8.24 Горизонтальный барический градиент. Ветер

Разность атмосферного давления между двумя областями как у земной поверхности, так и выше нее вызывает горизонтальное перемещение воздушных масс - ветер. С другой стороны, сила тяжести и трение о земную поверхность удерживают массы воздуха на месте. Следовательно, ветер возникает только при таком перепаде давления, который достаточно велик, чтобы преодолеть сопротивление воздуха и вызвать его движение. Очевидно, что разность давлений должна быть отнесена к единице расстояния. В качестве единицы расстояния раньше принимали 1⁰ меридиана, то есть 111 км. В настоящее время для простоты расчетов условились брать 100 км.

Горизонтальным барическим градиентом называется падение давления в 1 мб на расстояние в 100 км по нормали к изобаре в сторону убывающего давления.

Скорость ветра всегда пропорциональна градиенту: чем больше избыток воздуха на одном участке в сравнении с другим, тем сильнее его отток. На картах величина градиента выражается расстояниями между изобарами: чем ближе одна к другой, тем градиент больше и ветер сильнее.

Кроме барического градиента на ветер действуют вращение Земли, или сила Кориолиса, центробежная сила и трение.

Вращение Земли (сила Кориолиса) отклоняет ветер в северном полушарии вправо (в южном полушарии влево) от направления градиента. Теоретически рассчитанный ветер, на который действуют только силы градиента и Кориолиса, называется геострофическим. Он дует по касательной к изобарам.

Чем сильнее ветер, тем больше его отклонение под действием вращения Земли. Оно нарастает с увеличением широты. Над сушей угол между направлением градиента и ветром достигает 45-50⁰, а над морем - 70-80⁰; средняя величина его равна 60⁰.

Центробежная сила действует на ветер в замкнутых барических системах - циклонах и антициклонах. Она направлена по радиусу кривизны траектории в сторону ее выпуклости.

Сила трения воздуха о земную поверхность всегда уменьшает скорость ветра. Скорость ветра обратно пропорциональна величине трения. При одном и том же барическом градиенте над морем, степными и пустынными равнинами ветер сильнее, чем над пересеченной холмистой и лесной местностью, а тем более горной. Трение сказывается в нижнем, примерно 1000 - метровом, слое, называемом слоем трения. Выше ветры геострофические.

Направление ветра определяется стороной горизонта, откуда он дует. Для обозначения его обычно принимается 16-лучевая роза ветров: С, CCЗ, CЗ, ЗСЗ, З, ЗЮЗ, ЮЗ, ЮЮЗ, Ю, ЮЮВ, ЮВ, ВЮВ, В, ВСВ, СВ, ССВ.

Иногда вычисляется угол (румб) между направлением ветра и меридианом, причем север (С) считается за 0⁰ или 360⁰, восток (В) - за 90⁰, юг (Ю) - 180⁰, запад (З) - 270⁰.

8.25 Причины и значение неоднородности барического поля Земли

Для географической оболочки важны не сами по себе барические максимумы и минимумы, а направление тех вертикальных токов воздуха, которые их создают.

Размер атмосферного давления показывает направление вертикальных движений воздуха - восходящих или нисходящих, а они или создают условия для конденсации влаги и выпадения осадков, или исключают эти процессы. Между влажностью воздуха и его динамикой существуют два основных типа связи: циклональный с восходящими токами и антициклональный с нисходящими.

В восходящих токах воздух адиабатически охлаждается, относительная влажность его повышается, водяной пар конденсируется, образуются облака и выпадают осадки. Следовательно, барическим минимумам свойственны дождливая погода и влажный климат. Конденсация идет постепенно и на всех высотах. При этом выделяется скрытая теплота парообразования, которая вызывает дальнейший подъем воздуха, его охлаждение и конденсацию новых порций влаги, что влечет за собой выделение новых порций скрытой теплоты. Одновременно идут четыре взаимно связанных процесса: 1) подъем воздуха, 2) охлаждение воздуха, 3) конденсация пара и 4) выделение скрытой теплоты парообразования. Первопричиной всех этих процессов является солнечное тепло, затраченное на испарение воды.

В нисходящих воздушных массах происходит адиабатическое нагревание и понижение влажности воздуха; облака и осадки образовываться не могут. Следовательно, барическим максимумам, или антициклонам, свойственна безоблачная, ясная и сухая погода и сухой климат. С поверхности океанов в областях высокого давления происходит значительное испарение, интенсивность которого благоприятствует безоблачное небо. Влага отсюда уносится в другие места, поскольку опустившийся воздух неизбежно должен перемещаться в стороны. Из тропических максимумов он в виде пассата идет к экватору.

Процессы усвоения атмосферой солнечного тепла, динамикой воздушных масс и влагооборота взаимно связаны и обусловлены.

Циркуляция атмосферы и неоднородность барического поля вызывается двумя неравнозначными причинами. Первая, и основная, состоит в неоднородности термического поля Земли, в тепловом различии экваториальных и полярных широт. Действительно, на экваторе находится нагреватель, а на полюсах - холодильники. Они создают тепловую машину первого порядка.

По термической причине на не вращающейся планете установилась бы довольно простая циркуляция воздуха. На экваторе нагретый воздух поднимается, восходящие токи у земной поверхности формируют пояс низкого давления, называемый экваториальным барическим минимумом. В верхней тропосфере изобарические поверхности поднимаются и воздух оттекает в стороны полюсов.

В полярных широтах холодный воздух опускается, у земной поверхности образуются области повышенного давления и воздух возвращается к экватору.

Термическая разница между широтами вызывает перенос воздушных масс вдоль меридианов или, как принято говорить в климатологии, меридиональную слагающую атмосферной циркуляции.

Таким образом, сущность тепловой машины, вызывающей циркуляцию атмосферы, заключается в том, что часть энергии солнечной радиации превращается в энергию атмосферных движений. Она пропорциональна разнице температур между экватором и полюсами.

