Учение об атмосфере

Снежный покров наряду с полезным, оказывает вредное влияние на работу различного транспорта, кроме санного. Снегопады, метели, снежные заносы, особенно в северных районах России, затрудняют работу транспорта, промышленных предприятий и строек. На борьбу со снежными заносами, на снегоуборочные работы, ежегодно расходуются большие средства.

Снеговая линия-граница в горах, выше которой круглый год сохраняется снежный покров. Где годовой приход твердых атмосферных осадков выше этой границы равен их расходу путем таяния и сползания ледников. Эта линия зависит от температурного режима, от количества твердых атмосферных осадков. В полярных широтах снеговая граница проходит почти на уровне моря. На Шпицбергене -500м, на севере Франца Иосифа 50-100м. В южном полушарии с его более холодным летом снеговая линия лежит ниже: на о. Южного Георгия - на высоте 500м, а Южные Шетландские острова всегда покрыты снегом. С приближением к тропикам снеговая линия повышается и вблизи тропиков равна 5300м, в некоторых горных системах-Каракоруме-6000м. Если на южных склонах больше осадков-то снеговая линия ниже. В умеренных широтах особенно богаты западные склоны гор, открытые действию преобладающих ветров и снеговая линия тоже ниже. Все это относится к снеговой линии, т.е. к наиболее высокому за год положению границы снега в горах. Кромка снега в горах все время изменяется в течение года: зимой она удаляется от снеговой линии, а летом приближается к ней.

Тема: Барическое поле и ветер

Барические системы. Барический закон ветра, изменение ветра с высотой, суточный ход ветра.

Барическое поле. Распределение атмосферного давления называют барическим полем. Атмосферное давление есть величина скалярная: в каждой точке атмосферы оно характеризуется одним числовым значением, выраженным в миллибарах или в миллиметрах ртутного столба. Следовательно, и барическое поле есть скалярное поле. Как всякое скалярное поле, его можно наглядно представить в пространстве поверхностями равных значений данного скаляра, а на плоскости -- линиями равных значений. В случае барического поля это будут изобарические поверхности и изобары.

Вся атмосфера пронизана семейством изобарических поверхностей, огибающих Земной шар. Эти поверхности пересекаются с поверхностями уровня под очень малыми углами, порядка угловых минут. В пересечении с каждой поверхностью уровня, в том числе с уровнем моря, изобарические поверхности образуют на ней изобары.

Изобарическая поверхность со значением 1000 мбпроходит вблизи уровня моря. Изобарическая поверхность 700 мбрасполагается на высотах, близких к 3 км; изобарическая поверхность 500 мб -- на высотах, близких к 5 км. Изобарические поверхности 300 и 200 мбрасполагаются соответственно на высотах около 9 и около 12 км, т. е. вблизи тропопаузы; поверхность 100 мб -- около 16 км. Пересекаясь с поверхностями уровня, каждая изобарическая поверхность в разных своих точках в каждый момент находится на различных высотах над уровнем моря. Например, изобарическая поверхность 500 мб может располагаться над одной частью Европы то высоте около 6000 м, а над другой частью Европы -- на высоте около 5000 м. Это зависит, во-первых, от того, что и на уровне моря давление в каждый момент в разных местах разное; во-вторых, от того, что средняя температура атмосферного столба в разных местах также различная. А из главы второй мы знаем, что, чем ниже температура воздуха, тем быстрее давление падает с высотой. Если даже на уровне моря давление везде одинаково, то вышележащие изобарические поверхности будут снижены в холодных участках атмосферы и, напротив, приподняты в теплых.

Карты барической топографии

Пространственное распределение атмосферного давления непрерывно меняется с течением времени. Это значит, что непрерывно меняется расположение изобарических поверхностей в атмосфере. Чтобы следить за изменениями барического, а также и термического поля, в практике службы погоды ежедневно составляют по аэрологическим наблюдениям карты топографии изобарических поверхностей -- карты барической топографии. На карту абсолютной барической топографии наносят высоты определенной изобарической поверхности над уровнем моря на разных станциях в определенный момент времени, например поверхности 500 мб в 6 часов утра 1 января 1967 г. Точки с равными высотами соединяют линиями равных высот -- изогипсами (абсолютными изогипсами). По изогипсам можно судить о распределении давления в тех слоях атмосферы, в которых располагается данная изобарическая поверхность.

В атмосфере всегда существуют области, в которых давление повышено или понижено по сравнению с окружающими областями. Фактически вся атмосфера состоит из таких областей повышенного или пониженного давления, расположение которых все время меняется. При этом в областях пониженного давления -- циклонах или депрессиях -- давление на каждом уровне самое низкое в центре области, а к периферии растет. Давление, кроме того, всегда понижается с высотой; поэтому изобарические поверхности в циклоне прогнуты в виде воронок, снижаясь от периферии к центру. Следовательно, на карте абсолютной топографии в центре циклона будут находиться изогипсы с меньшими значениями высоты, а на периферии -- изогипсы с большими значениями. В области повышенного давления -- антициклоне, напротив, на каждом уровне в центре будет наивысшее давление; поэтому изобарические поверхности в антициклоне будут иметь форму куполов, и на карте абсолютной барической топографии в центре антициклона мы найдем изогипсы с наивысшими значениями (см. те же рисунки).

Рис. 5 - Изобарические поверхности в циклоне (H) и в антициклоне (В) в вертикальном разрезе

По распределению на карте относительных высот можно судить о распределении средних температур в слое воздуха между взятыми двумя изобарическими поверхностями.

Рис. 6

Области тепла (T) и холода (X) на карте относительной топографии изобарической поверхности 500 мбнад поверхностью 1000 мб.В областях тепла толщина атмосферного слоя между двумя поверхностями увеличена, в областях холода -- уменьшена.

Чем больше относительная высота, тем выше температура слоя. Следовательно, карты относительной топографии показывают распределение температуры в атмосфере. Иногда говорят, что карты абсолютной и относительной топографии вместе представляют термобарическое полеатмосферы.

