Циркуляцией атмосферы называются крупномасштабные воздушные течения, существующие на земном шаре. В этих воздушных течениях возникают волны и вихри, обладающие характерными свойствами.

Возникающие, развивающиеся и затухающие в воздушные течения бывают разных размеров, время их существования различно. Так, например, кучевое облако возникает в потоке влажного воздуха из-за восходящего движения. Его размер приблизительно 10 км, а время существования полчаса. Движения воздуха такого масштаба в течение короткого времени влияют на небольшую территорию. А вот бризы, развивающиеся на равнинном побережье и дующие днем с моря на сушу, проникают в умеренных широтах в глубь территории на 25 - 30 км. Время их существования - полсуток. Бриз влияет на погоду в пределах небольшой территории. Это местный ветер, охватывающий узкую полосу земли вдоль побережья.

На вопрос, какие воздушные течения определяют погоду в пределах Московской области в течение от 1 до 5 суток, можно ответить, если учесть среднюю скорость переноса воздушных масс, которая известна из аэрологических наблюдений. В среднем она равна 50 км/ч. Следовательно, в каждую точку Московской области поступает воздух, который за сутки до этого находился на расстоянии 1200 км, а за 5 суток - на расстоянии 6000 км от этой точки. Таким образом, крупномасштабные воздушные течения сопоставимы по размерам с материками и океанами, а продолжительность их существования 5 - 6 суток. Если же мы хотим узнать погоду на более обширной территории, например, на европейской части России, то надо рассматривать структуру воздушных течений на всем Северном полушарии за сутки, а на всем земном шаре - за 5 суток. Поэтому для понимания изменения погоды в течение нескольких суток необходимо знать закономерности крупно-масштабных воздушных течений или закономерности общей циркуляции атмосферы.

При наблюдении Земли из космоса, как видно на приведенных снимках, можно судить о воздушных течениях, развитии и перемещении облачных систем. Так, в умеренных широтах обоих полушарий встречаются полосы облачности шириной 300 - 500 км, распространяющиеся на тысячи километров и закручивающиеся в Северном полушарии в полярных широтах против часовой стрелки, а в Южном полушарии - по часовой стрелке. Эта облачность, как правило, все время перемещается с запала на восток, возникая в одном географическом районе и разрушаясь через 2 - 3 дня в другом.
В то же время в субтропических широтах (30 - 15° широты) над океанами и над пустынями облачности мало. А если она и есть у западных побережий Африки и Америки, то только в виде облачных островков. Наконец, в экваториальной зоне (15° с. ш. - 15° ю. ш.) всегда существует одна или две полосы облачности, более или менее плотной.

Отражает закономерности общей циркуляции атмосферы на земном шаре: характер воздушных течений в умеренных широтах обоих полушарий отличается от характера воздушных течений в субтропических и экваториальных широтах.

В умеренных широтах всегда присутствуют три воздушные массы: в полярной области арктическая (или антарктическая), в зоне 30° — 40° широты — тропическая и воздушная масса умеренных широт. Эти воздушные массы различаются по температуре, влажности и запыленности. Так, в январе иногда в Москву приходит арктический воздух с и со средней температурой -19°С, морской умеренный воздух с Атлантики - с температурой - ГС, а тропический воздух из Северной Африки приносит с собой оттепели: температура повышается до +2°С. В Местах соприкосновения этих воздушных масс возникают фронтальные зоны, которые у земли проявляются как полосы перехода (в 10 - 20 км) от одной воздушной массы к другой. Здесь-то и образуются полосы облачности, которые видят космонавты сверху. Во фронтальных зонах в толще тропосферы холодный воздушный поток, который находится на стороне, обращенной к полюсам, соприкасается с теплым воздушным потоком, который находится на стороне, обращенной к экватору. Таким образом, во фронтальной зоне существует перепад температуры и, следовательно, плотности воздуха. Такой поток неустойчив, и в нем возникают воздушные волны длиной 5000 - 6000 км, превращающиеся потом в вихри - циклоны и антициклоны. Циклон - вихрь с замкнутыми изобарами и самым низким давлением воздуха в центре. В циклоне ветер дует против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой стрелке в Южном полушарии. В циклоне всегда существует восходящее движение воздуха, и поэтому возникают облачность и осадки. Закручивающиеся облачные спирали, наблюдаемые из космоса в умеренных широтах, это и есть циклоны.
Одновременно с развитием циклона возникает антициклон - вихрь с замкнутыми изобарами, самым высоким давлением воздуха в центре и ветрами, дующими по часовой стрелке в Северном полушарии и против часовой стрелки - в Южном. В антициклоне всегда существуют нисходящие движения воздуха, препятствующие возникновению мошной облачности и продолжительных осадков. Просветы ясного неба, видимые космонавтами в умеренных широтах и разделяющие облачность фронтов, относятся к антициклонам.

Таким образом, крупномасштабная циркуляция атмосферы в умеренных широтах - это постоянное образование, развитие, движение, а затем затухание и исчезновение циклонов и антициклонов. При этом циклоны, возникающие на фронте, разделяющем теплую и холодную воздушные массы, движутся в сторону полюсов, перенося теплый воздух в полярные широты. Антициклоны же, возникающие в тылу циклонов в холодной , движутся в субтропические широты, перенося туда холодный воздух. Именно эти процессы и определяют изменения погоды в умеренных широтах.

Чтобы следить за происходящими в атмосфере процессами, через каждые три часа в метеорологических службах всех стран составляются карты погоды и два раза в сутки карты барической топографии различных изобарических поверхностей. Для характеристики общих закономерностей циркуляции атмосферы составляют средние многолетние карты давления воздуха на уровне моря, карты преобладающих ветров и средние карты топографии изобарических поверхностей. Карты отражают наиболее повторяющиеся процессы в умеренных, субтропических и экваториальных широтах. Кроме того, они позволяют судить о сезонных изменениях циркуляции атмосферы, вызванных различным поступлением в течение года.

