МООШНСИИ*

мінтюн/

•Багор

П*4ИМУ

Изобары

  • ?^"МетСНИЙ АНІНЦИКЛ0Н .
  • (Тсгсрви

.......... Ориентировочно проведанные изобары

Примечание (миллибарсоот-ітствует 075 мн ртутного столба

.—1012

Моноэа!

Аддис-'Абебо

  • 0К*0'__
  • ?іиЛЬй**

АНТИЦИКЛОН

Сантьяі

Кейптаун

.Сидней

Рис. 38. Карты давления атмосферного воздуха (БСЭ).

альной зоны) (рис. 38). Зимой в данном полушарии западный перенос захватывает не только верхнюю тропосферу, но и всю стратосферу и мезосферу. Однако летом стратосфера над полюсом сильно нагревается и становится значительно теплее, чем над экватором, поэтому меридиональный градиент давления начиная примерно с 20 км меняет

своё направление и зональный перенос воздуха соответственно меняется с западного на восточный.

У земной поверхности и в нижней тропосфере зональное распределение давления сложнее, поскольку оно в большей степени определяется циклонической деятельностью. В процессе последней циклоны, перемещаясь в общем к востоку, в то же время отклоняются в более высокие широты, а антициклоны - в более низкие. Поэтому в нижней тропосфере (и у земной поверхности) образуются две субтропические зоны повышенного давления по обе стороны от экватора, вдоль которого давление понижено (экваториальная депрессия); в субполярных широтах реализуются две зоны пониженного давления (субполярные депрессии); в самых высоких широтах давление повышено. Этому распределению давления соответствуют западный перенос в средних широтах каждого из полушарий и восточный перенос в тропических и высоких широтах.

Указанные зоны давления и ветра в нижней тропосфере даже на многолетних средних картах представляются расчленёнными на отдельные области низкого и высокого давления со свойственными им циклоническими и антициклоническими циркуляциями, например исландская депрессия, азорский антициклон и др. Распределение суши и моря вносит усложнение в распределение центров действия, создавая кроме указанных перманентных центров ещё и сезонные центры действия атмосферы (такие, как зимний азиатский антициклон, летняя азиатская депрессия). В Южном полушарии, преимущественно океаническом, зональность циркуляции атмосферы выражена лучше, чем в Северном. Зональный перенос в тропосфере особенно хорошо проявлен в тропиках. Здесь восточные течения у земной поверхности и в нижней тропосфере - пассаты - обладают большим постоянством, особенно над океанами. В верхней тропосфере они сменяются западным переносом, носящим в тропиках название антипассатов. Меридиональные составляющие в пассатах направлены чаще всего к экватору, а в антипассатах - к средним широтам. Поэтому систему «пассат - антипассат» можно приближённо рассматривать как замкнутую циркуляцию с подъёмом воздуха в экваториальной депрессии (внут-ритропической зоне конвергенции) и опусканием в субтропической зоне повышенного давления (ячейка Гадлея). Эта циркуляционная ячейка все же связана циклонической деятельностью с циркуляцией во внетропических широтах, откуда она пополняется холодным воздухом и куда передаёт свой тёплый воздух.

В некоторых регионах Земли, в особенности в бассейне Индийского океана, восточный перенос летом заменяется западным в связи с отходом внутритропической зоны конвергенции от экватора в более нагретое летнее полушарие. Противоположные по направлению переносы воздуха зимой и летом в низких широтах называются тропическими муссонами.

Слабые волновые возмущения в пассатах и в зоне конвергенции мало меняют характер циркуляции. Но иногда (в среднем около 80 раз в год) в некоторых районах внутритропических зон конвергенции развиваются сильнейшие вихри - тропические циклоны (тропические ураганы), резко, даже катастрофически, меняющие установившийся режим циркуляции и погоду на своём пути в тропиках, а иногда и за их пределами.

Во внетропических широтах развитие и прохождение циклонов (менее интенсивных, чем тропические) и антициклонов - явление повседневное; циклоническая деятельность в этих широтах является формой циркуляции атмосферы, по крайней мере в тропосфере, отчасти и в стратосфере. Она обусловлена постоянным образованием главных атмосферных фронтов (тропосферных); с ними же связаны струйные течения в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Серийное возникновение циклонов и антициклонов на главных фронтах приводит к появлению в верхней тропосфере и над ней особенно крупномасштабных длинных волн, или волн Росби. Число таких волн чаще всего около четырёх над полушарием.