В службе погоды карты абсолютной топографии обычно составляются для изобарических поверхностей 1000, 850, 700, 500, 300, 200, 100, 50, 25 мб, а карты относительной топографии -- для поверхности 500 над 1000 мб. Составляют карты барической топографии и по осредненным данным за промежутки времени от нескольких дней до месяца. Для климатологических целей применяются карты барической топографии, составленные по многолетним средним данным. На карты барической топографии, строго говоря, наносят не высоты изобарических поверхностей, а их геопотенциалы. Геопотенциалом (абсолютным) называется потенциальная энергия единицы массы в поле силы тяжести. Иначе говоря, геопотенциал изобарической поверхности в каждой ее точке есть работа, которую нужно затратить против силы тяжести, чтобы поднять единицу массы от уровня моря в данную точку.

Изобары Карты абсолютной барической топографии для нескольких изобарических поверхностей в своей совокупности наглядно представляют барическое поле атмосферы в тех слоях, в которых располагаются эти изобарические поверхности. Но, кроме того, с давних пор принято изображать барическое поле на уровне моря с помощью линий равного давления -- изобар. Для этого наносят на географическую карту величины атмосферного давления, измеренные в один и тот же момент на уровне моря или приведенные к этому уровню, соединяют точки с одинаковым давлением изобарами. Каждая изобара является следом пересечения какой-то изобарической поверхности с уровнем моря. На карте, охватывающей тот или иной географический район, можно для любого момента времени провести целое семейство изобар. Проводят их обычно так, что каждая изобара отличается по величине давления от соседних изобар на 5 мб. Таким образом, изобары могут иметь, например, значения 990, 995, 1000, 1005, 1010 мби т. д. Можно, разумеется, проводить изобары и через другое число миллибар, например через 10 мб, 2мб.

Рис. 7 - Изобары на уровне моря (в миллибарах): H -- циклон, В -- антициклон

Изобары можно построить не только для уровня моря, но и для любого вышележащего уровня. Однако в службе погоды составляют для свободной атмосферы не карты изобар, а описанные выше карты барической топографии.На карте изобар также обнаруживаются уже упоминавшиеся области пониженного и повышенного давления -- циклоны и антициклоны. В циклоне самое низкое (минимальное) давление наблюдается в центре; напротив, в антициклоне в центре наблюдается самое высокое давление. На картах изобар для уровня моря, как и на картах барической топографии, обнаруживается постоянное перемещение этих областей и изменение их интенсивности, а следовательно, и постоянные изменения барического поля.

Барические системы

Области пониженного и повышенного давления, на которые постоянно расчленяется барическое поле атмосферы, называют барическими системами. Барические системы основных типов -- циклон и антициклон -- на приземных синоптических картах обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами неправильной, в общем округлой или овальной формы.

Рис. 8 - Изобары на уровне моря в различных типах барических систем. /--циклон, // -- антициклон, /// -- ложбина, IV-- гребень, V -- седловина

При этом в центре циклона давление ниже, чем на периферии, а в центре антициклона давление выше, чем на периферии. Изобарические поверхности в циклоне прогнуты вниз в виде воронок, а в антициклоне выгнуты вверх в виде куполов. Горизонтальные барические градиенты в циклоне направлены от периферии к центру, а в антициклоне -- от центра к периферии. Размеры циклонов и антициклонов очень велики; их поперечники измеряются тысячами километров (в так называемых тропических циклонах -- сотнями километров).

Различают еще барические системы с незамкнутыми изобарами. К ним относятся ложбина (пониженного давления) и гребень (повышенного давления), седловина. 1.Ложбина -- это полоса пониженного давления между двумя областями повышенного давления. Изобары в ней либо близки к параллельным прямым, либо имеют вид латинской буквы V (в последнем случае ложбина является вытянутой периферийной частью циклона). Изобарические поверхности в ложбине напоминают желоба с ребром, обращенным вниз. Центра в ложбине нет, но есть ось, т. е. линия, на которой давление имеет минимальное значение или (если изобары имеют вид буквы V) на которой изобары резко меняют направление. На каждом уровне ось совпадает с ребром изобарического желоба. Барические градиенты в ложбине направлены от периферии к оси. 2.Гребень представляет собой полосу повышенного давления между двумя областями пониженного давления. Изобары в гребне либо напоминают параллельные прямые, либо имеют форму латинской буквы U. В последнем случае гребень является периферийной частью антициклона, характеризующейся выпучиванием изобар. Изобарические поверхности в гребне имеют вид желобов, обращенных выпуклостью вверх. Гребень имеет ось, на которой давление максимальное или на которой изобары сравнительно резко меняют направление. Барические градиенты в гребне направлены от оси к периферии. 3.Седловина -- участок барического поля между двумя циклонами (или ложбинами) и двумя антициклонами (или гребнями), расположенными крест-накрест. Изобарические поверхности в седловине имеют характерную форму седла: они поднимаются в направлении к антициклонам и опускаются в направлении к циклонам. Точка в центре седловины называется точкой седловины.

Барический закон ветра.

Опыт подтверждает, что ветер у земной поверхности всегда (за исключением широт, близких к экватору) отклоняется от барического градиента на некоторый угол меньше прямого, в северном полушарии вправо, в южном влево. Отсюда следует такое положение: если встать спиной к ветру, а лицом туда, куда дует ветер, то наиболее низкое давление окажется слева и несколько впереди, а наиболее высокое давление -- справа и несколько сзади. Это положение было найдено эмпирически еще в первой половине XIX века и носит название барического закона ветра, или закона Бейс-Балло. Точно так же действительный ветер в свободной атмосфере всегда дует почти по изобарам, оставляя (в северном полушарии) низкое давление слева, т. е. отклоняясь от барического градиента вправо на угол, очень близкий к прямому. Это положение можно считать распространением барического закона ветра на свободную атмосферу.

