Атмосферной циркуляцией называют обще-планетную систему воздушных течений над поверхностью земли. К ней можно отнести , муссоны, движения воздуха в циклонах и антициклонах, и многое другое. Именно атмосферной циркуляцией объясняется режим и скорость ветра, тепловой режим и влажность в конкретной местности. Она является главной климатообразующей причиной, так как переносит тепловую энергию и влагу из одних мест в другие. Причиной атмосферной циркуляции является поглощение солнечной энергии как атмосферой, так и самой поверхностью Земли . Все воздушные течения существуют благодаря тому, что наша планета нагревается неодинаково, в каких-то местах она чуть горячее, в каких-то чуть холоднее. Неравномерность нагрева приводит и к неравномерности распределения атмосферного давления над поверхностью Земли, а ведь именно от распределения атмосферного давления зависит наличие любых воздушных течений. Дополнительный вклад в атмосферную циркуляцию вносит и тот факт, что наша планета постоянно вращается вокруг своей оси, что приводит, в частности, к образованию крупных вихрей - циклонов и антициклонов. Перемещаться могут как теплые, так и холодные воздушные массы. Перенос их происходит под действием вихрей в атмосфере - циклонов и антициклонов.

Если две воздушные массы соприкасаются друг с другом, то на их границе образуется атмосферный фронт. В нем, как правило, происходят очень быстрые изменения в погодных условиях - перепады температуры и давления, изменение направления и силы ветра, выпадение дождя или снега. Поэтому-то мы и наблюдаем постоянное изменение погоды - воздушные массы, двигаясь из одного места Земли в другое, приносят с собой новую температуру, облачность и влажность. В результате атмосферной циркуляции могут возникать смерчи, ураганы, тайфуны, и множество других, очень неприятных для человека природных явлений. Каждые несколько лет, или, даже, каждый год на Земле появляется ураган такой силы, что ему дается особое имя. Все помнят ужасный ураган Катрина, обрушившийся в 2005 году на южную часть Соединенных Штатов Америки. Атмосферная циркуляция бывает не только глобальной. Выделяют и местную циркуляцию атмосферы. Например, ветры в долинах или смерчи можно отнести именно к такому типу.
Так как характер атмосферной циркуляции зависит, прежде всего, от степени поглощения солнечной энергии, то даже малое изменение поглощения Солнечного света будет оказывать очень большое воздействие как на саму атмосферную циркуляцию, так и на климат нашей планеты. Именно поэтому сейчас идет столько разговоров о парниковом эффекте и о его влиянии на температурный режим . Под действием парникового эффекта повышаются температуры нижних слоев атмосферы по сравнению со средним значением их температуры. Но, хотя сам парниковый эффект и его последствия это, пока еще, тема для больших и бурных дискуссий, но метеорологам уже давно стало понятно, что атмосферную циркуляцию можно и нужно изучать. Чтобы исследовать атмосферную циркуляцию и составить ее математическую модель ученые наблюдают за параметрами земной атмосферы. Чаще всего наблюдают за скоростью ветра, атмосферным давлением и температурой воздуха. Исторически, первыми данные характеристики атмосферы измеряли на земле, но сейчас чаще всего для этих целей используют радиозонды, которые могут подниматься до высоты в 30 км. После запуска первых искусственных спутников, атмосферную циркуляцию стали наблюдать и из космоса. Как правило, на метеорологических спутниках находится сложное оборудование, которое может записывать не только давление и температуру, но и излучение атмосферы, а также излучение Солнца, рассеянное атмосферой. Применение спутников расширило границы наблюдений почти вдвое. Именно с помощью спутников ученые в настоящее время могут исследовать атмосферную циркуляцию сразу по всему земному шару.
Хотя создание полной модели атмосферы пока не выглядит реальной задачей, какие-то шаги в этом направлении уже сделаны. Уже сейчас самолеты при производстве продуваются в аэродинамических трубах. Это можно считать неким "копированием атмосферы в миниатюре". Однако полностью отказаться от аэродинамических труб, и посчитать все на компьютере пока невозможно, хотя уравнения для этой проблемы были разработаны Навье и Стоксом уже достаточно давно. Ученые лишь научились делить изучаемую атмосферу на маленькие ячейки трехмерной пространственной сетки, и считать скорость, температуру и давление в каждом узле этой сетки отдельно. Это очень сложная и крайне неэффективная работа. Вот почему фирма Боинг обещала премию в 1 миллион долларов тому, кто найдет точное решение уравнения Навье-Стокса.

Неравномерность поступления солнечной радиации в те или иные регионы Земли служит главной причиной циркуляции Вм атмосферы с образованием циклонов и антициклонов. Циркуляция атмосферы – важнейший климатообразующий процесс, способствующий переносу тепла и влаги из одних регионов в другие и определяющий характер К. в любой точке поверхности земного шара. Существование циркуляции атмосферы обусловлено, главным образом, неоднородным распределением атмосферного давления, вызванным в основном различным притоком солнечной радиации в тех или иных широтах, различными физическими свойствами земной поверхности (суши, моря и льда), а также отклоняющим влиянием вращения Земли на воздушные потоки.

Совокупность этих причин определяет местонахождение и перемещение постоянных и сезонных центров действия атмосферы, т.е. обширных областей атмосферы с преобладанием антициклонов (областей повышенного атмосферного давления) или циклонов (областей с пониженным атмосферным давлением). Размещение центров действия атмосферы отражает наиболее устойчивые особенности общей циркуляции атмосферы. Различают постоянные центры действия атмосферы, проявляющиеся в течение всего года – экваториальную депрессию; области высокого атмосферного давления над тридцатыми широтами северного и южного полушарий (Азорский антициклон (max) , Северо-Тихоокеанский / Гавайский max, Южно-Атлантический max, Южно-Индийский max, Южно-Тихоокеанский max); депрессии субполярных широт (Исландская депрессия (min), Алеутский min, Субантарктический min); полярные области высокого атмосферного давления (Арктический антициклон (max), Антарктический max), а также сезонные центры действия атмосферы, образование которых связано с интенсивным прогревом или охлаждением внутренних районов материков в летний и зимний сезоны – например, Азиатский антициклон, Канадский антициклон, Сахаро-Аравийский min, Южно-Азиатский min. Атмосферное давление само по себе не имеет большого непосредственного значения для климатов, но косвенное его значение нельзя недооценивать. В результате неравномерного распределения атмосферного давления возникает движение воздуха относительно земной поверхности, обычно горизонтальное, которое направлено от области высокого давления к низкому. Это движение не что иное, как ветер.

Существование постоянных центров действия определяет формирование постоянных ветров. Для тропического пояса характерна пассатная циркуляция.

Схема распределения давления и ветров на земной поверхности

Пассат – это постоянный ветер тропических широт, его возникновение связано с оттоком воздуха из области высокого давления над тридцатыми широтами в область экваториальной депрессии. Под воздействием силы Кориолиса пассаты в северном полушарии имеют северо-восточное направление, в южном полушарии – юго-восточное направление. Пассаты тропической зоны характеризуются удивительным постоянством направления и относительно равномерной скоростью. Поэтому в тропических широтах образуется пояс восточных ветров. Зона тропических восточных ветров по обе стороны экватора, включая и внутритропическую зону конвергенции, занимает самую большую площадь по сравнению с остальными звеньями общей циркуляции атмосферы.

Для внетропической зоны характерен западный перенос воздуха и в этих широтах формируется поле западных ветров. Западные ветры – это постоянные ветры умеренных широт. Их формирование обусловлено падением температуры воздуха и атмосферного давления от субтропиков (области высокого давления над тридцатыми широтами) к субполярным широтам. Меридионально направленные (вследствие существования барического градиента) воздушные течения отклоняются силой Кориолиса вправо в северном полушарии и влево – в южном, т.е. в обоих случаях с запада на восток. Зона западного переноса Вм отличается интенсивной циклонической деятельностью.

Зоны общей циркуляции меняют свое положение в соответствии с годовым ходом высоты Солнца, что является причиной устойчивого чередования преобладающих направлений ветра на окраинах этих зон. Хотя их смещение и незначительно, но оно играет большую роль в формировании климатических условий переходных климатических поясов (субарктического, субтропического, субэкваториального).

Ветер – одно из основных понятий метеорологии. Различают прямое воздействие ветра: рельефообразующий фактор, влияет на форму растений, способствует переносу семян растений, вызывает морские течения, регулирует дальность распространения морских и материковых влияний и т.д. Но большее значение, чем прямое воздействие ветра, имеют его косвенные эффекты, ибо именно ветру мы обязаны сменами погоды, связанными с перемещением различных Вм с их разнообразными свойствами.

Воздушные массы – относительно однородные части тропосферы, соизмеримые с большими частями материков и океанов и обладающие определенными общими свойствами (температурой, влажностью, давлением и т.д.); формируются над однородной подстилающей поверхностью, в однородных радиационных условиях; перемещаются как целое в одном из течений общей циркуляции атмосферы (что в значительной степени определяет характер климатических условий) и отделяются друг от друга атмосферными фронтами. По происхождению различают: арктические, антарктические, умеренных широт, тропические и экваториальные Вм с подразделением их (кроме экваториальных) на морской и континентальный типы.

Фронтальные зоны, формирующиеся в зоне контакта Вм, обладают большой неустойчивостью атмосферы. Для арктического и полярного атмосферных фронтов характерно образование циклонов, крупных атмосферных вихрей. Циркуляция воздуха в вихрях направлена в северном полушарии против, а южном – по часовой стрелке, с отклонением к центру циклона в нижних слоях атмосферы. В различных частях циклона отмечаются значительные температурные контрасты. Прохождение циклонов обычно сопровождается усилением облачности и осадков, изменением температуры воздуха и резкой сменой погоды.

Схема развития фронтального циклона (по С.П. Хромову)

Во внутритропической зоне конвергенции (зоны столкновения в атмосфере пассатов Северного и Южного полушарий, или пассата и экваториального муссона) наблюдаются сильные восходящие токи воздуха, приводящие к образованию мощной облачности и выпадению обильных ливневых осадков.

