Общая циркуляция атмосферы

Общей циркуляцией атмосферы называется совокупность движений большого масштаба в атмосфере, захватывающих целые географические районы и осуществляющих обмен воздушными массами в широтном и меридиональном направлениях вокруг всего земного шара.

К таким движениям воздушных масс относятся пассаты, муссоны, господствующие ветры и др.

Схема общей циркуляции воздуха в тропосфере показана на рис. 4.9.

Рис. 4.9.

Нагретые воздушные массы поднимаются в экваториальном поясе и охлаждаются, создавая область пониженного давления (так называемая экваториальная депрессия ЭД – «Нагреватель» Земли). На 30-х широтах происходит оседание холодных воздушных масс, создающих в районе субтропиков области высокого давления. От 30-х широт воздушные массы в виде пассатов направляются к экваториальной зоне.

Направление пассатов обуславливается наличием ускорения (и силы) Кориолиса. Земля вращается с Запада на Восток; все точки имеют одинаковую угловую скорость (один оборот за сутки), но зависящую от широты линейную скорость: например, на экваторе » 1700 км/час., а на полюсе – ноль.

Рассмотрим поведение двух элементарных масс воздуха m₁ и m₂, находящихся на вершине купола области высокого давления (рис. 4.10.).

Для Северного полушария: частица 1 под действием силы горизонтального барического градиента начнет смещаться к Северу, в область низкого давления, в более северные широты, в которых поверхность Земли будет иметь меньшую линейную скорость; в результате частица 1 будет опережать поверхность и сместиться к Востоку, т.е. вправо (так возникает западный перенос умеренных широт). Частица 2 под действием силы горизонтального барического градиента начнет смещаться в Югу, в зону ЭД и попадает в область где поверхность имеет большую линейную скорость; в результате частица 2 будет отставать, смещаться к Западу, т.е. опять вправо; так возникает Норд-истовый пассат.

Рис. 4.10.

Совершенно подобным образом ускорение Кориолиса заставляет движущиеся частицы в Южном полушарии отклоняться влево, тем самым, создавая зюйд-истовый пассат и западный перенос («бравые весты»).

Горизонтальная составляющая ускорения Кориолиса , где

j - широта; V – скорость ветра, м/сек; n = 7,3 ^. 10^-5 1/сек, угловая скорость вращения Земли.

Из формулы видно, К растет от экватора, где К = 0, к полюсам. Между NE пассатом северного полушария и SE пассатом южного лежит штилевая полоса ЭД, характеризуемая значительной облачностью, ливнями, грозами и частыми штилями (область сходимости пассатов часто еще называется внутри тропической зоной конвергенции – ВЗК). На окраинах ее зарождаются тропические циклоны. Таким образом, в каждом полушарии между экваториальной зоной и субтропиками существует колоссальное вертикальное "колесо" воздушной циркуляции в тропосфере.

Широты от 30 до 45°, в среднем, представляют собой области господствующих западных потоков (в северном полушарии преимущественно юго-западных, в южном – северо-западных ветров).

Зона от 45 до 70° является зоной непрерывной смены барического рельефа и потоков.

В центральных частях полярных районов происходит оседание воздушных масс, в этих местах земного шара наблюдаются полярные "максимумы".

В полярных районах и на границе их преобладают сильные ветры: северо-восточные – в Арктике и юго-восточные – в Антарктике.

Центры действия атмосферы. Картина распределения давления и ветра по земному шару в действительности оказывается значительно сложнее, чем рассмотренная выше схема; есть ряд дополнительных важных обстоятельств, влияющих на общую циркуляцию атмосферы.

Во-первых, термический экватор в течение года не остается на одном месте, а перемещается за видимым годовым движением Солнца. Это перемещение влечет за собой сезонное перемещение экваториальной депрессии на всех остальных планетарных зон циркуляции.

Во-вторых, влияние неравномерного распределения суши и моря приводит к тому, что прогрев Земли различается по районам, поэтому также различен и влагооборот; свой "вклад" в неравномерность вносят мощные течения.