Тема: Атмосферная циркуляция

Общая циркуляция атмосферы

Общей циркуляцией атмосферы называют систему крупномасштабных воздушных течений над Земным шаром, т. е. таких течений, которые по своим размерам соизмеримы с большими частями материков и океанов. От общей циркуляции атмосферы отличают местные циркуляции, такие, как бризы на побережьях морей, горно-долинные ветры, ледниковые ветры и др. Эти местные циркуляции временами и в определенных районах налагаются на течения общей циркуляции. Разнообразие проявлений общей циркуляции атмосферы в особенности зависит от того, что в атмосфере постоянно возникают огромные волны и вихри, по-разному развивающиеся и по-разному перемещающиеся. Это образование атмосферных возмущений -- циклонов и антициклонов -- является самой характерной чертой общей циркуляции атмосферы. Однако в общей циркуляции атмосферы, при всем разнообразии ее непрерывных изменений, можно подметить и некоторые устойчивые особенности, повторяющиеся из года в год. Такие особенности лучше всего выявляются с помощью статистического осреднения, при котором ежедневные возмущения циркуляции более или менее сглаживаются.

Квазигеострофичность течений общей циркуляции

Течения общей циркуляции в большей части атмосферы являются квазигеострофическими. Это значит, что они достаточно приближаются к геострофическому ветру, т. е. малокриволинейны, мало подвержены трению и связаны с распределением давления таким образом, что направлены почти по изобарам. Только в слое трения течения существенно отличаются от геострофического ветра и значительно отклоняются от изобар; однако, приняв известный из опыта средний угол отклонения, мы и в этом случае можем по полю давления восстановить поле ветра.

Условие квазигеострофичности не выполняется также на экваторе и вблизи него как у земной поверхности, так и в свободной атмосфере; отклоняющая сила вращения Земли здесь равна нулю или ничтожно мала и не может уравновешивать силу барического градиента.

Зональность в распределении давления и ветра

Наиболее устойчивая особенность в распределении как ветра,так и связанного с ним атмосферного давления над Земным шаром -- зональность этого распределения. Зональность циркуляции проявляется в преобладании меридиональных барических градиентов над широтными, а стало быть, и в преобладании широтных составляющих ветра (восточной или западной) над меридиональными составляющими. При этом составляющая того или другого направления (западная или восточная) преобладает одновременно или постоянно в значительной по широте зоне Земного шара.

Степень преобладания зональных составляющих над меридиональными может быть различной. Над тропическими океанами преобладание восточных составляющих в переносе воздуха в нижней части тропосферы выражено очень резко и легко различимо даже на отдельных синоптических картах, т. е. в отдельные дни. В общем, меридиональные составляющие в тропиках, по крайней мере, в 10 раз меньше зональных. Хорошо выражено и преобладание западных ветров в умеренной зоне южного полушария. В то же время во многих районах умеренных широт северного полушария ветер часто и сильно меняется по направлению и преобладание западного переноса можно подметить только из статистического анализа большого материала наблюдений. Есть, наконец, и такие районы, например восток Азии, где преобладающие направления ветра в нижней тропосфере ближе к меридиональным, чем к зональным.

Внетропическая циркуляция

Выше сказано, что во внетропических широтах преобладает западный перенос воздуха, особенно хорошо выраженный в верхней тропосфере. Однако воздушные течения меняются в этих широтах часто и быстро в связи с циклонической деятельностью, и преобладающий западный перенос представляет собой только статистический результат совокупного действия возникающих здесь атмосферных возмущений.Основной особенностью атмосферной циркуляции во внетропических и особенно в средних широтах является именно интенсивная циклоническая деятельность. Циклонической деятельностью называют постоянное возникновение, развитие и перемещение в атмосфере внетропических широт крупномасштабных атмосферных возмущений с пониженным и повышенным давлением -- циклонов и антициклонов. Все воздушные течения крупного масштаба связаны во внетропических широтах с этими атмосферными возмущениями.

Циркуляция внетропические широт.

В течение года во внетропических широтах каждого полушария возникают многие сотни циклонов. Размеры внетропических циклонов весьма значительны. Хорошо развитый циклон может иметь в поперечнике 2--3 тыс. км. Это значит, что он может одновременно покрывать несколько областей Советского Союза или даже несколько западноевропейских стран и определять режим погоды на этой огромной территории.

Вертикальное распространение (вертикальная мощность) циклона меняется по мере его развития. В первое время циклон заметно выражен лишь в нижней части тропосферы. Распределение температуры в первой стадии жизни циклона, как правило, асимметрично относительно центра. В передней части циклона, с притоком воздуха из низких широт, температуры повышены; в тыловой, с притоком воздуха из высоких широт, напротив, понижены. При последующем развитии циклон становится высоким, т. е. замкнутые изобары обнаруживаются в нем и в верхней половине тропосферы. При этом температура воздуха в циклоне в общем понижается, а температурный контраст между передней и тыловой частью более или менее сглаживается: высокий циклон является в общем холодной областью тропосферы. Возможно и проникновение циклона в стратосферу.Тропопауза над хорошо развитым циклоном прогнута вниз в виде воронки; сначала это понижение тропопаузы наблюдается над холодной тыловой (западной) частью циклона, а потом, когда циклон становится холодным во всей своей области, снижение тропопаузы наблюдается над всем циклоном. Температура нижней стратосферы над циклоном при этом повышена. Таким образом, в хорошо развитом высоком циклоне наблюдается над холодной тропосферой низко начинающаяся теплая стратосфера.