На территории Северных материков, большая часть которых располагается в умеренном, субарктическом и субтропическом поясах, господствует западный перенос Вм умеренных широт. Исландский и Алеутский барические минимумы, которые формируются над океаническими бассейнами в районе 60 0 с.ш., служат зонами конвергенции Вм, развития фронтальных процессов и формирования циклонов, которые смещаются с запада на восток, с океанов на материки и определяют режим погод на значительных пространствах Северных материков. Наиболее сильно влияние западных ветров проявляется в западно-приокеанических секторах Евразии и Северной Америки в субарктическом, умеренном поясах, где формируются морские типы климата, отличающиеся теплой для данных широт зимой, прохладным летом и большим количеством осадков, выпадающих в течение всего года с небольшим преобладанием зимних осадков. В западно-приокеаническом секторе субтропического пояса формируется средиземноморский климат с влажной зимой (влияние западных ветров) и сухим жарким летом (из-за летнего положения субтропических антициклонов).

В пределах южных тропических материков, основная площадь территории которых расположена в экваториально-тропических широтах, господствует пассатная циркуляция. В тропических широтах всех южных тропических материков пассаты непосредственно участвуют в образовании климатов восточных побережий. На восток Южной Америки, Австралии и Южной Африки пассаты приносят мТВ. Они способствуют выпадению осадков на восточных склонах береговых поднятий. В летнее время количество осадков увеличивается, т.к. усиливается пассатная циркуляция и влагосодержание Вм возрастает. С продвижением вглубь континентов, Вм трансформируются и количество осадков снижается. Более быстрое превращение мТВ в кТВ происходит в холодный период. Для этих районов характерны тропические влажные (пассатно влажные) климаты.

Особенно большую роль циркуляция пассатного типа играет в формировании климата северной, наиболее широкой части Африки, которая к тому же расположена в непосредственном соседстве с огромным материковым блоком Евразии. Северо-восточный пассат устойчиво наблюдается в течение всего года между 30 0 и 17 0 с.ш. над территорией северной Африки. Вм, перенесенные пассатным потоком, формируются в области повышенного давления тридцатых широт, располагающейся над севером Африки и Аравией. По своим свойствам это кТВм, которые очень сухие и осадков не дают. Поэтому, в зоне влияния этого воздушного потока формируется самая большая по площади пустыня мира – Сахара. Сахару называют «детищем северо-восточного пассата».

В зимний период над внутренними районами Северных материков развиваются обширные области с высоким атмосферным давлением: Канадский, Северо-Американский, Азиатский антициклоны. Наибольшей устойчивостью отличается Азиатский антициклон, центр которого расположен над северной Монголией и южным Забайкальем. Вм, формирующиеся в этих областях повышенного давления, отличаются сухостью и очень низкими температурами. Растекание Вм из Азиатского антициклона обусловливает снижение температур и отсутствие зимних осадков на огромных пространствах Северной, Центральной, Восточной Азии.

В летний период внутренние районы материков прогреваются, над ними формируются барические депрессии, в которые затягиваются Вм с окраин материков. Например, летние муссонноподобные ветры с Мексиканского залива, столкновение тихоокеанский и атлантических Вм над внутренними районами Мексиканского нагорья с развитием внутритропической конвергенции; аналогичные процессы развиваются летом южного полушария над внутренними районами Южной Африки.

На фоне общей циркуляции атмосферы в ряде регионов проявляется местная циркуляция, обусловленная географическими особенностями соответствующей территории: характером рельефа, резкими контрастами температуры воздуха, подстилающей поверхностью и др. Существует много локально обусловленных ветров, носящих местные наименования. Среди местных ветров обособленные группы образуют бризовые ветры, горно-долинные ветры, нисходящие (фёновые) ветры, синоптические региональные ветры (их формирование связано со специфической, чаще других повторяющейся, синоптической ситуацией): сирокко, самум, хамсин, вилли-вилли и др.; штормовые (торнадо, смерч, тайфун) ветры.

В атмосфере формируются воздушные потоки разного масштаба. Они могут охватывать весь земной шар, а по высоте – тропосферу и нижнюю стратосферу, или воздействовать только на ограниченный участок территории. Воздушные потоки обеспечивают перераспределение тепла и влаги между низкими и высокими широтами, заносят влагу вглубь континента. По площади распространения выделяют ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА), ветры циклонов и антициклонов, местные ветры. Главной причиной образования ветров является неравномерное распределение давления по поверхности планеты.

Давление. Атмосфера оказывает давление на земную поверхность (воздух имеет вес, это доказал в начале 18 в. Галилей, а значит он должен оказывать давление на все предметы, находящиеся на поверхности Земли). Давление на каждый см 2 поверхности на уровне океана равно 1033,3 г. Нормальное атмосферное давление – вес атмосферного столба сечением 1 см 2 на уровне океана при 0 0 С на 45 0 широты, оно уравновешивается столбиком ртути в 760 мм. Нормальное атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба или 1013,25 мб. Давление в СИ измеряется в паскалях (Па): 1 мб=100 Па. Нормальное атмосферное давление равно 1013,25 гПа. Самое низкое давление, которое наблюдалось на Земле (на уровне моря), 914 гПа (686 мм); самое высокое – 1067,1 гПа (801 мм).

Давление с высотой понижается, так как мощность вышележащего слоя атмосферы уменьшается. Расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 гПа, называется барической ступенью . Барическая ступень на высоте от 0 до 1 км составляет 10,5 м, от 1 до 2 км – 11,9 м, 2-3 км – 13,5 м. Величина барической ступени зависит от температуры: с повышением температуры она увеличивается на 0,4%. В теплом воздухе барическая ступень больше, следовательно, теплые области атмосферы в высоких слоях имеют большее давление, чем холодные. Величина обратная барической ступени называется вертикальным барическим градиентом - это изменение давления на единицу расстояния (за единицу расстояния принимается 100 м).

Давление изменяется в результате перемещения воздуха – его оттока из одного места и притока в другое. Движение воздуха обусловлено изменением плотности воздуха (г/см 3), возникающим в результате неравномерного нагрева подстилающей поверхности. Над одинаково нагретой поверхностью с высотой давление равномерно понижается и изобарические поверхности (поверхности, проведенные через точки с одинаковым давлением) располагаются параллельно друг другу и подстилающей поверхности. В области повышенного давления изобарические поверхности обращены выпуклостью вверх, в области пониженного – вниз. На земной поверхности давление показывается с помощью изобар – линий, соединяющих точки с одинаковым давлением. Распределение атмосферного давления на уровне океана, изображенное с помощью изобар, носит наименование барического рельефа.

Давление атмосферы на земную поверхность, его распределение в пространстве и изменение во времени называется барическим полем . Области высокого и низкого давления, на которые расчленено барическое поле, называются барическими системами .

К замкнутым барическим системам относятся барические максимумы (система замкнутых изобар с повышенным давлением в центре) и минимумы (система замкнутых изобар с пониженным давлением в центре), к незамкнутым – барические гребень (полоса повышенного давления от барического максимума внутри поля пониженного давления), ложбина (полоса пониженного давления от барического минимума внутри поля повышенного давления) и седловина (незамкнутая система изобар между двумя барическими максимумами и двумя минимумами). В литературе встречается понятие «барическая депрессия» - пояс пониженного давления, внутри которого могут быть замкнутые барические минимумы.

Давление по земной поверхности распределено зонально. На экваторе в течение года располагается пояс пониженного давления – экваториальная депрессия. В июле она перемещается в Северное полушарие на 15-20 0 с.ш., в декабре – в Южное, на 5 0 ю.ш. В тропических широтах (между 35 0 и 20 0 обоих полушарий) давление в течение года повышенное (тропические или субтропические барические максимумы ), зимой над океанами и над сушей возникает сплошной пояс повышенного давления (Азорский и Гавайский – СП; Ю-Атлантический, Ю-Тихоокеанский и Ю-Индийский – ЮП), летом повышенное давление сохраняется только над океанами, над сушей давление уменьшается, возникают термические депрессии (Ирано-Тарский минимум – 994 гПа). В умеренных широтах СП летом формируется сплошной пояс пониженного давления , однако барическое поле дисимметрично: в ЮП в умеренных и субполярных широтах над водной поверхностью весь год существует полоса пониженного давления (Антарктический минимум - до 984 гПа); в СП в связи с чередованием материковых и океанских секторов барические минимумы выражены только на океанах (Исландский и Алеутский – давление в январе 998 гПа), зимой над материками из-за сильного охлаждения поверхности возникают барические максимумы. В полярных широтах, над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии давление в течение года повышенное (низкие температуры: воздух холодный и тяжелый).

Устойчивые области повышенного и пониженного давления, на которые распадается барическое поле у поверхности земли, называют центрами действия атмосферы . Существуют территории, над которыми в течение года давление сохраняется постоянным (преобладают барические системы одного типа, либо максимумы, либо минимумы), здесь формируются постоянные центры действия атмосферы:

Экваториальная депрессия;

Алеутский минимум (умеренные широты СП);

Исландский минимум (умеренные широты СП) – от минимума отходит ложбина низкого давления в сторону полярного круга между Норвегией и Шпицбергеном;

Зона пониженного давления умеренных широт ЮП (Приантарктический пояс пониженного давления);

Субтропические зоны высокого давления СП:

Азорский максимум (Северо-Атлантический максимум)

Гавайский максимум (Северо-Тихоокеанский максимум)

Южно-Тихоокеанский максимум (ю-зап. Ю.Америки)

Южно-Атлантический максимум (антициклон о. Св. Елены)

Южно-Индийский максимум (антициклон о. Маврикий)

Антарктический максимум

Гренландский максимум.

Сезонные барические системы образуются в том случае, если давление по сезонам изменяет знак на обратный: на месте барического максимума возникает барический минимум и наоборот. К сезонным барическим системам относятся:

Летний Южно-Азиатский минимум с центром около 30 0 с.ш. (997 гПа) и

Зимний Азиатский максимум с центром над Монголией (1036 гПа)

Летний Мексиканский минимум (Северо-Американская депрессия) – 1012 гПа и

Зимний Северо-Американский и Канадский максимумы (1020 гПа)

Летние (январские) депрессии над Австралией, Южной Америкой и южной Африкой уступают место зимой австралийскому, южноамериканскому и южноафриканскому антициклонам.

Ветер. Горизонтальный барический градиент. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. Скорость ветра – расстояние, которое проходит воздух за единицу времени (м/с, км/ч). Сила ветра – давление, оказываемое воздухом на площадку в 1 м 2 , расположенную перпендикулярно движению. Сила ветра определяется в кг/м 2 или в баллах по шкале Бофорта (0 баллов – штиль, 12 – ураган).

