В Амазонии на испарение расходуется 80 ккал/см2 в год, или континентальность этого региона составляет примерно 20 %. У побережья Западной Европы соответственно 60 ккал/см2 в год (континентальность 40%). В Западной Европе, Северной Америке, на Дальнем Востоке, в Индокитае, в Центральной Америке и Центральной Африке - 40 ккал/см2 в год (континентальность 60 %).

В тропическом поясе континентальность выражается также в отрицательном водном балансе, в большой суточной амплитуде температур и сопутствующих этому явлениях.

6. БАРИЧЕСКОЕ ПОЛЕ И ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОЗДУХА В ТРОПОСФЕРЕ

1. Понятие об атмосферном давлении и барическом поле

Понятие об атмосферном давлении. Движение молекул воздуха и его собственная масса создают атмосферное давление. При спокойном состоянии воздуха величина атмосферного давления на единицу площади соответствует массе находящегося над ней воздушного столба.

Известно, что сила тяжести изменяется с широтой, а величина воздушного столба зависит от высоты над уровнем моря и от температуры. В этой связи за нормальное принято атмосферное давление над уровнем моря под широтой 450 при температуре воздуха 00С. В данном случае масса воздуха уравновешивается ртутным столбом высотой в 70 мм. Установлено, что атмосфера на 1 см2 земной поверхности давит с силой 1 кг 33 г.

Давление в 1 000 000 дин (система СНГ) называется баром. Тысячная доля бара называется миллибаром.

1 мб равен 0, 75 мм. рт. ст.

1 мм рт. ст. равен 1, 33 мб.

На метеорологических станциях атмосферное давление измеряют барометрами со шкалой в миллибарах. В этих же единицах строятся метеорологические климатические карты.

Известно, что чем выше над земной поверхностью лежит данная точка, тем меньше находящийся над ней столб воздуха, а, следовательно, и атмосферное давление. Так как воздух сжимаем, то давление с высотой падает не линейно, а в геометрической прогрессии, т. е. в нижних слоях быстрее, чем в верхних. Изменение давления с высотой выражается барической ступенью.

Барическая ступень - это расстояний по вертикали в метрах, на которое атмосферное давление уменьшается вверх или увеличивается вниз на 1 мм, или на 1 мб.

На одной и той же высоте размер барической ступени зависит от температуры: она больше в теплом воздухе и меньше в холодном.

Наблюдения за изменением атмосферного давления ведут метеостанции. Так как они лежат на разной абсолютной высоте в различных точках земного шара, то сравнение полученных на них величин возможно только после приведения показателей барометров к одному уровню - уровню моря, реже - к уровню земной поверхности.

Барическое поле. Давление атмосферы на земную поверхность и его распределение в пространстве и изменение во времени называется барическим полем. Оно непрерывно изменяется во времени и неравномерно распределяется по географическим зонам и регионам. На земном шаре имеются области преобладания высокого давления и есть регионы, характеризующиеся постоянно низким давлением.

Области высокого и низкого давления, на которые расчленено барическое поле, называются барическими системами. Для характеристики барического поля используются карты изобар и барической топографии.

Распределение давления у земной поверхности показывается изобарами - линиями равных давлений. Чаще всего карты изобар строятся на избранный час. В климатологии пользуются обычно средними многолетними показателями для июля и января. Значительно реже прибегают к картам изобар других месяцев.

Области низкого давления обрисовываются системой замкнутых овальных изобар с наименьшими отметками в центре. Они называются барическими минимумами или реже, депрессиями. На карте изобар января видны обширные барические минимумы: один в северной части Атлантического океана с центром в Исландии - Исландский минимум, второй в северной части Тихого океана около Алеутских островов - Алеутский минимум. В течение всего года в Южном океане располагается Антарктический пояс низкого давления.

Полоса низкого давления, уходящая в сторону от барического минимума, называется ложбиной. Исландский минимум образует ложбину в сторону Шпицбергена.

Подвижные барические минимумы называются циклонами. Степень падения атмосферного давления в центре циклона и минимума вообще обозначается термином «глубина циклона», или «глубина депрессии». Обычно давление в циклонах падает до 980-970 мб, в наиболее глубоких циклонах - до 925 мб, а в тропических тайфунах - даже до 900 мб.

