Помощничек
Главная | Обратная связь


Археология
Архитектура
Астрономия
Аудит
Биология
Ботаника
Бухгалтерский учёт
Войное дело
Генетика
География
Геология
Дизайн
Искусство
История
Кино
Кулинария
Культура
Литература
Математика
Медицина
Металлургия
Мифология
Музыка
Психология
Религия
Спорт
Строительство
Техника
Транспорт
Туризм
Усадьба
Физика
Фотография
Химия
Экология
Электричество
Электроника
Энергетика

Географическое распределение температуры воздуха



Если бы земная поверхность была однородна, а атмосфера и гидросфера неподвижны, распределение тепла по поверхности Земли определялось бы только поступлением солнечной радиации и температура воздуха постепенно убывала бы от экватора к полюсам, оставаясь одинаковой на каждой параллели.

Действительные среднегодовые температуры воздуха зависят от характера поверхности (суша и вода, снег, лед и т.д.) и непрерывного межширотного теплообмена, осуществляемого посредством перемещения воздуха и вод Мирового океана, а потому существенно отличаются от идеальных.

Распределение температуры воздуха наглядно показывают изотермы – линии, соединяющие на карте пункты с одинаковыми температурами.

Январь – самый холодный месяц в северном полушарии и самый теплый – в южном. Над океаном и в южном полушарии изотермы идут почти параллельно и изгибаются только на границе охлажденных течением частей океанов и теплых материков. Над материками в южном полушарии в январе самые высокие температуры. Полушарии изотермы располагаются ближе друг к другу (гуще), чем в южном, особенно над материками (в результате их охлаждения). При переходе с теплого океана на холодную сушу они изгибаются к югу. Это заметно на примере Евразии. Влияние Атлантического океана с его теплым течением обуславливает почти меридиональное направление изотерм над Восточной Европой; здесь температура понижается более резко в направлении с запада на восток, чем с юга на север.

Самые низкие температуры в январе отмечены на северо-востоке Азии, в Якутии (–68°), и над Гренландией (–55º). Над этими районами изотермы образуют замкнутые линии; температура от таких полюсов холода повышается во все стороны. Полюс холода в Якутии обусловлен скоплением холодного воздуха в межгорных котловинах, в Гренландии – большим альбедо высокогорного ледникового плато.

Июль – самый теплый месяц в северном полушарии и самый холодный в южном; наиболее низкие температуры в июле над Антарктидой, наиболее высокие – над материками в северном полушарии. При переходе с океана на сушу изотермы отклоняются к северу. Горизонтальные градиенты температуры в июле меньше, чем в январе, т.е. изотермы располагаются значительно реже.

Географический экватор в и в январе и в июле не является широтой с наиболее высокими температурами.

Если отметить на карте на каждом меридиане точки с наиболее всякой средней годовой температурой и соединить их, получится волнистая линия – термический экватор. Летом северного полушария термический экватор перемещается к северу, зимой – к югу, но при этом значительная часть его всегда находится в северном полушарии. Это объясняется преобладанием материков в тропических и умеренных широтах северного полушария и влиянием ледяного покрова Антарктиды.

Абсолютные максимумы температуры воздуха на Земле наблюдаются в Южном полушарии в Австралии (равнина Налларбор, около +51°), в северном полушарии в Африке (Триполи, +58º). Абсолютные минимумы отмечены в Антарктиде (–88°) и на северо-востоке Азии (Оймякон –71°). Для каждой параллели можно вычислить нормальную среднюю температуру и определить отклонение действительных температур от нормальных – температурные аномалии. Для определения нормальной средней температуры параллели берутся несколько равноотстоящих на ней точек. Температуру в этих точках вычисляют методом интерполяции, пользуясь ближайшими к ним изотермами, а затем определяют среднюю температуру параллели. Соединяя точки с одинаковыми аномалиями, строят карты изаномал. В январе аномально холодные почти вся Азия и Северная Америка. Атлантический океан и Европа, наоборот, аномально теплые. В июле наибольшие положительные аномалии наблюдаются над Юго-Западной Азией и над Северной Африкой, наибольшие отрицательные – над океанами в северном полушарии.

На карте изаномал хорошо видно влияние поверхности, океанских течение и переноса воздуха на его температуру.

Тепловые пояса.

Тропики и полярные круги, ограничивающие пояса освещенности, нельзя считать границами тепловых (температурных) поясов. На распределение температуры, кроме фигуры и положения Земли, сказывается влияние ряда факторов: распределение суши и воды, теплые и холодные океанские и воздушные течения. Поэтому за границы тепловых поясов принимают изотермы. Тепловых поясов семь: жаркий пояс расположен между годовыми изотермами +20º северного и южного полушарий;

два умеренных пояса ограничены со стороны экватора годовой изотермой +20°, со стороны полюсов +10° самого теплого месяца;

два холодных пояса находятся между изотермами +10° и 0° самого теплого месяца;

два пояса мороза расположены около полюсов и ограничены изотермой 0° самого теплого месяца. В северном полушарии это Гренландия и пространство около северного полюса, в южном – область к югу от параллели 60° ю.ш.

Вода в атмосфере

В земной атмосфере одновременно содержится около 12000–13000 куб. км водяного пара. Вода попадает в атмосферу в основном в результате испарения с земной поверхности. В атмосфере влага конденсируется, переносится воздушными течениями и снова выпадает на земную поверхность. Совершается постоянный круговорот воды, возможный благодаря ее способности находится в трех состояниях и легко переходить из одного состояния в другое.

Влажность воздуха определяется содержанием водяного пара и характеризуется абсолютной влажностью, максимальным влагосодержанием, относительной влажностью, дефицитом влажности и точкой росы.

Абсолютная влажность – фактическое содержание водяного пара в атмосфере, измеряемое его весом в граммах на 1 куб м (q) или упругостью (e), т.е. оказываемым на подстилающую поверхность давлением в миллиметрах ртутного столба и миллибарах.

Числовые значение q и e очень близки друг к другу. При температуре 16,4º они совпадают.

Максимальное влагосодержание (Q) или упругость водяного пара (E), насыщающего воздух – предел содержания водяного пара в воздухе при данной температуре. Максимальное влагосодержание находится в прямой зависимости от температуры. Чем выше температура воздуха, тем больше водяного пара он может содержать. При низких температурах воздух способен содержать очень малое количество водяного пара. Поэтому снижение температуры воздуха может вызвать конденсацию водяных паров.

Относительная влажность (r) – отношение абсолютной влажности к максимальному влагосодержанию, выраженное в процентах:

 

r = · 100, или · 100

 

Относительная влажность характеризует степень насыщения воздуха водяным паром. При насыщении E = er=100%

Дефицит влажности (Д) – недостаток насыщения при данной температуре ((Д = Е – е).

Точка росы (Т°) – температура, при которой содержащийся в воздухе водяной пар насыщает его. При относительной влажности воздуха меньше 100% точка росы всегда ниже фактической температуры воздуха. Чтобы довести температуру воздуха до Т°, его нужно охладить.

Испарение.

Вода попадает в атмосферу в результате процесса испарения, заключающегося в преодолении быстродвижущимися молекулами воды сил сцепления в отрыве их от поверхности воды и переходе в атмосферу. Чем выше температура испаряющей поверхности, тем быстрее движение молекул и тем большее их число попадает в атмосферу. Встречая сопротивление воздуха, часть молекул возвращается обратно на испаряющую поверхность. Этому способствует уже содержащийся в воздухе водяной пар. При насыщении воздуха водяным паром процесс испарения прекращается.

