Понятие сплошной среды (стр. 3 из 3)

У земной поверхности и в нижней тропосфере зональное распределение давления сложнее, поскольку оно в большей степени определяется циклонической деятельностью. В процессе последней циклоны, перемещаясь в общем к В., в то же время отклоняются в более высокие широты, а антициклоны — в более низкие. Поэтому в нижней тропосфере (и у земной поверхности) образуются две субтропические зоны повышенного давления по обе стороны от экватора (рис., в), вдоль которого давление понижено (экваториальная депрессия); в субполярных широтах образуются две зоны пониженного давления (субполярные депрессии); в самых высоких широтах давление повышено. Этому распределению давления соответствуют западный перенос в средних широтах каждого из полушарий и восточный перенос в тропических и высоких широтах.

Указанные зоны давления и ветра в нижней тропосфере даже на многолетних средних картах представляются расчленёнными на отдельные области низкого и высокого давления (см. карты 3 и 4) со свойственными им циклоническими и антициклоническими циркуляциями, например исландская депрессия, азорский антициклон и другие. Распределение суши и моря вносит усложнение в распределение центров действия, создавая, кроме указанных перманентных центров, ещё и сезонные центры действия атмосферы (такие, как зимний азиатский антициклон, летняя азиатская депрессия). В Южном полушарии, преимущественно океаническом, зональность Циркуляция атмосферы выражена лучше, чем в Северном.

Зональный перенос в тропосфере особенно хорошо выражен в тропиках. Здесь восточные течения у земной поверхности и в нижней тропосфере — пассаты — обладают большим постоянством, особенно над океанами. В верхней тропосфере они сменяются западным переносом, носящим в тропиках название антипассатов. Меридиональные составляющие в пассатах направлены чаще всего к экватору, а в антипассатах — к средним широтам. Поэтому систему пассат — антипассат можно приближённо рассматривать как замкнутую циркуляцию с подъёмом воздуха в экваториальной депрессии (внутритропической зоне конвергенции) и опусканием в субтропической зоне повышенного давления (ячейка Гадлея). Эта циркуляционная ячейка все же связана циклонической деятельностью с циркуляцией во внетропических широтах, откуда она пополняется холодным воздухом и куда передаёт свой тёплый воздух.

В некоторых регионах Земли, в особенности в бассейне Индийского океана, восточный перенос летом заменяется западным в связи с отходом внутритропической зоны конвергенции от экватора в более нагретое летнее полушарие. Противоположные по направлению переносы воздуха зимой и летом в низких широтах называются тропическими муссонами.

Слабые волновые возмущения в пассатах и в зоне конвергенции мало меняют характер циркуляции. Но иногда (в среднем около 80 раз в год) в некоторых районах внутритропические зоны конвергенции развиваются сильнейшие вихри — циклоны тропические (тропические ураганы), резко, даже катастрофически, меняющие установившийся режим циркуляции и погоду на своём пути в тропиках, а иногда и за их пределами.

Во внетропических широтах развитие и прохождение циклонов (менее интенсивных, чем тропические) и антициклонов — явление повседневное; циклоническая деятельность в этих широтах является формой Циркуляция атмосферы, по крайне мере в тропосфере, отчасти и в стратосфере.

Она обусловлена постоянным образованием главных фронтов атмосферных (тропосферных); с ними же связаны струйные течения в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Серийное возникновение циклонов и антициклонов на главных фронтах приводит к появлению в верхней тропосфере и над ней особенно крупномасштабных длинных волн, или волн Росби. Число таких волн чаще всего около четырёх над полушарием.

Связанные с циклонической деятельностью меридиональные составляющие Циркуляция атмосферы во внетропических широтах быстро и часто меняются. Однако бывают такие ситуации, когда в течение нескольких суток или даже недель обширные и высокие циклоны и антициклоны мало меняют своё положение. В связи с этим возникают длительные меридиональные переносы воздуха в противоположных направлениях, иногда во всей толще тропосферы, над большими площадями и даже над всем полушарием. Поэтому во внетропических широтах можно различать 2 типа циркуляции над полушарием или большим его сектором: зональный, с преобладанием зонального, чаще всего западного переноса, и меридиональный, со смежными переносами воздуха в направлении к низким и высоким широтам. При меридиональном типе циркуляции междуширотный перенос тепла значительно больше, чем при зональном.