Области высокого давления называются барическими максимумами или антициклонами. Они изображаются также замкнутыми изобарами, в центре которых давление максимальное. В центре антициклонов давление может достигать 1 087,8 мб (Среднесибирское плоскогорье, озеро Агата, 1968 г.). Полоса высокого, или повышенного, давления, отходящая от барического максимума, называется отрогом, а очень узкая и длинная полоса - осью высокого давления.

На картах изобар и июля, и января отчетливо обрисовываются два ряда тропических барических максимумов: у северного тропика располагаются Азорский максимум (в Атлантическом океане) и Гавайский максимум (в Тихом океане). У Южного тропика находятся Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский максимумы.

Азорский максимум во все сезоны года дает отрог в сторону Средиземного моря, а зимой соединяется с Сибирским максимумом, или антициклоном.

Распределение давления в одной плоскости - на уровне моря - еще не вскрывает условий динамики воздушных масс, поскольку они захватывают и верхние слои атмосферы. Необходима также характеристика давления воздуха на всех высотных уровнях, во всей толще тропосферы и нижней стратосферы. Для этого используют изобарические поверхности.

Изобарические поверхности - это поверхности равного давления, которые показывают распределение потенциальной энергии воздушной массы (геопотенциала), зависящей от ее положения в поле силы тяжести. Изобарические поверхности вскрывают зависимость динамики атмосферы от теплоты (температуры) воздуха.

Воздух, как известно, нагретый от Земли, поднимается вверх. Но одно только это обстоятельство не приведет к понижению давления, поскольку общая масса воздушного столба при восходящих токах не уменьшается. Для того чтобы давление над какой-либо площадью уменьшилось, должен произойти отток части воздуха. Это происходит при изменении положения изобарических поверхностей.

Допустим, что сначала две поверхности - водная и материковая - имели одинаковую температуру и, следовательно, равное давление, например 1 013 мб. С восходом Солнца поверхность суши нагрелась сильнее, чем воды; над ней возникли восходящие токи воздуха и поднялись изобарические поверхности. Вверху над сушей плотность воздуха (давление) увеличилось. Воздух стал стекать поверху в сторону моря. С этого момента давление на суше начинает падать, а на море в связи с притоком воздуха увеличиваться. Отсюда понизу воздух потечет на сушу, стремясь выровнять нарушенное теплом равновесие.

Распределение атмосферного давления в трехмерной атмосфере показывается на картах барической топографии. Они так называются потому, что на них изображается рельеф (термин условный) поля давления, или барический рельеф. На картах абсолютной барической топографии (АТ) изображается высота избранной барической поверхности, например, 900, 700, 500, 300 и 200 мб над уровнем моря. Высоты измеряются в геопотенциальных метрах (ГМП). Такой метр показывает потенциальную энергию единицы массы в поле силы тяжести или работу, которую нужно затратить на подъем единицы массы воздуха на высоту 1 метр. Практически, 1 ГПМ соответствует одному обычному метру. На картах барической топографии высоты показываются в десятках метров или в декаметрах.

Горизонтальный барический градиент. Ветер. Разность атмосферного давления между двумя областями как у земной поверхности, так и выше ее 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 горизонтальное движение. Очевидно, что разность давлений должна быть отнесена к единице расстояния. В качестве единицы расстояния раньше принимали 10 меридиана, т. е. 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 всегда дует по касательной к изобарам.

Чем сильнее ветер, тем больше его отклонение под действием вращения Земли. Отклонение 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 слоя трения господствуют геострофические ветры.

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) принимается за 00 или 3600, восток (В) - за 900, юг (Ю) - 1800, запад (З) - 2700.

Причины и значение неоднородности барического поля Земли. Для географической оболочки важны не сами по себе барические максимумы и минимумы, а направления тех вертикальных токов воздуха, которые их создают.

Размер атмосферного давления показывает направление вертикальных движений воздуха - восходящих или нисходящих, а они, в свою очередь, либо создают условия для конденсации влаги и выпадения осадков, либо 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. Таким образом, в восходящих токах воздуха одновременно идут четыре взаимосвязанных 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 токах происходит адиабатическое нагревание и понижение влажности воздуха. Облака и осадки в этих условиях 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 интенсивное испарение, которому благоприятствует безоблачное небо. Влага отсюда уносится в другие места, поскольку опустившийся воздух неизбежно должен растекаться в разные 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, причина циркуляции атмосферы и неоднородности барического поля 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. Однако эта относительно простая схема в реальности очень сильно осложняется под действием вращения планеты Земля.

