Циркуляция над однородной поверхностью

Если предположить, что поверхность земли однородная, то распределение температуры и давления в нижней тропосфере должно иметь зональный (широтный) характер: температура должна плавно убывать от экватора к полюсам, а давление – возрастать в том же направлении. Изобары будут совпадать с параллелями, и горизонтальный градиент давления всюду будет направлен строго вдоль меридиана от полюсов к экватору. В верхней тропосфере, начиная из высоты 4-5 км, и в нижней стратосфере до высоте 20 км, распределение давления будет обратным приземному, то есть над экватором, где воздух теплее, оно будет выше, чем над полюсами, где воздух холоднее. Итак, горизонтальный градиент давления на указанных высотах будет направлен от низких широт к полюсам. Возле однородной земной поверхности коэффициент трения был бы постоянным, и потому ветер всюду отклонялся бы от горизонтального градиента давления на одинаковый угол, меньший 90 ⁰. В северном полушарии он принял бы северо-восточное, а в южном – юго-восточное направление. Выше слоя трения ветер в обоих полушариях был бы восточным, а выше уровня 4-5 км, западным. Лишь в узкой экваториальной зоне ветер у земной поверхности почти совпадал бы с направлением горизонтального градиента давления, а выше слоя трения был бы, как и всюду, восточным.

 

 

Циркуляция в реальной атмосфере

Рисунок 2.5 – Циркуляция в реальной атмосфере

 

Данные рисунка 2.5, представленные с учетом того, что в слое трения ветер отклоняется от изобар в сторону горизонтального градиента давления, а с высотой возвращается и приближается к изобарам, так как выше слоя трения наблюдается геострофический ветер.

Струйные течения – это сильный, узкий поток воздуха с почти горизонтальной осью, который имеет место в верхней тропосфере или в стратосфере и характеризуется большими вертикальными и горизонтальными градиентами скорости. Струйные течения получаются над фронтальной зоной, где горизонтальный градиент температуры в особенности большой, так же, как и градиент давления. Направление струйных течений – западное (кроме экваториальных струйных течений, которые имеют восточное направление). Максимальная скорость ветра отмечается на оси течения и составляет в среднем 45-55 м/с. Вертикальная длина течения 8-12 км. В длину струйные течения простираются на несколько тысяч километров.

 

 

Пассаты

Пассаты - это стойкие восточные ветры умеренной скорости (в среднем 5-8 м/с у земной поверхности), которые дуют в каждом полушарии на обращенной к экватору стороне субтропической зоны высокого давления. Однако субтропические зоны даже на средних картах (а тем более на картах ежедневных) распадаются на отдельные антициклоны. Таким образом, пассаты - это ветры в обращенных к экватору частях субтропических антициклонов.

Субтропические антициклоны вытянуты по широте. Поэтому на их обращенной к экватору периферии изобары проходят параллельно широтным кругам, и, поэтому пассаты над уровнем трения должны иметь восточное направление. Однако на востоке каждого антициклона к восточной составляющей ветра добавляется еще направленная к экватору составляющая (вспомним, как дуют ветры в антициклоне!), а на западе - составляющая, направленная от экватора.

В целом меридиональные составляющие в пассатном переносе малы в сравнении с восточной составляющей.

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 вместо восточных ветров образуются северо-восточные; аналогично на северной периферии субтропического антициклона в южном полушарии у земной поверхности образуются юго-восточные ветры. Иначе говоря, вследствие трения пассаты получают дополнительные составляющие, направленные к экватору. Поэтому, пассаты северного полушария часто называют северо-восточными, а пассаты южного полушария - юго-восточными.

Однако нужно помнить, что эти направления пассатов характерные только вблизи земной поверхности, и не для всей области пассатов, а только там, где изобары субтропического антициклона направлены по широте.

В нижнем пласте пассатов устанавливаются большие вертикальные градиенты температуры, и развивается конвекция со скоростями восходящих потоков порядка 2,5-4 м/с и с образованием кучевых облаков. Но конвекция не достигает больших высот. Уже на высотах порядка 12000-2000 м в области пассатов обнаруживается задерживающий слой в несколько сотен метров толщиной с инверсией температуры или, по крайней мере, с уменьшением вертикального градиента температуры. Эта пассатная инверсия получается при опускании воздуха, характерного для всякого хорошо развитого антициклона не только в тропиках. Инверсия задерживает развитие конвекции на сравнительно низком уровне. Облака не получают большого вертикального развития, нередко имеют характер слоисто-кучевых и, во всяком случае, не достигают уровня оледенения, который в тропиках лежит выше 5 км. Поэтому из облаков или совсем не выпадает осадков, или выпадают незначительные кратковременные и мелкокапельные дожди, обусловленные взаимным слиянием капелек, без ледяной фазы.