В январе в северной и в северном Тихом океане наблюдаются области низкого давления, называемые Исландской и Алеутской депрессиями, и области высокого давления над и Азией, называемые Канадским и Сибирским антициклонами. Депрессии существуют в районах, где часты циклоны, которые по мере продвижения на восток и северо-восток постепенно заполняются и уступают место антициклонам. Азиатский и Канадский антициклоны возникают только благодаря существованию на этих широтах обширных континентов - и . В этих районах зимой антициклоны преобладают над циклонами. Летом над материками происходит коренная перестройка барического поля и циркуляции, и зона образования циклонов в Северном полушарии смещается в более высокие широты.
В умеренных широтах Южного полушария циклоны, возникающие над однородной океанической поверхностью, двигаясь на юго-восток, встречают ледяной купол Антарктиды, когда в их центре самое низкое давление воздуха. Здесь циклоны застаиваются. Этот процесс происходит зимой и летом. Поэтому Антарктида окружена поясом низкого давления с циклоническими центрами.

Циркуляция атмосферы в субтропических широтах различна над океанами и в районах соприкосновения материков и океанов. На космических снимках видно, что над и и в Северном и Южном полушариях в субтропиках имеются области высокого давления воздуха: это Азорский и Южноатлантический субтропические антициклоны в Атлантике и Гавайский и Южнотихоокеанский субтропические антициклоны в Тихом океане. Здесь зимой и летом давление высокое. В южной части Индийского океана также круглый год расположен антициклон, называемый Маскаренским.

В отличие от океанов, в Азии, и отчасти в ситуация от зимы к лету полностью меняется. Если зимой над Азией господствовал Сибирский антициклон, южная периферия которого захватывала субтропики, а на Северную распространялся отрог Азорского антициклона, то летом вся занята обширной областью низкого давления, центр которой располагается над Аравией, и Сахарой. Такое различное распределение давления в субтропиках над океанами и материками и разное изменение давления от зимы к лету определяют две системы циркуляции глобального масштаба: пассатную над океанами и муссонную в области соприкосновения материка и океана.

В антициклоне, как мы знаем, ветры в Северном полушарии дуют по часовой стрелке, а в Южном полушарии - против часовой стрелки. Поэтому на экваториальной стороне Азорского и Гавайского антициклонов дуют северо-восточные ветры, которые по мере продвижения к центру океанов становятся восточными, а при приближении к и к - юго-восточными. Эти ветры и есть северо-восточный пассат.

В Южном полушарии на экваториальной стороне Южноатлантического, Маскаренского и Южнотихоокеанского антициклонов дуют юго-восточные ветры - юго-восточный пассат. Поскольку в субтропиках Северного и Южного полушарий высокое давление и антициклоны существуют в течение всего года и только меняют интенсивность, то и пассатные ветры существуют в течение всего года, являясь самыми устойчивыми ветрами в мире. Именно этим воспользовались X. Колумб и Т. Хейердал в своих экспедициях.

В субтропических антициклонах, как в антициклонах вообще, наблюдаются нисходящие движения воздуха, которые препятствуют образованию облачности выше 1,5 км. Только в нижнем полуторакилометровом слое над океаном может образоваться кучевая облачность, связанная с восходящими движениями в относительно холодном пассатном потоке, текущем над теплым тропическим океаном. Но оседание воздуха в верхних слоях препятствует дальнейшему росту облаков. Поэтому в области пассатов никогда не бывает существенных осадков, и просторы океанов под субтропическими антициклонами - это морские пустыни с влажным воздухом без осадков. Именно поэтому над океанами в субтропиках космонавты не видят облачных систем.

Теперь рассмотрим ситуацию, которая складывается там, где евразиатский материк граничит с северной частью Индийского океана, а также западной частью Тихого океана. Зимой давление воздуха убывает от Азии в направлении экватора, т. е. барический градиент направлен с севера на юг. Это вызывает отток воздуха из Сибирского антициклона на юго-восток, поскольку оттоку на юг препятствуют горные системы . Затем северо-западный поток под влиянием силы Кориолиса Северного полушария, выходя на морскую поверхность, становится северо-восточным. Далее воздух течет вдоль восточного побережья Азии, попутно прогреваясь и увлажняясь от океана. Наконец он пересекает экватор и под влиянием силы Кориолиса, только теперь Южного полушария, снова становится северо-западным и достигает и Северной . Это и есть Азиатский зимний муссон, который для Индонезии и Австралии, конечно, летний. Набрав по дороге влагу, он несет обильные дожди Индонезии и Северной Австралии.
Под влиянием того же барического градиента сухие тропические воздушные массы Передней Азии, Индостана и Индокитая в виде северовосточного потока текут над севером Индийского океана, пересекают экватор и под влиянием силы Кориолиса Южного полушария становятся северо-западными. В Индийском океане они встречаются с юго-восточным пассатом Индийского океана.

В это время в Западной Африке дует сухой горячий северо-восточный ветер, который называется харматан. Это зимний муссон, который создает сухой сезон в Сахели - обширной саванне южнее Сахары. Летом там, где соседствует евразиатский материк с и Западная Африка с Гвинейским заливом, барическое поле полностью меняется. Теперь барический градиент направлен с юга на север, от Маскаренского антициклона и Южноатлантического антициклона в область Азиатской термической депрессии и в ее ложбину нал Сахарой. В связи с этим юго-восточный пассат в Индийском океане пересекает экватор. Под влиянием силы Кориолиса Северного полушария воздушный поток постепенно отклоняется вправо и становится юго-западным. В мае этот юго-западный поток достигает , севера , и севера . В начале июня юго-западный поток захватывает весь полуостров Индостан, позже он доходит до северо-западной Индии. Так, в Дели он приходит в июле. Этот юго-западный поток и есть Индийский муссон, который приносит летом дожди в , покидая самый юг Индии в декабре. В этих странах дождливый сезон, связанный с юго-западным муссоном, начинается в мае и кончается в октябре - ноябре.

Меридиональный барический градиент, направленный на север, создает условия для возникновения юго-западного потока влажного воздуха из южной Атлантики и Гвинейского залива, который распространяется на саванны Сахели и с мая по октябрь. Этот летний западноафриканский муссон является единственным источником дождей для Судано-Сахельской зоны, и от его интенсивности зависит жизнь людей, а то и целых государств. Так, ослабление летнего муссона в Сахели в 70 - 80-е гг. привело к катастрофическим последствиям для населения и массовой гибели домашнего скота.