В дальнейшем развитии циклона теплый воздух оттесняется в верхнюю части тропосферы, над холодным воздухом, и сам подвергается там радиационному выхолаживанию. Горизонтальное распределение температуры в циклоне становится более равномерным, и циклон начинает затухать. Давление в центре циклона (глубина циклона) в начале его развития, конечно, ненамного отличается от среднего: это может быть, например, 1000--1010 мб. Многие циклоны и не углубляются более чем до 1000--990 мб. Сравнительно редко глубина циклона достигает 970 мб. Однако в особенно глубоких циклонах давление понижается до 960--950 мб, а в отдельных случаях наблюдалось и 930--940 мб (на уровне моря) с минимумом 925 мб в северном и 923 мб в южном полушарии. Наиболее глубокие циклоны наблюдаются в высоких широтах. Над Беринговым морем, например, в одной трети всех случаев глубина циклонов зимой от 961 до 980 мб.Вместе с углублением циклона растут и занимаемая им площадь, и барические градиенты, и скорости ветра в нем. Отдельные порывы ветра в циклонах могут достигать 60 м/сек, как это было 12 декабря 1957 г. на Курильских островах. Жизнь циклона продолжается вообще несколько суток. В первой половине своего существования циклон углубляется, во второй -- заполняется и, наконец, исчезает вовсе (затухает).

Тема: Трансформация воздушных масс. Возникновение фронтов.

В атмосфере постоянно создаются такие условия, когда две воздушные массы с разными свойствами располагаются одна подле другой и при этом разделены узкой переходной зоной -- фронтом. В зоне фронта, при переходе от одной воздушной массы к другой, температура, ветра и влажность воздуха более или менее резко меняются, то есть происходит. Раннее говорилось о главных фронтах в атмосфере, разделяющих воздушные массы основных географических типов. Рассмотрим теперь основные свойства фронтов.

Зона фронта всегда имеет какую-то ширину в горизонтальном направлении и какую-то толщину по вертикали. Однако и ширина, и толщина фронта очень невелики в сравнении с размерами разделяемых им воздушных масс. Поэтому, идеализируя действительные условия, можно представлять фронт как поверхность раздела между воздушными массами. В пересечении с земной поверхностью фронтальная поверхность, очевидно, образует линию фронта, которую также кратко называют фронтом. При такой идеализации можно рассматривать фронт также и как поверхность разрыва, понимая под этим, что температура и некоторые другие метеорологические элементы резко меняются в зоне фронта. Все фронтальные поверхности проходят в атмосфере наклонно Если бы обе воздушные массы были неподвижными, поверхность фронта между ними проходила бы горизонтально, параллельно горизонтальным же изобарическим поверхностям; теплый воздух лежал бы при этом над холодным.

Рис. 9 - Поверхность фронта в вертикальном разрезе

Если холодный воздух находится на севере, а теплый на юге и, следовательно, поверхность фронта наклонена к северу, то трем случаям распределения давления соответствуют три таких случая распределения ветра: 1) западное течение в теплом воздухе и восточное в холодном; 2) оба западных течения, причем в теплом воздухе более сильное; 3) оба восточных течения. Фронты в атмосфере не существуют постоянно. Они возникают заново, обостряются, размываются, исчезают. Но условия для их образования всегда существуют в тех или иных частях атмосферы, и потому фронты являются не редкой случайностью, а постоянной, повседневной особенностью атмосферы. Фронты могут в некоторых случаях возникать и под непосредственным тепловым влиянием подстилающей поверхности, например вдоль кромки льдов или на границе снежного покрова. Но этот механизм образования фронтов имеет малое значение в сравнении с кинематическим фронтогенезом.

Типы фронтов

В действительных условиях фронты, как правило, не параллельны воздушным течениям. Ветер по обе стороны фронта имеет составляющие, нормальные к фронту; поэтому сами фронты не остаются в неизменном положении, а перемещаются. Фронт может перемещаться либо в сторону более холодного воздуха, либо в сторону более теплого воздуха.

Если линия фронта перемещается по земной поверхности в сторону более холодного воздуха, это значит, что клин холодного воздуха отступает и освобождаемое им место занимает теплый воздух. Такой фронт называют теплым фронтов. Прохождение теплого фронта через место наблюдения приводит к смене холодной воздушной массы теплой воздушной массой, следовательно, к повышению температуры и к определенным изменениям других метеорологических элементов. Если линия фронта перемещается в сторону теплого воздуха, это значит, что клин холодного воздуха продвигается вперед и теплый воздух перед ним отступает либо вытесняется вверх наступающим холодным клином.

Рис. 10 - Теплый (вверху) и холодный (внизу) фронт в вертикальном разрезе

Такой фронт называют холодным фронтом. Его прохождение создает смену теплой воздушной массы на холодную и, в связи с этим, понижение температуры и резкие изменения других метеорологических элементов.

В зонах фронтов (или, как обычно говорят, на фронтальных поверхностях) возникают вертикальные составляющие скорости движения воздуха. Наиболее важен тот особенно частый случай, когда теплый воздух находится в состоянии восходящего скольжения, т. е. когда одновременно с горизонтальным движением он еще перемещается вверх над клином холодного воздуха. Именно с этим связано развитие над фронтальной поверхностью облачной системы, из которой выпадают осадки.

Фронт и струйное течение

В действительности фронт есть переходная зона между теплой и холодной воздушными массами. Температура на фронте не испытывает разрыва, а быстро меняется внутри зоны фронта. Это значит, что фронт характеризуется увеличенными горизонтальными градиентами температуры. Только внутри тропиков разности температур на фронте малы и главным признаком фронта становится сходимость линий тока.

Главные фронты тропосферы -- полярные, арктические -- проходят в основном по широте, причем холодный воздух располагается в более высоких широтах. Поэтому связанные с ними струйные течения чаще всего направлены с запада на восток. Но при резком отклонении главного фронта от широтного направления такое же отклонение имеет и струйное течение.

Струйное течение, встречное по отношению к самолету, будет уменьшать скорость полета; попутное струйное течение будет, напротив, ее увеличивать, иногда существенно. Кроме того, в зоне струйного течения может развиваться сильная турбулентность. Поэтому учет струйных течений важен для обеспечения воздушного транспорта.

Тема: Циклоны и антициклоны. Незамкнутые системы-ложбина, гребень, седловина

Погода в циклонах и антициклонах.

Области пониженного и повышенного давления, на которые постоянно расчленяется барическое поле атмосферы, называют барическими системами Барические системы основных типов -- циклон и антициклон -- на приземных синоптических картах обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами неправильной, в общем округлой или овальной формы.