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

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 поверхностью 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. 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.

2. Географические типы воздушных масс. Атмосферные фронты

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. Зимой этот воздух приносит ясную погоду 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 широты, 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.

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 разными направлениями движения, то он всегда 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, т. е. 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 том месте у земли, где начинается подъем воздуха, образуется барический минимум. Вверх фронт простирается до 15 км, захватывая всю тропосферу.

В 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 типы воздушных масс тропосферы и 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 т. ч. и тепловыми, то она распадается на две части, из которых одна называется теплым фронтом, а другая - холодным фронтом.

Теплым называется тот фронт, к которому подходит теплый воздух, а холодной, соответственно, отступает. 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 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.

3. Зонально-региональное распределение атмосферного давления на уровне моря. Формирование климатических поясов земного шара

Зонально-региональное распределение атмосферного давления. У земной поверхности единое 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. Однако 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 не сравнимы с антициклонами умеренных широт. С переменой давления связаны изменения погоды, грозы, шквалы ветров. Ветры в этой полосе случайны и кратковременны, господствует безветрие. Вся эта полоса называется штилевой.

При восходящей конвекции происходит конденсация пара. 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-июль-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. Ветры, переносящие воздух в экваториальный минимум, называются пассатами. Пассаты 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, 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 всегда диссимметрично. В южном полушарии в соответствии с его океаничностью Антарктический пояс низкого давления (до 984 мб) описывает Землю сплошным кольцом и удерживается 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). Этот воздух отклоняется вправо в северном полушарии и влево в южном полушарии, он включается в западный перенос и образует характерные для умеренных широт западные ветры. Действию западных ветров подвержены Европа (севернее Средиземного моря), Северная Америка (к северу от Калифорнии), Южная Америка (южнее города Сантьяго).

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. На Земле существуют следующие барические 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 года отступает от типичного для данного 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.

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 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 поясов, 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, на полуострове Индостан - 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 зенитальных дождей.

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

Субтропические пояса находятся между 30 и 400 с.ш. и ю.ш. Летом они заняты тропическим воздухом, поэтому лето здесь 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.

Центры действия атмосферы. Основными очагами формирования воздушных масс являются области высокого и низкого давления, которые играют роль центров действия атмосферы. Так они называются потому, что оказывают существенное воздействие на климат больших областей Земли. Основными центрами действия атмосферы являются: 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, т. е. изменяют свои свойства, прежде всего температуру и влажность.

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

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

4. Общая циркуляция атмосферы

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

Большее количество момента движения в общей циркуляции атмосферы приходится на горизонтальный перенос и значительно 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.

Движущие силы циркуляции атмосферы. Основной движущей силой циркуляции воздуха служит скрытая теплота испарения. Именно скрытая теплота испарения (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 2-8 %. В этих условиях с поверхности океанов испаряется огромное количество воды.

В тропических поясах океанов образуется первый импульс циркуляции атмосферы. Из тропиков около ? водяного пара переносится пассатами к экватору, а ? 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.

Испарение, как известно, происходит повсеместно. Однако оно 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.

В умеренных широтах теплые воздушные массы встречаются с холодными, идущими от Арктики и Антарктики. При их встрече образуются фронты, возникает циклоническая циркуляция воздуха, решающим фактором которой является 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».

Западный перенос. Благодаря зональному распределению тепла, барический градиент в большей части тропосферы направлен по меридианам от экватора к полюсам. 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.

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

Пассатная полоса не является сплошной. Во времени пассаты не столь постоянны, как считалось раньше. Пассаты отчетливо выражены над океанами, но над сушей они прослеживаются не всегда достаточно отчетливо. Определенные перерывы вызываются ослаблением субтропических антициклонов.

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 в западную!) с атлантическими водами проникает дополнительное тепло. Поэтому здесь 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.

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 1 000 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.

Большинство циклонов зарождается в следующих трех областях 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 Алеутских островов;

3)на Антарктическом фронте в Южном океане.

Реже, преимущественно зимой, циклоны 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; их 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. 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 три 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 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.

Тропические циклоны-тайфуны. Тропические циклоны возникают во внетропической зоне конвергенции. Диаметр их составляет десятки, реже несколько сотен километров. Однако 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 мира 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.

...