В экваториальной зоне зимой и летом наблюдается низкое давление, опоясывающее весь земной шар. Эта полоса низкого давления называется экваториальной ложбиной.

Зимой экваториальная ложбина Северного полушария занимает самое южное положение, а летом - самое северное. Но это смещение неодинаково на различных долготах: оно наименьшее в области распространения пассатов и наибольшее в области господства муссонов. Над океанами к центру экваториальной ложбины устремляются два пассатных потока из Северного и Южного полушарий. Северо-восточный пассат Северного полушария и юго-восточный пассат Южного полушария направлены навстречу друг другу. Поэтому на линии самого низкого давления они сталкиваются, образуя так называемую внутритропическую зону конвергенции (конвергенция - «сходимость»). Условием длительного поддержания зоны конвергенции (а она существует круглый год) являются восходящие движения воздуха и отток воздуха выше пассатов к субтропикам. Иначе сходящиеся воздушные потоки пассатов быстро заполнили бы ложбину.

Во влажном тропическом воздухе восходящие движения воздуха приводят к образованию мощных кучево-дождевых облаков, облачных скоплений протяженностью 100 - 200 км, которые и видят космонавты. Из облачных скоплений выпадают ливни. Таким образом, внутритропическая зона конвергенции является местом, где дожди выливаются из , собранного пассатами над океанами. В верхних частях тропосферы (10 - 16 км) действительно наблюдаются воздушные течения, направленные из зоны конвергенции к субтропическим антициклонам. Здесь этот воздух опускается. К оседанию воздуха в антициклонах, пришедших из умеренных широт, добавляется снижение воздуха, пришедшего из внутритропической зоны конвергенции.

Приток пассатов к экватору в нижней части тропосферы, его подъем в зоне конвергенции, затем отток воздуха в верхней тропосфере к субтропическим антициклонам и там опускание образуют так называемую ячейку Хэдли (Гадлея), по имени английского ученого, описавшего это явление в 1735 г.
В области муссонной циркуляции также образуется зона конвергенции: зимой при встрече муссона с юго-восточным пассатом Маскаренского антициклона, северным летом - при встрече муссона с континентальным тропическим воздухом Азии и Сахары.

Сезонное смещение внутритропической зоны конвергенции, образованной пассатами, очень небольшое - 3 - 5° вдоль меридиана, а сезонное смешение муссонной зоны конвергенции большое, порядка 25° вдоль меридиана, что вносит определенное различие в эти зоны, выражающееся, в частности, в форме и размерах конвективных облачных скоплений.

О распределении Давления и преобладающих воздушных течениях, которые наблюдаются у поверхности земли, мы рассказали выше. Замечательно, что такие же воздушные течения и распределение давления наблюдаются в нижнем от поверхности до высоты 1,5 км. Если же подниматься во все более высокие слои атмосферы, то характер воздушных течений (и поле давления) постепенно изменяется. Эти изменения все больше определяются распределением температуры на земном шаре: ее контрастом между полюсами и тропиками. Так, на высоте 10 — 12 км над холодными и круглый год существуют огромные циклонические вихри, на периферии которых в умеренных широтах Северного и Южного полушарий господствуют западные воздушные течения. Эги западные воздушные течения неустойчивы: в них все время возникают волны длиной 5 - 6 тыс. км. В передней части такой волны, от ложбины до гребня у земли, возникают циклоны, в тыловой части от гребня до ложбины — антициклоны. Субтропические антициклоны — это высокие теплые образования, они захватывают своей циркуляцией всю тропосферу. Поэтому границей западных воздушных течений умеренных широт служит обращенная к полюсам периферия субтропических антициклонов. Здесь как раз и возникают самые сильные западные ветры - субтропическое струйное течение, где скорость западного ветра всегда более 100 км/ч, а иногда и 200 — 250 км/ч.
На периферии субтропических антициклонов, обращенной к экватору, дуют восточные ветры. Таким образом, в тропиках наблюдаются восточные воздушные течения. Ветви этих течений направлены к субтропическим антициклонам и образуют ячейку Хэдли.

Если подняться еще выше, скажем, на высоту 25 км, то там характер воздушных течений определяется временем года. Летом над всем полушарием господствуют восточные ветры в огромном антициклоне, покрывающем полушарие с центром над полюсом. В это же время над другим полушарием властвует циклон с центром над полюсом, который создает западные воздушные течения. Итак, эти барические системы и ветры все время меняются: в июне, июле и августе - антициклон и восточные ветры в Северном полушарии, циклоны и западные ветры - в Южном полушарии; в декабре, январе и феврале - антициклон и восточные ветры в Южном полушарии, циклон и западные ветры — в Северном полушарии.

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.

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

Закономерности общей циркуляции атмосферы.

Господствующие ветры (пассаты, муссоны, тропические циклоны).

Местные ветры.

Возникновение и развитие циклонов.

Возникновение и развитие антициклонов.

Циркуляция вышележащих слоев атмосферы.

1. Неравномерное распределение тепла в атмосфере приводит к неравномерному распределению атмосферного давления, а от распределения давления зависит движение воздушных масс или воздушные течения.

На характер движения воздушных масс относительно земной поверхности влияют отклоняющая сила вращения Земли, в нижних слоях атмосферы – сила трения. Всю систему воздушных течений на Земле называют общей циркуляцией атмосферы. Общую циркуляцию атмосферы усложняют местные ветры, такие как бризы, горно-долинные и т.д. Общая циркуляция атмосферы отличается большой сложностью из-за постоянного возникновения и движения циклонов и антициклонов. Циклоническая деятельность играет большую роль в формировании погоды и климата на земном шаре. При посредстве циклонов и антициклонов происходит обмен воздуха. Расчеты на ЭВМ показали, что ежегодно из одного полушария в другое в результате сезонных изменений перераспределяется 4 триллиона (4х1012) тонн воздуха, главным образом, с муссонными ветрами. Летом атмосфера «тяжелеет» на 1 триллион тонн. Ученые объясняют этот процесс активизацией биохимических процессов, связанных с активизацией свободных газов.

Несмотря на значительную сложность и разнообразие общей циркуляции атмосферы характерны устойчивые особенности, повторяющиеся из года в год. Рассмотрим зональное распределение давления и ветра у земной поверхности.