Вторая причина циркуляции атмосферы - динамическая; она заключается во вращении планеты. Циркуляция воздуха непосредственно между экваториальными и полярными широтами невозможна, поскольку вся сфера, в которой движется воздух, вращается. Горизонтальные потоки воздуха и в верхней тропосфере, и у земной поверхности под действием вращения Земли непременно отклоняются вправо в северном полушарии и влево в южном полушарии. Так возникает зональная слагающая циркуляции атмосферы, направленная с Запада на Восток и формирующая западно-восточный (западный) перенос воздушных масс. На вращающейся планете западно-восточный перенос выступает в качестве основного типа циркуляции атмосферы.

Сезонные возмущения термического поля Земли, обусловленные различиями в нагревании океанов и материков, вызывают колебания над ними атмосферного давления. Зимой над Евразией и Северной Америкой холоднее, чем над океанами в этих же широтах. Изобарические поверхности над экваториями океанов выше, чем над сушей. Воздух наверху перетекает с океанов на материки. Общая масса воздушного столба над континентами увеличивается. Здесь образуются обширные зимние барические максимумы - Сибирский максимум с давлением до 1 040 мб и несколько меньший Североамериканский максимум с давлением до 1 022 мб. Над океанами масса воздушного столба уменьшается, образуются депрессии. Так создается тепловая машина второго порядка.

Летом тепловые контрасты между сушей и морем уменьшаются, минимумы и максимумы как бы рассасываются, давление выравнивается или меняется на противоположное зимнему. В Сибири, например, оно падает до 1 006 мб.

Сезонные колебания атмосферного давления над сушей и морем создают так называемый муссонный фактор.

На южных материках в январскую (летнюю для них) часть года образуются барические минимумы, оконтуренные замкнутыми изобарами.

Поочередное полугодовое нагревание северного и южного полушарий вызывает смещение всего барического поля Земли в сторону летнего полушария - в январскую часть года северного, а в июльскую - южного.

Экваториальный минимум в январскую часть года лежит южнее экватора, в июльскую он смещен к северу, достигая в Южной Азии северного тропика. Над Ираном и пустыней Тар создается Ирано-Тарский (Южноазиатский) минимум. Давление в нем падает до 994 мб.

8.26 Географические типы воздушных масс

Атмосфера неоднородна, она состоит из отдельных воздушных масс, размеры которых соизмеримы с большими частями материков и океанов. Воздушные массы в результате пребывания в определенных условиях радиации и подстилающей поверхности приобретают определенные устойчивые физические свойства - температуру, влажность, прозрачность и др.

Различают следующие основные географические типы воздушных масс и их морские и континентальные разновидности:

1. Арктический воздух (АВ). В нем выделяют:

а) континентальный воздух (кАВ) формирующийся над ледяной поверхностью Арктики, а зимой также над Таймыром, бассейном Калымы, Чукоткой и Северной Канадой. Он характеризуется низкими температурами, малым содержанием влаги и большой прозрачностью. Вторжение кАВ в умеренные широты вызывает резкие и значительные похолодания; зимой устанавливаются сильные морозы, весной и осенью - заморозки; во всех случаях стоит ясная погода при безветренном небе и большой прозрачности воздуха; кАВ - устойчивая масса, держится долго. В южном полушарии его аналогом является антарктический воздух;

б) морской арктический воздух (мАВ) формируется в европейской Арктике, над океаном, свободным ото льда. От кАВ он отличается большим влагосодержанием и несколько более высокой температурой. Вторжение мАВ зимой на материк может вызывать кратковременное потепление.

2. Воздух умеренных широт (УВ). Выделяют:

а) континентальный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над обширными поверхностями континентов в умеренных широтах. Зимой он сильно охлажден и устойчив. Погода в нем обычно ясная с сильными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают восходящие токи;

б) морской воздух умеренных широт (мУВ), формируется над океанами в средних широтах; западными ветрами и циклонами он переносится на материки; характеризуется большой влажностью и умеренной температурой, зимой несет оттепели, летом - прохладную и всегда пасмурную погоду.

3. Тропический воздух (ТВ). Выделяют:

а) континентальный тропический воздух (кТВ), Формирующийся над материками тропических широт и в тропических барических максимумах - над Сахарой, Аравией, пустыней Тар, а летом и в субполярных и даже на юге умеренных широт - на юге Европы, в Средней Азии и Казахстане, в Монголии и Северном Китае; характеризуется высокой температурой, сухостью, запыленностью;

б) морской тропический воздух (мТВ), Образуется над тропическими экваториями - в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуется высокой температурой и высоким влагосодержанием, но низкой относительной влажностью.

Тропический воздух проникает как в умеренные, так и к экватору в пассатах.

4. Экваториальный воздух (ЭВ) образуется в экваториальной зоне. Характеризуется высокой температурой и большой влажностью. Эти свойства он сохраняет и над сушей, и над морем, поэтому на морскую и континентальную разновидности не делится.

8.27 Атмосферные фронты

Одни воздушные массы от других отделяются атмосферными фронтами. Атмосферные фронты - это пограничные слои (поверхности), разделяющие соседние массы воздуха с различными физическими свойствами. Ширина переходного слоя достигает несколько десятков километров. Пересечение его с земной поверхностью образует так называемую фронтальную зону, длина которой измеряется тысячами километров. В метеорологии при расчетах часто пренебрегают шириной переходного слоя и рассматривают его как фронтальную поверхность. Пересечение фронтальной поверхности с земной поверхностью образует линию фронта. Все перечисленные понятия объединяются выражением «атмосферный фронт (АФ».

Так как фронт (Ф) разделяет две воздушные массы с разной температурой и, следовательно, с разным направлением движения, то очевидно, что он обязательно наклонен к плоскости горизонта в сторону холодного воздуха. Тяжелая холодная воздушная масса прижимается к Земле и растекается, подрезая теплую, а теплая масса поднимается по склону холодного. Наклон фронтальной поверхности в среднем составляет около 1:100, то есть примерно 100 м на 1 км. На фронтах, таким образом, воздушные массы располагаются не только рядом, но и одна над другой и при этом движутся. Перемещение теплого воздуха над клином холодного одновременно в сторону и вверх получило название восходящего скольжения. В этом месте у земли, где начинается подъем воздуха, образуется барический минимум. Вверх фронт простирается до 15 км, захватывая всю тропосферу.