Связанные с циклонической деятельностью меридиональные составляющие циркуляции атмосферы во внетропических широтах быстро и часто меняются. Однако бывают такие ситуации, когда в течение нескольких суток или даже недель обширные и высокие циклоны и антициклоны мало меняют своё положение. В связи с этим возникают длительные меридиональные переносы воздуха в противоположных направлениях, иногда во всей толще тропосферы, над большими площадями и даже над всем полушарием. Поэтому во внетропических широтах можно различать два типа циркуляции над полушарием или большим его сектором: зональный, с преобладанием зонального, чаще всего западного переноса, и меридиональный, со смежными переносами воздуха в направлении к низким и высоким широтам. При меридиональном типе циркуляции междуширотный перенос тепла значительно больше, чем при зональном.

В некоторых регионах внетропических широт вследствие неодинакового нагревания суши и моря над сушей в тёплый сезон преобладает пониженное давление, а над смежными водами - повышенное, в холодный сезон - наоборот. В промежуточных областях, по окраинам материка и океана, соответственно создаётся режим внетропических муссонов - достаточно устойчивый сезонный перенос воздуха в одном направлении, который сменяется в другом сезоне таким же переносом в противоположном направлении. Такой режим ветра существует на востоке Азии, включая российский Дальний Восток.

В некоторых ограниченных областях при ослаблении течений общей циркуляции атмосферы возникают локальные мезомасштабные циркуляции с суточной периодичностью, связанные с местными различиями в нагревании атмосферы, обусловленными орографией и соседством суши и воды. Таковы бризы на берегах водоёмов, горнодолинные ветры. В больших городах в настоящее время они получили название городские бризы, связанные с застройкой городов и генерацией в них тепла.

Для выяснения наиболее общих и устойчивых особенностей циркуляции атмосферы применяется осреднение многолетних наблюдений над атмосферным давлением и ветром на различных уровнях атмосферы. При таком осреднении колебания циркуляции атмосферы, связанные с циклонической деятельностью, в большей мере взаимно погашаются. Наряду с этим изучаются также ежедневные изменения режима циркуляции атмосферы по синоптическим картам, приземным и высотным, и по снимкам облаков со спутников. Это позволяет выделять типы циркуляции атмосферы, их повторяемость, преобразования и смены.

Теоретическое изучение циркуляции атмосферы сводится к выявлению и объяснению её особенностей и обусловленности путём численного эксперимента, т. е. численного интегрирования по времени соответствующих систем уравнений гидродинамики и термодинамики атмосферы (и океана). Как эмпирическое изучение общей циркуляции атмосферы, так и её математическое моделирование имеют важное значение для решения задач долгосрочного прогноза погоды.

Центры действия атмосферы - области высокого или низкого атмосферного давления на картах распределения давления по земному шару; статистический результат преобладания в том или ином районе антициклонов или циклонов. Различают постоянные и сезонные центры действия атмосферы. Постоянные (перманентные) центры действия атмосферы - экваториальная депрессия, субтропические антициклоны, депрессии субполярных широт, полярные антициклоны; сезонные - зимние антициклоны и летние депрессии над материками в средних широтах.

Градиент (от лат. gradiens, род. падеж gradientis - шагающий) -вектор, показывающий направление наискорейшего изменения некоторой величины, значение которой меняется от одной точки пространства к другой. Понятием градиент широко пользуются в физике, метеорологии, океанологии и др., чтобы охарактеризовать скорость изменения в пространстве какой-либо величины при перемещении на единицу длины в направлении градиента: например, градиент давления, градиент температуры, градиент влажности, градиент скорости ветра, градиент солёности, градиент плотности морской воды. Градиент электрического потенциала называется напряжённостью электрического поля.

Барический градиент, барометрический градиент - изменение атмосферного давления на единицу расстояния по нормали к поверхности равного давления (изобарической поверхности) в сторону убывания давления. В метеорологии обычно пользуются горизонтальным барическим градиентом, т. е. горизонтальной составляющей барического градиента на уровне моря или на другом уровне; в этом случае берётся нормаль к изобаре на данном уровне. Обычно горизонтальный барический градиент составляет 1-3 Па на 1 км, но в тропических циклонах иногда достигает десятков паскалей на 1 км (1 Па = 1 Н/м ). Вместо вертикального барического градиента чаще пользуются понятием барической ступени.

Циклон (от греч. кук1оп - кружащийся, вращающийся) - атмосферное возмущение с пониженным давлением в центре и вихревым движением воздуха. Различают циклоны внетропические и тропические. Последние обладают особыми свойствами и возникают гораздо реже.