Скорость ветра определяется горизонтальным барическим градиентом – изменением давления (падение давления на 1 гПа) на единицу расстояния (100 км) в сторону уменьшения давления и перпендикулярно изобарам. Кроме барометрического градиента на ветер действуют вращение Земли (сила Кориолиса), центробежная сила и трение.

Сила Кориолиса отклоняет ветер вправо (в ЮП влево) от направления градиента. 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. Трение сказывается в нижнем, 1000-метровом слое, называемом слоем трения . Движение воздуха при отсутствии силы трения называется градиентным ветром . Градиентный ветер, дующий вдоль параллельных прямолинейных изобар, называется геострофическим , вдоль криволинейных замкнутых изобар – геоциклострофическим . Наглядное представление о повторяемости ветров определенных направлений дает диаграмма «роза ветров».

В соответствии с барическим рельефом существуют следующие зоны ветров:

1. приэкваториальный пояс штилей (ветры сравнительно редки, так как господствуют восходящие движения сильно нагретого воздуха);

2. зоны пассатов северного и южного полушарий;

3. области затишья в антициклонах субтропического пояса высокого давления (причина – господство нисходящих движений воздуха);

4. в средних широтах обоих полушарий – зоны преобладания западных ветров;

5. в околополярных пространствах ветры дуют от полюсов в сторону барических депрессий средних широт, т.е. здесь обычны ветры с восточной составляющей.

Общая циркуляция атмосферы (ОЦА) – система воздушных потоков планетарного масштаба, охватывающая весь земной шар, тропосферу и нижнюю стратосферу. В циркуляции атмосферы выделяют зональные и меридиональные переносы. К зональным переносам, развивающимся в основном в субширотном направлении, относятся:

западный перенос, господствующий на всей планете в верхней тропосфере и нижней стратосфере;

в нижней тропосфере, в полярных широтах – восточные ветры; в умеренных широтах западные ветры, в тропических и экваториальных широтах – восточные;

струйные течения, развивающиеся над фронтальными зонами в верхней тропосфере.

К меридиональным переносам относятся муссоны тропических-экваториальных широт и внетропических широт.

ОЦА складывается под влиянием неравномерного распределения солнечной радиации, действия силы Кориолиса и неоднородности подстилающей поверхности.

При поступлении солнечной радиации на однородную не вращающуюся Землю в верхней части тропосферы возникло бы движение воздуха от экватора к полюсу, у подстилающей поверхности – от полюса к экватору. В самом деле, воздух на экваторе в приземном слое атмосферы сильно прогревается. Теплый и влажный воздух поднимается вверх, объем его возрастает, и в верхней тропосфере возникает высокое давление. У полюсов из-за сильного охлаждения приземных слоев атмосферы воздух сжимается, объем его уменьшается и наверху давление падает. Следовательно, в верхних слоях тропосферы возникает переток воздуха от экватора к полюсам. Благодаря этому масса воздуха у экватора, а значит, и давление у подстилающей поверхности уменьшаются, а на полюсах возрастает. В приземном слое начинается движение от полюсов к экватору. Вывод: солнечная радиация формирует меридиональную составляющую ОЦА.

На однородной вращающейся Земле действует еще сила Кориолиса. Наверху сила Кориолиса отклоняет поток в СП вправо от направления движения, т.е. с запада на восток. В ЮП движение воздуха отклоняется влево, т.е. опять с запада на восток. Поэтому вверху (в верхней тропосфере и нижней стратосфере, в интервале высот от 10 до 20 км давление уменьшается от экватора к полюсам) отмечен западный перенос, он отмечен для всей Земли в целом. В общем, движение воздуха происходит вокруг полюсов. Следовательно, сила Кориолиса формирует зональный перенос ОЦА.

Внизу у подстилающей поверхности движение более сложное, влияние оказывает неоднородная подстилающая поверхность, т.е. расчленение ее на материки и океаны. Образуется сложная картина основных воздушных потоков. От субтропических поясов высокого давления воздушные потоки оттекают к экваториальной депрессии и в умеренные широты. В первом случае образуются восточные ветры тропических-экваториальных широт. Над океанами благодаря постоянным барическим максимумам они существуют круглый год – пассаты – ветры экваториальных периферий субтропических максимумов, постоянно дующие только над океанами; над сушей прослеживаются не всюду и не всегда (перерывы вызываются ослаблением субтропических антициклонов из-за сильного прогрева и перемещения в эти широты экваториальной депрессии). В СП пассаты имеют северо-восточное направление, в ЮП – юго-восточное. Пассаты обоих полушарий сходятся вблизи экватора. В области их сходимости (внутритропическая зона конвергенции) возникают сильные восходящие токи воздуха, образуются кучевые облака и выпадают ливневые осадки.

Ветровой поток, идущий в умеренные широты от тропического пояса повышенного давления, формирует западные ветры умеренных широт. Они усиливаются в зимнее время, так как над океаном в умеренных широтах разрастаются барические минимумы, увеличивается барический градиент между барическими минимумами над океанами и барическими максимумами над сушей, следовательно, увеличивается и сила ветров. В СП направление ветров юго-западное, в ЮП – северо-западное. Иногда эти ветры называют антипассатами, но генетически они с пассатами не связаны, а являются частью общепланетарного западного переноса.

Восточный перенос. Преобладающими ветрами в полярных широтах являются северо-восточные в СП и юго-восточные – в ЮП. Воздух перемещается от полярных областей повышенного давления в сторону пояса пониженного давления умеренных широт. Восточный перенос представлен также пассатами тропических широт. Вблизи экватора восточный перенос охватывает почти всю тропосферу, и западного переноса здесь нет.

Анализ по широтам основных частей ОЦА позволяет выделить три зональных незамкнутых звена:

Полярное: в нижней тропосфере дуют восточные ветры, выше – западный перенос;

Умеренное звено: в нижней и верхней тропосфере – ветры западных направлений;

Тропическое звено: в нижней тропосфере – восточные ветры, выше – западный перенос.

Тропическое звено циркуляции получило название ячейки Гадлея (автор наиболее ранней схемы ОЦА, 1735 г.), умеренное звено – ячейки Фрреля (американский метеоролог). В настоящее время существование ячеек подвергается сомнению (С.П. Хромов, Б.Л. Дзердиевский), однако в литературе упоминание о них сохраняется.

Струйные течения – ветры ураганной силы, дующие над фронтальными зонами в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Особенно ярко они выражены над полярными фронтами, скорость ветра достигает 300-400 км/ч из-за больших градиентов давления и разреженности атмосферы.

Меридиональные переносы осложняют систему ОЦА и обеспечивают междуширотный обмен теплотой и влагой. Главными меридиональными переносами являются муссоны – сезонные ветры, меняющие летом и зимой направление на противоположное. Выделяют муссоны тропические и внетропические.

Тропические муссоны возникают по причине термических различий между летним и зимним полушариями, распределение суши и моря только усиливает, осложняет или стабилизирует это явление. В январе в СП располагается почти непрерывная цепь антициклонов: над океанами – постоянных субтропических, над материками – сезонных. В то же время в ЮП лежит сдвинутая туда экваториальная депрессия. В результате образуется перенос воздуха из СП в ЮП. В июле при обратном соотношении барических систем, происходит перенос воздуха через экватор из ЮП в СП. Таким образом, тропические муссоны - это не что иное, как пассаты, которые в некоторой, близкой к экватору полосе приобретают иное свойство – сезонную смену генерального направления. При помощи тропических муссонов осуществляется обмен воздуха между полушариями , а на между сушей и морем, тем более, что в тропиках термический контраст между сушей и морем вообще невелик. Область распространения тропических муссонов вся лежит между 20 0 с.ш. и 15 0 ю.ш. (тропическая Африка к северу от экватора, восточная Африка к югу от экватора; южная Аравия; Индийский океан до Мадагаскара на западе и до северной Австралии на востоке; Индостан, Индокитай, Индонезия (без Суматры). Восточный Китай; в Ю.Америке – Колумбия). Например, муссонное течение, зарождающееся в антициклоне над северной Австралией и идущее в Азию, направляется, в сущности, с одного материка на другой; океан в данном случае служит лишь промежуточной территорией. Муссоны в Африке есть обмен воздуха между сушей одного и того же материка, лежащих в разных полушариях, а над частью Тихого океана муссон дует с океанической поверхности одного полушария на океаническую поверхность другого.

В образовании внетропических муссонов ведущую роль играет термический контраст между сушей и морем. Здесь муссоны возникают между сезонными антициклонами и депрессиями, одни из которых лежат на материке другие на океане. Так, зимние муссоны на Дальнем востоке есть следствие взаимодействия антициклона над Азией (с центром в Монголии) и постоянной Алеутской депрессии; летний – следствие антициклона над северной частью Тихого океана и депрессии над внетропической частью Азиатского материка.

Внетропические муссоны лучше всего выражены на Дальнем Востоке (включая Камчатку), в Охотском море, в Японии, на Аляске и побережье Северного Ледовитого океана.

Одно из главных условий проявления муссонной циркуляции – отсутствие циклонической деятельности (над Европой и С. Америкой муссонная циркуляция отсутствует вследствие интенсивности циклонической деятельности, она «смывается» западным переносом).

Ветры циклонов и антициклонов.

Циклон – область пониженного давления, с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в СП и по часовой – в ЮП.

Антициклон – область повышенного давления, с системой ветров от центра к периферии по часовой стрелке в СП и против часовой – в ЮП.

В центре циклона наблюдаются восходящие токи воздуха, в антициклоне – нисходящие.

Выделяют циклоны фронтальные, центральные, тропические и термические депрессии.

Фронтальные циклоны образуются на Арктическом и Полярном фронтах: на Арктическом фронте Северной Атлантики (около восточных берегов Северной Америки и у Исландии), на Арктическом фронте в северной части Тихого океана (около восточных берегов Азии и у Алеутских островов). Циклоны обычно существуют несколько суток, двигаясь с запада на восток со скоростью около 20-30 км/ч. На фронте возникает серия циклонов, в серии по три-четыре циклона. Каждый следующий циклон находится на более молодой стадии развития и двигается быстрее. Циклоны нагоняют друг друга, смыкаются, образуя центральные циклоны – второй тип циклона. Благодаря малоподвижным центральным циклонам поддерживается область пониженного давления над океанами и в умеренных широтах.

Циклоны, зародившиеся на севере Атлантического океана, движутся в Западную Европу. Наиболее часто они проходят через Великобританию, Балтийское море, С-Петербург и далее на Урал и в Западную Сибирь или по Скандинавии, Кольскому полуострову и далее или к Шпицбергену, или по северной окраине Азии.