Скорость испарения зависит от дефицита влажности и от скорости ветра.

Процесс испарения сопровождается понижением температуры испаряющей поверхности. На испарение 1 г воды затрачивается 600 кал, на испарение 1 г льда – на 77 кал меньше.

Испарение с поверхности океана на всех широтах значительно больше, чем с поверхности суши. В течение года оно изменяется мало. При достаточном количестве тепла испарение больше во влажный период, при низких температурах – вообще невелико.

В случае отсутствия достаточного количества влаги на поверхности испарение с нее не может быть большим даже при высокой температуре и огромном дефиците влажности.

Влажность воздуха постоянно изменяется в связи с изменением температуры испаряющей поверхности и воздуха, интенсивности испарения и конденсации, переноса влаги в атмосфере.

Годовой ход абсолютной влажности воздуха соответствует годовому ходу температуры. Летом абсолютная влажность наибольшая, зимой наименьшая.

Суточный и годовой ход относительной влажности воздуха почти всегда противоположен ходу температуры, так как максимальное влагосодержание с повышением температуры растет быстрее абсолютной влажности. Суточный максимум относительной влажности наступает перед восходом Солнца, минимум – в 15–16 часов.

В течение года максимум относительной влажности, как правило, приходится на самый холодный месяц, минимум – на самый теплый.

Распределение влажности воздуха у земной поверхности в основном зонально. Абсолютная влажность в общем убывает от экватора к полюсам. Максимальная абс. влажность над Красным морем, минимум – над Антарктидой.

Относительная влажность с изменением широты изменяется сравнительно мало. Наибольшая среднегодовая величина в устье Амазонки, наименьшая – в Хартуме (долина Нила).

В воздухе, насыщенном водяным паром, в результате понижения температуры до точки росы или увеличения количества водяного пара возникает конденсация. При температуре ниже 0º водяной пар может, минуя жидкое состояние, перейти в твердое. Этот процесс называется сублимацией.

В совершенно чистом воздухе конденсация и сублимация не происходят даже при большом перенасыщении его водяным паром. Присутствие ядер конденсации (пыль, дым, соль, и др.) вызывает быстрое осаждение на них влаги.

Когда воздух охлаждается от подстилающей поверхности, достигая точки росы, на нем происходит конденсация водяного пара. На поверхность в зависимости от температуры и условий конденсации оседают роса, иней, жидкий и твердый налет, изморозь, гололед.

Роса – мельчайшие капельки воды, часто сливающиеся. Появляется она ночью на поверхности, охладившейся в результате излучения тепла.

Иней – твердый, белый осадок. Образуется в тех же условиях, что и роса при температ. ниже 0°.

Жидкий и твердый налет – тонкая водяная или ледяная пленка на вертикальных поверхностях стен, столбов и т.п., возникающая при смене холодной погоды теплой в результате соприкосновения влажного и теплого воздуха с охлажденной поверхностью.

Изморозь – ледяные кристаллы (кристаллическая изморозь) или рыхлый лед (зернистая изморозь), нарастающий с наветренной стороны предметов (ветви деревьев, провода и т.п.), Кристаллическая изморозь легко осыпается, зернистая – обладает большой прочностью и достигает мощность многих сантиметров. Изморозь оседает из воздуха насыщенного влагой , при температуре ниже –15º.

Гололед – сплошной слой плотного льда на земной поверхности (гололедица) и предметах. Появляется главным образом при выпадении переохлажденных капелек дождя или тумана на охлажденную ниже 0° поверхность.

Скопление продуктов конденсации или сублимации в приземных слоях воздуха называется туманом или дымкой. Туман и дымка различаются размерами капелек и вызывают различную степень снижения видимости: при тумане видимость – 1 км, при дымке – более 1 км.

Если конденсация или (сублимация) водяного пара происходит на некоторой высоте над поверхностью, образуются облака. От тумана они отличаются положением в атмосфере, физическим строением и разнообразием форм. Поднявшийся туман может образовать облака.

Возникновение облаков связано главным образом с адиабатическим (т.е. без обмена теплом с окружающим воздухом) охлаждением поднимающегося воздуха. Подымаясь и при этом постепенно охлаждаясь, воздух достигает уровня конденсации – границы, на которой его температура оказывается равной точке росы. Выше, при наличии ядер конденсации, могут образовываться облака. Таким образом, нижняя граница облаков практически совпадает с уровнем конденсации.

Верхняя граница облаков определяется уровнем конвекции – границей распространения восходящих токов воздуха.

На большой высоте, там, где температура поднимающегося воздуха ниже нуля, в облаке появляются ледяные кристаллики. Кристаллизация обычно происходит при температуре –10°, –15º. Резкой границы между расположением жидких и твердых элементов в облаке нет, существуют мощные переходные слои. Капельки воды и кристаллики льда, составляющие облако, увлекаются вверх восходящими токами и снова опускаются под действием силы тяжести. Опускаясь ниже границы конденсации, они могут испаряться.

В зависимости от преобладания тех или других элементов, облака делят на водяные, ледяные и смешанные. Водяные облака состоят из очень мелких капелек диаметром от тысячных до сотых долей миллиметра. При отрицательной температуре капельки переохлаждены. В 1 куб. см водяного облака их находится несколько сотен. Ледяные облака состоят из кристалликов льда. Так как эти кристаллики образуются в воздухе при низкой температуре и малом содержании водяного пара, количество их в единице объема облака значительно меньше количества капелек в том же объеме водяного облака. Смешанные облака содержат одновременно переохлажденные капельки разных размеров и кристаллики льда.

В теплое время года водяные облака возникают главным образом в нижних слоях тропосферы, смешанные – в средних и ледяные – в верхних.

В основу современной международной классификации облаков положено их разделение по высоте и внешнему виду.

По высоте облака делятся на четыре семейства:

I – облака верхнего яруса, находящиеся на высоте выше 6000 м;

II – облака среднего яруса на высоте от 2000 до 6000 м;

III – облака нижнего яруса на высоте ниже 2000 м;

IV – облака вертикального развития. Основание этих облаков находится на уровне нижнего яруса (1000–2000 м), а вершина может достигать облаков верхнего яруса.

По внешнему виду различают 10 родов облаков. Роды распределяются по семействам облаков следующим образом:

 

I семейство (верхний ярус)

1. Перистые – Cirrus (С) – отдельные нежные облака, волокнистые или нитевидные, без теней, обычно белые, часто блестящие.

2. Перисто-кучевые – Cirrocumulus (СС) – слои и гряды прозрачных хлопьев и шариков без теней.

3. Перисто-слоистые – Cirristratus (Cs) – тонкая белая просвечивающая пелена.

Все облака верхнего яруса ледяные.

 

II семейство (средний ярус)

4. Высококучевые – Altocumulus (Ac) – слои или гряды из белых пластин, шаров, валов. Состоят из мельчайших капелек воды.

5. Высокослоистые – Altostratus (As) – ровная или слегка волнистая пелена более или менее серого цвета. Относятся к облакам смешанным.

 

III семейство (нижний ярус)

6. Слоисто-кучевые – Stratocumulus (Sc) – слои и гряды из глыб и валов серого цвета. Состоят из капель воды.

7. Слоистые – Stratus (St) – пелена облаков серого цвета. Обычно это облака водяные.

8. Слоисто-дождевые – Nimbostratus (Ns) – Бесформенный серый слой. Часто эти облака сопровождаются нижележащими разорвано-дождевыми облаками. Слоисто-дождевые облака – смешанные.