Обычно циклоны возникают при движении теплого воздуха над холодным (рис. 39,7). Минимальное атмосферное давление в циклонах приходится на центр циклона (см. рис. 39,а,б); к периферии оно растет, т. е. горизонтальные барические градиенты направлены снаружи циклона внутрь. В хорошо развитом циклоне давление в центре на уровне моря может понижаться до 95 000 - 96 000 Па, а в отдельных случаях до 92 000 - 93 000 Па (при среднем давлении на уровне моря около 101 200 Па). Замкнутые изобары (линии равного давления) неправильной, но в общем овальной формы ограничивают область пониженного давления (барическую депрессию) поперечником от нескольких сотен километров до 2-3 тыс. км. В этой области воздух находится в вихревом движении. В свободной атмосфере, выше пограничного слоя (около 1000 м) он движется приблизительно по изобарам, отклоняясь от барического градиента на угол, близкий к прямому (нарушение законов классической физики!), вправо в Северном полушарии и влево в Южном (вследствие влияния отклоняющей силы Кориолиса и центробежной силы, возникающей при движении по криволинейным траекториям). В пограничном слое ветер из-за силы трения более или менее значительно (в зависимости от высоты) отклоняется от изобар в сторону барического градиента. У земной поверхности ветер образует с барическим градиентом угол около 60°, т. е. к вращательному движению воздуха присоединяется течение воздуха вовнутрь циклона (см. рис. 39,а-в). Линии тока принимают форму спиралей, сходящихся к центру циклона. Скорости ветра в циклоне сильнее, чем в смежных областях атмосферы; иногда они достигают более 20 м/с (шторм) и даже более 30 м/с (ураган).

Воздушная масса отделена от соседних пограничными зонами - фронтами. Расчленение тропосферы на воздушные массы непрерывно меняется: в сложной системе воздушных течений воздушные массы перемещаются из одних областей Земли в другие, меняя при этом свои свойства, исчезая как индивидуальные объекты и формируясь заново.

облака НИЦ осадки

движение холодного воздуха у земли

А

Условные обозначения:

изобары и направление ветра вне слоя трения

Фронты:

— стационарный ^ теплый холодный окклюзии

движение теплого воздуха у земли

Рис. 39. Схема развития циклона:

а - распределение давления и воздушных течений в средней тропосфере (на высоте 4-6 км); б - распределение давления, ветров и воздушных масс вблизи земной поверхности; в - вертикальный разрез по линии А - А; 1 - до возникновения циклона (на вертикальном разрезе, параллельном линии фронта, холодный воздух течет под тёплым); 2 - циклон в стадии волны; 3 - молодой циклон; 4 - циклон в стадии окклюзии; 5 - старый, термически симметричный циклон. Н - низкое давление; В - высокое давление; ТВ - тёплый воздух; ХВ - холодный воздух (БСЭ).

В связи с восходящими составляющими движения воздуха, особенно вблизи атмосферных фронтов, в циклоне преобладает облачная погода. Основная часть атмосферных осадков во внетропических широтах выпадает именно в циклон. Вследствие вихревого движения воздуха в область циклона втягиваются различные по температуре воздушные массы из разных широт Земли. С этим связана температурная асимметрия циклона: в разных его секторах температуры воздуха различны. Это относится в особенности к подвижным циклонам, возникающим на главных фронтах тропосферы (арктических, антарктических, полярных). Наблюдаются, однако, слабые («размытые») циклоны над тёплыми участками земной поверхности (пустыни, внутренние моря) - так называемые термические депрессии - малоподвижные, с достаточно равномерным распределением температуры.

С высотой изобары циклона постепенно теряют замкнутую форму. Это происходит по-разному, в зависимости от стадии развития циклона и от распределения температуры в нём. В начальной стадии развития подвижный (фронтальный) циклон охватывает лишь нижнюю часть тропосферы. В стадии наибольшего развития он может распространяться на всю высоту тропосферы и даже простираться в нижнюю стратосферу. Термические депрессии всегда ограничиваются нижней тропосферой.

Подвижные циклоны перемещаются в атмосфере в общем с запада на восток. В каждом отдельном случае направление движения определяется направлением общего переноса воздуха в верхней тропосфере. Противоположные (с востока на запад) перемещения редки. Средние скорости движения циклона около 30-45 км/ч, но встречаются циклоны, которые перемещаются быстрее (до 100 км/ч), особенно в начальных стадиях развития; в заключительной стадии циклоны могут подолгу не менять положения. Движение циклона через какой-либо район вызывает резкие и значительные местные (локальные) изменения не только атмосферного давления и ветра, но и температуры и влажности воздуха, облачности, осадков.