 

 

Антипассаты

Вертикальная мощность пассатов увеличивается к экватору. Над 20-й параллелью она порядка 2-4 км. Вблизи экватора, в особенности в северном полушарии, восточные ветры захватывают уже всю тропосферу и стратосферу.

Там, где пассаты простираются не на всю тропосферу, ветры над ними имеют преобладающее западное направление, то, которое преобладает в средней и верхней тропосфере во внетропических широтах.

Западные ветры над пассатами носят название антипассаты. Когда-то считали, что они дуют противоположно приземному направлению пассатов, то есть в северном полушарии с северо-запада и в южном полушарии - с юго-запада. Наблюдения этого не подтвердили.

Антипассаты - это западные ветры, такие же, как и в более высоких широтах на тех же уровнях. Меридиональные составляющие в них маленькие и могут быть разные по направлению. Однако преобладают все-таки составляющие, направленные от экватора к высоким широтам.

 

 

Муссоны

В некоторых областях Земли перенос воздуха в нижней половине тропосферы носит название муссоны.

Муссоны - это стойкие сезонные режимы воздушных течений с резким изменением преобладающего направления ветра от зимы к лету и от лета к зиме. В каждом месте области муссонов на протяжении любого с двух основных сезонов существует режим ветра с резко выраженным преимущественно одним направлением ветра. При этом в другом сезоне преобладающее направление ветра будет противоположным или близким к противоположному. Таким образом, в каждой муссонной области есть зимний муссон и летний муссон со взаимно противоположным направлением ветра.

Стойкость муссонов связанна со стойким распределением атмосферного давления на протяжении каждого сезона, а их сезонное изменение - с коренными изменениями в распределении давления от сезона к сезону. Преобладающие барические градиенты резко изменяют направление от сезона к сезону, а вместе с этим меняется и направление ветра.

Итак, муссоны наблюдаются в тех районах, где циклоны и антициклоны имеют достаточную устойчивость и резкое сезонное преобладание одних над другими. В тех же областях Земли, где циклоны и антициклоны быстро сменяют друг друга и одни мало преобладают над другими, режим ветра непостоянный и не похожий на муссонный. Так обстоит дело в большей части Европы.

 

Местные ветры

Под местными ветрами понимают ветры, характерные только для определенных географических районов. Происхождение их разное.

Во-первых, местные ветры могут быть проявлением местной циркуляции, независимой от общей циркуляции атмосферы, которая накладываются на нее. Так, например, бризы по берегам морей и больших озер. Расхождение в нагревании берега и воды днем и ночью создают вдоль береговой линии местную циркуляцию. При этом в приземных слоях атмосферы ветер дует днем с моря на более нагретую сушу, а ночью, наоборот, с охлажденной суши на море. Характер местной циркуляции имеют также горно-долинные ветры.

Во-вторых, местные ветры могут представлять собой местные изменения (возмущения) течений общей циркуляции атмосферы под влиянием орографии или топографии местности. Так, например, фён - теплый ветер, который дует по горным склонам в долины, если течение общей циркуляции переваливает горный хребет. Нисходящее движение фёна, связанное с повышением температуры воздуха, является следствием именно влияния горного хребта на общециркуляционное течение. Влиянием орографии объясняется и бора с разными ее разновидностями.
Рельеф местности может создавать также усиление ветров в некоторых районах до скоростей, значительно превышающих скорости в соседних районах. Такие локально усиленные ветры того или другого направления известны в разных районах под разными названиями, как местные ветры. Иногда особые свойства придает местному ветру прохождение воздуха над сильно нагретой и сухой поверхностью, например пустыни, или напротив, над сильно испаряющей (водной) поверхностью.

В-третьих, местными ветрами называют и такие сильные ветры, которые имеют особые свойства в некотором районе, что является течением общей циркуляции. Интенсивность их проявления и их характерность для данного географического района есть следствием самого механизма общей циркуляции, самого географического распределения синоптических процессов. В этом значении называют местным ветром, например, сирокко на Средиземном море.

Кроме сирокко, известные многочисленные местные ветры в разных местах Земли, которые носят особые названия, такие, как самум, хамсин, афганец и др.

Бризы

Бризами называют ветры у береговой линии морей и больших озер, которые имеют резкое суточное изменение направления. Днем морской бриз дует в слое воздуха в несколько сотен метров (иногда в слое более километра) в направлении на берег, а ночью береговой бриз дует с берега на море. Скорость ветра при бризах - порядка 3-5 м/с, в тропиках и больше. Бризы четко выражены в тех случаях, если погода ясная и общий перенос воздуха слабеет, например, во внутренних частях антициклонов. В противном случае общий перенос воздуха в определенном направлении маскирует бризы, как это всегда бывает при прохождении циклонов.