В-третьих, арктические и умеренные зоны не являются сплошными, а наблюдаются в виде отдельных ветвей.

Области повышенного или пониженного давления называются центрами действия атмосферы. Одни из этих центров наблюдаются на картах любого сезона – это постоянные (перманентные) центры действия, другие появляются только летом или зимой – это сезонные центры действия, например:

Постоянные – исландская депрессия, азорский максимум, южноатлантический максимум, экваториальная депрессия и другие.

Сезонные – алеутская зимняя депрессия, азиатский (сибирский) зимний максимум и другие.

Следует иметь в виду, что все центры действия атмосферы получаются в результате осреднения многолетних данных о давлении за месяц или сезон.

Воздушные массы

Изучение атмосферных процессов показывает, что тропосфера разделяется на относительно однородные по физическим свойствам воздушные массы, внутри которых наблюдаются небольшие горизонтальные градиенты температуры и других метеорологических элементов (влажности, прозрачности).

Горизонтальные размеры воздушных масс измеряются тысячами километров, вертикальные – километрами.

Для того, чтобы воздушная масса приобрела однородные свойства, необходимо, чтобы она длительное время находилась над районом с однородной подстилающей поверхностью.

Из очагов формирования воздушные массы под влиянием изменившихся условий общей циркуляции атмосферы перемещаются в другие районы, сохраняя в течение некоторого времени те свойства, которые получили в очагах формирования. С течением времени эти свойства постепенно изменяются под влиянием подстилающей поверхности, т.е. происходит трансформация воздушных масс. Однако не все метеорологические элементы подвержены быстрому изменению, некоторые из них долго сохраняют свои значения, что дает возможность определять пути движения воздушных масс.

Существуют две классификации воздушных масс: термическая и географическая.

Термическая классификация воздушных масс. По этой классификации все воздушные массы разделяются на теплые, холодные и нейтральные.

Теплая – это такая воздушная масса, которая в данном районе охлаждается, поскольку ее температура выше температуры окружающей среды, холодная – та, которая в данном районе постепенно прогревается, поскольку ее температура ниже.

Воздушная масса может быть устойчивой (наибольшей устойчивостью отличается воздушная масса, в которой во всем нижнем слое наблюдается инверсионное распределение температуры с высотой), и неустойчивой (наибольшей неустойчивостью отличается воздушная масса, где вертикальный градиент температуры больше среднего).

Географическая классификация воздушных масс. По этой классификации воздушные массы различаются в зависимости от положения очага формирования в одном из основных термических поясов Земли. При этом выделяют следующие основные типы: арктический воздух (АВ), умеренный, или полярный (УВ, или ПВ), тропический (ТВ), экваториальный (ЭВ); иногда выделяют еще муссонный воздух (МВ). В южном полушарии аналогом арктического воздуха является антарктический. Воздушные массы делятся на морские и континентальные – в зависимости от того, над какой из этих подстилающих поверхностей они формировались (например, мАВ – морской арктический воздух, кТВ - континентальный тропический воздух).

Атмосферные фронты

Переходная зона между соседними воздушными массами может быть достаточно широкой. Если в такой зоне горизонтальные градиенты температуры велики, то она называется фронтальной. Горизонтальные градиенты давления, температуры, влажности и других метеорологических элементов в этой зоне значительно больше, чем в центральных частях однородных воздушных масс. Фронтальные зоны могут простираться до высоты тропопаузы, и в таком случае их называют высотными фронтальными зонами.

В случае обострения фронтальная зона переходит в атмосферный фронт – узкую переходную зону между соседними воздушными массами, характеризующуюся резкими изменениями метеорологических элементов в горизонтальном направлении.

Фронтальный слой имеет наклон в сторону холодного воздуха: более холодная воздушная масса лежит под ним узким клином у земной поверхности, а более теплая – над ним. Угол наклона слоя весьма мал - 1° до 10¢. На экваторе (j = 0) фронты не пересекаются с земной поверхностью, а превращаются в горизонтальные слои инверсии.