Как и во всяких восходящих токах влажного воздуха происходит адиабатическое охлаждение, конденсация пара, образование облаков и выпадение осадков. Полоса фронтальной облачной системы может достигать 800 км, причем формы облаков всегда располагаются последовательно: перистые облака, перисто-слоистые облака, высокослоистые облака и слоисто-дождевые облака.

Планетарные фронтальные зоны разделяют основные воздушные массы тропосферы т опоясывают все северное и южное полушария.

Между арктическим (антарктическим) воздухом и умеренным воздухом проходит арктический (антарктический) фронт, располагающийся в среднем около 65⁰ с.ш. (65⁰ ю.ш.).

В средних широтах между умеренными и тропическими воздушным массами проходят умеренные фронты северного и южного полушарий. Летом они смещаются к 50⁰, зимой к 30⁰ с.ш.

Между умеренным и тропическим воздухом находится тропический фронт.

В экваториальных широтах при соприкосновении экваториальных воздушных масс с тропическими образуется не фронт, поскольку эти воздушные массы одинаковы, а полоса конвергенции или сходимости.

Так как фронтальная зона умеренных широт разделяет две воздушные массы с разными физическими свойствами, в том числе и тепловыми, то она распадается на две части, из которых одна называется теплым фронтом, в другая - холодным фронтом.

Теплым называется тот фронт, к которому подходит теплый воздух, а холодной соответственно смещается. Характер погоды здесь определяется восходящим скольжением теплого воздуха.

Холодным называется тот фронт, на который по земной поверхности, не поднимаясь, поступает холодная воздушная масса, а теплая, оттесняемая вверх клином холодного воздуха, поднимается отдельными порывами. Борьбой холодного воздуха с теплым и определяется характер погоды этого фронта.

Фронт не просто разделяет воздушные массы, а представляет собой плоскость их борьбы: холодный воздух наступает на теплый и подрезает его снизу, теплый же вынужден подниматься - на теплом фронте равномерно, на холодном шквалами.

Взаимодействие воздушных масс, различных по температуре, влажности, плотности и кинетической энергией воздушных течений, неизбежно вызывает изгибы фронта. Все разнообразные движения упорядочиваются кинетической энергией вращения Земли и приобретают вид циклонов и антициклонов. В силу этого фронты фактически превращаются в совокупность фронтов циклонов. Борьба воздушных масс вызывает почти непрерывное перемещение фронтов.

8.28 Зонально-региональное распределение атмосферного давления на уровне моря, ветры в нижней тропосфере и формирование климатических поясов земного шара

У земной поверхности единой барическое поле дифференцируется на пояса и регионы.

В экваториальном поясе (около 10⁰ с.ш. - 10⁰ ю.ш.) в течение всего года существует низкое давление - экваториальная депрессия (1 000-1 008 мб). Движущей силой ее формирования является скрытая теплота парообразования. Экваториальный минимум - это далеко не однообразная сплошная лента низкого давления. На фоне общей депрессии непрерывно возникают и исчезают области повышенного давления, хотя, конечно, по интенсивности они несравнимы с антициклонами умеренных широт. С переменой давления связаны изменения погоды, грозы, шквалы ветров. Ветры в этой полосе случайны и кратковременны, господствует безветрие, и вся полоса называется штилевой.

При восходящей конвекции происходит конденсация пара, и влага, как принесенная на экватор из тропических поясов, так и испарившаяся на месте, выпадает обильными экваториальными дождями, которые называются зенитальными (по положению Солнца в зените).

В тропических широтах (между 35⁰ и 20⁰ обоих полушарий) на океанах располагаются тропические, или субтропические, барические максимумы с нисходящими воздушными токами: Азорский и Гавайский в северном полушарии, Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский в южном. Давление воздуха в них составляет около 1 022 - 1 026 мб. Эти области высокого давления держатся весь год.

Механизм образования тропических максимумов может быть описан в виде следующей схемы. На материках в соответствии с их термическим режимом барическая система меняется от зимы к лету. В летнюю часть года каждого полушария на суше давление нормальное или пониженное (в Австралии, в Южной Африке и т.д.). В тропиках Южной Азии, например, стоит глубокий Ирано-Тарский минимум (994 мб).

В январскую часть года Азорский и Гавайский минимумы сливаются с Сибирским (1040 мб) и Северо-Американским (1022 мб), образуя над субтропическими и умеренными широтами всего северного полушария непрерывную полосу высокого давления.

В зиму южного полушария (июнь-юиль-август) над материком Австралии формируется незначительный Австралийский максимум (1 020 мб).

В центре тропических максимумов, или антициклонов, стоит безветрие, а на периферии дуют ровные ветры во все стороны от центра. Те из них, которые переносят воздух в экваториальный минимум, называются пассатами. Они четко выражены на океанах и не всегда четко на материках. Под влиянием силы Кориолиса пассаты отклоняются вправо в северном полушарии и влево в южном полушарии и приобретают направление с востока на запад, образуя восточный перенос.

В умеренных широтах северного и южного полушарий находятся вторые (после экватора) минимумы атмосферного давления. Однако барическое поле диссимметрично. В южном полушарии в соответствии с его океаничностью Антарктический пояс низкого давления (до 984 мб) описывает Землю сплошным кольцом и существует весь год. В северном полушарии в связи с чередованием материковых и океанских секторов барические минимумы выражены только на океанах (Исландский и Алеутский минимумы с давлением в январе около 998 мб). На материках давление сезонно меняется по термической причине.

Не трудно видеть, что, несмотря на сезонные колебания барического поля северного умеренного пояса, генеральная закономерность - образование полосы низкого давления - отчетлива: летом она опоясывает все полушарие, зимой прерывиста, на океанах выражена достаточно глубоко.