 

IV семейство (облака вертикального развития)

9. Кучевые – Cumulus (Cu) – плотные облачные клубы и кучи с почти горизонтальным основанием. Кучевые облака водяные. Кучевые облака с разорванными краям называются разорвано-кучевыми.

10. Кучево-дождевые – Cumulonimbus (Cn) – плотные клубы, развитые по вертикали, в нижней части водяные, в верхней – ледяные.

 

Облачность – степень покрытия неба облаками. Определяется она визуально в десятых долях покрытия неба: 0– чистое небо, 1 – одна десятая часть неба покрыта облаками, 10 – сплошная облачность.

В суточном ходе облачности над сушей обнаруживаются два максимума: ранним утром и после полудня. Ранним утром понижение температуры и увеличение относительной влажности воздуха способствует развитию слоистых облаков, после полудня в связи с развитием конвекции появляются кучевые облака. Летом дневной максимум выражен сильнее утреннего. Зимой преобладают слоистые облака и максимум облачности приходится утренние и ночные часы. Над океаном суточный ход облачности обратен ходу ее над сушей: максимум облачности приходится на ночь, минимум – на день. Над водной поверхность конвекция развивается особенно сильно ночью. В это время в нижних слоях воздух, соприкасающихся с теплой водой, температура меняется мало. На некоторой высоте воздух охлаждается вследствие излучении и возникают конвективные токи, приводящие к образованию облаков.

Годовой ход облачности очень разнообразен. В низких широтах она в течение года существенно не меняется. Над континентами максимум приходится на лето. Летний максимум отмечается также в районах развития муссонов и над океанами в высоких широтах.

Облачность на всех широтах над водной поверхность больше, чем над сушей. Над сушей отчетливее выражена зональность в распределении. В общем распределении видны два максимума: над экватором – результат мощного восходящего тока воздуха и над 60–70° северной и южной широты – результат поднятия воздуха в циклонах. Максимальная средняя годовая облачность наблюдается в Белом море.

Роль облаков: переносят влагу, с ними связаны осадки, отражают и рассеивают радиацию, задерживают излучение от поверхности Земли, без них колебания температуры были бы очень резкими.

Атмосферными осадкаминазывают воду,выпавшую на поверхностьиз атмосферы в виде дождя, мороси, снега, крупы, града.

Осадки выпадают в основном из облаков, но далеко не всякое облако дает осадки. Капельки воды и кристаллики льда в облаке очень малы, они легко удерживаются воздухом, и даже слабые восходящие токи увлекают их вверх. Для образования осадков требуется укрупнение элементов облака настолько, что они могли преодолеть восходящие токи и сопротивление воздуха. Укрупнение происходит, во-первых, в результате слияния капелек и сцепления кристаллов, во-вторых, и это главное, в результате испарения одних элементов облака, диффузного переноса и конденсации водяного пара на других элементах.

При наличии в водяном облаке капель разного размера начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и их рост. Но так как этот процесс очень медленный, из водяных облаков (слоистых, слоисто-кучевых) выпадают очень мелкие (диаметром до 0,5 мм) капли. Облака, однородные по своей структуре вообще осадков не дают. Особенно благоприятные условия для возникновения осадков в облаках вертикального развития, в нижней части такого облака -- капли воды, в верхней – кристаллы льда, в промежуточной зоне – переохлажденные капли и кристаллы.

Летом, когда воздух нагрет и имеет большой дефицит влажности, выпадающие из облаков осадки могут не достигать поверхность, испаряясь на лету. Диаметр дождевых капель – от 0,05 до 7 мм (в среднем 1,5 мм), более крупные капли растворяются в воздухе. Капли. Диаметром до 0,5 мм образуют морось. Падение капелек мороси на глаз незаметно. Настоящий дождь тем крупнее, чем сильнее восходящие токи воздуха,

Температура падающих капель всегда несколько ниже температуры воздуха.

Если кристаллы льда, выпадающие из облака, не тают воздухе, на поверхность выпадают твердые осадки. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы льда с образовавшимися в процессе сублимации лучами. Мокрые снежинки, слипаясь образуют хлопья снега. Снежная крупа – сферокристаллы, возникающие при беспорядочном росте ледяных кристаллов в условиях высокой относительной влажности (более 100%). Если снежная крупа покрывается тонкой ледяной оболочкой, она превращается в ледяную крупу.

Град выпадает в теплое время года из мощных кучево-дождевых облаков. Обычно выпадение его непродолжительно. Градины образуются в результате неоднократного перемещения ледяной крупы вверх и вниз. Падая вниз, крупинки попадают в зону переохлажденных капелек воды и покрываются прозрачной ледяной оболочкой, затем они снова поднимаются в зону ледяных кристаллов, и на их поверхности образуется непрозрачный слой из мельчайших кристалликов. Градина имеет снежное ядро и ряд чередующихся прозрачных и непрозрачных ледяных оболочек. Количество оболочек и размер градины зависят от того, сколько раз она поднималась и опускалась в облаке. Чаще выпадают градины диаметром 6—20 мм, но встречаются и значительно более крупные. Так, 1 мая 1945г в Англии выпали градины диаметром до 37 мм, отдельные градины достигали 75 мм в диаметре. Обычно град выпадает в умеренных широтах, редкое но наиболее интенсивное выпадение града бывает в тропиках. В полярных районах град вообще не выпадает.

Количество осадков измеряется толщиной слоя воды в мм, который мог бы образоваться в результате выпадения на горизонтальную поверхность при отсутствии испарения и просачивания в почвогрунт. По интенсивности (количеству миллиметров осадков в 1 мин.) осадки делятся на слабые, умеренные и сильные.

Характер выпадение осадков зависит от условий их образования. Обложные осадки обычно выпадают в виде дождя из дождевых облаков. Отличаются равномерностью и длительностью выпадение. Ливневые осадки выпадают из кучево-слоистых облаков в виде дождя и града. Характеризуются быстрым изменением интенсивности и непродолжительным выпадением. Моросящие осадки падают из слоистых и слоисто-кучевых облаков.

Суточный ход осадков совпадает с суточным ходом облачности. Выделяются два типа суточного хода осадков: континентальный и морской. Континентальный тип имеет два максимума (в утренние часы и после полудня) и два минимума (ночью и перед полуднем; морской тип – один максимум (ночью) и один минимум (днем).

Годовой ход осадков различен в разных широтах и в разных районах одной и той же зоны. Для годового режима осадков в экваториальных широтах характерны два дождливых периода (после равноденствий), разделенных двумя сухими. По направлению. к тропикам происходят изменения в годовом режиме осадков, выражающиеся в сближении влажных периодов и в слиянии их близ тропиков в один обильный дождями период, длящийся 4 месяца в году. Субтропические широты также имеют один дождливый период, но он приходится на зимний сезон. В умеренных широтах годовой ход осадков различен над океаном, над внутренними частями и побережьями материков. Над океаном преобладают зимние осадки, над материками – летние. Летние осадки типичны и для полярных широт. Объяснить годовой ход осадков в каждом случае можно лишь с учетом циркуляции атмосферы. Наглядное представление о распределении осадков по земной поверхности дает карта изогиет.

Наиболее обильны осадки в экваториальных широтах. На экваториальных островах выпадает Тихого океана выпадает до 4000–5000 мм осадков в год, а на наветренных склонах гор тропических островов до 10 000 мм. Причиной большого количества осадков являются мощные конвективные токи очень влажного воздуха. К северу и югу от экваториальных широт количество осадков уменьшается, достигая минимума около параллели 25--35°, где среднее годовое количество осадков не более 500 мм. Во внутренних частях континентов и на западных побережьях дожди местами не выпадают в течение нескольких лет. В умеренных широтах количество осадков снова возрастает составляя в среднем около 800 мм в год; во внутренних частях континентов их меньше, на берегах океана – больше. В высоких широтах при низкой температуре и малом содержании влаги в воздухе годовое количество осадков невелико.