Ширина фронтального слоя в приводном (приземном) слое наименьшая: от нескольких до десятков километров, а на высоте 3-5 км может достигать 300 км. Вертикальная мощность слоя обычно не превышает 1 км. Горизонтальная проекция фронта составляет 100-100 км, а его высота до 10 км.

Теплыми называются перемещающиеся в сторону относительно холодной воздушной массы. За теплым фронтом перемещается теплая воздушная масса.

Холодными называются фронты перемещающиеся в сторону относительно теплой воздушной массы. За холодным фронтом перемещается холодная воздушная масса.

Малоподвижными (стационарными) называются фронты не претерпевающие существенного перемещения. Фронт, образовавшийся в результате слияния холодного и теплого фронта, называется фронтом окклюзии (сомкнутым фронтом).

В зависимости от соотношения температур воздуха по обе стороны фронта окклюзии и направления его перемещения различают теплые и холодные фронты окклюзии.

По географической классификации различают главные атмосферные фронты – арктический, полярный и тропический.

Формы барического рельефа. Изобары, т.е. линии равных значений давления, на синоптических картах в большинстве стран мира, проводят через 5 мбар, а в англо-язычных странах – через каждые 4 мбар, в разрывах указывают величину давления.

Изобары дают наглядное представление о барическом поле (рис. 4.11.), где наблюдаются разнообразные формы распределения давления, которые, аналогично формам рельефа земной поверхности, называются формами барического рельефа. Существуют три основные формы: области пониженного давления, или депрессии, области повышенного давления и барические седловины.

Областями пониженного давления являются:

Циклон – область, охватываемая замкнутыми изобарами с наименьшим давлением в центре; на синоптической карте в центре циклона ставят букву Н – низкое давление (L – low). Характерной особенностью циклона умеренных широт является наличие теплого и холодного фронтов.

Ложбина – вытянутая часть циклона с ясно выраженной осью (центральной линией), вблизи которой изобары имеют наибольшую кривизну; нередко внутри ложбины наблюдается самостоятельный центр низкого давления, который называется вторичным циклоном.

Рис. 4.11. Формы барического рельефа:

Н – циклон; Л – ложбина; В – антициклон; Г – гребень;

О – отрог; С – седловина

К областям повышенного давления относятся:

антициклон – область, охватываемая замкнутыми изобарами с большим давлением в центре (на карте в центре В – высокое (или Н – high).

Гребень (или отрог) – вытянутая часть антициклона с явно выраженной осью, вдоль которой изобары имеют наибольшую кривизну.

Седловина – область между двумя циклонами и двумя антициклонами, расположенными крест-накрест.

Геострофический ветер. Рассмотрим барическое поле с прямолинейными параллельными изобарами (рис. 4.12.). Под действием силы горизонтального барического градиента G воздушная частица в первоначальный момент времени 1 начинает ускоренно перемещаться перпендикулярно изобарам в сторону низкого давления. Но как только возникает скорость w₁, сейчас же возникает сила Кориолиса К₁, направленная по нормали к w₁, вправо (в северном полушарии). Под влиянием К₁ скорость изменит направление – отклонится от w₁ право. Тогда К₁ изменит направление, и т.д. Изменение скорости будет продолжаться до тех пор, пока отклоняющая сила К не уравновесит силу градиента G. Это произойдет тогда, когда частица воздуха начнет двигаться вдоль изобар. Такое установившееся (равномерное) прямолинейное горизонтальное движение воздуха при прямолинейных и параллельных изобарах и при отсутствии трения называют геострофическим ветром w_г.

Рис. 4.12.

Из приведенных рассуждений очевидно, что геострофический ветер направлен вдоль изобар, оставляя низкое давление в северном полушарии слева, а в южном - справа.

Скорость геострофического фетра легко определить, приравняв сумму силы градиента давления и силы Кориолиса нулю:

;

откуда

где r - плотность воздуха.

Из формулы следует, что скорость геострофического ветра w_г прямо пропорциональна величине горизонтального барического градиента (чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер), уменьшается с увеличением широты и возрастает с уменьшением плотности воздуха (при увеличении высоты, нагревании воздуха или увеличении его влагосодержания). При широтах менее 30° понятие геострофического ветра практически неприменимо.