Рис. 11 - Изобары на уровне моря в различных типах барических систем: /--циклон, // -- антициклон, /// -- ложбина, IV-- гребень, V -- седловина

При этом в центре циклона давление ниже, чем на периферии, а в центре антициклона давление выше, чем на периферии. Изобарические поверхности в циклоне прогнуты вниз в виде воронок, а в антициклоне выгнуты вверх в виде куполов. Горизонтальные барические градиенты в циклоне направлены от периферии к центру, а в антициклоне -- от центра к периферии. Размеры циклонов и антициклонов очень велики; их поперечники измеряются тысячами километров (в так называемых тропических циклонах -- сотнями километров).

Кроме описанных барических систем с замкнутыми изобарами, различают еще барические системы с незамкнутыми изобарами. К ним относятся ложбина (пониженного давления) и гребень (повышенного давления).

Ложбина -- это полоса пониженного давления между двумя областями повышенного давления. Изобары в ней либо близки к параллельным прямым, либо имеют вид латинской буквы V (в последнем случае ложбина является вытянутой периферийной частью циклона). Изобарические поверхности в ложбине напоминают желоба с ребром, обращенным вниз. Центра в ложбине нет, но есть ось, т. е. линия, на которой давление имеет минимальное значение или (если изобары имеют вид буквы V) на которой изобары резко меняют направление. На каждом уровне ось совпадает с ребром изобарического желоба. Барические градиенты в ложбине направлены от периферии к оси.

Гребень представляет собой полосу повышенного давления между двумя областями пониженного давления. Изобары в гребне либо напоминают параллельные прямые, либо имеют форму латинской буквы U. В последнем случае гребень является периферийной частью антициклона, характеризующейся выпучиванием изобар. Изобарические поверхности в гребне имеют вид желобов, обращенных выпуклостью вверх. Гребень имеет ось, на которой давление максимальное или на которой изобары сравнительно резко меняют направление. Барические градиенты в гребне направлены от оси к периферии.

Седловина -- участок барического поля между двумя циклонами (или ложбинами) и двумя антициклонами (или гребнями), расположенными крест-накрест. Изобарические поверхности в седловине имеют характерную форму седла: они поднимаются в направлении к антициклонам и опускаются в направлении к циклонам. Точка в центре седловины называется точкой седловины.

Изменения барического поля с высотой в циклонах и антициклонах

Поскольку барические градиенты с высотой приближаются к температурным градиентам, то и изобары с высотой приближаются по направлению к изотермам. Но изотермы в циклонах и антициклонах, вообще говоря, обнаруживают несимметричное распределение температуры. Именно, в восточной (обычно передней) части циклона, где ветры направлены из низких широт, температура выше; в западной (обычно тыловой) части, где ветры направлены из высоких широт, она ниже.

Рис. 12 - Изобары в циклоне (H) и антициклоне (В) на уровне моря (сплошные кривые) и в высоких слоях (прерывистые кривые)

В антициклонах будет наоборот. Следовательно, изотермы имеют волнообразную форму: в передней части циклона они продвинуты к высоким широтам, в тыловой части -- к низким широтам; в антициклоне -- наоборот. А стало быть, и изобары на высотах, принимая форму, близкую к форме изотерм, на некоторой высоте размыкаются и становятся такими же волнообразными (рис. 63). При этом над передней (восточной) частью приземного циклона в средней или верхней тропосфере располагается гребень повышенного давления, совпадающий с языком теплого воздуха, а над тыловой (западной) частью -- ложбина пониженного давления, совпадающая с языком холодного воздуха. Над передней частью приземного антициклона располагается ложбина, связанная с низкими температурами, а над тыловой частью -- гребень, связанный с высокими температурами.

В некоторых случаях температура в области циклона или антициклона распределяется достаточно равномерно, т. е. горизонтальные градиенты температуры малы. Тогда изобары остаются замкнутыми до больших высот. Но характер изменения барического поля с высотой при этом зависит от того, какая температура наблюдается в области данной барической системы: более высокая или более низкая, чем вне ее.

Рис. 13 - Высокий (холодный) и низкий (теплый) циклон. Изобарические поверхности в вертикальном разрезе

Если циклон существует в холодном воздухе и температура самая низкая в его центральной части, то с высотой барические градиенты мало меняют направление и замкнутые изобары с низким давлением в центре обнаруживаются до больших высот тропосферы. Следовательно, холодный циклон является высоким. Напротив, если циклон совпадает с теплой воздушной массой и температура в центре циклона наивысшая, такой циклон быстро исчезает с высотой, так как в нем дополнительный барический градиент, связанный с градиентом температуры, противоположен нижнему градиенту. Такой теплый циклон является низким. В вышележащих слоях над таким циклоном будет располагаться антициклон. Обратно, холодные антициклоны являются низкими, а теплые -- высокими.

Колебания давления

Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности или в любой точке свободной атмосферы все время меняется, т. е. либо растет, либо падает. Эти изменения давления в основном непериодическогохарактера. В умеренных и высоких широтах они значительно сильнее, чем в тропических (зато в тропических широтах ярче выражен суточный ход давления).

Рис. 14 - Средний суточный ход атмосферного давления в Индийском океане

Суточный ход давления хорошо выражен в тропиках, где его амплитуда, т. е. разность между наибольшим и наименьшим значением в течение суток, может достигать 3--4 мб. От тропиков к полюсам амплитуда суточных колебаний убывает; под 60-й параллелью она измеряется только десятыми долями миллибара, и суточные колебания здесь перекрываются и маскируются несравненно более значительными непериодическими колебаниями. Таким образом, суточный ход давления во внетропических широтах не имеет никакого значения и даже не может быть обнаружен непосредственным наблюдением; его можно установить только путем статистической обработки наблюдений.

Причинами суточного хода давления являются: суточный ход температуры воздуха; собственные упругие колебания атмосферы, возбуждаемые суточными колебаниями температуры; приливные волны в атмосфере, усиливаемые резонансом с ее собственными колебаниями.