Подвижные циклоны развиваются обычно на ранее возникших главных фронтах тропосферы, как волновые возмущения при переносе воздуха по обе стороны фронта (см. рис. 39,2). Неустойчивые фронтальные волны растут и превращаются в циклонические вихри. Перемещаясь вдоль фронта (обычно вытянутого по широте), циклон, в свою очередь, деформирует его, создавая меридиональные составляющие ветра и тем способствуя переносу тёплого воздуха в передней (восточной) части циклона к высоким широтам, и холодного воздуха в тыловой (западной) части циклона - к низким широтам. В южной части циклона в его нижних слоях создаётся так называемый тёплый сектор, ограниченный тёплым и холодным фронтами (стадия молодого циклона - см. рис. 39,3). В последующем, при смыкании холодного и тёплого фронтов (окклюзия циклона; окклюзия - позднелат. осс1и-бю - запирание, скрывание), тёплый воздух оттесняется холодным воздухом от земной поверхности в высокие слои, тёплый сектор ликвидируется и в циклоне устанавливается более равномерное распределение температуры (стадия окклюдированного циклона - см. рис. 39,4). Запас энергии, способной превратиться в кинетическую, в циклоне иссякает; циклон затухает или объединяется с другим циклоном (см. рис. 39,5).

На главном фронте обычно развивается серия (семейство) циклонов, состоящая из нескольких циклонов, перемещающихся один за другим. В конце развития серии отдельные ещё не затухшие циклоны, объединяясь, образуют обширный, малоподвижный, глубокий и высокий центральный циклон, состоящий из холодного воздуха во всей своей толще. Постепенно и он затухает. Одновременно с образованием серии циклонов между ними возникают промежуточные антициклоны с высоким давлением в центре каждого. Весь процесс эволюции отдельного циклона занимает несколько дней; серия циклонов и центральный циклон могут существовать одну-две недели. В каждом полушарии в каждый момент можно обнаружить несколько главных фронтов и связанных с ними серий циклонов; общее число циклонов за год составляет много сотен над каждым полушарием.

Есть определенные широты и области, в которых образование главных фронтов и фронтальных возмущений происходит относительно регулярно. В результате существуют определенные географические закономерности в повторяемости возникновения и перемещения циклонов и антициклонов и их серий, т. е. в так называемой циклонической деятельности. Однако влияния суши и моря, топографии, орографии и других географических факторов на образование и перемещение циклонов и антициклонов и их взаимодействие делают общую картину циклонической деятельности очень сложной и быстро меняющейся. Циклоническая деятельность приводит к междуширот-ному обмену воздухом, количеством движения, тепла, влаги, что делает её важнейшим фактором в общей циркуляции атмосферы.

Антициклон - область в атмосфере, характеризующаяся повышенным давлением воздуха. На картах распределения давления антициклон представляется концентрическими замкнутыми изобарами (линиями равного давления) неправильной, приблизительно овальной формы. Наивысшее давление - в центре антициклона, убывающее к периферии. Давление в центре антициклона на уровне моря повышается до 102 500 - 104 000 Па, а иногда (например, зимой в Азии) - до 107 000 Па (при среднем давлении на уровне моря 101 000 -101 500 Па) (100 000 Па = 750 мм рт. ст.).

Антициклоны повседневно развиваются в тропосфере (нижней части атмосферы) наряду с циклонами. И те и другие являются частями общей циркуляции атмосферы, создающими межширотный обмен воздуха. В течение года над каждым полушарием возникают сотни антициклонов. Продолжительность существования отдельного антициклона - несколько суток, а иногда и недель. Как и циклоны, антициклоны перемещаются в направлении общего переноса воздуха в тропосфере, т. е. с запада на восток, отклоняясь при этом к низким широтам. Средняя скорость перемещения - около 30 км/ч в Северном полушарии и около 40 км/ч в Южном, но нередко антициклон надолго принимает малоподвижное состояние. Ветер в антициклоне дует, огибая его центр в Северном полушарии по часовой стрелке, в Южном - против часовой стрелки, образуя тем самым гигантский вихрь (рис. 40). Размер антициклона в поперечнике порядка тысяч километров.

Схема антициклона в Северном полушарии (БСЭ)

Рис. 40. Схема антициклона в Северном полушарии (БСЭ):

жирные линии - приземные изобары; стрелки - направление ветра; В - центр антициклона.