Из тропических барических максимумов воздух стекает не только в экваториальную депрессию, но и в пояса низкого давления умеренных широт, хотя и в меньшем количестве, около 25% общей их массы. Он отклоняется вправо в северном полушарии и влево в южном полушариях, он включается в западный перенос и образует характерные для умеренных широт западные ветры. Их действию подвержены Европа севернее Средиземного моря, Северная Америка к северу от Калифорнии, Южная Америка южнее города Сантьяго, то есть всюду между умеренным и арктическим (антарктическим) фронтами.

В Арктике и Антарктике по термическим причинам атмосферное давление высокое. Холодный воздух полярных максимумов стекает в минимумы умеренных широт. Отклоняясь под действием вращения Земли, эти ветры образуют арктические норд-осты и антарктические зюйд-осты.

На арктическом и антарктическом фронтах холодные арктические (антарктические) массы воздуха встречаются со сравнительно теплыми умеренными воздушными массами. Столкновение и борьба арктических (антарктических) и умеренных воздушных масс разрешается образованием циклонов и антициклонов.

Таким образом, атмосферное давление на Земле распределено зонально-регионально. Существуют следующие пояса:

1) экваториальный минимум;

2) тропические максимумы;

3) минимумы умеренных широт;

4) полярные максимумы.

Каждый из поясов распадается на регионы - участки, в которых давление в отдельные сезоны отступает от типичного для пояса.

Отчетливо также выражены следующие пояса ветров:

1. Экваториальный штилевой

2. Субэкваториальный пассатный

3. Тропический затишья

4. Умеренный западных ветров и циклонических переменных

5. Субарктических норд-остов и субантарктических зюйд-остов

6. Приполюсных антициклонических ветров

8.29 Пояса переменной циркуляции атмосферы

Наклон оси вращения Земли при ее годовом обращении обусловливает перемещение термического экватора относительно географического и, следовательно, всех циркуляционных поясов по сезонам года в соответствии с наибольшим нагреванием то северного, то южного полушарий.

В июльское полугодие экваториальный минимум смещен в северное полушарие вплоть до тропиков (до полуострова Индостан). Соответственно смещается и вся барическая система. В январское полугодие и экваториальный минимум и все другие барические пояса смещаются в сторону южного полушария. В итоге в каждом полушарии сформировалось по три пояса переменной циркуляции: 1) субэкваториальные, 2) субтропические, 3) субполярные.

Поясами, или зонами, переменной циркуляции называются такие, которые, располагаясь на стыке основных, одну половину года заняты воздушными массами одного пояса, в другую - другого, соседнего. В них, следовательно, два климата - полгода климат одного пояса, а полгода - другого.

Субэкваториальные пояса расположены примерно между 10 и 20⁰ обоих полушарий, в Индостане - до 30⁰ с.ш. Летом каждого полушария в субэкваториальный пояс переходит экваториальный барический минимум с его восходящими токами воздуха и обильными дождями. Это время - сезон дождей; они здесь называются зенитальными.

В зимний период данного полушария субэкваториальный пояс занят воздухом тропических барических максимумов, поэтому устанавливается сухой сезон. Субэкваториальным поясам соответствует зона саванн.

Субтропические пояса находятся между 30 и 40⁰ с.ш. и ю.ш. Летом они заняты тропическим воздухом, поэтому лето сухое и теплое. Зимой, когда тропические максимумы смещаются в сторону экватора, в субтропические пояса приходит воздух умеренных широт - умеренный фронт, западный перенос, циклоны. Поэтому зима здесь дождливая и прохладная.

Субарктический и субантарктический пояса, расположенные за полярными кругами (в зоне тундр), заняты зимой арктическим и антарктическим воздухом, а летом умеренным.

8.30 Центры действия атмосферы

Основными очагами формирования воздушных масс являются области высокого и низкого давления, которые, таким образом, приобретают значение центров действия атмосферы. Так они называются потому, что оказывают существенное воздействие на климат больших областей Земли. Это: Экваториальная депрессия, Азорский, Гавайский, Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский, Южно-Индийский максимумы; Исландский, Алеутский минимумы, Азиатский зимний максимум, Северо-Американский зимний максимум, Арктическая область повышенного давления, Антарктический максимум.

При проникновении воздушных масс из очагов своего формирования в области с иными географическими условиями они трансформируются, то есть изменяются их свойства, прежде всего температура и влажность.

Тропический воздух пассатов, подходя к экватору, трансформируется в экваториальный воздух. Проникая в умеренный широты, он трансформируется в умеренный воздух.

Морской умеренный воздух, оказавшись в глубине континентов, зимой охлаждается, а летом нагревается и всегда иссушается, превращаясь в континентальный умеренный воздух.

8.31 Общая циркуляция атмосферы

Общая циркуляция атмосферы - совокупность основных движений воздуха планетарных размеров, посредством которых осуществляется обмен воздушных масс в горизонтальном и в вертикальном направлениях в тропосфере и нижней стратосфере до высоты примерно 20 км (гораница географической оболочки).

Простейшее сопоставление горизонтальной протяженности атмосферы (расстояние от экватора до полюса 10 002 км) и вертикальной ее мощности (20 км) показывает, что большее ее количество момента движения в общей циркуляции атмосферы приходится на горизонтальный перенос и меньше на вертикальный. Даже в экваториальном поясе, где дуют постоянные пассаты, на вертикальную циркуляцию приходится только 14%, а 86% - на горизонтальную составляющую.

Однако роль вертикального переноса выражается не только количественными показателями. В выпадении осадков или в иссушении воздуха решающее значение имеют восходящие и нисходящие токи. С восходящими движениями воздуха связано выделение скрытой теплоты парообразования, играющей решающую роль во всем режиме тропосферы.

Общая схема циркуляции атмосферы может быть представлена в следующем виде. В каждом полушарии имеется три кольца движения воздуха:

Первое кольцо охватывает тропические широты и включает восходящие токи воздуха над экватором (барический минимум), перенос его к тропикам ветрами западно-северо-западного направления в северном полушарии и западно-юго-западного направления в южном полушарии, опускание на широтах около 30⁰ (барические максимумы) и возвращение воздуха пассатами к экватору.