Междусуточная изменчивость давления. Крайние значения

В атмосфере постоянно возникают, эволюционируют и перемещаются крупномасштабные барические системы -- циклоны и антициклоны. Особенно сильны и часты они во внетропических широтах. Вследствие этой так называемой циклонической деятельности и получаются непериодические колебания давления, достигающие, как сказано выше, очень больших значений.

Общую характеристику непериодических изменений давления можно дать с помощью междусуточной изменчивости давления. Так мы будем называть среднюю многолетнюю величину изменения давления за сутки, например по утренним наблюдениям, независимо от знака изменения, т. е. независимо от того, растет давление или падает.

У земной поверхности в умеренных широтах средняя междусуточная изменчивость давления порядка 3--10 мб; больше всего она в северных частях океанов северного полушария. Зимой, когда циклоническая деятельность развита сильнее, изменчивость больше, чем летом. В тропиках междусуточная изменчивость давления равна лишь десятым долям миллибара, т. е. значительно меньше амплитуды суточного хода. Междусуточная изменчивость давления в умеренных широтах остается значительной во всей толще тропосферы. На уровне 10 км она мало чем отличается от изменчивости у земной поверхности, и даже на высоте 15 км она еще около 2,5 мб. В каких пределах колеблется давление в данном месте в течение месяца или года? Это также зависит от интенсивности циклонической деятельности; поэтому размах колебаний давления возрастает с географической широтой. Под 60° с. ш. колебания давления в течение месяца зимою достигают над морем 60 мби над сушей 40 мб. Под 10° с. ш. соответствующие значения только 5 и 10 мб.В течение года колебания давления, конечно, еще больше. В Ленинграде, например, колебания давления за год в среднем 76 мб; в Джакарте, под экватором, 12 мб.

Еще больше абсолютная амплитудадавления в данном месте, т. е. разность между самой высокой и самой низкой из когда-либо наблюдавшихся здесь величин давления. В Москве за 35 лет давление колебалось от 1037 до 944 мб, т. е. в пределах почти 100 мб.Если же рассматривать весь Земной шар в целом за длительное время, то давление на уровне моря варьирует в пределах почти 200 мб. В Барнауле в январе 1900 г. наблюдалось давление, которое после приведения к уровню моря оказалось равным 1080 мб; а в центре тайфуна над Японией в сентябре 1934 г. было отмечено давление на уровне моря. 884 мб.

Тема: Местные циркуляции. Бризы, горно-долинные, ледниковые ветры. Фен, бора, стоковые ветры

Местные ветры-это ветры, характерные только для определенных географических районов. Происхождение их различно.

Во-первых, местные ветры могут быть проявлением местных циркуляции, независимых от общей циркуляции атмосферы, налагающихся на нее. Таковы, например, бризы по берегам морей и больших озер. Различия в нагревании берега и воды днем и ночью создают вдоль береговой линии местную циркуляцию. При этом в приземных слоях атмосферы ветер дует днем с моря на более нагретую сушу, а ночью, наоборот, с охлажденной суши на море. Характер местной циркуляции имеют также горно-долинные ветры. Подробнее см. дальше.

Во-вторых, местные ветры могут представлять собой местные изменения (возмущения) течений общей циркуляции атмосферы под влиянием орографии или топографии местности. Таков, например, фен -- теплый ветер, дующий по горным склонам в долины, когда течение общей циркуляции переваливает горный хребет. Нисходящее движение фена, связанное с повышением температуры воздуха, является следствием именно влияния хребта на общециркуляционное течение. Влиянием орографии объясняется и бора с различными ее разновидностями.

Рельеф местности может создавать также усиление ветров в некоторых районах до скоростей, значительно превышающих скорости в соседних районах. Такие локально усиленные ветры того или иного направления также известны в разных районах под разными названиями как местные ветры. Иногда особые свойства придает местному ветру прохождение воздуха над сильно нагретой и сухой поверхностью, например пустыни, или, напротив, над сильно испаряющей (водной) поверхностью.

В-третьих, местными ветрами называют и такие сильные или обладающие особыми свойствами ветры в некотором районе, которые, по существу, являются течениями общей циркуляции. Интенсивность их проявления и их характерность для данного географического района являются следствием самого механизма общей циркуляции, самого географического распределения синоптических процессов. В этом значении называют местным ветром, например, сирокко на Средиземном море.

Кроме сирокко, известны многочисленные местные ветры в различных местах Земли, носящие особые названия, такие, как самум, хамсин, афганец и пр. Упоминания о таких ветрах можно найти в физико-географических или климатических характеристиках отдельных местностей.

Бризы

Бризами называют ветры у береговой линии морей и больших озер, имеющие резкую суточную смену направления. Днем морской бриз дует в нескольких нижних сотнях метров (иногда в слое более километра) в направлении на берег, а ночью береговой бриз дует с берега на море. Скорость ветра при бризах -- порядка 3--5 м/сек, в тропиках и больше. Бризы выражены отчетливо в тех случаях, когда погода ясная и общий перенос воздуха слаб, как это бывает, например, во внутренних частях антициклонов. В противном случае общий перенос воздуха в определенном направлении маскирует бризы, как это всегда бывает при прохождении циклонов.

Особенно хорошо выраженная бризовая циркуляция наблюдается в субтропических антициклонах, например на побережьях пустынь, где суточные смены температуры над сушей велики, а общие барические градиенты малы.

Рис. 15 - Схема бризов. Слева -- день, справа -- ночь

Но хорошо развитые бризы наблюдаются в теплое время года (с апреля по сентябрь) и на таких морях средних широт, как Черное, Азовское, Каспийское.