Выше так называемого слоя трения, т. е. в среднем выше 1000 м, ветер в антициклоне дует почти по изобарам, но в слое трения он значительно отклоняется от изобар наружу, у земной поверхности - на угол, близкий к 30°. Это растекание воздуха из области антициклона в нижнем слое сопровождается втеканием его в антициклон в вышележащих слоях атмосферы и медленным опусканием - оседанием. При оседании воздух адиабатически нагревается и удаляется от состояния насыщения. Поэтому температура тропосферы в антициклоне повышена (только над самой поверхностью суши зимой она может быть очень низкой), облачность мала, осадки, как правило, отсутствуют. Ветры во внутренней части антициклона слабы, но усиливаются к периферии.

По мере развития антициклона и повышения в нём температуры растёт и его высота: замкнутые изобары обнаруживаются на всё более высоких уровнях в тропосфере и даже в нижней стратосфере. Стратосфера в антициклоне начинается на большей высоте, чем в циклоне, и температура её понижена.

Пассаты (нем., единственное число Passat от голл. passaat) - воздушные течения в тропических широтах океанов, сравнительно устойчивые в течение всего года; являются частью общей циркуляции атмосферы. Общее направление пассатов - с востока на запад. В нижней части тропосферы (на высоте 1-2 км) его дополняют меридиональные составляющие, направленные преимущественно к экватору; в результате, в Северном полушарии пассаты чаще всего являются северо-восточными ветрами, а в Южном - юго-восточными. Пассаты тесно связаны с субтропическими океаническими антициклонами (дуют по обращенным к экватору перифериям этих антициклонов). Над материками в тропиках, где режим ветра более изменчив, пассаты выражены менее определенно, а в ряде районов заменяются муссонами.

В Северном полушарии пассаты охватывают 11 % всей поверхности океанов, а в Южном - 20 %; при этом устойчивость их направления в некоторых районах океанов достигает 90 % за год. Таким образом, пассаты являются наиболее обширными и устойчивыми воздушными течениями в системе общей циркуляции атмосферы. Обычно они имеют умеренные скорости (5-8 м/с, иногда до 15 м/с). Мощность пассатов (по высоте) составляет несколько километров, возрастая в направлении от субтропиков к экватору. Выше в основном преобладает западный перенос воздуха, свойственный общей циркуляции в верхней тропосфере и нижней стратосфере над всем земным шаром. Этот перенос над пассатами традиционно называется антипассатами. Вблизи экватора, особенно летом, преобладающее восточное направление переноса воздуха сохраняется в нижней стратосфере до больших высот.

Пассаты и антипассаты образуют циркуляционную систему между экватором и субтропиками. Воздух пассатов испытывает восходящее движение в экваториальном поясе, частично возвращается в потоке антипассата в субтропики, там снижается и вновь движется к низким широтам. Однако пассатная циркуляция не замкнута. Пассаты постоянно пополняются вторжениями более холодных воздушных масс из умеренных широт, в то же время часть воздуха пассатов уходит в умеренные широты по западным перифериям субтропических антициклонов.

У поверхности океанов воздух пассатов, текущий в более низкие широты, почти всегда холоднее воды. Поэтому он нагревается снизу, вследствие чего в нём возникает устойчивая температурная стратификация атмосферы и развивается конвекция с кучевыми облаками. Но обычные на высоте 1-2 км антициклональные инверсии температуры ограничивают развитие облаков только нижним слоем тропосферы. Осадки из облаков, как правило, не выпадают и погода в областях развития пассатов сухая (за исключением гористых побережий, где воздух пассатов поднимается по крутым склонам, что способствует выпадению дождей). На материках областям пассатов соответствуют тропические пустыни. Однако в зоне между пассатами Северного и Южного полушарий (внутритропическая зона конвергенции) интенсивность и высота проникновения конвекции резко возрастает; возникают обширные облачные скопления, простирающиеся до больших высот, из которых выпадают обильные ливневые осадки. На суше этой зоне обычно соответствует зона влажных субэкваториальных и экваториальных лесов. В условиях значительного перемещения внутритропической зоны конвергенции в течение года пассатная циркуляция воздушных масс замещается муссонной, которая особенно развита в бассейне Индийского океана.

Пассаты известны европейцам со времени первой экспедиции X. Колумба (1492-1493 гг.), участники которой были поражены устойчивостью северо-восточных ветров, уносивших их каравеллы от берегов Европы в тропические районы Атлантики. Учёт пассатов имел большое значение для судоходства в эпоху парусного мореплавания.