Второе кольцо находится в умеренных широтах и состоит из западных ветров, дующих из тропических барических максимумов, подъема воздуха на умеренном и арктическом фронтах и переноса его вверху, с одной стороны, в тропические широты, а с другой - к полюсам.

Третье, полярное, кольцо включает опускание воздуха близ полюсов, перенос его к Арктическому и Антарктическим максимумам и восходящие движения на фронтах.

Главная движущая сила циркуляции атмосферы заключается в подъеме теплого экваториального воздуха.

8.32 Движущие силы циркуляции атмосферы

Основной движущей силой циркуляции воздуха служит скрытая теплота испарения. Преимущественно именно она, а не турбулентный теплообмен вызывает восходящие токи воздуха в барических минимумах.

Самое большое количество солнечной энергии (тепла) усваивают тропические пояса океанов. Небо здесь безоблачное, напряжение солнечной радиации большое. Альбедо воды при высоком положении Солнца составляет всего около 2-8%. В этих условиях с поверхности океанов испаряется огромное количество воды.

Здесь образуется первый импульс циркуляции атмосферы. Из тропиков около ѕ водяного пара переносится пассатами к экватору, а ј в умеренные широты.

Воздушные массы пассатов северного и южного полушарий сходятся на экваторе в зоне конвергенции - сходимости, где воздух нагревается теплотой фазового перехода пара в воду при конденсации. Этот процесс протекает по принципу «цепной реакции»: по мере поднятия воздух охлаждается, пар конденсируется, выделяется теплота, которая дает толчок к подъему на следующую высоту. Затем опять происходит некоторое охлаждение (около 0,6⁰С на 100 м высоты) и т.д. вплоть до верхней тропосферы (10-15 км).

Испарение, как известно, происходит повсеместно, но особенно интенсивно в низких экваториальных и тропических широтах. В умеренные пояса поступает около 25% воздушных масс тропического пояса, а с ними - и солнечной энергии, усвоенной океанами в тропиках. Гольфстрим и Куросиво - это не только теплые течения в океанах, но и пути переноса теплого воздуха, насыщенного влагой. На огромной площади океанов и влажной суши умеренных поясов происходит испарение, дающее атмосфере теплоту фазового перехода при конденсации пара.

Теплые воздушные массы встречаются с холодными, идущими от Арктики и Антарктики. При их встрече образуются фронты, возникает циклоническая циркуляция воздуха. И во фронтогенезе, ив циклогенезе решающую роль играет скрытая теплота парообразования. Следовательно, движущая сила циркуляции атмосферы - скрытая теплота парообразования - работает в трех влажных зонах земли - экваториальной и двух умеренных. Одновременное приложение силы в трех поясах способно привести в движение всю систему «атмосфера-гидросфера».



8.33 Западный перенос

Благодаря зональному распределению тепла барический градиент в большей части тропосферы направлен по меридианам от экватора к полюсу. На вращающейся планете основная масса тропосферного воздуха переносится с запада на восток. Это - западный перенос воздушных масс. Он включает в умеренных широтах всю тропосферу, начиная от земной поверхности; в полярных широтах - верхнюю тропосферу, начиная от нижнего слоя норд-остов и зюйд-остов.

8.34 Пассатная циркуляция

В низких широтах циркуляция воздуха обусловлена существованием экваториального минимума и тропических барических максимумов. Межширотные градиенты температур в жарком поясе невелики, поэтому и атмосферная циркуляция не так интенсивна, как в средних широтах.

Пассаты - ветры довольно устойчивого направления с ССЗ на ЮЮВ в северном полушарии и с ЮЮЗ на ССВ в южном полушариях, дующие из тропических барических максимумов в экваториальный минимум.

Пассатная полоса не сплошная и во времени пассаты не столь постоянны, как считалось раньше. Пассаты отчетливо выражены над океанами, над сушей прослеживаются не всегда достаточно отчетливо. Определенные перерывы вызываются ослаблением субтропических антициклонов.

8.35 Полярная циркуляция

В Арктике и Антарктике по термическим причинам образуются крупные барические максимумы. Разница между ними обусловлена характером подстилающих поверхностей - океана в Арктике и материка в Антарктике. В Арктику, особенно западную, с атлантическим водами проникают тепло и часто возникают циклоны. В Антарктике адвекции тепла не наблюдается, антициклон устойчив.

Норд-осты Арктики не постоянны. Более того, на берегах Евразии и Америки выражена муссонная тенденция, указывающая на то, что над Северным Ледовитым океаном зимой давление ниже, чем над материками.

Зюйд-осты Антарктики, осуществляющие сток холодного воздуха с материка, устойчивы и очень сильны. Здесь находится «полюс ветров».

Выше слоя восточных ветров атмосфера подвержена западному переносу.

Таким образом, на Земле, кроме основного, западного, переноса есть и восточный перенос - движение воздуха с Востока на Запад. Он представлен пассатами тропических широт и ветрами полярных областей в нижней тропосфере.

8.36 Цикло-антициклоническая циркуляция

В средних широтах наряду с западным переносом осуществляется циклоническая и антициклоническая циркуляция атмосферы. Она порождается действием не локальных центров, а всего термобарического поля Земли. Для внетропических широт решающим в данном случае оказывается наличие зон резких контрастов температур, приуроченных к Арктическому и Антарктическому фронтам. В них температура падает на 10-15⁰С и больше на 1000 км. Резкий температурный градиент вызван сближением холодного арктического воздуха и относительно теплого умеренного воздуха. Он поддерживается также теплыми (Гольфстрим и Куросиво) и холодными (Лабрадорское и Ойясио) океанскими течениями.

Взаимодействие холодного и теплого воздуха приводит к образованию огромных атмосферных вихрей - циклонов и антициклонов.

Циклон - это мощный, диаметром до 3 000 м и более, атмосферный вихрь с пониженным давлением (минимум в центре), с движением его вокруг центра против хода (в южном полушарии по ходу) часовой стрелки с ветреной, сырой, облачной и дождливой погодой.