Бризы связаны с суточным ходом температуры поверхности суши. Днем суша нагрета и температура ее поверхности выше, чем поверхности моря. Поэтому изобарические поверхности над сушей несколько приподнимаются сравнительно с морем (рис. 109); на какой-то высоте создается горизонтальный барический градиент, направленный в сторону моря, и начинается отток воздуха в направлении к морю. Так как движение развивается в течение короткого времени, то отклоняющая сила вращения Земли не может уравновесить барический градиент; движение остается неустановившимся и направлено не по изобарам, а пересекая их, т. е. не параллельно береговой линии, а с большой составляющей в направлении с суши на море. Такой отток воздуха на высоте приводит к падению давления у земной поверхности над сушей и к росту его над морем. Поэтому нижние изобарические поверхности приобретают обратный наклон -- внизу устанавливается барический градиент, направленный с моря на сушу, а с ним и соответствующий перенос воздуха в нижнем слое. Этот нижний перенос воздуха и есть дневной морской бриз.Обратные условия будут ночью, когда суша охлаждается и становится холоднее море. Тогда создается внизу перенос воздуха с берега на море -- ночной береговой бриз, а над ним обратное течение. Вечером и утром происходит смена морского бриза на береговой и обратно. Конечно, общий перенос воздуха может существенно исказить правильную картину бризов.

Бризы захватывают слой в несколько сотен метров, до 1-- 2 км; дневной бриз наблюдается в более мощном слое, чем ночной. Обратный перенос над бризом также имеет мощность 1,5--2 км. В тропиках мощность бризов больше, чем в высоких широтах. От береговой линии бризы распространяются в глубь суши или моря на десятки километров.Вторжение морского бриза на сушу имеет общие черты с вторжением холодного фронта.Дневной бриз несколько понижает температуру над сушей и увеличивает относительную влажность; особенно резко это выражено в тропиках. В Мадрасе (Индия) морской бриз понижает температуру воздуха на побережье на 2--3° и повышает влажность на 10--20%. В Западной Африке эффект значительно больше: морской бриз, приходя на смену нагретому континентальному воздуху, может снизить температуру на 10° и более и повысить относительную влажность на 40% и более.

Очень сильный климатический эффект производит морской бриз, дующий с большой регулярностью над районом Сан-Франциского залива. Так как морской воздух приходит на сушу с вод холодного Калифорнийского течения, то средние температуры летних месяцев в Сан-Франциско оказываются на 5--7° ниже, чем в Лос-Анжелесе, расположенном всего на 4° широты южнее. Зимние температуры в Сан-Франциско ниже на 2--3°.

Бризы наблюдаются в ряде случаев также и на побережьях озер, таких, как Севан, Иссык-Куль, Ладожское, Онежское, а также и на больших реках, Волги. Но здесь явление бриза имеет уже микроклиматический масштаб: скорости ветра, его вертикальная мощность и горизонтальное распространение значительно меньше, чем при; бризах на берегах морей.

Горно-долинные ветры

В горных системах наблюдаются ветры с суточной периодичностью, схожие с бризами. Это -- горно-долинные ветры. Днем долинный ветер дует из горла долины вверх по долине, а также вверх по горным склонам. Ночью горный ветер дует вниз по склонам и вниз по долине, в сторону равнины. Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих долинах и котловинах Альп, Кавказа, Памира и в других горных странах, главным образом в теплое полугодие. Вертикальная мощность их значительна и измеряется километрами: ветры заполняют все поперечное сечение долины, вплоть до гребней ее боковых хребтов. Как правило, они не сильны, но иногда достигают 10 м/сек и более. Можно различать по крайней мере две независимо действующие причины возникновения горно-долинных ветров. Одна из этих причин создает дневной подъем или ночное опускание воздуха по горным склонам -- ветры склонов. Другая создает общий перенос воздуха вверх по долине днем и вниз ночью -- горно-долинные ветры в тесном смысле слова.

Рис. 16 - Схема горно-долинных ветров

Сначала о ветрах склонов. Днем склоны гор нагреты сильнее воздуха; поэтому воздух в непосредственной близости к склону нагревается сильнее, чем воздух, расположенный дальше от склона, и в атмосфере устанавливается горизонтальный градиент температуры, направленный от склона в свободную атмосферу. Более теплый воздух у склона начинает подниматься по склону вверх, как при конвекции в свободной атмосфере. Такой подъем воздуха по склонам приводит к усиленному образованию на них облаков. Ночью, при охлаждении склонов, условия меняются на обратные и воздух стекает по склонам вниз.

К этим ветрам склонов присоединяется перенос воздуха в более крупном масштабе между долиной в целом и прилегающей равниной (рис. 110). Днем температура воздуха в долине в целом выше, чем на соответствующих уровнях над равниной, так как на нее влияют прогретые склоны гор. Поэтому аналогично тому, как над берегом при морском бризе, давление в долине становится до самого гребня хребта ниже, чем над равниной, а на больших высотах -- выше. На рис. 110 это видно по наклону изобарических поверхностей. В результате днем ниже уровня гребня устанавливается поток воздуха с равнины в долину, а выше -- обратный перенос. Ночью воздух в долине холоднее, чем над равниной, и внутри долины устанавливается более высокое давление; возникают барические градиенты, создающие перенос воздуха вниз по долине, на равнину. Над ним устанавливается обратный перенос в сторону гор.

Ледниковые ветры

Ледниковый ветер -- ветер, дующий вниз по леднику в горах. Этот ветер не имеет суточной периодичности, так как температура поверхности ледника круглые сутки производит на воздух охлаждающее действие. Надо льдом господствует инверсия температуры, и холодный воздух стекает вниз. Над некоторыми ледниками Кавказа скорость ледникового ветра порядка 3-- 7 м/сек. Вертикальная мощность потока ледникового ветра порядка нескольких десятков, в особых случаях сотен метров. Явление ледниковых ветров в громадных размерах представлено над ледяным плато Антарктиды. Здесь, над постоянным ледяным покровом, на периферии материка возникают стоковые ветры (чаще всего юго-восточные) -- перенос выхоложенного воздуха по наклону местности в сторону океана. Так как, кроме барического градиента, на этот перенос воздуха влияет сила тяжести, то по мере приближения воздуха к береговой линии в нижних 100--200 м могут развиваться очень большие скорости ветра, до 20 м/сек и более, с резко выраженной порывистостью. Вместе с сильными ветрами, вызываемыми постоянным прохождением глубоких циклонов вокруг материка Антарктиды, стоковые ветры делают многие районы побережья Антарктиды самыми ветреными местами на Земном шаре.