Максимальное годовое количество осадков в Черапунджи (идия) – 12 000 мм.

За счет выпадение на земную поверхность снега в условиях достаточно низкой для его сохранения температуры образуется снежный покров. Его характеризуют высотой и плотностью. Высота снежного покрова, измеряемая сантиметрами, зависит от количества осадков от плотности снега, от рельефа, от растительного покрова, от ветра. Наибольшая высота снежного покрова в умеренных широтах отмечена в среднем течение Енисея (110 см), в горах она может достигать нескольких метров. Снежный покров хорошо предохраняет почву от промерзания.

Обладая большим альбедо и большим излучением, снежный покров способствует понижению температуры приземных слоев воздуха, особенно в ясную погоду.

В полярном и высокогорных районах снежный покров лежит постоянно. Продолжительность его залегания в умеренных широтах находится в зависимости от климатических условий.

Таяние снега происходит в основном воздействием на него теплого воздуха, приходящего из других районов. Под действием солнечных лучей тает только 36% снега. Таянию способствует теплый дождь.

Для оценки условий увлажнения поверхности недостаточно знать количество осадков. При одинаковом количестве осадков, но различной испаряемости условия увлажнения могут быть различными. Для характеристики условий увлажнения пользуются коэффициентом увлажнения (К), представляющим собой отношение количества атмосферных осадков, выпадающих за определенный период (R), к испаряемости (Em) за тот же период.

 

K =

 

Атмосферное давление

Вес атмосферы в миллион раз меньше веса Земли, однако давление, оказываемое атмосферой на земную поверхность, весьма значительно и составляет 1033,3 г на каждый кв. сантиметр поверхности на уровне океана. Это давление уравновешивается давлением столбика ртути высотой 760 мм, сечением 1 кв. см при температуре 0º, на том же уровне, на широте 45°. Давление 760 мм рт ст. принято считать нормальным атмосферным давлением. В настоящее время общепринятой единицей измерения давления является миллибар. 100 мб соответствует 750 мм рт. Ст.

С высотой давление убывает, т.к. мощность вышележащего слоя атмосферы становится меньше. Расстояние, на которое нужно подняться или опустится, для того, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 мб, называют барометрической ступенью.

Наблюдения показывают, что давление во времени изменяется постоянно и в широких пределах. Колебания давления в одном месте могут иметь большую амплитуду.

Суточный ход давления отличается плавными колебаниями и имеет два максимума (в 10 и 22 часа по местному времени) и два минимума (в 4 и в 16 часов). Эти колебания давления особенно хорошо выражены в экваториальных и тропических широтах (3—4 мб), по направлению к полюсам амплитуда их уменьшается (до 0,3 мб).

Годовые амплитуды колебаний давления в направлении от низких широт к высоким увеличиваются. При этом над материками колебания более значительны, чем над океанами. Годовой ход давления также различен. Над материками максимум – лето, над океаном – зимой.

Распределение давления в слое атмосферы наглядно можно показать на рисунке с помощью поверхностей, проведенных через точки с одинаковым давлением и называемых изобарическими поверхностями. В области повышенного давления образуется система криволинейных изобарических поверхностей, обращенных выпуклостью вверх. В области пониженного давления – вниз.

Линии, образующиеся от пересечения изобарических поверхностей с поверхностью океана, называются изобарами. Изобары соединяют точки с одинаковым давлением.

Прямолинейные изобары возникают от пересечения поверхности параллельными изобарическими поверхностями по некоторым углом. Замкнутые изобары образуются при пересечении поверхности выпуклыми или вогнутыми чашеобразно изобарическими поверхностями. Система замкнутых изобар с пониженным давлением в центре – барический минимум, то же с повышенным – барический максимум. Незамкнутая система изобар, соответствующая вытянутому языку пониженного давления – барическая ложбина, язык повышенного давления – барический гребень.

Густота расположения изобар зависит от изменения давления на единицу расстояния. Изменения давления в горизонтальном направлении характеризуется барическим градиентом – изменением давления на единицу расстояния в сторону убывающего давления, в направлении, перпендикулярном изобаре.

На карте среднего многолетнего распределения давления в январе видна зона пониженного давления на экваторе (экваториальная депрессия), внутри которой над материками (особенно в южном полушарии) выделяются замкнутые области с давлением ниже 1010 мб. К северу и югу от экваториальной депрессии располагаются зоны высокого давления, распадающиеся на замкнутые области, особенно хорошо выраженные над океанами в южном полушарии (Южно-Индийский, Южно-Тихоокеанский, Южно-Атлантичекий максимумы). Их разделяют области пониженного давления, возникающие над нагретыми материками. В северном полушарии барические максимумы, формирующиеся над океанами – Северо-Атлантический и Северо-Тихоокеанский – объединяются с обширным максимумом над Азией, распространяющимся на тропические, субтропические, умеренные и субполярные широты, и с максимумами над Северной Америкой в сплошную зону высокого давления. В умеренных и субполярных широтах северного полушария над океанами располагаются барические минимумы над материками – упомянутые выше области высокого давления. Над Арктикой давление повышенное, но замкнутая область повышенного давления выделяется только над Гренландией. В умеренных и субполярных широтах южного полушария – сплошная зона низкого давления. Над Антарктидой – устойчивый, барический максимум.

В июле экваториальная зона низкого давления смещается в северное полушарие. Над материками низкое давление распространяется далеко на север, в тропические и умеренные широты северного полушария, образуя обширные летние депрессии с центрами около 30º с.ш. Северо-Атлантический и Северо-Тихоокеанский максимумы также сдвигаются к северу и усиливаются. В умеренных и субполярных широтах северного полушария значительно ослабевающие депрессии над океанами объединяются с депрессиями над материками в сплошную зону низкого давления, к северу от которой давление очень незначительно повышается.

В южном полушарии в субтропических и тропических широтах высокое давление не ограничивается тремя максимумами над океанами, а распространяется и на охлаждающиеся материки, образуя зону высокого давления. В умеренных и субтропических широтах южного полушария, так же как в январе располагается зона низкого давления. Над Антарктидой – высокое давление.

Анализ карт изобар января и июля позволяет заметить выраженную весь год зональность в распределении давления, особенно отчетливо проявляющуюся над океанами. Весь год существует зона пониженного давления над экватором. В субтропических широтах в течение всего года сохраняется зона высокого давления, распадающаяся на отдельные максимумы над океанами. Отчетливо видны зона пониженного давления в умеренных широтах (сплошная в южном полушарии и разделяющаяся в северном) и зона высокого давления над полюсами. В зависимости от сезона зоны высокого и низкого давления над океаном смещаются к северу и югу.

Над материками области выс. И низк. Давления не только смещаются, но и изменяют по сезонам знак на обратный: на месте барического максимума возникает минимум, и наоборот. Например зимний максимум над Азией сменяется летним минимумом. Барические максимумы и минимумы оказывают очень большое влияние на воздушные течения, на погоду и климат, поэтому их называют центрами действия атмосферы.

Развитие атмосферных процессов над Европой, например, в огромной степени определяется влиянием таких центров, как потсоянные Азорский и Арктический максимумы, сезонный максимум над Азией, постоянный Исландский минимум и сезонный минимум над Азией.