Низкое давление на экваторе и высокое давление на полюсах обусловлено термическими причинами, т.е. условиями нагревания земной поверхности на экваторе и охлаждения ее на полюсах.

Давление от экваториальной зоны растет к субтропикам, а затем падает к субполярным широтам и снова растет к полюсам. При этом меридиональный барический градиент направлен от субтропиков к экватору, от субтропиков же к полярным широтам, и от полюса к субполярным широтам. Направление барического градиента несколько раз меняется.

Причины образования зон высокого давления в субтропиках и зон низкого давления в субполярных широтах заключаются в динамических причинах, особенностях циклонической деятельности.

В умеренных широтах существуют как теплые, так и холодные воздушные массы, образуются циклоны и антициклоны, которые под действием силы Кориолиса отклоняются к 30 и 600 с. и ю.ш.

Антициклоны, возникающие в условиях западного переноса умеренных широт, при своем движении с запада на восток в то же время смещаются к более низким широтам (к 350 с. и ю.ш.), и там усиливаются. Они образуют в каждом полушарии субтропическую зону высокого давления с осью около 35 параллели.

Циклоны, возникающие также в умеренных широтах, при своем движении к востоку отклоняются к более высоким широтам и сосредотачиваются там, образуя субполярную зону низкого давления с осью около 65 параллели. Такая сепарация циклонов и антициклонов зависит от изменения отклоняющей силы вращения Земли с широтой. В циклонах и антициклонах отклоняющая сила больше в той части вихря, которая ближе к полюсу. В циклонах эта сила направлена от центра и перемещаются они на север, а антициклоны – наоборот.

По периферии субтропической зоны высокого давления, обращенной к экватору, т.е. в тропиках, барический градиент направлен к экватору, что в совокупности с отклоняющей силой создает восточный перенос, охватывающий всю тропическую зону.

По обращенной к полюсу периферии субтропической зоны в средних широтах создается западный перенос. Он простирается до оси субполярной зоны низкого давления, т.е. до 60 – 65 широты. Таким образом, в средних широтах наблюдается западный перенос, наиболее четко он выражен над океанами (особенно в южном полушарии).

Наиболее низкое давление у земной поверхности и в нижней тропосфере обнаруживается в субполярных широтах, вблизи 60 – 65 широты. Отсюда, по направлению к полюсу, давление растет. Следовательно, барический градиент направлен от полюса к субполярным широтам, что создает в полярном районе также восточный перенос.

2.Господствующие ветры (пассаты, муссоны, тропические циклоны). Рассмотрим более подробно условия общей циркуляции.

Тропические широты . Пассаты – это устойчивые восточные ветры умеренной скорости, дующие в каждом полушарии из области субтропического высокого давления к экватору (средняя скорость 5 – 8 м/сек). Субтропические зоны высокого давления распадаются на отдельные антициклоны. Субтропические антициклоны вытянуты по широте. Поэтому на обращенной к экватору периферии изобары проходят параллельно широтам, и следовательно, пассаты должны иметь восточное направление. Однако в слоях, близких к земной поверхности, где действует трение, ветер отклоняется от изобар на некоторый угол в сторону низкого давления. Это значит, что на южной периферии субтропического антициклона в северном полушарии у земной поверхности образуются юго-восточные ветры. Пассаты северного полушария часто называют северо-восточными, а пассаты южного полушария – юго-восточными.

Распределение давления меняется в тропиках в течение года незначительно. Поэтому пассаты обладают большим постоянством направления. Так как пассаты – это ветры антициклонов, они характеризуются нисходящими движениями воздуха, образованием слоя инверсии, который препятствует образованию конвективных облаков. Облака здесь не получают большого вертикального развития, не достигают уровня оледенения, который в тропиках лежит выше 5 км. Поэтому из облаков или не выпадают осадки, или выпадают незначительные кратковременные и мелкокапельные дожди, обусловленные взаимным слиянием капелек, без участия ледяной фазы.

Пассаты обоих полушарий разделены переходной зоной с неравномерными, часто слабыми, но иногда и сильными, шквалистыми ветрами. Зона сходимости пассатов называется внутритропической зоной конвергенции (тропический фронт). В результате сходимости воздушных масс, конвекция в этой зоне резко усилена и развивается до больших высот по сравнению с зонами пассатов. Облака превращаются в мощные кучевые и кучево-дождевые и из них выпадают обильные осадки ливневого характера.

Отмечается сезонное перемещение внутритропической зоны конвергенции и пассатов от января к июлю.

Муссоны. Муссоны – это устойчивые воздушные течения сезонного характера, которые меняют свое направление от зимы к лету и от лета к зиме на почти противоположное.

Муссоны, получившие развитие в тропических широтах, называются тропическими муссонами. Здесь возникновение их связано с различными температурными условиями и с различным сезонным положением экваториальной депрессии. Экваториальная депрессия смещается в июле в более высокие широты северного полушария, а в январе отодвигается в южное полушарие. Вследствие такого сезонного перемещения в некоторых областях по обе стороны от экватора, происходит сезонное изменение преобладающих барических градиентов и, следовательно, преобладающих ветров. Зимние муссоны совпадают по своему направлению с пассатами, а направление летних муссонов противоположно пассатному. По обе стороны от экватора над океаном сезонные смещения зон давления невелики, и муссоны не получают особого развития. Над материками распределение давления меняется от января к июлю достаточно сильно.

Африка. В январе над Сахарой прослеживается отрог Азорского антициклона, над Южной Африкой располагается область экваториальной депрессии. В июле область экваториальной депрессии размещается над Сахарой, а над Южной Африкой – антициклон. Смена направления барических градиентов меняется от сезона к сезону, этим и объясняется возникновение над Африкой тропических муссонов.

Особенно мощные тропические муссоны действуют над полуостровом Индостан. Объясняется это тем, что сезонные изменения температуры здесь усилены огромным материком Евразия, прогретым летом и охлажденным зимой. Кроме этого летом сюда смещается экваториальная депрессия, и над Южной Азией происходит резкая сезонная смена низкого давления на высокое и обратно с соответствующей муссонной циркуляцией. Зимний тропический муссон над полуостровом Индостан принято называть северо-восточным, летний – юго-западным. Преобладание в этом районе переноса воздуха зимой с материка на океан и летом с океана на материк приводит к важным особенностям погоды и климата: дождливый сезон совпадает с летним муссоном, а резко выраженный сухой сезон приходится на период зимнего муссона.