Антициклон - это область повышенного атмосферного давления (максимум в центре) диаметром в несколько тысяч километров с нисходящими воздушными токами, слабыми ветрами на периферии, с сухой ясной погодой, летом жаркой, а зимой холодной.

Циклоны зарождаются в следующих трех местах земного шара:

1) на арктическом фронте Северной Атлантики близ восточных берегов Северной Америки и у Исландии;

2) на арктическом фронте в северной части Тихого океана близ восточных берегов Азии и у Алеутский островов;

3) на Антарктическом фронте в Южном океане.

Реже, преимущественно зимой, они возникают на умеренном фронте над океанами и еще реже над материками.

В высоту циклоны простираются до тропопаузы, а иногда и выше, до 20 км. Циклонические вихри довольно плоские - высота в 100-150 раз меньше диаметра. Это вполне согласуется с наклоном, шириной и протяженностью атмосферных фронтов. Скорость восходящих движений в среднем составляет 1-3 м/мин, тогда как скорость ветров достигает величины 500-1000 м/мин.

Распределение тепла, влаги, давления и ветра в циклоне диссиметрично.

Циклоны, зародившиеся на севере Атлантического океана, движутся в Западную Европу. Наиболее часто они проходят через Великобританию, Балтийское море, Санкт-Петербург и далее на Урал.

Северо-Тихоокеанские циклоны идут в Северо-Западную Америку, а также в Северо-Восточную Азию.

В южном полушарии полоса циклонов совпадает с направлением общего переноса воздуха в средней и верхней тропосфере - с западным переносом. Иногда пути их оказываются сильно выраженной южной или северной составляющей или идут даже с востока на запад (Камчатка, Лабрадор). В этих случаях циклоны следуют незональному верхнему переносу. В Восточной Азии на пути циклонов встречаются муссоны.

Скорость движения циклонов в среднем составляет 30-40 км/час или 700-900 км/сутки. Цикл развития циклона продолжается от 4 до 7 дней. За это время циклон проходит следующие стадии:

1) зарождение, когда циклоническим движением захватывается воздух только нижней тропосферы;

2) наибольшее углубление, когда благодаря выделению скрытой теплоты парообразования и адвекции холодных масс циклон захватывает всю тропосферу о вертикали и на значительной площади;

3) окклюзия, когда прекращается приток теплого воздуха и циклон затухает.

Циклоны - это не эпизодическое явление, а преобладающая в умеренных широтах синоптическая циркуляция. В Северной Атлантике, например, в течение года бывает до 1 000 циклонов. В целом же на Земле бывает до 15 000 циклонов и 7 000 антициклонов в год.

8.37 Тропические циклоны-тайфуны

Тропические циклоны возникают во внетропической зоне конвергенции. Диаметр их составляет десятки, реже несколько сотен километров, но в них чрезвычайно велики барометрические градиенты, поэтому ветры достигают 300 и даже 400 км/час и производят катастрофические разрушения. В Восточной Азии они называются тайфунами, в Центральной Америке хурраганес. В службе погоды каждый такой разрушительный циклон получает женское собственное имя: например, «Нэнси», «Жанет» и т.д. Тропические циклоны зарождаются в местах резкого перепада температур, вызванного выделением скрытой теплоты парообразования и затем ею же поддерживаются.

8.38 Муссонная циркуляция и муссонная тенденция

Муссонами называются достаточно устойчивые атмосферные течения в нижних слоях тропосферы над большими площадями земного шара, преобладающие направления которых меняются по сезонам года на противоположное или близкое к противоположному.

Муссоны не следует отождествлять с обычными ветрами. Это - перенос больших масс воздуха в крупных географических областях. Ветры при этом могут быть или переменными, или некоторое время вообще не проявляться.

Муссоны весьма разнообразны. В географии различают следующие типы муссонов: а) муссоны тропические, или субэкваториальные; б) муссоны внетропические, или умеренных широт; в) муссонная тенденция, свойственная субполярным широтам.

Тропические муссоны свойственны пассатному поясу, но выражены в разных местах по-разному. Наиболее ярко и устойчива муссонная циркуляция в тропических и субэкваториальных широтах материкового азиатско-африканского сектора - над Индостаном, Индокитаем, субэкваториальной Африкой и частично Северной Австралией. Слабо выражены муссоны в Америке и почти не проявляются над центральными акваториями тихого и Атлантического океанов.

Начальной причиной образования тропических муссонов является сезонное перемещение тропических барических максимумов и экваториального минимума, то есть поочередное нагревание северного и южного полушарий. Покажем это на примере муссонов Индостана.

В январскую часть года над Южной Азией располагается барический максимум, из которого воздух перемещается в экваториальную депрессию в направлении с востока на запад. Зимний муссон, следовательно, по направлению и генезису совпадает с пассатом северного полушария и является звеном восточного переноса воздушных масс. Из барического максимума поступает сухой и теплый воздух, который всегда несет сухую и ясную погоду.

Летом муссон дует с запада на восток. В Индостан он приходит с океана. В июльскую часть года над Южной Азией образуется Ирано-Тарский минимум. Ученый предполагают, что летний муссон не что иное, как пассат южного направления, перешедший географический экватор и втягиваемый в Ирано-Тарский минимум, куда летом смещается экваториальная депрессия. Летний муссон несет влажный и жаркий экваториальный воздух, а также экваториальные дожди большой плотности.

Однако муссонную циркуляцию нельзя считать только пассатной, механически наложенной на субэкваториальные широты.

Муссонная циркуляция во внетропических широтах - результат взаимодействия между материками и океанами, следствие работы «тепловой машины второго рода». Материковый ряд северного полушария вызывает сезонные возмущения термического и барического поля, резко нарушая его структуру. Как летом, так и зимой изобары оконтуривают северные материки: в январе максимум, в июле минимум. Однако сезонная смена термобарических условий над сушей - это только еще возможность проявления муссонной циркуляции и она далеко не везде претворяется в действительность.