Барические максимумы и минимумы нигде не сохраняются постоянно, давление непрерывно меняется, а карты показывают только преобладание давления в одном месте.

Ветер

Различия в давлении вызывают перемещение воздуха. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. Скорость ветра измеряется в метрах в сек. Сила ветра определяется давлением, оказываемым движущимся воздухом на предметы, и измеряется килограммами на 1 кв. м. Сила ветра зависит от его скорости: сила = скорость • 0,25 (коэффициент). Сила трения уменьшает скорость ветра примерно в два раза (что сказывается до высоты 1000 м).

В приземном слое атмосферы мощностью 100 м летом и 50 м зимой максимальная скорость ветра наблюдается в 13-14 часов, минимальная – в ночные часы. В более высоких слоях атмосферы суточный ход скорости ветра обратный.

Направление ветра определяется положением той точки горизонта, от которой он дует

Направление ветра изменяется вместе с изменениями в распределении давления. Наглядное представление о повторяемости ветров дают розы ветров.

Направление ветра зависит от направления барического градиента, оклоняющего действия вращения Земли, от трения.

Воздушные массы

Воздух тропосферы не везде одинаков, потому что неодинаково распределение солнечного тепла по земной поверхности и очень различна сама поверхность В результате взаимодействия с подстилающей поверхностью воздух приобретает те или иные физические свойства, а перемещаясь из одних условий в другие, быстро изменяет их – трансформируется. При этом изменяются прежде всего температура и влажность.

Относительно однородные массы воздуха, распространяющиеся на несколько тысяч километров в горизонтальном направлении и на несколько километров в вертикадльном называют воздушными массами.

Воздушные массы формируются при условии длительного пребывания над относительно однородной территорией (частью континента, океана). Однако и при этом условии воздушная масса не может формироваться как единое целое, обладающее во всех частях одинаковым свойством. Движение воздушной массы также нельзя представит как движение единого тела в одном направлении. На разной высоте в одной воздушной массе движение воздуха часто бывает противоположным.

Различают теплые и холодные воздушные массы (ТВ и ХВ). Первые перемещаются с более теплой поверхности на более холодную, вторые, наоборот, с боле холодной на более теплую.

Теплая воздушная масса охлаждается от подстилающей поверхности, вертикальный температурный градиент в ней уменьшается, ??? часто наблюдается ??? инверсия. Обычно такая воздушная масса устойчива. При большой влажности в надвигающейся на холодную поверхность теплой массе воздуха образуются адвективные туманы, над непрерывным покровом тумана часто располагаются слоистые облака, из которых выпадают моросящие осадки.

Холодная воздушная масса, приходящая на более теплую поверхность, прогревается от нее, вертикальный температурный градиент возрастает, и воздушная масса обычно бывает неустойчивой. Возникает термическая конвекция, образуются конвективные облака, выпадают ливневые осадки. В некоторых областях благодаря малой величине и непостоянству направления барического градиента движение воздушных масс замедляется, что создает условия для формирования существенно отличных друг от друга воздушных масс.

Выделяются четыре зональных очага формирования воздушных масс: экваториальная зона низкого давления, субтропическая зона высокого давления, зимние максимумы над континентами в умеренных широтах, сменяемые летом депрессиями, полярные зоны (арктическая и антарктическая). Соответственно различаются четыре типа воздушных масс, называемых географическими типами: экваториальный — ЭВ, тропический — ТВ, умеренный (полярный) —УВ (ПВ) и арктический (антарктический) — АВ. Перечисленные типы воздушных масс отличаются температурой, влажностью, степенью запыленности. Каждый из четырех типов подразделяется на подтипы: морской (мАВ, мУВ, мТВ, мЭВ) и континентальный (кАВ, кУВ, кПВ, кЭВ), различающиеся прежде всего по влажности.

Арктический (антарктический) воздух отличается от воздуха умеренных широт (полярного) более низкими температурами, меньшей абсолютной влажностью и малой запыленностью. Тропический воздух, наоборот, имеет более высокую температуру, чем умеренный, континентальный его подтип характеризуется сухостью и запыленностью, морской тропический воздух влажный. Экваториальная воздушная масса влажная и теплая, но ее температура вследствие затрат тепла на испарение может быть несколько ниже температуры тропического воздуха. Деление экваториального воздуха на морской и континентальный почти не выражено, так как в экваториальных широтах испарение и над материками очень велико.

Воздушные массы не обладают во всех частях вполне одинаковыми свойствами, типы воздушных масс не могут иметь стандартных характеристик, а их приход не сопровождается всегда строго одними и теми же изменениями состояния атмосферы.

 

АТМОСФЕРНЫЕ ФРОНТЫ

 

Различные по своим физическим свойствам воздушные массы в результате постоянного их перемещения встречаются друг с другом. Пространство между двумя соприкасающимися воздушными массами (условная поверхность раздела различных по свойствам масс), характеризующееся резкими изменениями метеорологических элементов, называется атмосферным фронтом (фронтальной поверхностью).

Фронтальная поверхность располагается всегда под углом к земной поверхности и наклонена в сторону более холодного воздуха, вклинивающегося под теплый. Угол наклона фронтальной поверхности обычно меньше 1°. Это значит, что фронтальная поверхность на расстоянии 200 км от линии фронта будет располагаться на высоте всего 1—2 км. От пересечения фронтальной поверхности с поверхностью Земли образуется линия атмосферного фронта.

Ширина атмосферного фронта в приземном слое может быть от нескольких километров до нескольких десятков километров, длина — от нескольких сотен до нескольких тысяч километров.

Если воздушные течения направляются с обеих сторон вдоль фронта, он заметно не перемещается ни в сторону холодного, ни в сторону теплого воздуха. Такой фронт называется стационарным. Если же воздушные течения имеют составляющую, перпендикулярную фронту, происходит его смещение в ту или другую сторону в зависимости от того, которая из двух воздушных масс активнее. В соответствии с этим и фронты делятся на теплые и холодные.

Теплый фронт перемещается в сторону холодного воздуха, более активной в этом случае оказывается теплая воздушная масса. Теплый воздух натекает на отступающий холодный, поднимаясь вверх по плоскости раздела (восходящее скольжение). При отступлении холодного воздуха нижние его слои в результате трения о поверхность несколько отстают и фронт поднимается очень полого. При медленном поднятии теплого воздуха формируются типичные облачные системы.

Холодный фронт перемещается в сторону теплого воздуха. Более активный холодный воздух движется быстрее теплого, подтекая под него и выталкивая его вверх. При этом нижние слои холодного воздуха отстают в своем движении от верхних и фронтальная поверхность круто поднимается над поверхностью Земли. В зависимости от степени устойчивости теплого воздуха и от скорости движения фронтов различают холодный фронт 1-го и 2-го родов. При смыкании теплого и холодного фронтов возникает фронт окклюзии. Смыкание фронтов происходит потому, что холодный фронт, перемещаясь быстрее теплого, может нагнать его. Теплый воздух, оказавшийся в пространстве между двумя фронтами, вытесняется вверх, и холодные воздушные массы двух фронтов соединяются.

Сплошных атмосферных фронтов между географическими типами воздушных масс нет, но существуют фронтальные зоны, в которых постоянно возникают, обостряются и разрушаются множество фронтов различной интенсивности. Эти зоны называют также климатическими фронтами. Они разделяют области преобладания различных типов воздушных масс. Между арктической (антарктической) воздушной массой и массами воздуха умеренных широт располагается арктический (антарктический) фронт, массу умеренного воздуха от тропических отделяет полярный фронт северного и южного полушария, тропические массы воздуха от масс воздуха экваториального отделены тропическим фронтом.

