Циркуляция атмосферы

            Сила ветра – давление, оказываемое воздухом на площадку в 1м² , расположенную перпендикулярно движению. Сила ветра определяется в килограммах на квадратный метр (кг/м²) или в баллах по шкале Бофорта (0 баллов – штиль, 12 баллов – ураган). Сила ветра зависит от скорости:

F= 0_,25υ²,

где F – сила ветра; υ – скорость ветра.

            Скорость ветра определяется горизонтальным барическим градиентом – изменением давления на единицу расстояния в сторону уменьшения давления и перпендикулярно изобарам. За единицу расстояния принимается 100 км. Замедляет движение воздуха трение о земную поверхность, которое сказывается до высоты 1000 м. Этот слой атмосферы называется слоем трения, выше него скорость ветра больше. Максимальные скорости ветра были зафиксированы в Антарктиде – до 90 м/с. Максимальная скорость ветра в приземном слое воздуха наблюдается в 13-14 ч, минимальная – в ночные часы. В более высоких слоях атмосферы суточный ход скорости ветра обратный. Такое движение воздуха объясняется изменением интенсивности вертикального обмена в атмосфере в течение суток. Средняя скорость ветра у земной поверхности равна 5-10 м/с. Зимой скорость ветра возрастает из-за уменьшения трения над снежным покровом, летом скорость ветра становится меньше.

            Направление ветра определяется той точкой горизонта, откуда дует ветер, оно выражается в румбах или азимутом. Румб – направление к точке видимого горизонта относительно сторон света. Главные румбы – север, юг, восток и запад. Азимут в градусах отсчитывается от севера по часовой стрелке. Для более точного определения направления иногда указываются и румб и азимут: С 25° В, т.е. от севера к востоку на 25°. Наглядное представление о повторяемости ветров определенных направлений дает диаграмма «роза ветров». Она показывает, какие ветры преобладали на данной территории за определенный промежуток времени. Направление ветров, их величину необходимо знать при планировании улиц, размещении промышленных предприятий.

                  1.2.2 Геострофический и градиентный ветер

            Направление ветра зависит от направления барического градиента, силы Кориолиса и силы трения. Рассмотрим частицу воздуха, имеющую единицу массы. Пусть частица находится в простейшем барическом поле, которое описывается системой параллельных и равноотстоящих изобар. Будем считать, что трение отсутствует и частица находится в Северном полушарии. Под действием силы градиента давления частица начнет двигаться от высокого давления к низкому вдоль нормали к изобаре. Но как только частица начинает двигаться на нее немедленно начинает действовать сила Кориолиса, которая будет отклонять частицу вправо от направления движения под прямым углом. Будем считать, что барическое поле не меняет свою форму, поэтому на частицу продолжает действовать градиент давления, а сила Кориолиса будет все время поворачивать частицу вправо. Равнодействующая сил градиента давления и Кориолиса будет увеличивать скорость частицы.

            По мере возрастания скорости частицы сила Кориолиса, пропорциональная скорости, также будет возрастать, а значит, будет возрастать и ее отклоняющее действие. В конце концов, частица придет в такое положение, когда градиент давления будет в точности уравновешен силой Кориолиса. Это произойдет, когда сила Кориолиса будет направлена вдоль силы барического градиента в противоположную сторону и равна ему по величине. В этом случае наша единица массы воздуха будет совершать прямолинейное равномерное движение. Такое движение называется геострофическим, а ветер – геострофическим ветром. Таким образом, при геострофическом движении вектор силы градиента и вектор силы Кориолиса равны по модулю и направлены взаимно противоположно, а воздух совершает равномерное и прямолинейное движение. Отклоняющая сила вращения Земли в Северном полушарии направлена вправо под прямым углом к направлению скорости движения частицы воздуха; следовательно, сила градиента давления должна быть направлена под прямым углом влево от направления скорости движения и равна по величине отклоняющей силе. Сила градиента давления направлена по нормали к изобаре, следовательно, под прямым углом к силе градиента давления лежит изобара. Это значит, что скорость геострофического ветра направлена вдоль изобары, т.е. геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя в Северном полушарии низкое давление слева.

            В Южном полушарии сила Кориолиса направлена под прямым углом влево от скорости движения, следовательно, геострофический ветер должен дуть вдоль изобар, оставляя низкое давление справа.

            Скорость геострофического ветра прямо пропорциональна барическому градиенту. Чем больше градиент, т.е. чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер. Геострофический ветер обратно пропорционален плотности и синусу широты (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).

            Обратная пропорциональность геострофического ветра плотности означает, что при одном и том же градиенте давления с высотой скорость геострофического ветра будет больше. Зависимость скорости геострофического ветра от широты приводит к выводу, что на экваторе, где коэффициент широты 0° = 0, геострофический ветер не существует, поскольку он равен бесконечности.

            Необходимым условием существования геострофического ветра было отсутствие силы трения. Но у земной поверхности сила трения существует и достаточно велика. Поэтому ветер у земной поверхности всегда отличается от геострофического. И только выше уровня 1000 м, где влияние силы трения становится незначительным, действительный ветер уже близок к геострофическому. Наконец, хотя действительный ветер, как правило, не является вполне равномерным движением, все же ускорения в атмосфере обычно невелики.

            В действительности ветер в свободной атмосфере отклоняется от изобар в ту или иную сторону, но на очень небольшой угол, часто на несколько градусов. Скорость его хотя и близка к скорости геострофического ветра, но не в точности равна ей. Тем не менее, близость действительного ветра в свободной атмосфере в умеренных широтах к геострофическому ветру даст возможность с достаточной для практики точностью определять скорость и направление действительного ветра на высотах по распределению давления.