Подставляя в формулу значение r = 1,276 кг/м³ и значение угловой скорости вращения Земли и выражая барический градиент в миллибарах на 1° широты, получим формулу для определения скорости геострофического ветра на уровне моря

Наблюдения показывают, что выше 1-1,5 км фактический ветер практически не отличается от геострофического. При движении частиц воздуха по криволинейным траекториям к рассмотренным силам прибавляется центробежная сила

,

где w_G – скорость ветра;

r - радиус кривизны траектории.

Установившееся движение воздуха происходит по круговым траекториям под действием сил градиента, центробежной и Кориолиса и при отсутствии трения. Сочетание указанных сил будет различно в циклонах и антициклонах. В циклоне (рис. 4.13.) сила градиента G направлена к его центру, а центробежная – против нее. Для выполнения условия равновесия необходимо, чтобы имело место следующее соотношение сил:

,

а в антициклоне

.

Из рис. 4.13, выполненного для Северного полушария, следует, что в циклоне ветер направлен против часовой стрелки, а в антициклоне – по часовой. В южном полушарии – все наоборот.

В центре циклона и антициклона как величина барического градиента, так и скорость ветра равны нулю.

Рис. 4.13.

На движущиеся частицы воздуха, помимо рассмотренных выше сил, действует еще и сила трения, которая замедляет и изменяет направление движения.

Сила трения вызывается прежде всего тем, что нижний слой воздушного потока прилипает к земной поверхности и скорость движения у подстилающей поверхности замедляется. Вследствие турбулентного обмена количеством движения это уменьшение скорости передается в вышележащие слои. Влияние трения на ветер практически исчезает лишь на высоте в среднем около 1 км.

В результате действия силы трения скорость ветра в приводном (приземном) слое меньше скорости геострофического ветра и приближенно

w = 0,7 w_г (море);

w = 0,4 w_г (суша).

В связи с влиянием силы трения направление ветра в приводном слое отклоняется от касательной к изобаре в сторону низкого давления на угол 5-25°, а в приземном – на угол около 40°. Поэтому в северном полушарии в нижних слоях циклона воздушные потоки направлены против движения часовой стрелки, втекая от периферии к центру, а в антициклоне – по часовой стрелке, растекаясь от центра к периферии (рис. 4.14.).

Изложенное наглядно иллюстрирует известный в метеорологии барический закон ветра (закон Бейс-Бало), согласно которому, если встать спиной к ветру, то в северном полушарии область низкого давления будет расположена слева и несколько впереди от наблюдателя, а область высокого давления – справа и несколько позади.

На рис. 4.14 показан идеализированный вертикальный разрез атмосферы при конвергенции и дивергенции воздушных течений. Воздух, притекая к центральной части области, где давление пониженное, поднимается. При подъеме воздух охлаждается, содержащийся в нем водяной пар конденсируется, при этом образуются облака и могут выпадать осадки. В области высокого давления воздух медленно оседает в нижние слои и растекается наружу. Опускание воздуха приводит к его нагреванию, в результате чего уменьшается облачность.

В целом для антициклонов, т.е. для барических максимумов 1020¸1070 мбар, характерно:

а) отсутствие сплошного облачного покрова или вообще полное отсутствие облачности; однако при значительной влажности в холодную половину года могут наблюдаться сплошные облака St и Sc;

б) значительное нагревание подстилающей поверхности днем в летнее время и охлаждение ночью, резкий суточный ход температуры воздуха, влажности и других метеоэлементов;

Рис. 4.14.

в) днем в летнее время, благодаря интенсивной конвекции, возможно образование Cu и даже Сb с ливневыми осадками;

г) ночью рассеивание облаков, появление инверсий температуры, возникновение туманов, росы, инея;

д) штиль и слабые ветры неустойчивых направлений в центральных районах.

Вообще погода антициклонов тихая, летом солнечная и жаркая, зимой - холодная.

В зоне соприкосновения антициклонов с областями пониженного давления могут возникать большие градиенты атмосферного давления и наблюдаться ветры вплоть до штормовых.