Все фронты непрерывно перемещаются и изменяются, поэтому действительное положение того или иного участка фронта может значительно отклоняться от многолетнего среднего его положения. По расположению климатических фронтов в разные сезоны можно судить об изменениях, происходящих в расположении типов воздушных масс.

 

ТЕРМИЧЕСКАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОЗДУХА

 

Основная причина движения воздуха — неравномерное нагревание земной поверхности. В слое атмосферы, расположенном над одинаково нагретой поверхностью, давление будет распределяться равномерно, постепенно понижаясь с высотой. Изобарические поверхности займут положение, параллельное земной поверхности и друг другу. Допустим, что один из участков поверхности получает больше тепла, чем соседние с ним участки. От нагретой поверхности участка нагревается находящийся над ним воздух. Возникнет восходящее движение — вынос частичек воздуха из нижней части слоя наверх. В результате нагретый слой расширится (поднимается его верхняя граница), но масса воздуха, оказывающая давление на поверхность, от этого не станет меньше. В этом случае нагревание воздуха еще не вызовет изменения давления на поверхность. В то же время над нагретым участком, в теплом воздухе, давление на всех уровнях, кроме нижнего, возрастет за счет воздуха, поступившего снизу, и будет выше, чем над соседними участками. Изобарические поверхности поднимутся, расстояние между ними увеличится. Наверху начнется отток воздуха от большего давления к меньшему, а это вызовет уменьшение массы воздуха над теплым участком и понижение давления на его поверхность. Одновременно приток воздуха наверху к соседним, менее нагретым участкам вызовет повышение давления на их поверхность. Изобарические поверхности в нижней части рассматриваемого слоя атмосферы изогнутся книзу. С высотой изгиб их уменьшается, и наверху они сохраняют свою форму (выгнутостью вверх).

В соответствии с распределением давления у поверхности возникает движение воздуха в сторону нагретого участка. Отток воздуха из мест с более высоким давлением компенсируется его опусканием. Таким образом, неравномерное нагревание поверхности вызывает термическую циркуляцию воздуха: восходящее движение над нагретым участком, отток на некоторой высоте в стороны, опускание над соседними, менее нагретыми участками и движение воздуха у поверхности к нагретому участку.

Термическая циркуляция воздуха может быть вызвана также неравномерным охлаждением поверхности. В этом случае над охлажденным участком охлаждающийся от него воздух сжимается, и на некоторой высоте давление становится ниже, чем на том же уровне над соседними, менее холодными участками. Наверху возникает движение воздуха в сторону холодного участка и рост давления на его поверхность, соответственно над соседними участками давление понижается. У поверхности воздух начинает растекаться из области повышенного давления в область пониженного, т. е. от холодного участка. Отток воздуха компенсируется опусканием на его место воздуха сверху.

Нетрудно заметить, что нагревание и охлаждение воздуха от подстилающей поверхности не привели бы к изменению давления на поверхность, если бы не сопровождались перемещением наверху. Именно отток воздуха над нагретым участком и приток его к охлажденному отражаются в изменениях давления на поверхность Земли. Таким образом, термические условия (изменение температуры) приводят к появлению динамических условий (уменьшение или увеличение массы воздуха над участком) изменения давления.

Термические циркуляции разных масштабов возникают в атмосфере постоянно. Пример термической циркуляции — местный ветер бриз.

 

МЕСТНЫЕ ВЕТРЫ

 

Местными называют ветры, характерные для определенных географических районов и связанные своим происхождением с местными условиями. Причиной возникновения местных ветров может быть неравномерное нагревание воздуха от подстилающей поверхности (бризы, горно-долинные ветры).

Бризы возникают на берегах морей, больших озер и некоторых крупных рек и характеризуются резкой сменой направления в течение суток.

Днем, когда суша нагрета больше, чем вода, воздух над ней поднимается и наверху оттекает в сторону водоема. В приземных слоях ветер начинает дуть с моря на сушу — морской бриз. Уходящий в сторону суши воздух компенсируется опусканием его над морем. Береговой бриз возникает ночью, когда суша охлаждается сильнее, чем вода, и когда циркуляция воздуха противоположна дневной. При восходящих токах (днем над сушей, ночью над водой) образуются облака. При нисходящих токах небо безоблачное.

Так как днем контрасты в температурах между сушей и водой больше, чем ночью, морские бризы выражены сильнее, чем береговые: их скорость больше (до 7 м/сек), мощность значительнее (до 1000 м), пооса, захватываемая ими, шире (до 100 км).

Бризы особенно резко выражены там, где суточные колебания температуры велики, например в тропической зоне.

Горно-долинные ветры можно разделять на два типа: ветры склонов и собственно горно-долинные. Ветры склонов возникают в результате различного нагрева и охлаждения воздуха на одном и том же уровне у поверхности склона и в свободной атмосфере. Днем воздух у склонов нагревается сильнее, чем воздух на том же уровне на расстоянии от склона, в результате возникает ветер вверх по склону. Ночью наблюдается обратная картина.

Собственно горно-долинные ветры вызываются тем, что воздух в горной долине нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте над соседней равниной. Днем он поднимается по дну долины (долинный ветер), ночью стекает вниз (горный ветер).

Местные ветры (фён, бора), возникающие вследствие воздействия рельефа на воздушные течения, при определенном распределении давления называют орографическими.

Фён — теплый, сухой и порывистый ветер с гор, часто покрытых снегом и ледниками. Он возникает при большом различии атмосферного давления по одну и по другую сторону горного хребта. Переваливая через хребет в сторону пониженного давления, воздух на наветренном склоне охлаждается (на 1° на 100 м до границы конденсации и на 0,5—0,6° на 100 м выше границы конденсации) и теряет влагу (образуются облака, выпадают осадки). На перевальной высоте воздух имеет соответственно более низкую, чем в начале поднятия, температуру и абсолютную влажность, совпадающую с максимальным влагосодержанием при данной температуре. На подветренном склоне воздух, опускаясь, адиабатически нагревается (на 1° на 100 м) и удаляется от точки насыщения, приобретая черты, характерные для фена (сравнительно высокую температуру и низкую относительную влажность).

Фён часто дует зимой и весной. При большом дефиците влажности воздуха он вызывает быстрое таяние и испарение снега (фён называют «пожирателем снега»), а весной действует иссушающе на растения. Продолжительность фена — от нескольких часов до нескольких суток, скорость — от затишья до 20 %м/сек. Фён очень распространен. В России и ближнем зарубежье его можно наблюдать на Кавказе, в горах Средней Азии, в Якутии.

БорА — холодный сильный ветер, дующий с невысоких (до 1000 м) прибрежных гор в сторону моря, преимущественно в холодное время года. Бора возникает в том случае, если холодный воздух над сушей отделен от теплого воздуха над водой невысоким хребтом. Холодный воздух постепенно скапливается перед хребтом и с большой скоростью скатывается вниз к морю. Опускаясь, он адиабатически нагревается, но разность температур холодного и теплого воздуха все равно остается большой. В результате температура на побережье резко понижается.

Хорошо изучена новороссийская бора. Через Мархотский перевал (450 м) на хребте Варада к Черному морю со стороны суши устремляется масса холодного воздуха. Скорость ветра достигает 40 м/сек, в отдельных случаях — 60 м1сек. Температура на берегу моря иногда понижается до — 20,—25°. Брызги воды, вызванные ветром, замерзают, и слой льда мощностью до 4 м быстро покрывает набережную, различные предметы на берегу и суда в море. Так как бора проявляется в море на расстоянии не более 3—5 км, суда спешат уйти из бухты.