Тропические циклоны , их возникновение и перемещение. Тропические циклоны – это исключительно интенсивные по своей силе атмосферные вихри, развивающиеся над океанами только в тропических широтах.

1.Районы возникновения тропических циклонов располагаются между 5 и 200 с. и ю. широты. Ближе 50 к экватору тропические циклоны не развиваются, т.к. отклоняющая сила вращения Земли здесь мала, чтобы образовать завихрение.

2.Тропические циклоны развиваются только над водной поверхностью

летом и осенью данного полушария, когда зона конвергенции не очень близка к экватору, а поверхность океана особенно разогрета (до 270 и более). Над сушей тропические циклоны не возникают, т.к. велика сила трения, что приводит к увеличению поступления воздуха внутрь циклона в нижних слоях атмосферы и ослаблению его силы.

3.Приход более холодного воздуха на сильно разогретую поверхность создает неустойчивость температурной стратификации, возникают интенсивные восходящие движения.

4.Подъем сильно насыщенного воздуха сопровождается выделением огромного количества тепла конденсации, которое определяет энергию циклона. Энергия 5 – 7-дневного циклона равна взрыву нескольких водородных бомб.

5.Подъем сильно нагретого влажного воздуха будет в том случае мощным, если в верхней тропосфере над развивающимся циклоном существует хорошо выраженная расходимость токов воздуха, т.е. здесь создается дефицит давления.

6.Предполагается, что очень благоприятные условия для возникновения тропического циклона создаются между тремя антициклонами.

Сформировавшийся тропический циклон напоминает огромную воронку. «Стенки» ее толщиной от десятка до сотни километров. Давление в тропическом циклоне падает до 960 – 970 мб (885 мм). Скорости ветра в циклоне достигают 30 – 50 м/сек, отдельные порывы достигают 60 – 100 м/сек.

Облачность в тропическом циклоне представляет собой почти сплошное гигантское грозовое облако, вертикальное развитие которого достигает 14 км. Выпадают сильные ливневые осадки, большой интенсивности достигают грозовые явления. В самом центре циклона обычно находится небольшая зона диаметром – десятки км, свободная от мощных облаков, со слабыми ветрами. Это «глаз» бури, циклона, характеризующееся нисходящими движениями воздуха. На спутниках «газ» циклона темного цвета.

Живет тайфун недолго – в среднем около 7 суток, но бурно. Проносясь со скоростью более 39 м/сек, он захватывает огромные пространства.

Тропический циклон сначала перемещается в целом с востока на запад, т.е. в направлении общего переноса в тропической зоне. Сила трения над морем мала, и под действием отклоняющей силы, тропический циклон смещается к высоким широтам. Общее направление движение тропического циклона в северном полушарии – к северо-западу, а в южном – к юго-западу.

Если при перемещении циклон попадает на материк, оставаясь еще в тропиках, он теряет силу, затухает, т.к. увеличивается трение, и как следствие, увеличивается приток воздуха внутрь циклона в нижних слоях. Если же тропический циклон заходит в умеренные широты, то начинает перемещаться в восточном направлении и становится циклоном умеренных широт.

Часто циклон движется не по «стандартной» траектории, а по очень запутанной и сложной. Тропические циклоны, в зависимости от места их зарождения, называют по-разному: на Тихом океане – тайфун, в Атлантике – ураган, в Индии – циклон, в Австралии – вилли-вилли. Каждый циклон в северном полушарии получает свое собственное имя, чаще женское. Считается, что характер тайфуна также непредсказуем, как и женский. В 1975г. – году женщин, в Австралии решили давать тайфунам и мужские имена.

За последние 20 лет зарегистрировано более 500 циклонов (т.е. более 20 циклонов в год). Но бывают годы, когда прослеживается до 33 циклонов в год – 1967 г. При своем движении тропический циклон вызывает сильное волнение в море. Плоские берега, вблизи которых он проходит, затапливаются гигантскими волнами до 10 – 15 м высотой. В 1970 г., в Бангладеш, в ноябре, волна за несколько минут поглотила 250 тыс. человеческих жизней (плотность населения 460 чел./км2). В Японии в 1959 г., циклон со скоростью ветра до 90 м/сек оставил без крова более 1,5 млн. чел., погибло несколько сотен людей.

3.Местные ветры . Под местными ветрами понимают ветры, характерные для определенных географических районов. Происхождение их различно.

Бризы. Бризами называют ветры у береговой линии морей и больших озер, которые имеют резкую суточную смену направления. Днем морской бриз дует в нижних слоях атмосферы, мощностью от нескольких сот метров до нескольких км в направлении на берег, а ночью береговой бриз дует с берега на море. Бризы связаны с суточным ходом температур на поверхности суши и моря. Днем суша нагрета и температура ее поверхности выше, чем поверхности моря. Начинается подъем воздуха и отток его на высоте. Давление над сушей падает, а над морем растет. Начинается движение воздуха с моря на сушу – морской бриз. Ночью возникают обратные условия.

Дневной бриз несколько понижает температуру над сушей и увеличивает относительную влажность, особенно резко это выражено в тропиках. В Индии морской бриз понижает температуру воздуха на побережье на 2 – 3 0 С и повышает относительную влажность на 10 – 20%. В Западной Африке эффект значительно больше: морской бриз приходит на смену нагретому континентальному воздуху и снижает температуру воздуха на 10 0 С и более и повышает относительную влажность на 40% и более.

Горно-долинные ветры . Днем ветер дует из межгорной долины к горам и вверх по горным склонам – долинные и склоновые ветры, ночью горный ветер дует вниз по склонам к межгорной долине – горные ветры. Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих котловинах и долинах Альп, Кавказа, Памира.

Под действием более интенсивной радиации в верхней части гор, днем над горными гребнями возникает усиленное восходящее движение воздуха. Давление падает, и как следствие этого воздух из прилегающих низменных участков устремляется вверх по склонам. Над склонами и в привершинной зоне существует тенденция к образованию в дневные часы облаков, иногда выпадают ливневые дожди с грозовыми явлениями.