Антипассаты - западный перенос воздуха в тропосфере тропических широт над нижележащим слоем восточных ветров - пассатов. Высота, на которой начинаются антипассаты, меняется от 2-3 км на окраинах тропических широт до 10 км и более ближе к экватору. В узкой зоне вблизи экватора восточный перенос охватывает всю тропосферу и нижнюю стратосферу, и, таким образом, антипассаты здесь не наблюдаются.

Антипассаты прежде рассматривались как обратная ветвь пассатной циркуляции (так называемой ячейки Гадлея). Считалось, что воздух антипассата восходит во внутритропической зоне конвергенции и, двигаясь к высоким широтам, получает западную составляющую скорости вследствие сохранения момента вращения. Это объяснение правильно лишь частично. В целом, антипассаты составляют периферическую часть общего западного переноса воздуха, господствующего в верхней тропосфере и нижней стратосфере над всем земным шаром. Составляющие, направленные к высоким широтам, могут при этом отсутствовать.

Муссоны (франц. тоияяоп, от араб, маусим - время года) - устойчивые сезонные переносы воздуха у земной поверхности и в нижней части тропосферы. Характеризуются резкими изменениями направления от зимы к лету и от лета к зиме, проявляющимися над обширными районами Земли. В каждом из сезонов одно направление ветра заметно преобладает над другими, а при смене сезона меняется на 120— 180°. Муссоны вызывают резкую смену погоды (сухой, малооблачной на влажную, дождливую или наоборот). Например, над Индией отмечается летний (влажный) юго-западный муссон и зимний (сухой) северо-восточный муссон. Между муссонами наблюдаются переходные сравнительно короткие периоды с переменными ветрами.

Наибольшей устойчивостью и скоростью ветра муссоны обладают в некоторых районах тропиков (особенно в экваториальной Африке, странах Южной и Юго-Восточной Азии и в Южном полушарии вплоть до северных частей Мадагаскара и Австралии). В более слабой форме и на ограниченных территориях муссоны обнаруживаются и в субтропических широтах (в частности, на юге Средиземного моря и в Северной Африке, в области Мексиканского залива, на востоке Азии, в Южной Америке, на юге Африки и Австралии). Муссоны отмечаются и в некоторых районах средних и высоких широт (например, на Дальнем Востоке, на юге Аляски, по северной окраине Евразии). В ряде мест намечается лишь тенденция к образованию муссонов, например, имеет место сезонная смена преобладающих направлений ветра, но последние характеризуются меньшей внутрисезонной устойчивостью.

Муссонные воздушные течения, как и все проявления общей циркуляции атмосферы, обусловлены расположением и взаимодействием областей низкого и высокого атмосферного давления (циклонов и антициклонов). Специфика состоит в том, что при муссонах взаимное расположение этих областей сохраняется длительное время (в течение целого сезона года), нарушения этого расположения соответствуют перебоям муссонов. В тех районах Земли, где циклоны и антициклоны характеризуются быстрым перемещением и частой сменой, муссоны не возникают. Вертикальная мощность муссонных течений в тропиках составляет летом 5-7 км, зимой - 2-4 км, выше наблюдается общий перенос воздуха, свойственный соответствующим широтам (восточный - в тропиках, западный - в более высоких широтах).

Основной причиной муссонов являются сезонные перемещения областей атмосферного давления и ветра, связанные с изменениями в поступлении солнечной радиации и, как следствие этого, - с различиями теплового режима на поверхности Земли. От января к июлю области пониженного атмосферного давления вблизи экватора и полюсов, а также две зоны субтропических антициклонов в каждом полушарии смещаются к северу, а от июля к январю - к югу. Вместе с этими планетарными зонами атмосферного давления перемещаются и связанные с ними зоны ветров, также имеющие глобальные размеры, - экваториальная зона западных ветров, восточные переносы в тропиках (пассаты), западные ветры умеренных широт. Муссоны наблюдаются в тех местах Земли, которые в течение одного из сезонов располагаются внутри одной такой зоны, а в противоположный сезон года - внутри соседней и где, кроме того, режим ветра в течение сезона достаточно устойчив. Таким образом, распределение муссонов в общих чертах подчинено законам географической зональности.

Другая причина образования муссонов - неравномерное нагревание (и охлаждение) моря и крупных массивов суши. Например, над территорией Азии зимой имеется тенденция к большей повторяемости антициклонов, а летом - циклонов, в противоположность примыкающим водам океанов. Благодаря наличию огромного материка на севере экваториальные западные ветры в бассейне Индийского океана летом проникают далеко в Южную Азию, формируя летний юго-западный муссон. Зимой эти ветры уступают место северо-восточному пассату (зимнему муссону). Во внетропических широтах, благодаря устойчивым зимним антициклонам и летним циклонам над Азией, муссоны наблюдаются и на Дальнем Востоке - в пределах России (летний - южный и юго-восточный, зимний - северный и северо-западный) и на северной окраине Евразии (летом преобладание северо-восточного, зимой - южного и юго-западного ветров).