Бора наблюдается на западном берегу Байкала (сарма), на Новой Земле (горная), в Провансе (мистраль), в Техасе (норзер), на побережье Антарктиды и в других местах.

 

ЦИКЛОНЫ И АНТИЦИКЛОНЫ

 

Неравномерное нагревание подстилающей поверхности при участии отклоняющей силы вращения Земли может вызвать образование атмосферных вихрей.

Допустим, что замкнутый участок поверхности нагревается значительно сильнее, чем остальная поверхность. Очевидно, над таким участком возникнет восходящее движение воздуха, сопровождающееся растеканием (расходимостью) его наверху в стороны. Это приведет к появлению у поверхности замкнутой области пониженного давления с вихреобразным перемещением воздуха от периферии к центру. Вихревое поднятие в центре и растекание воздуха наверху обеспечивают отток приходящего с периферии воздуха и поддерживают низкое давление. Возникает восходящий атмосферный вихрь, существование которого возможно до тех пор, пока сохраняются причины, обеспечивающие отток воздуха наверху в стороны. Если отток прекращается, происходит заполнение воздухом области пониженного давления и выравнивание давления.

Можно также представить положение, при котором менее нагретьый (охлаждающийся) участок окажется среди сравнительно теплой поверхности. В этом случае произойдет уплотнение воздуха, вызванный этим приток его наверху к центру и, как следствие, возникновение у поверхности замкнутой области повышенного давления с вихревым движением воздуха от центра к периферии (растекание). Место воздуха ушедшего от центра, занимает воздух, опускающийся сверху. Возникает вихрь с нисходящим движением в центре. Если приток воздуха наверху прекращается, исчезают условия существования нисходящего вихря. Атмосферные вихри, обусловленные неравномерным нагреванием подстилающей поверхности — явление не редкое, но, как правило, они имеют незначительные размеры и существуют недолго.

В атмосфере постоянно возникают, развиваются и исчезают вихри очень больших масштабов (диаметром от сотен до 2 тыс. км и более) называемые циклонами и антициклонами. Роль этих вихрей в атмосферных процессах очень велика.

Циклоны — восходящие атмосферные вихри с сильно наклонной осью вращения, проявляющиеся у поверхности Земли замкнутой областью пониженного давления (барическим минимумом) с соответствующей системой ветров от периферии к центру (против часовой стрелки в северном полушарии).

Антициклоны — нисходящие атмосферные вихри с наклонной осью вращения проявляющиеся у поверхности Земли замкнутой областью повышенного давления (барическим максимумом) с соответствующей системой ветров от центра к периферии (по часовой стрелке в северном полушарии). Вихри, образующиеся над неравномерно нагретой поверхностью, могут дать только первое представление о циклонах и антициклонах. В действительности структура циклонов и антициклонов значительно более сложная, а причины их образования еще окончательно не выяснены.

Формирование циклонов и антициклонов объясняют волновыми движениями потоков воздуха в средних слоях тропосферы.

При отсутствии причин, нарушающих геострофическое равновесие (равенство сил барического градиента и отклоняющего действия вращения Земли), воздух на высоте двигается вдоль изобар в северном полушарии вправо от направления барического градиента. Нарушение условий геострофического равновесия, постоянно наблюдающееся в природе (влияние подстилающей поверхности), вызывает отклонение потоков воздуха от направления изобар. Отклоняясь, поток создает избыток воздуха по одну сторону изобар и недостаток — по другую. В том месте, куда поток принес воздух, давление повышается и изобары, отклоняясь в сторону пониженного давления, очерчивают гребни высокого давления. В том месте, где возникает недостаток воздуха (следствие отклонения потока), изобары, отклоняясь в сторону повышенного давления, оконтуривают ложбины низкого давления. Направление изобар приобретает волнообразный характер. Смещение изобар в сторону пониженного давления выражено сильнее, и поэтому на гребнях изобары расходятся, а в ложбинах сближаются. Следуя по направлению изобар, поток двигается также волнообразно (подобно извивающемуся водному потоку). При незначительной скорости движения он или обтекает гребни и ложбины, или двигается вместе с ними. Быстро двигающийся поток воздуха, сохраняя скорость, по инерции растекается в той части волны, где изобары расходятся, и сжимается в той части, где изобары сближаются.

Все изменения, происходящие в потоке воздуха на высоте, заметно отражаются на изменении давления у поверхности. Под областью растекания воздуха (расходимости) давление на поверхность резко ослабевает, возникает замкнутая область пониженного давления с вихреобразным движением воздуха к центру. В центре области низкого давления воздух поднимается, компенсируя недостаток его наверху, вызванный растеканием. Так образуется в нижнем слое тропосферы циклон.

Под областью сходимости потока давление резко повышается, и здесь формируется замкнутая область повышенного давления, в которой воздух растекается от центра к периферии. Отток воздуха компенсируется его опусканием в центре из области сходимости воздушного потока наверху. Таким образом формируется антициклон.

Возникшие в приземном слое тропосферы циклоны и антициклоны продолжают существовать только до тех пор, пока наверху процессы оттока воздуха от области расходимости и притока в область сходимости изобар оказываются интенсивнее процессов оттока и притока воздуха в центрах вихрей внизу.

Развитие гребней высокого давления может привести к их обособлению и к превращению в замкнутую область высокого давления — высотный антициклон. В результате развития ложбин низкого давления могут сформироваться высотные циклоны.

Высотные антициклоны и циклоны не располагаются непосредственно над приземными. Но в результате того, что, двигаясь в одну сторону с ними при отсутствии трения, они обладают большей скоростью, через некоторое время происходит их смыкание. Приземный антициклон смыкается с располагающимся над ним высотным антициклоном, приземный циклон — с высотным циклоном. Высотные зоны сходимости и расходимости исчезают, вместе с тем исчезают и условия для существования приземных циклонов и антициклонов, и они постепенно ликвидируются.

Наиболее благоприятные условия возникновения волнового движения существуют в зоне атмосферного фронта, т. е. там, где на коротком расстоянии быстро изменяются температура и давление. Поэтому и образование циклонов и антициклонов приурочено к фронтальной зоне, к климатическим фронтам. В циклоне стекание воздуха с разных сторон к центру приводит к сближению теплых и холодных потоков и создает условия для сохранения и развития фронта, проходящего через центр циклона. Циклоны, за редким исключением (возникновение в результате местного перегрева), имеют фронтальную структуру. На схеме развития фронтального циклона в верхней из трех горизонтальных частей рисунка (а) показаны распределение давления и часть волны воздушного потока на высоте 4—6 км над земной поверхностью. В средней части рисунка (б) можно видеть соответствующее распределение давления, ветров, воздушных масс и разделяющих их фронтов вблизи земной поверхности. Нижняя часть рисунка (в) —вертикальный разрез по линии А — А через область развития циклона.

На первой (1) из пяти вертикальных частей рисунка мы видим положение, предшествующее появлению приземного циклона. Наверху — часть волны с расходящимся потоком. У земной поверхности — стационарный фронт, разделяющий холодный и теплый воздух.

Фронтальная плоскость наклонна в сторону холодного воздуха; на рисунке видно, что холодный воздух течет под теплым.