            При криволинейном движении воздуха и отсутствии силы трения кроме силы барического градиента и отклоняющей силы вращения Земли появляется еще центробежная сила, выражающаяся как:

С = v²/r,

где v – скорость ветра, а r – радиус кривизны траектории движущегося воздуха. Направлена центробежная сила по радиусу  кривизны траектории наружу, в сторону  выпуклости траектории. Если считать  движение равномерным, то в этом случае должны уравновешиваться уже три силы, действующие на воздух: барического градиента, отклоняющая и центробежная.

            Теоретический случай равномерного движения воздуха по круговым траекториям без влияния трения называют градиентным, а ветер – градиентным ветром. Траектории в случае градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, так же как и геострофический, направлен по изобарам, но не прямолинейным, а круговым. В понятие градиентного ветра часто включают и геострофический ветер, как предельный случай градиентного ветра при радиусе кривизны изобар, равном бесконечности.

                  1.2.3 Ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА). Пассаты. Муссоны

            Общая циркуляция атмосферы – планетарная система воздушных течений над земной поверхностью.

            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.

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

            При поступлении солнечной радиации на однородную невращающуюся 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. И в приземном слое атмосферы начинается движение от полюсов к экватору. Вывод: солнечная радиация формирует меридиональную составляющую общей циркуляции атмосферы.

            На однородной вращающейся Земле действует еще сила Кориолиса. Наверху сила Кориолиса отклоняет поток в Северном полушарии вправо от направления движения, т.е. с запада на восток. В Южном полушарии движение воздуха отклоняется влево, т.е. опять с запада на восток. Поэтому вверху возникает западный перенос, он отмечен для всей Земли в целом. Наблюдения и измерения показали, что в верхней тропосфере и нижней стратосфере в интервале высот от 10 до 20 км давление действительно уменьшается от экватора к полюсам и существует западный перенос. Ветры на этих высотах — геострофические, дуют вдоль параллельных прямолинейных изобар, ветер вне слоя трения довольно сильный. В общем, движение воздуха происходит вокруг полюсов. Следовательно, сила Кориолиса формирует зональный перенос общей циркуляции атмосферы.

            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 – устойчивые на протяжении года воздушные течения в тропических широтах над океанами. В Северном полушарии направление пассатов преимущественно северо-восточное, в Южном – юго-восточное. Между пассатами Северного и Южного полушарий – внутритропическая зона конвергенции; над пассатами в противоположном им направлении дуют антипассаты.

            Муссоны – система воздушных течений, в которой в одном сезоне преобладают ветры одного направления, а в другом – прямо противоположного или близкого к нему. Специфические признаки муссона – его устойчивость в течение сезона и смена от одного полугодия к другому, т.е. именно его сезонность. Причины муссонных ветров и смена их направления по сезонам связаны с годовым ходом Солнца и приходом солнечного излучения на земную поверхность.

            Выделяют муссоны тропических-экваториальных широт и муссоны внетропических широт. В первом случае причиной муссонов является разный нагрев полушарий по сезонам. В июле экваториальная депрессия перемещается в Северное полушарие на 15 — 20°с.ш. В Южном зимнем полушарии в тропических широтах образуется пояс высокого давления. Зимний муссон юго-восточного направления устремляется к экватору, при пересечении экватора он меняет свое направление на юго-западное, нагревается, набирает влагу и как летний влажный муссон приходит в субэкваториальные широты Северного полушария. В январе экваториальная депрессия перемещается в Южное полушарие на 5° ю.ш. В Северном зимнем полушарии в тропических широтах образуется пояс высокого давления. Воздушный поток начинает свое движение от тропиков Северного полушария как северо-восточный зимний муссон. В Южное полушарие он приходит летним северо-западным муссоном. Летний влажный муссон, дующий от экватора, обусловливает сезон дождей, зимний муссон — это пассат соответствующего полушария, он не приносит осадков. Муссонная циркуляция характерна для субэкваториальных поясов.

              Внетропические муссоны проявляются на восточных берегах материков от тропиков до субарктических широт, образуются они из-за неравномерного нагрева суши и океана в один и тот же сезон года. Зимой над материками давление значительно выше и воздух движется с суши на море (зимний муссон). Летом, наоборот, при очень низком давлении на суше направление движения с океана на материк (летний муссон). Особенно ярко муссонная циркуляция проявляется на восточном побережье Азии. Зимой над Азией формируется Азиатский максимум, над Тихим океаном существует постоянный барический минимум - Алеутский. Воздух идет из Азиатского максимума, с континента на океан и отклоняется вправо, принимая северо-западное направление (зимний муссон).

Летом над Азией образуется Южно-Азиатский  минимум. Из Северо-Тихоокеанского постоянного  максимума воздух перемещается в сторону материка. Под влиянием силы Кориолиса он приобретает юго-восточное направление и как летний муссон приходит на материк.

                  1.2.4 Ветры циклонов и антициклонов

            В атмосфере при встрече двух воздушных масс с разными характеристиками постоянно возникают крупные атмосферные вихри - циклоны и антициклоны. Они сильно усложняют схему общей циркуляции атмосферы.

            Циклон — плоский восходящий атмосферный вихрь, проявляющийся у земной поверхности областью пониженного давления, с системой ветров от периферии к центру против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой — в Южном.