Горно-долинные ветры - ветры в горных районах, меняющие направление дважды в сутки: днём долинный ветер дует вверх по долинам и горным склонам, ночью горный ветер дует вниз.

Горно-долинные ветры - местная (локальная) циркуляция, обусловленная различиями в нагревании и охлаждении атмосферы над горами и над равниной. Днём воздух над склонами хребтов и горными долинами нагревается сильнее, чем на тех же уровнях над равниной, и больше расширяется. Поэтому возникает падение давления (горизонтальный барический градиент), направленное от равнины к горам. Как следствие, развивается долинный ветер, направленный в сторону гор. Ночью условия распределения температуры и давления обратные, поэтому и возникает горный ветер. Эта циркуляция между долиной и горами дополняется ночным опусканием охлажденного воздуха по горным склонам и дневным восхождением по ним нагретого воздуха. Скорость горно-долинных ветров невелика, но в отдельных случаях может достигать 10 м/с. В средних широтах такие ветры наблюдаются летом, в случаях, когда они не перекрыты более сильными течениями общей циркуляции атмосферы. В низких широтах (например, в Гималаях) они могут наблюдаться на протяжении всего года. Иногда отмечается только дневной (долинный) или только ночной (горный) ветер; иногда горно-долинные ветры комбинируются с озёрными бризами (например, на Севане). В высоких горах слой атмосферы, охваченный горным или долинным ветром, простирается от дна долин на 1 км и более, нередко - до гребней хребтов; выше обнаруживается ветер обратного направления (противотечение). В более низких горах горнодолинные ветры ограничиваются слоями над самыми склонами гор (склоновые ветры). Горно-долинные ветры оказывают существенное влияние на суточный ход влажности, облачности и осадков. В частности, они способствуют дневному образованию облаков и выпадению осадков над горами и прояснениям ночью. Не нужно смешивать с горно-долинным ветрами другие ветры, свойственные горным районам, но не имеющие периодического характера (ледниковый ветер, фён, бора и др.).

Бризы (франц. Ьте) - ветры, дующие на побережьях морей и больших озёр с суточной периодичностью, т. е. со сменой направления дважды в сутки. Бризы связаны с суточным ходом температуры поверхности суши и воздуха над ней. Дневной, или морской, бриз дует с моря на нагретое побережье; ночной, или береговой, - с охлажденного побережья на море. Днём нагретый воздух над сушей расширяется; на высоте нескольких сотен метров атмосферное давление над ней становится больше, чем над смежной поверхностью моря. Возникший таким образом горизонтальный градиент давления приводит к переносу воздуха вверху в сторону моря. Вследствие этого у земной поверхности над сушей давление падает и в нижнем слое появляется градиент давления, направленный в ее сторону, с соответствующим переносом воздуха с моря на сушу - морским бризом. Ночью распределение градиентов давления и переносов воздуха становится обратным: в нижнем слое возникает перенос воздуха с суши на море - береговой бриз, а над ним - перенос в обратном направлении. Отклоняющая сила вращения Земли несколько изменяет направления бриза по сравнению с направлением барических градиентов. Вертикальная мощность слоя, охваченного бризом, составляет днём от нескольких сотен метров до 1-2 км, выше наблюдается обратное течение. Ночной бриз имеет меньшую мощность. Бризовая циркуляция распространяется по обе стороны от береговой линии на полосу шириной 10-50 км. Скорость бриза 1-5 м/с, редко больше; поэтому бризы часто перекрываются общим переносом воздуха (общей циркуляцией атмосферы). Они хорошо выражены только в условиях слабого общего переноса - в тропиках, а в средних широтах - в устойчивую антициклоническую погоду. Смена бриза имеет существенное значение для суточного хода погоды, особенно в тропиках; например, дневной, или морской, бриз снижает температуру воздуха или замедляет её дневной рост над сушей, увеличивает влажность.

Ветры местные - ветры в ограниченных районах, выделяющиеся своей скоростью, повторяемостью, направлением или другими особенностями. Под этим общим названием объединяются ветры различного происхождения.