Внетропические муссоны никогда не переходят в тропические.

В субполярных широтах Евразии, в зоне тундр сезонная смена ветров напоминает муссонную: зимой они дуют с материка в Северный Ледовитый океан, а летом с океана на материк. Однако эти ветры не являются привычными муссонами, так как не дают соответствующего муссонам климатического эффект, да и повторяемость их не более 40% от всех ветров. Такая циркуляция называется муссонной тенденцией.



8.39 Струйные течения

Планетарные фронтальные зоны в верхней тропосфере и в стратосфере переходят в высотные. Они в обоих полушариях окаймляют земной шар и характеризуются градиентами, гораздо большими, чем у земной поверхности.

Ветры, свойственные фронтам, с высотой усиливаются, поскольку уменьшается трение, достигают максимума на высотах 9-12 км и имеют форму струй, откуда и приходит их название - струйные течения.

Струйными течениями называются сильные, ураганных скоростей, узкие и длинные потоки воздуха близ границы тропосферы и стратосферы. Форма струйных течений напоминает сплюснутую трубу: длина их измеряется тысячами, ширина сотнями, а высота единицами километров. Скорости ветра обычно около 200, а иногда и до 700 км/час. Направлены они в основном с запада на восток. Особенно часты и сильны они над теми географическими районами, в которых значителен термический градиент: Западной Европой, Восточной Азией, восточной частью Северной Америки.

Струйные течения, хотя и находятся в верхней тропосфере, заметно влияют на приземную циркуляцию: усиливают антициклоны, разрушают циклоны в любой стадии их развития, поставляют воздух тропических максимумов и тем усиливают муссоны.

8.40 Трансформация циркуляционных течений воздуха под действием рельефа

Атмосферная циркуляция реагирует не только на распределение суши и моря, но и на рельеф материков, особенно на горные сооружения. В одних случаях (в зависимости от высоты гор и мощности воздушной массы) ветры обтекают горные массивы с боков. В других - переваливаются через них. Обращенный в сторону ветра склон называется наветренным, а противоположный - подветренным. На подветренных склонах или образуются области относительного затишья - ветровая тень, или, наоборот, происходит резкое возрастание скорости падающих по склону воздушных масс. Наиболее распространенными ветрами, возникающими при трансформации атмосферной циркуляции в горах, являются фены и бора.

Фён - это теплый, иногда горячий, сухой ветер, дующий в гор со значительной силой. Обычно он продолжается меньше суток, реже до недели. Наиболее типичный фен возникает в случае, когда воздушное течение общей циркуляции атмосферы переваливает через горный хребет. При поднятии воздуха по наветренному склону он охлаждается меньше чем на 1⁰ С на 100 м высоты, так как при этом выделяется скрытая теплота парообразования. При опускании по другому склону нагревание происходит уже на 1⁰С на 100 м падения.

Допустим, что воздушная масса с начальной температурой 10⁰С переваливает через хребет высотой 2 км. При поднятии воздух охлаждается на 0,5⁰С на 100 м. У перевала его температура будет равно 0⁰С. При этом из него выпадает большая часть влаги. Опускающийся воздух нагревается на 1⁰ С на каждые 100 м. У подножия его температура достигнет 20⁰С, а влажность при этом сильно понизится.

Иногда в природе встречается особая разновидность фена - антициклональный фен. Он образуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон. Опускание, начавшееся в свободной атмосфере, захватывает не один, как в первом случае, а оба склона хребта. Опускание воздуха в свободной атмосфере, то есть во всяком антициклоне, производит эффект фена.

Фен представляет собой, таким образом, не случайный и редкий местный ветер, а одну из черт горного климата. В горах феновая погода наблюдается весьма часто: например, в Кутаиси - 114 дней в году, в Инсбруке - 80 дней. Часты фены в горах Средней Азии, в Скалистых горах и др. В каждой стране этот ветер имеет свое название. Ранней весной фен может вызвать быстрое таяние снега в горах и катастрофический разлив рек. Летние фены иногда приводят к гибели садов и виноградников.

Бора - штормовой и очень холодный ветер, дующий через низкие горные перевалы преимущественно в холодную часть года. В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полуострове - нордом, на Байкале - сармой, в долине Роны - мистралью. Дует бора от одних суток до недели.

Бора образуется при больших термодинамических контрастах по обе стороны от невысоких горных хребтов. Например, новороссийская и бакинская бора образуются следующим образом. На Русскую равнину вплоть до Предкавказья распространяется арктический воздух. Он обтекает Кавказский хребет с востока и запада, перетекает через низкие перевалы. При приближении холодных воздушных масс к Черному морю возникает большой барический градиент, обусловливающий очень сильные ветры со скоростями 40 и даже 60 м/сек. Новоземельская бора еще более сильная, чем новороссийская, образуется при антициклоне на Карском море и циклоне на Баренцевом море.

Бора причиняет большие разрушения городам и портам. На море она проникает не далее 10 км.

8.41 Влагооборот

Начальным источником атмосферной влаги служит Мировой океан, с поверхности которого вода испаряется. Часть ее конденсируется в облаках и выпадает в виде в виде осадков тут же на океане, завершая малый влагооборот. Другая часть испарившейся влаги в виде водяного пара переносится на сушу, где так же конденсируется в облаках и выпадает в виде жидких или твердых осадков, просачивается в грунт, стекает в реках в океан и расходуется растениями и животными. Это звено влагооборота не замкнуто, поскольку большую часть водяного пара растения в процессе фотосинтеза разлагают на водород и кислород, а меньшую связывают, безвозвратно исключая ее из водообмена. Количественно влагооборот характеризуется водным балансом.

Водный баланс - это алгебраическая сумма всех форм прихода и расхода влаги в атмосфере, на избранной территории или на море, на материке или океане и на земной поверхности в целом.

Осадки (Р), выпавшие на территорию, частично испаряются (Е) в атмосферу, частично стекают (R): в океан

P = E + R,

то есть осадки равны испарению плюс сток.Это и есть водный баланс. Приведенное уравнение было предложено А.И. Воейковым в 1884 г.