Северотихоокеанские циклоны идут в северо-западную Америку, а также северо-восточную Азию.

Тропические циклоны образуются на тропических фронтах чаще всего между 5 и 20 0 с. и ю. ш., на экваторе сила Кориолиса равна нулю и циклоны не образуются. Возникают они над океанами в конце лета и осенью, когда вода нагрета до температуры 27-28 0 С. Мощный подъем теплого и влажного воздуха приводит к выделению огромного количества теплоты при конденсации, что определяет кинетическую энергию циклона и низкое давление в центре. Циклоны двигаются с востока на запад по экваториальной периферии постоянных барических максимумов на океанах. Если тропический циклон достигает умеренных широт, он расширяется, теряет энергию и уже как внетропический циклон начинает двигаться с запада на восток. Скорость движения самого циклона небольшая (20-30 км/ч), но ветры в нем могут иметь скорость до 100 м/с. Наибольшая скорость в урагане «Ида» составляла 113 м/с.

Основные районы возникновения тропических циклонов: восточное побережье Азии, северное побережье Австралии, Аравийское море, Бенгальский залив; Карибское море и Мексиканский залив. В среднем в году бывает около 70 тропических циклонов со скоростями ветров более 20 м/с. В Тихом океане тропические циклоны называются тайфунами, в Атлантическом – ураганами, у берегов Австралии – вилли-вилли.

Термические депрессии возникают на суше из-за сильного перегрева участка поверхности, поднятия и растекания воздуха над ним. В результате у подстилающей поверхности образуется область пониженного давления.

Антициклоны подразделяются на фронтальные, субтропические антициклоны динамического происхождения и стационарные.

В умеренных широтах в холодном воздухе возникают фронтальные антициклоны, которые перемещаются сериями с запада на восток со скоростью 20-30 км/ч. Последний заключительный антициклон достигает субтропиков, стабилизируется и образует субтропический антициклон динамического происхождения. К ним относятся постоянные барические максимумы на океанах. Стационарный антициклон возникает над сушей в зимний период в результате сильного выхолаживания участка поверхности.

Зарождаются и устойчиво держатся антициклоны над холодными поверхностями Восточной Арктики, Антарктиды, а зимой и Восточной Сибири. При прорыве арктического воздуха с севера зимой антициклон устанавливается над всей Восточной Европой и иногда захватывает Западную и Южную.

За каждым циклоном следует и перемещается с той же скоростью антициклон, который заключает собой всякую циклоническую серию. При движении с запада на восток циклоны испытывают отклонение к северу, а антициклоны – к югу в СП. Причина отклонений объясняется влиянием силы Кориолиса. Следовательно, циклоны начинают двигаться на северо-восток, а антициклоны на юго-восток. Благодаря ветрам циклонов и антициклонов наблюдается обмен между широтами теплом и влагой. В областях повышенного давления преобладают токи воздуха сверху вниз – воздух сухой, облаков нет; в областях пониженного давления – снизу вверх – образуются облака, выпадают осадки. Внедрение теплых воздушных масс называется «волнами тепла». Перемещение тропических воздушных масс в умеренные широты летом вызывает засуху, зимой – сильные оттепели. Внедрение арктических воздушных масс в умеренные широты – «волны холода» – вызывает похолодание.

Местные ветры – ветры, возникающие на ограниченных участках территории в результате влияния местных причин. К местным ветрам термического происхождения относятся бризы, горно-долинные ветры, влияние рельефа вызывает образование фенов и бора.

Бризы возникают на берегах океанов, морей, озер, там, где велики суточные колебания температур. В крупных городах сформировались городские бризы. Днем, когда суша нагрета сильнее, над ней возникает восходящее движение воздуха и отток его наверху в сторону более холодного. В приземных слоях ветер дует в сторону суши, это дневной (морской) бриз. Ночной (береговой) бриз возникает ночью. Когда суша охлаждается сильнее, чем вода, и в приземном слое воздуха ветер дует с суши на море. Морские бризы выражены сильнее, их скорость равна 7 м/с, полоса распространения – до 100 км.

Горно-долинные ветры образуют ветры склонов и собственно горно-долинные и имеют суточную периодичность. Ветры склонов – результат различного нагрева поверхности склона и воздуха на той же высоте. Днем воздух на склоне нагревается сильнее, и ветер дует вверх по склону, ночью склон охлаждается тоже сильнее и ветер начинает дуть вниз по склону. Собственно горно-долинные ветры вызваны тем, что воздух в горной долине нагревается и охлаждается сильнее, чем на той же высоте на соседней равнине. Ночью ветер дует в сторону равнины, днем – в сторону гор. Обращенный в сторону ветра склон, называется наветренным, а противоположный – подветренным.

Фен – теплый сухой ветер с высоких гор, часто покрытых ледниками. Возникает он благодаря адиабатическому охлаждению воздуха на наветренном склоне и адиабатическому нагреву – на подветренном склоне. Наиболее типичный фен возникает в случае, когда воздушное течение ОЦА переваливает через горный хребет. Чаще встречается антициклональный фен, он образуется в том случае, если над горной страной стоит антициклон. Фены наиболее часты в переходные сезоны, продолжительность их несколько суток (в Альпах в году 125 дней с фенами). В горах Тянь-Шаня подобные ветры называют кастек, в Средней Азии – гармсиль, в Скалистых горах – чинук. Фены вызывают раннее цветение садов, таяние снега.

Бора – холодный ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. В Новороссийске он называется норд-остом, на Апшеронском полуострове – нордом. На Байкале – сармой, в долине Роны (Франция) – мистралью. Возникает бора зимой, когда перед хребтом, на равнине, образуется область повышенного давления, где формируется холодный воздух. Перевалив невысокий хребет, холодный воздух устремляется с большой скоростью в сторону теплой бухты, где давление низкое, скорость может достигать 30 м/с, температура воздуха резко падает до –5 0 С.

К мелкомасштабным вихрям относятся смерчи и тромбы (торнадо) . Вихри над морем называются смерчами, над сушей – тромбами. Зарождаются смерчи и тромбы обычно в тех же местах, что и тропические циклоны, в жарком влажном климате. Основным источником энергии служит конденсация водяных паров, при которой выделяется энергия. Большое число торнадо в США объясняется приходом влажного теплого воздуха с Мексиканского залива. Вихрь двигается со скоростью 30-40 км/ч, но скорость ветра в нем достигает 100 м/с. Тромбы возникают обычно поодиночке, вихри – сериями. В 1981 г. у побережья Англии в течение пяти часов сформировалось 105 смерчей.

Понятие о воздушных массах (ВМ). Анализ вышеизложенного показывает, что тропосфера не может быть физически однородной во всех своих частях, она разделяется (не переставая быть единой и цельной) на воздушные массы – крупные объемы воздуха тропосферы и нижней стратосферы, обладающие относительно однородными свойствами и движущиеся как единое целое в одном из потоков ОЦА. Размеры ВМ сопоставимы с частями материков, протяженность тысячи километров, мощность – 22-25 км. Территории, над которыми формируются ВМ, называются очагами формирования. Они должны обладать однородной подстилающей поверхностью (суша или море), определенными тепловыми условиями и временем, необходимым для их образования. Подобные условия существуют в барических максимумах над океанами, в сезонных максимумах над сушей.

Типичные свойства ВМ имеет только в очаге формирования, при перемещении она трансформируется, приобретая новые свойства. Приход тех или иных ВМ вызывает резкие смены погоды непериодического характера. По отношению к температуре подстилающей поверхности ВМ делят на теплые и холодные. Теплая ВМ перемещается на холодную подстилающую поверхность, она приносит потепление, но сама охлаждается. Холодная ВМ приходит на теплую подстилающую поверхность и приносит похолодание. По условиям образования ВМ подразделяют на четыре типа: экваториальные, тропические, полярные (воздух умеренных широт) и арктические (антарктическая). В каждом типе выделяется два подтипа – морской и континентальный. Для континентального подтипа , образующегося над материками, характерна большая амплитуда температур и пониженная влажность. Морской подтип формируется над океанами, следовательно, относительная и абсолютная влажность у него повышены, амплитуды температур значительно меньше континентальных.

Экваториальные ВМ образуются в низких широтах, характеризуются высокими температурами и большой относительной и абсолютной влажностью. Эти свойства сохраняются и над сушей и над морем.

Тропические ВМ формируются в тропических широтах, температура в течение года не опускается ниже 20 0 С, относительная влажность невелика. Выделяют: а) континентальные ТВМ, формирующиеся над материками тропических широт в тропических барических максимумах – над Сахарой, Аравией, Тар, Калахари, а летом в субтропиках и даже на юге умеренных широт – на юге Европы, в Средней Азии и Казахстане, в Монголии и Северном Китае; б) морские ТВМ, образующиеся над тропическими акваториями – в Азорском и Гавайском максимумах; характеризуются высокой температурой и влагосодержанием, но низкой относительной влажностью.

Полярные ВМ , или воздух умеренных широт, образуются в умеренных широтах (в антициклонах умеренных широт из арктических ВМ и воздуха, пришедшего из тропиков). Температуры зимой отрицательные, летом положительные, годовая амплитуда температур значительна, абсолютная влажность увеличивается летом и уменьшается зимой, относительная влажность средняя. Выделяют: а) континентальный воздух умеренных широт (кУВ), который формируется над обширными поверхностями континентов умеренных широт, зимой сильно охлажден и устойчив, погода в нем ясная с сильными морозами; летом сильно прогревается, в нем возникают восходящие токи; б) морской воздух умеренных широт (мУВ), формируется над океанами в средних широтах; западными ветрами и циклонами переносится на материки; характеризуется большой влажностью и умеренной температурой; зимой несет оттепели, летом – прохладную и всегда пасмурную погоду.

Арктические (антарктические) ВМ формируются в полярных широтах. Температуры в течение года отрицательные, абсолютная влажность небольшая. Выделяют: а) кАВМ, формирующиеся над ледяной поверхностью Арктики, а зимой также над Таймыром, бассейном Колымы, Чукоткой и Северной Канадой; характеризуется низкими температурами, малым влагосодержанием и большой прозрачностью; вторжение в умеренные широты вызывает значительные и резкие похолодания; б) мАВМ, формирующиеся в европейской Арктике, над океаном свободным ото льда; отличается большим влагосодержанием и несколько более высокой температурой; вторжение на материк может вызвать кратковременное потепление.