  • 1. Местные циркуляции, независимые от воздушных течений общей циркуляции атмосферы и связанные с особенностями в нагревании земной поверхности: бризы в прибрежных районах морей и больших озёр и горно-долинные ветры в горах, меняющие направление дважды в сутки; ледниковые ветры, постоянно дующие вниз по склонам ледниковых долин.
  • 2. Ветры, связанные с течениями общей циркуляции атмосферы, проходящими над горным массивом. На подветренных склонах гор воздушное течение получает нисходящую составляющую скорости и усиливается; создаётся ветер типа фёна, боры, сармы и т. п. Такие ветры приводят к характерным изменениям в общем режиме погоды (потепление и падение влажности при фёне, похолодание при боре и пр.).
  • 3. Ветры, связанные с течениями общей циркуляции атмосферы, но без нисходящей составляющей, а топографически усиленные в данном районе: афганец, урсатьевский ветер в Средней Азии, каньон-ный ветер в Северной Америке, косава на Балканском полуострове и др.
  • 4. Ветры, связанные с течениями общей циркуляции атмосферы, даже не усиленные в данном районе, но создающие в нём особый практически важный режим погоды, приносящие потепление или похолодание, песчаную пыль или влагу, вызывающие сильные метели и т. п.: суховей на юге Европейской части России, сирокко в Средиземноморье, хамсин в Египте, харматтан в Западной Африке, пурга в Северной и Центральной Азии, блиццард в Северной Америке, памперо в Аргентине и др.
  • 5. К местным ветрам можно отнести и многочисленные пыльные вихри, шквалы, пыльные и песчаные бури и др., связанные с неустойчивой стратификацией атмосферы при сильном нагревании воздуха снизу или притоке холодного воздуха в высоких слоях. Названия местных ветров весьма многочисленны и указывают чаще всего на их преобладающее направление или на географический район, где они наблюдаются.

Температурная стратификация воздуха (лат. temperature - правильное соотношение, нормальное состояние и stratum - слой, настил, facio - делаю) - высотное распределение температуры воздуха в атмосфере, закономерно понижающееся на 0,6-1 °С на 100 м подъема. При устойчивой температурной стратификации обычна ясная безоблачная погода. При падении температур на 100 м по абсолютной величине более чем на 0,6 °С температурная стратификация становится неустойчивой, нарастает вертикальное движение воздуха, начинают формироваться облака, возникает конвективная облачность.

Конвекция (лат. convection - принесение, доставка):

  • 1. Подъем нагретых от земной поверхности и, следовательно, менее плотных масс воздуха с одновременным замещением их - опусканием сверху остуженного плотного воздуха. При конвекции в небе присутствует большое количество разрозненных белых облаков, равномерно распределенных в пространстве. Причем в объемном соотношении безоблачного пространства намного больше. Скорость таких токов, пронизывающих всю толщу атмосферы, достигает 30 м/с. Конвекция - важнейший процесс обмена теплом и влагой между разными слоями атмосферы. Подъемные силы конвекции используют планеристы и дельтапланеристы.
  • 2. Процесс конвекции наблюдается в верхнем слое морских вод разной плотности и разно нагретых вод в озерах.
  • 3. В разных районах Земли конвекция постоянно идет в подкоровом веществе в мантии из-за изменений теплового режима при внут-риземных процессах. С тектонической конвекцией связывают перемещение континентов или более мелких тектонических плит, а следовательно, горообразование, возникновение островных вулканических дуг и в зонах субдукции на дне океанов - глубоководных желобов.

Инверсия температур - (лат. inversion - переворачивание, перестановка) - повышение температур воздуха с высотой вопреки правилу ее убывания (понижения). Инверсия температур возникает по нескольким причинам:

  • 1) в тихие летние ночи благодаря интенсивному лучеиспусканию земной поверхности и в результате охлаждения приземного слоя воздуха на высоты до 20-40 м;
  • 2) в горных областях преимущественно при земных антициклонах, когда более плотный и холодный воздух скапливается в межгорных впадинах и долинах. Особенно это характерно для резко континентальных северных Кордильер, обширных пространств Северо-Востока Азии, Среднесибирского плоскогорья и Забайкалья, где на каждые 100 м до высот 200-400 м температура воздуха повышается до 2 и даже 3,5 °С;
  • 3) при адвекции теплого воздуха над холодными морскими течениями или снежными пространствами континентов;
  • 4) в полосе теплого атмосферного фронта, когда теплые воздушные массы натекают на холодные.

В двух последних случаях высота температурной инверсии может достигать 1000 м и даже больше.

Изотермия - равномерное распределение температур воздуха по вертикали.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>