В 1932 г. Г.Н. Высоцкий предложил уравнение, в котором испарение и сток разделены на их составные части. Суммарное испарение Е состоит из непосредственного испарения Ен и транспирации Т:

Е = Ен + Т

Полный сток R был расчленен на поверхностный S и подземный U:

К = S + U

В водном балансе территории участвует также запас или недостаток подземных вод в прошлые годы ±W.

В настоящее время формула водного баланса имеет вид:

P = Eн + T + S + U ±W

Полное уравнение водного баланса ограниченной территории включает (кроме уже перечисленных составляющих) конденсацию влаги на поверхности, поверхностный приток, подземный приток, изменение запасов воды в снежном покрове, то же в болотах, водозабор, переброску в другие системы и возвращение воды из хозяйственных нужд. При помощи немногих компонентов оно отражает многообразную взаимосвязь между водой, воздухом атмосферы, почвой и растительностью.

8.42 Испарение и испаряемость

Испарение заключается в переходе воды из жидкой или твердой фазы в газообразную и в поступлении водяного пара в атмосферу.

Испарение - процесс прежде всего энергетический. Он зависит от количества тепловой энергии, которая может быть затрачена на данной поверхности в единицу времени, и определяется, следовательно, уравнением теплового баланса на земной поверхности. На океанах на испарение затрачивается до 90% энергии солнечной радиации.

Вторым метеорологическим условием, определяющим величину испарения, является влагоемкость воздуха, степень его сухости или влажности. Количественно она характеризуется дефицитом влажности, который в свою очередь зависит от температуры воздуха и в меньшей степени от ветра. Разумеется, испарение может происходить только при наличии воды. На суше это условие имеется далеко не везде и не всегда: аридным зонам свойствен дефицит влаги, в гумидных зонах влаги может не хватать в отдельные периоды. В связи с этим в метеорологии выработано понятие об испаряемости (Ец).

Испаряемость - это максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях, не лимитированное запасами влаги. То же относится к термину «потенциально возможное испарение».

Испарение принадлежит к числу важнейших процессов географической оболочки. На него расходуется большая часть солнечного тепла. Скрытая теплота парообразования, выделяющаяся при конденсации влаги, нагревает атмосферу, и этот источник тепла для атмосферы является основным. Испарившаяся влага поступает на материки и обеспечивает их осадками. При фазовых переходах воды происходит поглощение или выделение тепла, а при циркуляции атмосферы оно перераспределяется. Один из видов испарения--транспирация--участвует в биологических процессах и образовании биологической массы.

Климатическое и, особенно, биофизическое значение испаряемости заключается в том, что она показывает иссушающую способность воздуха: чем больше может испариться при ограниченных запасах влаги в почве, тем ярче выражена засушливость. В одних местах это приводит к появлению пустынь, в других - вызывает временные засухи, в-третьих, где испаряемость ничтожна, создаются условия переувлажнения.

В Северной Европе испарение близко к своему верхнему пределу - испаряемости--около 100 мм в год. В зоне сухих степей Юго-Востока Европы, а также в аридных областях средиземноморских субтропиков испаряемость достигает 1200-1300 мм, а действительное испарение вследствие недостатка влаги составляет только 300 мм. Дефицит влаги - разница между осадками и испаряемостью в аридных зонах составляет примерно 600--800 мм.

Максимальная испаряемость, естественно, в пустынях, особенно в Сахаре. В центральных ее частях она превышает 4500 мм. Испарение, ограниченное ничтожным количеством осадков, не превышает 100 мм в год. Здесь на испарение расходуются не только осадки, но и подземная вода, стекающая с Атласских гор и из бассейна Центральной Африки. Разница между потенциальным (4500 мм) и фактическим (около 100 мм) испарением выражает степень сухости Сахары.

Наибольшее испарение (около 1 200 мм) происходит на заболоченных низинах Центральной Африки -- в бассейне озера Чад и Верхнего Нила. Растения, обеспеченные здесь теплом и влагой, дают наибольший на Земле прирост растительной массы. В экваториальной Африке испаряется за год слой воды в 1000 мм.

Испаряемость и испарение отражают и режим осадков, и режим тепла. Соотношение прихода и расхода атмосферной влаги называется атмосферным увлажнением.

8.43 Влажность воздуха

Водяной пар обладает только ему присущим свойством, резко отличающим его от других газов атмосферы: его количественное содержание, или влажность воздуха, зависит от температуры воздушной массы. В 1 кг воздуха может содержаться при температуре 27⁰С 23 г пара, при 0° - 4 г, при - 33°С - 0,2 г. В то время как при понижении температуры воздушной массы основные газы - кислород и азот только уплотняются, молекулы их сближаются и замедляют движение, водяной пар выпадает, количество его уменьшается (в приведенном примере в 115 раз). Влажность воздуха характеризуется несколькими показателями.

Абсолютная влажность - количество водяного пара в граммах, содержащегося в 1 м³ воздуха.

Абсолютная влажность повышается с ростом температуры воздуха, поскольку чем теплее воздушная масса, тем больше она может содержать пара.

Относительная влажность - отношение в процентах фактического насыщения к максимально возможному при данной температуре. С охлаждением воздуха абсолютная влажность падает, поскольку уменьшается его влагоемкость. Температура, при которой воздух становится насыщенным, называется точкой росы. Дальнейшее охлаждение воздуха приводит к конденсации влаги. Относительная влажность зависит, конечно, и от абсолютной.

В среднем влажность воздуха, приходящего с океана, равна 80%. Если внутри материков она падает до 40%, осадки уже не образуются. Однако при подъеме воздушных масс по склонам гор температура их понижается, влажность повышается, достигает 100% и начинается конденсация.

Половина всей влаги тропосферы сосредоточена в нижнем полуторакилометровом слое. Большая часть второй половины не поднимается выше 5 км. В тропосфере одновременно содержится около 15 000 км³ воды; продолжительность пребывания воды в тропосфере составляет около 25 дней.

...