ВМ находятся в постоянном движении. При их сближении возникают атмосферные фронты. Атмосферный фронт – узкая переходная зона, разделяющая на значительном протяжении ВМ с разными физическими свойствами. Пересечение атмосферного фронта с земной поверхностью образует так называемую фронтальную зону. Ширина фронтальных зон – несколько сотен километров, длина – тысячи километров, вертикальная мощность – до высоты 20 км. Чаще всего атмосферные фронты возникают в умеренных широтах, где встречаются холодный воздух из высоких широт и теплый воздух из тропических. Фронтальная зона в пространстве изображается фронтальной поверхностью, пересечение которой с земной поверхностью образует линию фронта. На линии фронта скачком меняются температура, влажность, облачность, давление, направление и скорость ветра.

Между АВМ и УВМ проходят Арктический и Антарктический фронты, расположенные в среднем около 65 0 с.ш и ю.ш. В средних широтах между УВМ и ТВМ проходят умеренные фронты СП и ЮП. Летом они смещаются к 50 0 , зимой к 30 0 с.ш. Между УВМ и ТВМ находится тропический фронт. В экваториальных широтах при соприкосновении ЭВМ СП и ЮП образуется не фронт, а зона конвергенции или сходимости.

Атмосферные фронты подразделяются на теплые, холодные и окклюзии.

Теплым фронтом называется такой фронт, когда теплая ВМ более активна и перемещается в направлении холодной ВМ. Линия фронта при этом смещается в сторону холодного воздуха. После прохождения теплого фронта наступает потепление.

Холодный фронт образуется при наступлении холодной ВМ в направлении теплой ВМ. Линия фронта перемещается в сторону теплого воздуха. При смыкании холодного и теплого фронтов возникают фронты окклюзии.

На климатических картах можно выделить зоны, где чаще всего встречаются разные типы ВМ, здесь проходят климатические фронты – средние многолетние, наиболее типичные положения серий атмосферных фронтов, возникающих между типами или подтипами ВМ. Главные климатические фронты разделяют типы ВМ, вторичные – подтипы ВМ. Существуют арктический (антарктический ) фронт, разделяющий АВМ и ПВМ, полярный фронт - между ПВМ и ТВМ, тропический фронт – между ТВМ и ЭВМ.

Процессы формирования и смещения ВМ, образования фронтов положены в основу генетической классификации климатов Б.П. Алисова.

Таким образом:

Исследование проблем, относящихся к движениям атмосферы, приводит к установлению самой тесной связи между распределением температур на Земле, общей картиной барического рельефа и распределением ветров. Наиболее ярко связь эта видна в хорошо совпадающей зональности всех трех зависимых явлений. Можно построить логическую и закономерную цепь, последовательными звеньями которой являются: форма Земли – специфическое (обусловленное формой Земли) распределение солнечной радиации – обусловленное радиацией распределение температуры – обусловленное температурой и вращением Земли распределение барического рельефа – обусловленная барическим рельефом циркуляция воздуха.

Поскольку тропосфера располагается над разнообразными по характеру подстилающими поверхностями в различно нагретых солнцем областях и на различной высоте над уровнем моря или суши, она не может быть физически однородной. Отдельные ее части должны отличаться по температуре, плотности, степени насыщения водяными парами. Это дает основание подразделить тропосферу на ВМ, причем каждая масса внутри себя более или менее однородна, но от соседней массы значительно отличается по ряду свойств и особенностей.

К наиболее важным и генетически взаимосвязанным формам ОЦА принадлежат пассаты, циклоны и антициклоны умеренных широт, муссоны.

Общая циркуляция атмосферы

Циркуляция может быть общей в масштабах всей планеты и местной циркуляцией, которая происходит над отдельными территориями и акваториями. К местной циркуляции относятся дневные и ночные бризы, возникающие на побережьях морей, горно-долинные ветры, ледниковые ветры и др. Местная циркуляция в определенное время и в определенных местах может налагаться на течения общей циркуляции. При общей циркуляции атмосферы в ней возникают огромные волны и вихри, которые по-разному развиваются и перемещаются. Такими атмосферными возмущениями являются циклоны и антициклоны, являющиеся характерными чертами общей циркуляции атмосферы.

В результате движения воздушных масс, которое происходит под действием центров атмосферного давления, территории обеспечиваются влагой. В результате того, что в атмосфере одновременно существуют движения воздуха разных масштабов, накладывающихся друг на друга, атмосферная циркуляция является очень сложным процессом.

Движение воздушных масс в планетарном масштабе складывается под влиянием 3-х главных факторов:

1. Зональное распределение солнечной радиации;
2. Осевое вращение Земли и, как следствие, отклонение воздушных потоков от градиентного направления;
3. Неоднородность поверхности Земли.

Данные факторы усложняют общую циркуляцию атмосферы.

Если бы Земля была однородна и не вращалась вокруг своей оси – тогда температура и давление у поверхности земли отвечало бы термическим условиям и носило широтный характер. Это значит, что уменьшение температуры происходило бы от экватора к полюсам. При таком распределении теплый воздух на экваторе поднимается вверх, а на полюсах холодный воздух опускается вниз. В результате на экваторе в верхней части тропосферы происходило бы его скопление, и давление было бы высоким, а на полюсах – пониженным. На высоте при этом воздух оттекал бы в том же направлении и приводил к уменьшению давления над экватором и его росту над полюсами. Отток воздуха вблизи земной поверхности происходил бы от полюсов, где давление высокое к экватору в меридиональном направлении. Получается, что термическая причина является первой причиной циркуляции атмосферы – разная температура приводит к разному давлению на разных широтах. В реальной действительности над экватором давление низкое, а у полюсов – высокое.

На однородной вращающейся Земле в верхней тропосфере и нижней части стратосферы ветры при их оттоке к полюсам, в северном полушарии должны отклоняться вправо, в южном полушарии – влево и при этом становиться западными. В нижней тропосфере ветры, оттекая от полюсов в сторону экватора и отклоняясь, стали бы в северном полушарии восточными, а в южном – юго-восточными. Хорошо просматривается вторая причина циркуляции атмосферы – динамическая. Зональная слагающая общей циркуляции атмосферы обусловлена вращением Земли. Существенное влияние на общую циркуляцию атмосферы оказывает подстилающая поверхность с неравномерным распределением суши и воды.

Циклоны

Для нижнего слоя тропосферы характерными являются вихри, которые появляются, развиваются и исчезают. Одни вихри очень маленькие и остаются незамеченными, другие же оказывают большое влияние на климат планеты. Прежде всего, это относится к циклонам и антициклонам.

Определение 2

Циклон – это огромный атмосферный вихрь с низким давлением в центре.

В Северном полушарии воздух в циклоне движется против хода часовой стрелки, в Южном полушарии – по часовой стрелке. Циклоническая деятельность в средних широтах является особенностью атмосферной циркуляции. Циклоны возникают благодаря вращению Земли и отклоняющей силе Кориолиса, и в своем развитии проходят стадии от зарождения до заполнения. Как правило, возникновение циклонов происходит на атмосферных фронтах.

Две противоположные по температуре воздушные массы, разделенные фронтом, вовлекаются в циклон. Теплый воздух на поверхности раздела внедряется в область холодного воздуха и отклоняется в высокие широты. Равновесие нарушается, и холодный воздух в тыловой части вынужден внедряться в низкие широты. Возникает циклонический изгиб фронта, который представляет собой огромную волну, двигающуюся с запада на восток. Стадия волны – это первая стадия развития циклона.

Теплый воздух поднимается и скользит по фронтальной поверхности в передней части волны. Возникшие волны длиной $1000$ км и более в пространстве неустойчивы и продолжают свое развитие. Циклон при этом со скоростью $100$ км в сутки смещается на восток, давление продолжает падать, а ветер становится сильнее, амплитуда волны увеличивается. Это вторая стадия – стадия молодого циклона. На специальных картах молодой циклон оконтуривается несколькими изобарами.

С продвижением теплого воздуха в высокие широты образуется теплый фронт, а продвижение холодного воздуха в тропические широты образует холодный фронт. Оба фронта являются частями единого целого. Теплый фронт движется медленнее холодного фронта.

Если холодный фронт догоняет теплый и смыкается с ним – образуется фронт окклюзии . Теплый воздух поднимается вверх и закручивается в виде спирали. Это третья стадия развития циклона – стадия окклюдирования.

Четвертая стадия – его заполнение – является заключительной. Происходит окончательное оттеснение теплого воздуха вверх и его охлаждение, температурные контрасты исчезают, по всей своей площади циклон становится холодным, замедляет движение и окончательно заполняется. От зарождения до заполнения жизнь циклона продолжается от $5$ до $7$ дней.

Замечание 1

Циклоны несут пасмурную, прохладную и дождливую погоду летом и оттепели зимой. Летние циклоны движутся со скоростью $400$-$800$ км в сутки, зимние – до $1000$ км в сутки.

Антициклоны

Циклоническая деятельность связана с возникновением и развитием фронтальных антициклонов.

Определение 3

Антициклон – это огромный атмосферный вихрь с высоким давлением в центре.

Образуются антициклоны в тылу холодного фронта молодого циклона в холодном воздухе и имеют свои стадии развития.

В развитии антициклона выделяется только три стадии:

1. Стадия молодого антициклона, который представляет собой низкое подвижное барическое образование. Он, как правило, перемещается со скорость циклона, находящегося впереди него. В центре антициклона давление постепенно растет. Преобладает ясная, безветренная, малооблачная погода;
2. На второй стадии происходит максимальное развитие антициклона. Это уже высокое барическое образование с наибольшим давлением в центре. Максимально развитый антициклон может иметь размеры до нескольких тысяч километров в диаметре. В его центре формируются приземная и высотная инверсии. Погода ясная и тихая, но при высокой влажности возникает туман, дымка, слоистая облачность. По сравнению с молодым антициклоном максимально развитый антициклон перемещается значительно медленнее;
3. Третья стадия связана с разрушением антициклона. Это высокое, теплое и малоподвижное барическое образование Стадия характеризуется постепенным падением давления воздуха и развитием облачности. Разрушение антициклона может происходить на протяжении нескольких недель, а иногда и месяцев.