Ночью излучение и охлаждение, а следовательно, и сжатие воздуха, в высокогорных районах выражены сильнее, чем в межгорных котловинах и долинах, и поэтому вниз, в долины ночью приходит с ветром более холодный воздух. Долинные ветры в Гималаях достигают ураганной силы

Ледниковые ветры . Этот ветер дует вниз по леднику в горах, не имеет суточной периодичности, т.к. температура поверхности ледника круглые сутки производят на прилегающий воздух охлаждающее действие. Надо льдом господствует инверсия температур и холодный воздух стекает вниз по склону. Над некоторыми ледниками Кавказа скорость ледниковых ветров достигает 3 – 7 м/сек.

Явление ледниковых ветров в огромных размерах представлено над ледяным плато Антарктиды. Здесь над постоянным ледяным покровом, на периферии материка возникают стоковые ветры, которые представляют собой перенос охлажденного воздуха по наклону местности в сторону океана со скоростью 10 – 15 м/сек.

Фён. Фёном называют теплый, сухой и порывистый ветер, дующий временами с высоких гор в долины. Фены известны во многих горах. В Кутаиси отмечается 14 дней в году с феном, в Инсбруке (Австрия) – 75 дней, на Телецком озере – 150 дней. Фен возникает в любой горной стране, если воздушное течение общей циркуляции атмосферы пересекает хребет достаточной высоты.

Переваливая через хребет, фен опускается и в нем адиабатически повышается температура на каждые 100 м на 10. Относительная влажность в нем в то же время понижается по мере роста температуры. Таким образом, если высота горы 3000 м, на вершине температура –80С, воздух опустившись адиабатически нагрелся до температуры +220С.

Выделяют южный и северный фен. Если переваливают через хребет северные воздушные массы, то фен северный и наоборот.

Бора. Борой называют сильный холодный и порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря. Бора известна с давних пор в районе Новороссийска, на Адриатическом побережье в Югославии. К типу боры относится ветер сарма на Байкале, норд в районе Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции, нортсер в Мексиканском заливе.

В России бора возникает в районе Новороссийска, когда холодный фронт подходит к прибрежному хребту с северо-востока. Холодный воздух сразу же переваливает невысокий хребет. Низвергаясь вниз по склону под действием силы тяжести, воздух приобретает значительную скорость (более 20 м/сек.). Падая на поверхность воды, этот нисходящий ветер создает сильное волнение. При этом резко понижается температура воздуха. Падая вниз, воздух боры адиабатически нагревается, но т.к. высота невелика, а первоначальная температура воздуха низкая, то и воздух, куда движется бора, тоже понижается (в Новороссийске температура понижается на 250). Новороссийская бора затухает в 3 – 5 км от берега.

4. Возникновение и развитие циклонов . В конце 19 века метеорологи предполагали, что циклоны образуются в результате прогрева воздуха над теплой подстилающей поверхности, а антициклоны – вследствие охлаждения воздуха над холодной подстилающей поверхностью. Но в начале 20 века на основе данных аэрологических наблюдений было установлено, что в среднем температуры в тропосфере в системе циклона ниже, чем в системе антициклонов.

В 20-х годах 20 века появилась фронтологическая гипотеза. По этой гипотезе предполагалось, что циклоны возникают в результате волновых (колебательных) движений, существующих на фронтальных поверхностях между массами воздуха различной плотности. Но эта гипотеза не связывала возникновение циклонов с причинами изменения атмосферного давления, а лишь с температурными условиями.

В 40-х годах 20 века советскими учеными Х.П. Погосяном и Н.Л. Таборовским была разработана адвективно-динамическая теория. Эта теория объясняла изменения давления в данном районе действием двух факторов: изменение давления в результате горизонтального переноса масс (адвективная часть) и изменение давления за счет отклонения действительного ветра от градиентного (динамическая часть). Позже стали учитывать и адиабатические изменения, т.е. изменения которые вызываются вертикальными движениями воздуха. Возникновение циклонов и антициклонов объясняется изменением давления, происходящего за счет отклонения действительного ветра от градиентного и за счет адиабатических процессов. Перемещение циклонов и антициклонов определяется адвективными процессами.

Адвективно-динамическая гипотеза соединила процессы возникновения и развития циклонов и антициклонов с изменением атмосферного давления. По адвективно-динамической гипотезе большое внимание уделяется фронтальным зонам, где происходят активные адвективные, динамические и адиабатические процессы.

В дальнейшем было установлено, что по мере углубления циклона в его системе после момента возникновения происходит непрерывное понижение температуры, а в системе антициклона – повышение. Исключением являются нижние слои антициклона над сушей, т.к. над морем повышенная облачность и излучение не такое активное. При ясной погоде в антициклоне земная поверхность будет сильно выхолаживаться излучением, а от нее будут выхолаживаться и прилегающие к ней слои воздуха.

Жизнь каждого циклона и антициклона характеризуется тремя стадиями: возникновения, развития и старения. Продолжительность каждой стадии колеблется от нескольких часов до 2-3 суток.

Циклоны. В течение года во нетропических широтах каждого полушария возникают многие сотни циклонов. Размеры внетропических циклонов значительны. Хорошо развитый циклон может иметь в поперечнике 2-3 тыс. км, т.е. он может одновременно покрыть несколько областей, или даже несколько Западно-Европейских стран и определять режим погоды на огромной территории.

На поверхности главного фронта возникают огромные волны воздуха с длинами порядка 1000 км и более. На одних участках – в гребнях волн – фронт продвигается к низким широтам, на других – в ложбинах фронтальных волн – к высоким широтам. Возникают языки теплого и холодного воздуха. При этом в языках теплого воздуха развивается циклоническое движение (восходящие токи воздуха) и давление падает, формируется циклон.

Первая стадия возникновения циклона . Центр каждого циклона лежит на фронте. Распределение температуры в начале жизни циклона, как правило асимметрично относительно центра. В передней части циклона с притоком воздуха из низких широт температуры повышены, а в тыловой - с притоком воздуха из высоких широт температуры понижены. В передней части циклона (по движению) фронт продвигается к высоким широтам и является теплым фронтом. В тыловой части (по движению) циклона фронт продвигается к низким широтам и является холодным фронтом. В эту стадию циклон заметно выражен лишь в нижней части тропосферы.