Фен. Феном называется теплый, сухой и порывистый ветер, дующий временами с гор в долины. Температура воздуха при фене значительно и иногда очень быстро повышается; относительная влажность резко падает, иногда до очень малых значений. В начале фена могут наблюдаться резкие и быстрые колебания температуры и влажности вследствие встречи теплого воздуха фена с холодным воздухом, заполняющим долины. Порывистость фена указывает на сильную турбулентность фенового потока. Продолжительность фена может быть от нескольких часов до нескольких суток, иногда с перерывами (паузами).

Фены с давних времен известны в Альпах. Они очень часты на Западном Кавказе как на северных, так и на южных склонах хребта. Фены наблюдаются и под обрывистой стеной Яйлы на Южном берегу Крыма, в горах Средней Азии и Алтая, в Якутии, западной Гренландии, на восточных склонах Скалистых гор и во многих других горных системах. О повторяемости фенов можно судить по следующим средним годовым числам дней с фенами: в Кутаиси 114, в Тбилиси 45, в Орджоникидзе 36, на Тел едком озере до 150, в Инсбруке (Австрия) 75.

Фен может возникнуть в любой горной системе, если воздушное течение общей циркуляции пересекает хребет достаточной высоты. С подветренной стороны воздух оттекает от хребта; создается разрежение, вследствие которого воздух вышележащих слоев засасывается вниз, как нисходящий ветер. Высокая температура воздуха при фене обусловлена его адиабатическим нагреванием при нисходящем движении. Вертикальный градиент температуры в атмосфере почти всегда меньше сухоадиабатического, т. е. меньше 1°/100 м. Воздух, опускающийся по горным склонам в долину, нагревается по сухоадиабатическому закону, т. е. на один градус на каждые 100 м спуска. Поэтому он придет в долину, имея более высокую температуру, чем температура воздуха, ранее занимавшего долину. Температура фенового воздуха будет тем выше, чем больше высота, с которой он опускается. Относительная влажность в нем в то же время будет понижаться по мере роста температуры.

Рис. 17 - Схема фена

Допустим, например, что гребень хребта возвышается над уровнем долины на 3000 м, температура в долине до начала фена +10°, а средний градиент температуры 0,6°/100 м. На уровне гребня хребта температура будет, таким образом, -8°. Опустившись в долину, и нагревшись при этом на 30° (по одному градусу на каждые 100 м), воздух фена будет иметь внизу температуру +22°. Таким образом, температура в долине повысится в сравнении с первоначальной на 12°. Вместе с тем если относительная влажность вверху была 100%, то при той же удельной влажности, но при повышении температуры фенового воздуха с --8 до +22° она понизится до 17%.

При сильном развитии фена на подветренной стороне хребта нередко на наветренной стороне наблюдается восходящее движение воздуха по горному склону. Если хребет высок, то этот восходящий воздух, достигнув уровня конденсации, будет охлаждаться уже не по сухоадиабатическому, а по влажноадиабатическому закону. При этом на наветренной стороне произойдет образование облаков и, стало быть, выделение тепла конденсации.

Допустим затем, что на подветренном склоне воздух на столько же опустится вниз, на сколько он поднялся вверх на наветренном склоне. Облака в воздухе фена будут при этом испаряться. Однако если часть продуктов конденсации выпала из воздуха в виде осадков при восхождении по наветренному склону, то в скрытую форму перейдет меньше тепла, чем выделилось при конденсации, и воздух опустится в долину с более высокой температурой, чем была в начале процесса. Получим процесс, приближающийся к псевдоадиабатическому.

Если воздух сначала поднимается по наветренным склонам и в нем происходит облакообразование, то из долины на подветренной стороне можно наблюдать над гребнем хребта стену облаков. При опускании фенового воздуха по подветренному склону содержащиеся в нем облака испаряются; на наветренном склоне они, напротив, все время образуются заново. В результате облачная масса в феновом потоке -- феновая стена -- кажется неподвижно прикрепленной к гребню хребта.

Особенно сильное повышение температуры при фене бывает тогда, когда воздух, в котором развивается фен, с самого начала очень теплый, например когда через хребет перетекает тропический воздух за теплым фронтом. Высокая температура воздуха дополнительно повышается адиабатически при нисходящем движении. Так, в первых числах мая 1935 г. в северных предгорьях Кавказа южный фен приносил воздух с Армянского нагорья. При этом температура повышалась в Нальчике до + 32°, в Моздоке до +40°, а относительная влажность опускалась до 13%. Эффект повышения температуры особенно велик и в том случае, если до фена воздух в долине был сильно выхоложен излучением. В Монтане (Скалистые горы) однажды в декабре температура повысилась с --40 до +4° в течение 7 часов.

Продолжительный и интенсивный фен может привести к бурному таянию снега в горах, к повышению уровня и разливам горных рек и т. д. Летом фен вследствие своей высокой температуры и сухости может губительно действовать на растительность. В Закавказье (район Кутаиси) случается, что при летних фенах листва деревьев высыхает и опадает. Но фен может наблюдаться и в арктическом воздухе, когда последний, например, перетекает через Альпы или Кавказ и опускается по южным склонам. Даже в Гренландии стекание воздуха с трехкилометровой высоты ледяного плато на фиорды создает очень сильные повышения температуры. В Исландии при фенах наблюдались повышения температуры почти на 30° за несколько часов.

Бора

Борой называется сильный холодный и порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря. Бора с давних пор известна в районе Новороссийской бухты на Черном море и на Адриатическом побережье Югославии, в районе Триеста. Сходные явления обнаружены на Новой Земле и в некоторых других местах. К типу боры относится и сарма близ Ольхонских ворот на Байкале. Достаточное сходство с борой по происхождению и проявлениям имеют норд в районе Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции, от Монпелье до Тулона, нортсер в Мексиканском заливе (Мексика, Техас).