Циркуляция атмосферы

Движение воздушных масс

Весь воздух Земли непрерывно циркулирует между экватором и полюсами. Нагретый у экватора воздух поднимается вверх, разделяется на две части, одна часть начинает двигаться к северному полюсу, другая часть - к южному полюсу. Доходя до полюсов, воздух охлаждается. У полюсов он закручивается и опускается вниз.

Рисунок 1. Принцип закручивания воздуха

Получается два огромных вихря, каждый из которых охватывает по целому полушарию, центры этих вихрей находятся у полюсов.
Опустившись у полюсов, воздух начинает двигаться обратно к экватору, у экватора нагретый воздух поднимается вверх. Затем опять движется к полюсам.
В нижних слоях атмосферы движение несколько сложнее. В нижних слоях атмосферы воздух от экватора как обычно начинает двигаться к полюсам, но у 30-ой параллели опускается вниз. Одна его часть возвращается к экватору, где снова поднимается вверх, другая его часть, опустившись у 30-ой параллели вниз, продолжает движение к полюсам.

Рисунок 2. Движение воздуха северного полушария

Понятие ветра

Ветер – движение воздуха относительно земной поверхности (горизонтальная составляющая этого движения), иногда говорят о восходящем или о нисходящем ветре, учитывая и его вертикальную составляющую.

Скорость ветра

Оценка скорости ветра в баллах, так называемая шкала Бофорта ,по которой весь интервал возможных скоростей ветра делится на 12 градаций. Эта шкала связывает силу ветра с различными его эффектами, такими, как степень волнения на море, качание ветвей и деревьев, распространение дыма из труб и т.п. Каждая градация по шкале Бофорта носит определенное название. Так, нулю шкалы Бофорта соответствует штиль, т.е. полное отсутствие ветра. Ветер в 4 балла,по Бофорту называется умеренным и соответствует скорости 5–7 м/сек; в 7 баллов – сильным, со скоростью 12–15 м/сек;в 9 баллов – штормом, со скоростью 18–21 м/сек;наконец, ветер в 12 баллов по Бофорту – это уже ураган, со скоростью свыше 29 м/сек. У земной поверхности чаще всего приходится иметь дело с ветрами, скорости которых порядка 4–8 м/сек и редко превышают 12–15 м/сек.Но все же в штормах и ураганах умеренных широт скорости могут превышать 30 м/сек, а в отдельных порывах достигать 60 м/сек.В тропических ураганах скорости ветра доходят до 65 м/сек,а отдельные порывы – до 100 м/сек.В маломасштабных вихрях (смерчи, тромбы) возможны скорости и более 100 м/сек.В так называемых струйных течениях в верхней тропосфере и в нижней стратосфере средняя скорость ветра за длительное время и на большой площади может доходить до 70–100 м/сек. Скорость ветра у земной поверхности измеряется анемометрами разной конструкции. Приборы для измерения ветра на наземных станциях устанавливаются на высоте 10–15 м над земной поверхностью.

Таблица 1. СИЛА ВЕТРА.
Шкала Бофорта для определения силы ветра
Баллы	Визуальные признаки на суше	Скорость ветра, км/ч	Термины, определяющие силу ветра
	Спокойно; дым поднимается вертикально	Менее 1,6	Штиль
	Направление ветра заметно по отклонению дыма, но не по флюгеру	1,6–4,8	Тихий
	Ветер ощущается кожей лица; шелестят листья; поворачиваются обычные флюгеры	6,4–11,2	Легкий
	Листья и мелкие веточки находятся в постоянном движении; развеваются легкие флаги	12,8–19,2	Слабый
	Ветер поднимает пыль и бумажки; раскачиваются тонкие ветви	20,8–28,8	Умеренный
	Качаются покрытые листвой деревья; появляется рябь на водоемах суши	30,4–38,4	Свежий
	Качаются толстые ветви; слышен свист ветра в электропроводах; трудно удерживать зонт	40,0–49,6	Сильный
	Качаются стволы деревьев; трудно идти против ветра	51,2–60,8	Крепкий
	Ломаются ветви деревьев; практически невозможно идти против ветра	62,4–73,6	Очень крепкий
	Небольшие повреждения; ветер срывает дымовые колпаки и черепицу с крыш	75,2–86,4	Шторм
	На суше бывает редко. Деревья выворачиваются с корнями. Значительные разрушения строений	88,0–100,8	Сильный шторм
	На суше бывает очень редко. Сопровождается разрушениями на большом пространстве	102,4–115,2	Жестокий шторм
	Сильные разрушения (Баллы 13–17 были добавлены Бюро погоды США в 1955 и применяются в шкалах США и Великобритании)	116,8–131,2	Ураган
	132,8–147,2
	148,8–164,8
	166,4–182,4
	184,0–200,0
	201,6–217,6

Направление ветра

Под направлением ветра подразумевают направление, откуда он дует. Указать это направление можно, назвав либо точку горизонта, откуда дует ветер, либо угол, образуемый направлением ветра с меридианом места, т.е. его азимут. В первом случае различают восемь основных румбов горизонта: север, северо-восток, восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад. И восемь промежуточных румбов между ними: север-северо-восток, восток-северо-восток, восток-юго-восток, юг-юго-восток, юг-юго-запад, запад-юго-запад, запад-северо-запад, север-северо-запад. Шестнадцать румбов, указывающих направление, откуда дует ветер, имеют сокращенные обозначения:

Таблица 2. СОКРАЩЁННЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ РУМБОВ
С	N	В	E	Ю	S		W
CCB	NNE	ВЮВ	ESE	ЮЮЗ	SSW	ЗСЗ	WNW
CB	NE	ЮВ	SE	ЮЗ	SW	СЗ	NW
BCB	ENE	ЮЮВ	SSE	ЗЮЗ	WSW	ССЗ	NNW
N – норд, E – ост, S – зюйд, W – вест

Циркуляция атмосферы

Циркуляция атмосферы - метеорологические наблюдения над состоянием воздушной оболочки земного шара - атмосферы - показывают, что она вообще не находится в покое: при помощи флюгеров и анемометров мы постоянно наблюдаем в виде ветра перенос масс воздуха с одного места на другое. Изучение ветров в различных местностях земного шара показало, что перемещения атмосферы в тех нижних слоях, которые доступны нашему наблюдению, имеют весьма различный характер. Существуют местности, где явления ветра, как и прочие особенности погоды обладают весьма ясно выраженным характером устойчивости, известным стремлением к постоянству. В других же местностях ветры так быстро и часто меняют свой характер, так резко и внезапно изменяется их направление и сила, как будто бы никакой законности в их быстрых сменах не существовало. С введением синоптического метода для изучения непериодических изменений погоды явилась, однако, возможность подметить некоторую связь между распределением давления и передвижениями масс воздуха; дальнейшие теоретические исследования Ферреля, Гульдберга и Мона, Гельмгольца, Бецольда, Обербека, Шпрунга, Вернера Сименса и других метеорологов разъяснили, откуда и как возникают воздушные потоки и как они распределяются по земной поверхности и в массе атмосферы. Внимательное изучение метеорологических карт, изображающих состояние нижнего слоя атмосферы, - погоду у самой поверхности земли, показало, что давление атмосферы распределяется по земной поверхности довольно неравномерно, обыкновенно в виде областей с более низким или с более высоким, чем в окружающем районе, давлением; по системе ветров, в них возникающей, эти области представляют собою настоящие атмосферные вихри. Области пониженного давления принято называть обыкновенно барометрическими минимумами, барометрическими депрессиями или циклонами; области повышенного давления называются барометрическими максимумами или антициклонами. С этими областями теснейшим образом связана и вся погода в занимаемом ими районе, резко отличающаяся для областей пониженного давления от погоды в областях сравнительно высокого давления. Перемещаясь по земной поверхности, упомянутые области переносят с собою и характерную, им свойственную погоду, и своими перемещениями вызывают ее непериодические изменения. Дальнейшее изучение тех и других областей привело к тому заключению, что эти типы распределения атмосферного давления могут иметь еще различный характер по способности сохранять свое существование и менять свое положение на земной поверхности, отличаются очень не одинаковою устойчивостью: существуют барометрические минимумы и максимумы временные и постоянные. В то время, как первые - вихри - временные и не обнаруживают достаточной устойчивости и более или менее быстро переменяют свое место на земной поверхности, то усиливаясь, то ослабевая и, наконец, совершенно распадаясь в сравнительно короткие промежутки времени, области постоянных максимумов и минимумов обладают чрезвычайно большой устойчивостью и в течение весьма продолжительного времени держатся, без существенных изменений, на одном и том же месте. С различною устойчивостью этих областей теснейшим образом связана, конечно, и устойчивость погоды и характер воздушных течений в занимаемом ими районе: постоянным максимумам и минимумам будут соответствовать и постоянная, устойчивая погода и определенная, неизменная система ветров, месяцами держащиеся на месте их существования; временные же вихри при своих быстрых, постоянных перемещениях и изменениях вызывают крайне переменчивую погоду и очень непостоянную для данного района систему ветров. Таким образом, в нижнем слое атмосферы, вблизи земной поверхности, перемещения атмосферы отличаются большим разнообразием и сложностью, а кроме того, не всегда и не везде обладают и достаточной устойчивостью, особенно в тех районах, где преобладают вихри временного характера. Каковы будут движения масс воздуха в несколько более высоких слоях атмосферы, обычные наблюдения не говорят ничего; только наблюдения над движениями облаков позволяют думать, что там - на некоторой высоте над поверхностью земли, все вообще движения воздушных масс несколько упрощаются, носят более определенный и более однообразный характер. А между тем нет недостатка в фактах, указывающих на огромное влияние высоких слоев атмосферы на погоду в нижних: достаточно, напр., указать, что направление передвижения временных вихрей стоит, по-видимому, в прямой зависимости от движения высоких слоев атмосферы. Поэтому еще прежде, чем наука стала располагать достаточным количеством фактов, чтобы решать вопрос о перемещениях высоких слоев атмосферы, явились уже некоторые теории, пытавшиеся объединить все отдельные наблюдения над движениями нижних слоев воздуха и создать общую схему Ц. атмосферы; такова, напр., была теория Ц. атмосферы, данная Мори. Но, пока не было собрано достаточного числа фактов, пока не было вполне выяснено соотношение между давлением воздуха в данных пунктах и ею перемещениями, до тех пор подобные теории, основанный более на гипотезах, чем на фактических данных, не могли дать реального представления о том, что в действительности может совершаться и совершается в атмосфере. Только к концу минувшего XIX в. накопилось достаточно для этого фактов и динамика атмосферы была разработана настолько, что явилась возможность дать действительную, а не гадательную картину Ц. атмосферы. Честь решения вопроса об общем круговороте масс воздуха в атмосфере принадлежит американскому метеорологу Уильяму Феррелю - решения, настолько общего, полного и верного, что все позднейшие исследователи в этой области только разрабатывали детали или вносили дальнейшие дополнения в основные идеи Ферреля. Основною причиною всех движений в атмосфере является неравномерное нагревание различных точек земной поверхности солнечными лучами. Неодинаковость нагревания влечет за собою возникновение разности давлений над различно нагретыми точками; а результатом разности давлений всегда и неизменно явится передвижение масс воздуха от мест более высокого к местам более низкого давления. Поэтому, вследствие сильного нагревания экваториальных широт и очень низкой температуры полярных стран в обоих полушариях, воздух, прилегающий к земной поверхности, должен придти в движение. Если, по имеющимся наблюдениям, подсчитать средние температуры различных широт, то экватор окажется в среднем на 45° теплее полюсов. Для определения направления движения необходимо проследить распределение давления но земной поверхности и в массе атмосферы. Чтобы исключить сильно осложняющее все расчеты неравномерное распределение суши и вод по земной поверхности, Феррель сделал предположение, что и суша, и вода равномерно распределены по параллелям, и подсчитал средние температуры различных параллелей, понижение температуры по мере поднятия на некоторую высоту над земною поверхностью и давление внизу; а затем по этим данным он уже вычислил и давление на некоторых других высотах. Следующая небольшая табличка представляет результат подсчетов Ферреля и дает распределение давления в среднем по широтам на поверхности земли и на высотах 2000 и 4000 м.