Вторая стадия развития циклона . Фронты в циклоне обостряются вследствие сходимости там воздушных течений. Язык теплого воздуха в циклоне, между теплым и холодным фронтом называется теплым сектором. Сформировавшийся циклон становится более высоким, т.е. замкнутые изобары обнаруживаются в нем и в верхней части тропосферы. Температура воздуха в циклоне понижается, т.к. активны восходящие движения воздуха и турбулентный обмен. Давление в центре циклона колеблется от 1000 мб до 980 мб, реже 950 мб (в тропиках 885 мб). Ветры в глубоких циклонах сильные и порывы иногда достигают 30-60 м/сек.

Под действием отклоняющей силы и силы трения, воздушные токи отклоняются в область низкого давления, к центру, и возникают активные восходящие движения воздуха, что приводит к образованию облачности. В передней части циклона на теплом фронте осадки обложные, а в тыловой части – ливневого характера из кучево-дождевых облаков.

Третья стадия старения циклона . Циклон перемещается обычно в восточном направлении. При этом холодный фронт в области циклона постепенно нагоняет теплый фронт, который перемещается медленнее. При смыкании холодного фронта с теплым образуется фронт окклюзии. В начальный период окклюзии образуются обложные осадки из высокослоистых и слоисто-дождевых облаков.

В окклюдированном циклоне теплого сектора у земной поверхности уже нет, теплый воздух оттеснен в верхнюю часть тропосферы холодным воздухом, где он охлаждается, а сам циклон становится высоким и холодным. В центре циклона давление растет, циклон заполняется. Восходящие движения воздуха в центральной части циклона ослабевают и прекращаются. Облака разрушаются, устанавливается ясная погода.

Таким образом, в результате адвекции холодного воздуха в тылу циклона и наличия восходящих движений, адиабатического охлаждения весь циклон заполняется холодным воздухом.

Жизнь циклона продолжается обычно несколько суток, в некоторых случаях существование циклона оказывается длительным, особенно если он объединяются с другими циклонами, образуя одну обширную малоподвижную область низкого давления, так называемый центральный циклон.

Перемещение циклонов осуществляется с запада на восток с составляющей, направленной к высоким широтам. Поэтому наиболее глубокие циклоны наблюдаются в субполярных широтах (на севере Атлантического и Тихого океанов, в южном полушарии – вблизи материка Антарктиды). Но иногда эта закономерность нарушается и циклоны перемещаются аномалийно.

1.Циклон – воздушный вихрь с низким давлением в центре;

2.движение ветра в циклоне против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке – в южном;

3.воздушные токи под действием отклоняющей силы и силы трения отклоняются к центру, в область низкого давления, как следствие возникают восходящие движения воздуха, облакообразование и выпадение осадков;

4.циклоны перемещаются с запада на восток при западном переносе с отклонением под действием отклоняющей силы к высоким широтам.

5. Возникновение и развитие антициклонов . Между циклонами возникают и развиваются антициклоны. Их размеры и скорости движения примерно такие же, как и в циклонах.

Первая стадия возникновения антициклона. Холодный воздух в системе антициклона находится в правой части, а теплый – в левой части. Нисходящие движения воздуха и адиабатическое повышение температуры, адвективные процессы в левой половине его вызывают общее повышение температуры в системе антициклона. В результате адиабатического нисходящего движения воздуха происходит повышение температуры, водяной пар удаляется от точки насыщения, облака рассеиваются и прекращаются осадки.

Вторая стадия развития антициклона . Антициклон является мощным барическим образованием с высоким давлением в приземном центре и расходящейся системой сравнительно слабых приземных ветров. Давление достигает 1030-1040 мб в центре, а над Азиатским материком 1060-1070 мб. В высоту он развивается на несколько км. Под действием отклоняющей силы и силы трения воздушные токи отклоняются от центра к периферии, возникают нисходящие движения воздуха, температура воздуха повышается, устанавливается ясная, безоблачная, безветренная погода.

Третья стадия старения антициклона . В результате продолжающейся адвекции тепла и адиабатического нагревания, антициклон заполняется теплым воздухом во всей тропосфере и превращается в очаг тепла с хорошо выраженной антициклональной циркуляцией.

Контрасты температур, являющиеся его энергетической базой, перемещаются на периферию и антициклон начинает разрушаться. При разрушении антициклона нередко появляются облака и начинают выпадать осадки.

Направление движения антициклонов определяется также в основном направлением основного потока. Но в отличии от циклонов в перемещении антициклонов преобладает составляющая, направленная к низким широтам.

1.Антициклон – это воздушный вихрь с высоким давлением в центре;

2.Ветер в антициклоне перемещается по часовой стрелке в северном полушарии и против – в южном;

3.под действием отклоняющей силы и силы трения, воздушные токи отклоняются от центра к периферии, образуются нисходящие движения воздуха, устанавливается ясная, безветренная погода без осадков;

4.антициклоны перемещаются в западном направлении и под действием отклоняющей силы смещаются к низким широтам;

5.продолжительность жизни антициклона в среднем 4-5 дней, но в отдельных случаях они существуют более долгий срок.

Муссоны умеренных широт прослеживаются на восточных побережьях материков, и обусловлены разной степенью теплоемкости земной поверхности и водной.

6. Циркуляция вышележащих слоев атмосферы . В верхней тропосфере и в стратосфере высокое давление совпадает с высокой температурой, низкое – с низкой температурой (барическая ступень). Исключение составляет узкая зона вблизи экватора, расположенная в южном полушарии. Здесь при высоких температурах, в зоне конвергенции пассатов сохраняется низкое давление при интенсивной конвекции. В среднем в тропосфере температура повышается от полюсов к тропикам и вместе с этим повышается давление. Барический градиент направлен от низких широт к высоким, а в районе экватора – к экватору. Это обуславливает восточный перенос вблизи экватора, западный перенос над остальными частями полушарий.

Таким образом, вокруг полюсов существуют планетарные циклоны (в северном полушарии – против часовой стрелки, а в южном – наоборот).