В некоторых регионах внетропических широт вследствие неодинакового нагревания суши и моря над сушей в тёплый сезон преобладает пониженное давление, а над смежными водами — повышенное, в холодный сезон — наоборот. В промежуточных областях, по окраинам материка и океана, соответственно создаётся режим внетропических муссонов — достаточно устойчивый сезонный перенос воздуха в одном направлении, который сменяется в другом сезоне таким же переносом в противоположном направлении. Такой режим ветра на В. Азии, включая Советский Дальний Восток.

В некоторых ограниченных областях при ослаблении течений общей Циркуляция атмосферы возникают местные мезомасштабные циркуляции с суточной периодичностью, связанные с местными различиями в нагревании атмосферы, обусловленными орографией и соседством суши и воды. Таковы бризы на берегах водоёмов, горно-долинные ветры. В больших городах наблюдаются даже городские бризы, связанные с застройкой города и производством тепла в нём.

Для выяснения наиболее общих и устойчивых особенностей Циркуляция атмосферы применяется осреднение многолетних наблюдений над атмосферным давлением и ветром на различных уровнях атмосферы. При таком осреднении колебания Циркуляция атмосферы, связанные с циклонической деятельностью, в большей мере взаимно погашаются. Наряду с этим изучаются также ежедневные изменения режима Циркуляция атмосферы по синоптическим картам — приземным и высотным и по снимкам облаков со спутников. Это позволяет выделять типы Циркуляция атмосферы, их повторяемость, преобразования и смены.

Теоретическое изучение Циркуляция атмосферы сводится к выявлению и объяснению сё особенностей и обусловленности путём численного эксперимента, т. е. численного интегрирования по времени соответствующих систем уравнений гидродинамики и термодинамики атмосферы (и океана). Как эмпирическое изучение общей Циркуляция атмосферы, так и её математическое моделирование имеют важное значение для решения задач долгосрочного прогноза погоды.

9. Образование волновых движений в атмосфере

Волны в атмосфере, процесс распространения периодических или почти периодических движений, налагающихся на общий перенос воздуха. Кроме упругих продольных звуковых и взрывных волн, в атмосфере существует несколько типов атмосферных волн, различных по происхождению и характеру со значительно большими длинами волн, о периодичности этих волн можно говорить лишь приближённо. К таким волнам относятся волны, развивающиеся на границе двух воздушных слоёв, движущихся с разными скоростями и имеющими различные плотности и температуры. При этом в гребнях волн, где имеет место восходящее движение воздуха, происходит охлаждение воздуха, содержащийся в нём водяной пар конденсируется, и образуются облака. В долинах волн, где возникают нисходящие течения, воздух нагревается и удаляется от состояния насыщения, и небо между гребнями остается чистым, в результате появляются гряды волнистых облаков. Аналогичный процесс происходит в так называемых горных волнах, возникающих при обтекании гор, возвышенностей и т.п. (см. рис.). Колебательные движения продолжаются довольно долго после того, как данный объём воздуха миновал горное препятствие. Волны этого типа — короткие волны — широко распространены. Они влияют на полёт летательных аппаратов, часто порождая, например, болтанку самолётов. Амплитуда и длина волн этого типа тем больше, чем больше разность скоростей движущихся масс и чем меньше разность плотностей и температур. Длина волн — от сотен м до десятков км, а амплитуда до 1—2 км. Скорости восходящих движений, например, в гребнях горных волн могут достигать нескольких м/сек, этой их особенностью пользуются планеристы.

Рисунок к ст. Волны в атмосфере.

Кроме коротких В. в а. (когда частицы колеблются в вертикальной плоскости), в атмосфере существуют волны крупного масштаба с длинами в сотни и тысячи км; колебания в этом случае происходят преимущественно в горизонтальном направлении. Во-первых, это циклонические волны, возникающие на фронтах атмосферных, т. е. на границах между воздушными массами с разной температурой. При потере устойчивости эти волны приводят к образованию циклонов. Существуют также так называемые длинные волны: господствующий в средних широтах земной атмосферы западный поток является волнообразным; длина этих волн порядка нескольких тысяч км, так что по окружности земного шара обычно укладывается несколько (3—6) длинных волн. Одна из причин их возникновения — различие в температурных условиях континентов и океанов. Циклонические и длинные В. в а. определяют режим погоды над большими территориями; их изучение играет первостепенную роль для прогноза погоды.

Существуют и другие типы В. в а.: волны тропопаузы — изменения высоты тропопаузы при перемещении в атмосфере циклонов и антициклонов; приливные волны, обусловленные притяжением Луны и Солнца (см. Приливы и отливы); сейсмические волны, связанные с землетрясениями, а также с падением метеоритов.