Таблица 3. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ДАВЛЕНИЯ ПО ШИРОТАМ НА ПОЫЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ И НА ВЫСОТАХ 2000 И 4000 М
	Среднее давление в Северном полушарии
На широте:	80 ○	70 ○	60 ○	50 ○	40 ○	30 ○	20 ○	10 ○
На уровне моря	760,5	758,7	758,7	760,07	762,0	761,7	759,2	757,9
На высоте 2000 м	582,0	583,6	587,6	593,0	598,0	600,9	600,9	600,9
На высоте 4000 м	445,2	446,6	451,9	457,0	463,6	468,3	469,9	470,7
	Среднее давление в Южном полушарии
На широте:	(экватор)	10 ○	20 ○	30 ○	40 ○	50 ○	60 ○	70 ○
На уровне моря	758,0	759,1	761,7	763,5	760,5	753,2	743,4	738,0
На высоте 2000 м	601,1	601,6	602,7	602,2	597,1	588,0	577,0	569,9
На высоте 4000 м	471,0	471,1	471,1	469,3	463,1	453,7	443,9	437,2

Если оставить пока в стороне самый нижний слой атмосферы, где распределение температуры, давления, а также и течений очень неравномерно, то на некоторой высоте, как видно из таблички, вследствие восходящего тока нагретого воздуха близ экватора, мы находим над этим последним повышенное давление, равномерно уменьшающееся к полюсам и здесь достигающее своей наименьшей величины. При таком распределении давления на этих высотах над земной поверхностью должен образоваться грандиозный поток, охватывающий целое полушарие и относящий поднимающиеся вблизи экватора массы теплого, нагретого воздуха к центрам низкого давления, - к полюсам. Если принять в расчет еще отклоняющее действие центробежной силы, происходящей от суточного вращения земли вокруг своей оси, которое должно отклонить всякое движущееся тело вправо от первоначального направления в северном, влево - в южном полушариях, то на рассматриваемых высотах в каждом полушарии образовавшийся поток превратится, очевидно, в огромный вихрь, переносящий массы воздуха в направлении от юго-запада к северо-востоку в северном, от северо-запада к юго-востоку - в южном полушарии.

Наблюдения над движением перистых облаков и другие подтверждают эти теоретические выводы. По мере того, как суживаются, с приближением к полюсам, круги широт, скорость движения воздушных масс в этих вихрях будет возрастать, но до известного предела; затем она делается более постоянной. Вблизи полюса притекающие массы воздуха должны опускаться вниз, уступая место вновь притекающему воздуху, образуя нисходящий поток, а затем понизу должны течь обратно к экватору. Между обоими потоками должен находиться на некоторой высоте нейтральный слой воздуха, находящегося в покое. Внизу, однако, такого правильного переноса масс воздуха от полюсов к экватору не наблюдается: предшествующая табличка показывает, что в нижнем слое воздуха давление атмосферы будет внизу наивысшим не на полюсах, каким оно должно было бы быть при правильном, соответствующем верхнему, его распределении. Наивысшее давление в нижнем слое падает на широту около 30°-35° в обоих полушариях; следовательно, от этих центров повышенного давления нижние течения будут направляться и к полюсам, и к экватору, образуя две обособленные системы ветров. Причина этого явления, теоретически также разъясненного Феррелем, заключается в следующем. Оказывается, что на некоторой высоте над земною поверхностью, в зависимости от изменения широты места, величины градиента и коэффициента трения, меридиональная слагающая скорости движения масс воздуха может упасть до 0. Это именно и происходит в широтах ок. 30°-35°: здесь на некоторой высоте не только поэтому не существует движения воздуха, по направлению к полюсам, но даже идет, вследствие его непрерывного притока от экватора и от полюсов, его накопление, которое и ведет к повышению в этих широтах давления внизу. Таким образом, у самой поверхности земли в каждом полушарии возникают, как уже упомянуто, две системы течений: от 30° к полюсам дуют ветры, направленные в среднем от юго-запада к северо-востоку в северном, от северо-запада к юго-востоку в южном полушарии; от 30° к экватору дуют ветры от СВ к ЮЗ в северном, от ЮВ к СЗ в южном полушарии. Эти две последние системы ветров, дующих в обоих полушариях между экватором и широтою 31°, образуют как бы широкое кольцо, разделяющее в нижних и средних слоях атмосферы оба грандиозных вихря, переносящие воздух от экватора к полюсам (см. также Давление атмосферы). Там, где образуются восходящие и нисходящие потоки воздуха, наблюдаются затишья; таково именно происхождение экваториального и тропических поясов тишины; подобный же пояс тишины должен, по Феррелю, существовать и на полюсах.

Куда же, однако, девается растекающийся от полюсов к экватору по низу обратный поток воздуха? Но необходимо принять во внимание, что по мере удаления от полюсов размеры кругов широт, а следовательно, и площади поясов равной ширины, занимаемые растекающимися массами воздуха, быстро возрастают; что скорость потоков должна быстро уменьшаться обратно пропорционально увеличению этих площадей; что на полюсах, наконец, опускается сверху вниз сильно разреженный в верхних слоях воздух, объем которого весьма быстро уменьшается по мере возрастания книзу давления. Все эти причины объясняют вполне, почему трудно, и даже прямо невозможно, уследить на некотором расстояния от полюсов за этими обратными нижними потоками. Такова в общих чертах схема общей циркуляционной атмосферы в предположении равномерного распределения суши и вод по параллелям, данная Феррелем. Наблюдения вполне ее подтверждают. Только в нижнем слое атмосферы воздушные течения будут, как это указывает и сам Феррель, много сложнее этой схемы именно вследствие неравномерности распределения суши и вод, и неодинаковости их нагревания лучами солнца и их охлаждения при отсутствии или уменьшении инсоляции; горы и возвышенности также немало влияют на перемещения самых нижних слоев атмосферы.

Внимательное изучение перемещений атмосферы вблизи земной поверхности показывает вообще, что вихревые системы представляют собою основную форму таких перемещений. Начиная с грандиозных вихрей, обнимающих, по Феррелю, каждый целое полушарие, вихрей, как их можно назвать, первого порядка, вблизи земной поверхности приходится наблюдать последовательно уменьшающиеся в своих размерах вихревые системы, до элементарно малых и простых вихрей включительно. Как результат взаимодействия различных по своим скоростям и направлениям потоков в области вихрей первого порядка, вблизи земной поверхности возникают вихри второго порядка - упомянутые в начале настоящей статьи постоянные и временные барометрические максимумы и минимумы, представляющие по своему происхождению как бы производную предыдущих вихрей. Изучение образования гроз привело А. В. Клоссовского и других исследователей к заключению, что и эти явления суть не что иное, как подобные же по строению, но несравненно меньшие по размерам сравнительно с предыдущими, вихри третьего порядка. Эти вихри возникают, по-видимому, на окраинах барометрических минимумов (вихрей второго порядка) совершенно подобно тому, как вокруг крупного углубления, образуемого на воде веслом, которым мы гребем при плавании на лодке, образуются мелкие, весьма быстро крутящиеся и исчезающие водовороты. Совершенно таким же образом барометрические минимумы второго порядка, представляющие собою мощные воздушные круговороты, при своем движении образуют более мелкие воздуховороты, имеющие, по сравнению с образующим их минимумом, очень незначительные размеры.

Если эти вихри сопровождаются электрическими явлениями, что может быть нередко вызвано соответствующими условиями температуры и влажности в притекающем к центру барометрического минимума по низу воздухе, то они являются в виде грозовых вихрей, сопровождаемых обычными явлениями электрического разряда, громом и молнией. Если условия не благоприятствуют развитию грозовых явлений, эти вихри третьего порядка мы наблюдаем в виде быстро преходящих бурь, шквалов, ливней и т. п. Есть, однако, полное основание думать, что и этими тремя категориями, столь различными по масштабу явления, вихревые движения атмосферы не исчерпываются. Строение смерчей, тромбов и т. п. явлений показывает, что и в этих явлениях мы имеем дело также с настоящими вихрями; но размеры этих вихрей четвертого порядка еще меньше, еще незначительнее, чем вихрей грозовых. Изучение движений атмосферы приводит нас, таким образом, к заключению, что перемещения воздушных масс происходят преимущественно - если не исключительно - путем возникновения вихрей. Возникая под влиянием чисто температурных условий, вихри первого порядка, охватывающие каждый целое полушарие, дают начало вблизи земной поверхности вихрям меньших размеров; эти, в свою очередь, являются причиной возникновения еще более мелких вихрей. Происходит как бы постепенная дифференцировка более крупных вихрей в более мелкие; но основной характер всех этих вихревых систем остается совершенно один и тот же, начиная с более крупных и до самых незначительных по своим размерам, даже у смерчей и тромбов.