Особенно сильный западный перенос существует в районе 30-350с. и ю. широт. Скорость ветра достигает более 35 м/сек. В западном переносе наблюдаются огромные волны, длиною в несколько тысяч километров. Вокруг земного шара их укладывается в каждый момент 4-6. Длинные волны перемещаются с запада на восток, но медленнее, чем при западном переносе. Воздух в этих волнах отклоняется и к высоким и к низким широтам. На общий западный перенос накладывается влияние циклонов и антициклонов.

Начиная с 12-14 км, изменение температуры зимой и летом над полушариями различное. С высоты 18-20 км отмечаются в летнем полушарии максимальные температуры над полюсом, т.к. солнечные лучи падают под углом и проходят больший путь. Уменьшение температур прослеживается в направлении к экватору (в верхних слоях атмосферы температура воздуха зависит от поглощения тепла атмосферой, а у поверхности Земли – от нагрева поверхности). В зимнем полушарии над полюсом – минимальные температуры. Следовательно: летом северного полушария барический градиент направлен от северного полюса к южному, летом южного полушария – от южного полюса к северному, значит в зимнем полушарии сохраняется западный перенос и в высоких слоях стратосферы.

Приветствую Вас дорогие читатели! В данной статье хотелось бы поговорить о том, как на нашей планете происходят воздушные течения.

Циркуляция атмосферы - система проявляющихся в масштабах всего земного шара либо полушарий, замкнутых течений воздушных масс.

Основной источник движения воздуха – это лучистая энергия Солнца. Эта энергия распределяется по всему земному шару неравномерно. Причина возникновения ветра именно в этом.

Солнечной радиации поступает больше в тропическую и экваториальную , а в высокие и умеренные – меньше, поэтому воздух сильнее нагревается в низких широтах, чем в полярных областях и умеренной зоне. Разница атмосферного давления и температуры возникает между холодной и теплой массой воздуха. Это и порождает ветер.

Бриз – это простой пример возникновения ветра. Он возникает через разницу температур воздуха над сушей и морем. Днем над сушей воздух нагревается больше, чем над морем. Нагретый воздух поднимается, и его заменяет воздух из моря.

Оборотное явление происходит ночью: море остается теплым, а суша охлаждается. Тогда, над морем поднимается воздух, а на его место занимает воздух из суши. Более могущественные ветра возникают приблизительно так же. Они дуют из области высокого давления в область низкого.

Пока существует разница давления, происходит этот процесс. Исключение – узкая зона вблизи экватора, там, на силу и направление ветра еще влияют и другие силы. Одна из этих сил – отклоняющая сила вращения , которая названа силой Кориолиса.

Ветер, находящийся выше шара трения, то есть на высоте около 1 км, под влиянием этой силы дует вдоль градиента, а от него отклоняется на 90°. В приземном шаре воздуха еще действует и сила трения с земной поверхностью, которая уменьшает скорость ветра и отклоняет его влево.

Скорость ветра растет, а горизонтальные градиенты температуры, давление и влажность увеличиваются, при сближении холодного и теплого воздуха.

Фронтальными или переходными, называют зоны, в которых теплая и холодная масса воздуха сближаются. Ежедневно возникают и рушатся в воздушном океане над полярными и умеренными областями обеих полушарий такие неспокойные зоны. Невелика ширина фронтальных зон – преимущественно 1- 2 тыс. км.

Антициклоны и циклоны – самые большие атмосферные вихри, они возникают на фронтах, где концентрируются большие запасы кинетической энергии, из-за разницы давления и температур. В диаметре они достигают 1 – 3 тыс. км. Охватывают нижние слои стратосферы и всю тропосферу, и развиваясь по вертикали, достигают десятков километров.

Не удивительно, что в таких грандиозных вихрях теплая масса воздуха переносится из тропиков и экваториальной зоны в высокие и умеренные широты, а холодные массы – в тропики и экваториальную зону. В результате – в высоких широтах температура относительно повышается, а в низких – .

и с погода обычно связана с циклонами, а малооблачная и ясная – с антициклонами. В антициклоне преобладают нисходящие движения воздуха, при которых степень насыщенности влагой уменьшается, а в циклоне – восходящие движения воздуха, которые способствуют конденсации влаги.

Эти атмосферные вихри, во внетропических широтах наблюдаются везде, но есть районы, в которых одни из них возникают реже, а другие чаще.

Зимой в Северном полушарии, чаще всего циклоны образуются на севере Тихого и Атлантического океанов, а антициклоны – на материках Северной Америки и . Летом на часто возникают циклоны, но они менее интенсивны. Летом они интенсивны над .

В Южном полушарии между летом (декабрь – февраль) и зимой (июнь – август) отличия невелики. Антициклоны чаще всего встречаются в северной части умеренной зоны и в субтропиках, при этом их центры размещаются над океанами, а циклоны чаще всего встречаются вокруг Антарктиды.

Преимущественные ветра зависят от атмосферного давления. Пассаты особенно характерны для низких широт. Эти ветра, постоянно направленны в сторону экваториальной зоны из областей высокого давления. В Южном полушарии они юго-восточного направления, в Северном полушарии – северо-восточного.

Муссоны, в отличие от пассатов, сезонные ветра. Они связаны с разницей температуры воздуха над океанами и материками. Летом эти ветры дуют из прохладных океанов на нагретые материки, а зимой — от прохладных материков к теплым океанам.

Для низких широт типичны муссоны, особенно для юго-востока и юга Азии. В умеренной зоне они также появляются, на Дальнем Востоке, в частности. И муссоны, и пассаты – это ветра приземного слоя . Совсем другая картина наблюдается на высотах. Выше 2 – 3 км, в умеренной зоне, преобладают западные ветра.

На высоте 12 км, их средняя скорость достигает больших значений: наибольшие средние скорости зонального ветра в январе над Аравией – 44 м/с, над юго-востоком Северной Америки – 40 м/с, над Японскими островами больше 60 м/с.

Небольшие средние скорости ветра в высоких широтах и на севере умеренной зоны: преимущественно не более 10 – 12 м/с. Но при интенсивном развитии антициклонов и циклонов, в отдельные дни, на высоте 9 – 12 км, скорость движения может превышать 60 – 80 м/с. Скорости воздушных течений летом везде ослабевают и даже на высоте не превышают 30 – 40 м/с.

Таким образом, — это ветра (воздушные массы), которые зависят от высоты, и места их формирования, которые как бы вращаются по замкнутому кругу.