Возникновение приземного циклона (2) под областью расходимости воздушного потока вызывает изменение в приземном движении воздуха, направляющегося теперь к центру циклона (2, б). В результате фронт изгибается, причем изгиб начинает перемещаться вдоль линии фронта в направлении движения верхнего воздушного потока. Участок фронта в передней части изгиба (волны) становится теплым фронтом (он перемещается в сторону холодного воздуха), в тыловой части — холодным фронтом (перемещается в сторону теплого воздуха). Переход холодного фронта в теплый совпадает с центром циклона (это положение отображено на рис. 2, в).

В начальной (волновой) стадии развития циклон обрисовывается у поверхности одной изобарой. В дальнейшем идет расширение циклона, увеличение занятой им площади и вовлечение в циклоническое вращательное движение более высоких слоев — до 2—3 км— во второй стадии развития циклона. Это стадия типичного молодого циклона (3, а, б, в), характеризующегося хорошо выраженным теплым сектором, ограниченным сходящимися под острым углом в центре циклона теплым и холодным участками фронта. Происходит постепенное сближение теплого и холодного фронтов в результате более быстрого продвижения последнего (холодный фронт догоняет теплый).

В следующей стадии (4, а, б, в) — стадии окклюзии— циклон достигает максимального развития, перед тем как начинает постепенно заполняться. Наверху оформляется центр низкого давления, смещенный по отношению к приземному центру несколько в сторону холодного воздуха. Холодный фронт все более приближается к теплому и наконец смыкается с ним (4, в), образуя сложный фронт окклюзии. Процесс этот начинается от центра, и теплый сектор постепенно сокращается. Теплый воздух, выжимаемый наверх холодным, уже не соприкасается с поверхностью. Циклон оказывается полностью в холодном воздухе (становится термически симметричным). Некоторое время после окклюцирования он еще может углубляться, а затем начинает заполняться. В последней стадии развития — стадии заполняющегося старого циклона — циклон становится холодным образованием, захватывающим значительную толщу атмосферы (до 2—б км и более). Циклоническая циркуляция распространяется часто на высоту всей тропосферы. Отток воздуха наверху прекращается, падение давления приостанавливается, и циклон ликвидируется (5). Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь чаще с запада на восток с некоторым отклонением к северу. Скорость движения циклонов разнообразна, обычно 20—40 км в час (около 700 км в сутки), в отдельных случаях — более 2000 км в сутки. В начале развития циклон движется быстрее, затем движение замедляется и он становится малоподвижным.

Иногда циклон, прошедший вce стадии развития, не заполняется окончательно, а начинает снова углубляться (регенерирует). Это происходит в том случае, если в область старого циклона вторгаются новые порции холодного или теплого воздуха, создавая резкие температурные контрасты. Особенно благоприятно для регенерации циклона встречное движение теплого и холодного воздуха.

На периферии старых, уже заполняющихся циклонов на участке холодного фронта нередко возникают новые циклоны (называемые частными), перемещающиеся в том же направлении, в каком перемещается первоначальный циклон, но только несколько южнее. Новый циклон проходит те же стадии развития, что и первоначальный, но, конечно, отстает от него, т. е. является более молодым. На холодном фронте этого циклона может появиться еще один частный циклон, расположенный южнее. Так, на одном общем фронте последовательно возникает до трех-четырех циклонов. Такая взаимосвязанная и последовательно развивающаяся группа циклонов называется серией или семейством циклонов. Прохождение циклонической серии занимает в среднем 5—6 суток, но в отдельных случаях может продолжаться и значительно дольше (до 12 суток).

Сотни фронтальных циклонов существуют одновременно в каждом из полушарий, оказывая огромное влияние на погоду внетропических широт. В тропических широтах также возникают циклонические вихри, но совершенно иной структуры — тропические циклоны.

Между циклонами возникают подвижные антициклоны, перемещающиеся с циклонами в направлении движения ведущего потока.

В первой стадии развития молодой антициклон представляет собой сравнительно небольшой вихрь, обнаруживающийся до высоты 2—3 км. Во второй стадии — стадии максимального развития — в антициклоническое движение включаются все более и более высокие слои — до высоты 8—12 км. В третьей стадии — стадии разрушения — антициклон становится малоподвижным, происходит сближение нижней и верхней областей высокого давления, вызывающее разрушение антициклона.

Фронта в антициклоне нет, воздушные течения, направляющиеся от центра, относят фронт на периферию. Обычно фронт окаймляет антициклон почти с трех сторон (это характерно для антициклона, лежащего между двумя циклонами). Фронтальная поверхность может прослеживаться на некоторой высоте и в центральной части антициклона в виде слабовыраженного инверсионного слоя (фронтальная инверсия). В центре антициклона у земной поверхности обычны штили, на периферии могут быть ветры значительной силы.

Тропические циклоны — вихри, образующиеся вокруг центров пониженного давления в тропических широтах, между 5 и 20° в каждом полушарии. В экваториальной зоне, под широтами ниже 5° северной и южной широты, циклоническая циркуляция почти не возникает из-за слишком малого влияния отклоняющей силы вращения Земли. От циклонов вне тропических широт тропические циклоны отличаются меньшими размерами (диаметр при наибольшем развитии их не превосходит 1000 км) и значительно большей (от 50 до 120 м/сек) скоростью ветра. Скорость перемещения тропического циклона — 10—12 км в час.

Тропические циклоны захватывают всю тропосферу, распространяясь до высоты 15—18 км. Причины возникновения тропических циклонов еще недостаточно выяснены. Считают, что они могут образовываться в связи с термической неустойчивостью воздуха, богатого влагой. Быстрое поднятие такого воздуха сопровождается бурной конденсацией влаги и выделением огромного количества тепловой энергии. Быстрому поднятию воздуха способствует также центробежное выбрасывание его из центральной части циклона при малом притоке в приземном слое.

Подсчитано, что количество энергии, выделяющееся в тропическом циклоне диаметром около 700 км, составляет 150- 1018 эргов в секунду. Столько же энергии выделится при взрыве 5 таких атомных бомб, какая была сброшена на Хиросиму. За один час существования подобного циклона выделяется энергия, равная энергии 36 водородных бомб средней мощности.

Интересно, что во всей системе тропического циклона воздух поднимается и только в центре его существует нисходящее движение. Этим объясняется тот факт, что в центре тропического циклона («глаз бури» диаметром 18—55 км) тихо и можно видеть чистое небо, тогда как для всей системы типична ненастная погода с ураганными ветрами, сильными ливнями и грозами. Особенно характерны сильные ветры и ливневые осадки для зоны, непосредственно примыкающей к «глазу бури».

Существует несколько очагов наиболее частого зарождения тропических циклонов: в Атлантическом океане — Карибское море и Мексиканский залив, в Тихом океане — район Филиппинских островов и Южно-Китайского моря, в Индийском океане — Аравийское море, Бенгальский залив, район острова Маврикия.

Больше всего тропических циклонов возникает над Тихим океаном; у юго-восточных берегов Азии возникает в среднем 20 циклонов в год. Здесь их называют тайфунами («чрезвычайным ветром»). На втором месте по количеству тропических циклонов — Атлантический океан (местное название их на Антильских островах — ураганы) и на третьем— Индийский океан (местное название — орканы).

Образовавшиеся тропические циклоны в северном полушарии движутся сначала на северо-запад, затем, на широте 25—30°, поворачивают на северо-восток. Переходя в умеренные широты, тропические циклоны или затухают, или превращаются в мощные внетропические циклоны.

Разрушительная сила тропических циклонов огромна. В сентябре 1961 г. циклон «Ненси» (тропическим цик

 




Поиск по сайту:

©2015-2020 studopedya.ru Все права принадлежат авторам размещенных материалов.