Относительно вихрей второго порядка - постоянных и временных барометрических максимумов и минимумов - остается сказать еще следующее. Исследования Гофмейера, Тейссеран де Бора и Гильдебрандсона указали на тесную связь между возникновением и особенно перемещением максимумов и минимумов временных с изменениями, претерпеваемыми максимумами и минимумами постоянными. Уже то, что эти последние при всевозможных изменениях погоды в окружающих их областях весьма мало изменяют свои границы или контуры, указывает, что здесь мы имеем дело с некоторыми постоянно действующими причинами, лежащими выше воздействия обычных факторов погоды. По Тейссеран де Бору, разности давления, обусловленные неравномерностью нагревания или охлаждения различных частей земной поверхности, суммируясь под влиянием непрерывного нарастания первичного фактора в течение более или менее продолжительного промежутка времени, дают начало крупным барометрическим максимумам и минимумам. Если первичная причина действует непрерывно или достаточно продолжительно, результатом ее действия явятся постоянные, устойчивые вихревые системы. Достигнув известных размеров и достаточной интенсивности, такие постоянные максимумы и минимумы являются уже определителями или регуляторами погоды на огромных районах в их окружности. Такие крупные, постоянные максимумы и минимумы получили в последнее время, когда выяснилась их роль в явлениях погоды окружающих их стран, название центров действия атмосферы. Вследствие неизменности в конфигурации земной поверхности и вытекающей отсюда непрерывности воздействия первичной причины, вызывающей их существование, положение таких максимумов и минимумов на земном шаре является вполне определенным и неизменным до известной степени. Но, в зависимости от различных условий, их границы и их интенсивность могут в известных пределах изменяться. А эти изменения их интенсивности и их очертаний, в свою очередь, должны отозваться на погоде не только соседних, а иногда даже и довольно отдаленных стран. Так, исследования Тейссеран де Бора вполне установили зависимость погоды в Европе от одного из следующих центров действия: аномалии отрицательного характера, сопровождающиеся понижением температуры сравнительно с нормальною, вызываются усилением и расширением Сибирского максимума или же усилением и надвиганием Азорского максимума; аномалии положительного характера - с повышением температуры против нормальной - находятся в прямой зависимости от перемещения и интенсивности Исландского минимума. Гильдебрандсон пошел в этом направлении еще далее и вполне успешно попытался связать изменения в интенсивности и передвижения двух названных Атлантических центров с изменениями не только Сибирского максимума, но и центров давления на Индийском океане.

Воздушные массы

Наблюдения за погодой получили достаточно широкое распространение во второй половине 19 века. Они были необходимы для составления синоптических карт, показывающих распределение давления и температуры воздуха, ветра и осадков. В результате анализа этих наблюдений сложилось представление о воздушных массах. Это понятие позволило объединять отдельные элементы, выявлять различные условия погоды и давать её прогнозы.

Воздушной массой называется большой объём воздуха, имеющий горизонтальные размеры несколько сотен или тысячи километров и вертикальные размеры – порядка 5 км, характеризующийся примерной однородностью температуры и влажности и перемещающийся как единая система в одном из течений общей циркуляции атмосферы (ОЦА)

Однородность свойств воздушной массы достигается формированием её над однородной подстилающей поверхностью и в сходных радиационных условиях. Кроме того, необходимы такие циркуляционные условия, при которых воздушная масса длительно задерживалась бы в районе формирования.

Значения метеорологических элементов в пределах воздушной массы меняются незначительно – сохраняется их непрерывность, горизонтальные градиенты малы. При анализе метеорологических полей до тех пор, пока мы остаемся в данной воздушной массе, можно с достаточным приближением применять линейную графическую интерполяцию при проведении, например, изотерм.

Резкое возрастание горизонтальных градиентов метеорологических величин, приближающееся к скачкообразному переходу от одних значений к другим, или, по крайней мере, изменение величины и направления градиентов происходит в переходной (фронтальной зоне) между двумя воздушными массами. В качестве наиболее характерного признака той или иной воздушной массы принимается псевдопотенциальная температура воздуха, отражающая и действительную температуру воздуха и его влажность.

Псевдопотенциальная температура воздуха – температура, которую бы принял воздух при адиабатическом процессе, если бы сначала весь содержащийся в нём водяной пар сконденсировался при неограниченно падающем давлении и выпал из воздуха и выделившаяся скрытая теплота пошла бы на нагревание воздуха, а затем воздух был бы приведён под стандартное давление.

Поскольку более тёплая воздушная масса обычно бывает и более влажной, то разность псевдопотенциальных температур двух соседних воздушных масс бывает значительно большей, чем разность их действительных температур. Вместе с тем, псевдопотенциальная температура медленно изменяется с высотой в пределах данной воздушной массы. Это её свойство помогает определять напластование воздушных масс одной над другой в тропосфере.

Масштабы воздушных масс

Воздушные массы имеют тот же порядок, что и основные течения общей циркуляции атмосферы. Линейная протяженность воздушных масс в горизонтальном направлении измеряется тысячами километров. По вертикали воздушные массы простираются вверх на несколько километров тропосферы, иногда до её верхней границы.

При местных циркуляциях, таких, например, как бризы, горно-долинные ветры, фены, воздух в циркуляционном потоке также более или менее обособлен по свойствам и движению от окружающей атмосферы. Однако в этом случае говорить о воздушных массах нельзя, поскольку масштаб явлений здесь будет иной.

Например, полоса, охваченная бризом, может иметь ширину всего 1-2 десятка километров, и потому не получит достаточного отражения на синоптической карте. Вертикальная мощность бризового течения также равна нескольким сотням метров. Таким образом, при местных циркуляциях мы имеем дело не с самостоятельными воздушными массами, а лишь с возмущённым состоянием внутри воздушных масс на небольшом протяжении.

Объекты, возникающие в результате взаимодействия воздушных масс – переходные зоны (фронтальные поверхности), фронтальные облачные системы облачности и осадков, циклонические возмущения, имеют тот же порядок величины, что и сами воздушные массы – сравнимы по площади с большими частями материков или океанов и время их существования – более 2-х суток (табл. 4 ):

Воздушная масса имеет чёткие границы, отделяющие её от других воздушных масс.

Переходные зоны между воздушными массами, обладающими различными свойствами, называются фронтальными поверхностями.

В пределах одной и той же воздушной массы можно с достаточным приближением применять графическую интерполяцию, например, при проведении изотерм. Но при переходе через фронтальную зону из одной воздушной массы в другую линейная интерполяция уже не даст правильного представления о действительном распределении метеорологических элементов.

Очаги формирования воздушных масс

Воздушная масса приобретает чёткие характеристики в очаге формирования.

Очаг формирования воздушных масс должен отвечать определённым требованиям:

Однородность подстилающей поверхности воды или суши, чтобы воздух в очаге подвергался достаточно сходным воздействиям.

Однородность радиационных условий.

Циркуляционные условия, способствующие стационированию воздуха в данном районе.

Очагами формирования обычно бывают области, где воздух опускается, а затем распространяется в горизонтальном направлении - этому требованию отвечают антициклонические системы. Антициклоны чаще, чем циклоны, бывают малоподвижными, поэтому формирование воздушных масс обычно и происходит в обширных малоподвижных (квазистационарных) антициклонах.

Кроме того, требованиям очага отвечают малоподвижные и размытые термические депрессии, возникающие над нагретыми участками суши.

Наконец, формирование полярного воздуха происходит частично в верхних слоях атмосферы в малоподвижных, обширных и глубоких центральных циклонах в высоких широтах. В этих барических системах происходит трансформация (превращение) тропического воздуха, втянутого в высокие широты в верхних слоях тропосферы, в полярный воздух. Все перечисленные барические системы также можно назвать очагами воздушных масс уже не с географической, а с синоптической точки зрения.

Географическая классификация воздушных масс

Воздушные массы классифицируют, прежде всего, по очагам их формирования в зависимости от расположения в одном из широтных поясов – арктическом, или антарктическом, полярном, или умеренных широт, тропическом и экваториальном.

Согласно географической классификации, воздушные массы можно подразделить на основные географические типы по тем широтным зонам, в которых располагаются их очаги:

Арктический или антарктический воздух (АВ),

Полярный, или умеренный, воздух (ПВ или УВ),

Тропический воздух (ТВ). Данные воздушные массы, кроме того, подразделяют на морские (м) и континентальные (к) воздушные массы: мАВ и кАВ, мУВ и кУВ (или мПВ и кПВ), мТВ и кТВ.

Экваториальные воздушные массы (ЭВ)

Что касается экваториальных широт, здесь происходит конвергенция (сходимость потоков) и подъём воздуха, поэтому располагающиеся над экватором воздушные массы обычно приносятся из субтропической зоны. Но иногда выделяют самостоятельные экваториальные воздушные массы.

Иногда, кроме очагов в точном смысле слова, выделяют районы, где зимой воздушные массы трансформируются из одного типа в другой при их перемещении. Это районы в Атлантике южнее Гренландии и в Тихом океане над Беринговым и Охотским морями, где кПВ превращается в мПВ, районы над Юго-восточной частью Северной Америки и к югу от Японии в Тихом океане, где кПВ превращается в мПВ в процессе зимнего муссона, и район на юге Азии, где азиатский кПВ превращается в тропический воздух (также в муссонном потоке)

Трансформация воздушных масс

При изменении циркуляционных условий воздушная масса как единое целое смещается из очага своего формирования в соседние районы, взаимодействуя с другими воздушными массами.

При перемещении воздушная масса начинает изменять свои свойства – они уже будут зависеть не только от свойств очага формирования, но и от свойств соседних воздушных масс, от свойств подстилающей поверхности, над которой проходит воздушная масса, а также от длительности времени, прошедшего с момента образования воздушной массы.

Эти влияния могут вызвать изменения в содержании влаги в воздухе, а также изменение температуры воздуха в результате высвобождения скрытой теплоты или теплообмена с подстилающей поверхностью.

Процесс изменения свойств воздушной массы называется трансформацией или эволюцией.

Трансформация, связанная с движением воздушной массы, называется динамической. Скорости перемещения воздушной массы на разных высотах будут различными, наличие сдвига скоростей вызывает турбулентное перемешивание. Если нижние слои воздуха нагреваются, то возникает неустойчивость и развивается конвективное перемешивание.

Обычно процесс трансформации воздушной массы продолжается от 3 до 7 суток. Пр