В особенности хорошо выраженная бризовая циркуляция наблюдается в субтропических антициклонах, например на побережьях пустынь, где суточные изменения температуры над сушей большие, а общие барические градиенты маленькие.

Но хорошо развитые бризы наблюдаются в теплое время года (с апреля по сентябрь) на таких морях средних широт, как Черное, Азовское, Каспийское.
Бризы связаны с суточным ходом температуры поверхности суши. Днем суша нагрета и температура ее поверхности выше, чем поверхности моря. Поэтому изобарические поверхности над сушей немного поднимаются по сравнению с морем и на какой-то высоте создается горизонтальный барический градиент, направленный в сторону моря. Начинается отток воздуха в направлении к морю. Так как движение развивается на протяжении короткого времени, то отклоняющая сила вращения Земли, не может уравновесить барический градиент; движение остается неустановившимся и направленным не по изобарам, а пересекает их. Т.е. не параллельно береговой линии, а с большой составляющей в направления с суши на море. Такой отток воздуха на высоте приводит к падению давления у земной поверхности над сушей и к росту его над морем. Поэтому нижние изобарические поверхности приобретают обратный наклон - внизу устанавливается барический градиент, направленный с моря на сушу, а с ним и соответствующий перенос воздуха в нижнем слое. Этот нижний перенос воздуха и есть дневной морской бриз.

Обратные условия будут ночью, если суша охлаждается и становится холоднее моря. Тогда внизу создается перенос воздуха с берега на море - ночной береговой бриз, а над ним обратное течение. Вечером и утром происходит изменение морского бриза на береговой и обратно. Конечно, общий перенос воздуха может существенным образом исказить правильную картину бриза.

Бризы захватывают слои от несколько сотен метров до 1- 2 км; дневной бриз наблюдается в большем слое воздуха, чем ночной. Обратный перенос над бризом также имеет мощность 1,5-2 км. В тропиках мощность бриза больше, чем в высоких широтах. От береговой линии бризы распространяются в глубь суши или моря на десятки километров.

Вторжение морского бриза на сушу имеет общие черты с вторжением холодного фронта.

Дневной бриз немного снижает температуру над сушей и увеличивает относительную влажность; особенно резко это выражено в тропиках. В Мадрасе (Индия) морской бриз снижает температуру воздуха на побережье на 2-3 °С и повышает влажность на 10-20 %. В Западной Африке эффект значительно больший: морской бриз, приходя на смену нагретому континентальному воздуху, может снизить температуру на 10 °С и более и повысить относительную влажность на 40 % и более.

Очень сильный климатический эффект производит морской бриз, который дует с большой регулярностью над районом Сан-Франциского залива. Так как морской воздух приходит на сушу с вод холодного Калифорнийского течения, то средние температуры летних месяцев в Сан-Франциско на 5-7 °С ниже, чем в Лос-Анжелесе, расположенному всего на 4 ° южнее. Зимние температуры в Сан-Франциско ниже на 2-3 °С.

Бризы наблюдаются и на побережьях озер, таких, как Севан, Иссык-Куль, Ладожское, Онежское, а также и на больших реках, например в низовьях Волги. Но здесь явление бриза имеет уже микроклиматический масштаб: скорости ветра при бризе, его вертикальная мощность и горизонтальное распространение значительно меньше, чем при бризах на берегах морей.

 

Горно-долинные ветры

В горных системах наблюдаются ветры с суточной периодичностью, похожие на бризы. Это - горно-долинные ветры.

Причина их образования – различие в нагревании воздуха над поверхностью склонов и на той же высоте в свободной атмосфере. Воздух над склоном днем нагревается сильнее, чем на той же высоте в атмосфере в стороне от склона. В атмосфере возникает горизонтальный градиент давления, внизу направленный от некоторой точки В свободной атмосферы к склону. А в выше лежащих слоях от склона к долине. Теплый воздух поднимается по склону и всасывает воздух из долины, а на смену ему опускается воздух из слоев свободной атмосферы, расположенных над долиной. Образуется циркуляция. Ночью горный ветер дует вниз по склонам и вниз по долине, в сторону равнины. Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих долинах и котловинах Альп, Кавказа, Памира и в других горных странах, главным образом в теплое полугодие. Вертикальная мощность их значительная и измеряется километрами: ветры заполняют весь поперечный разрез долины, вплоть до гребней ее боковых хребтов. Как правило, они не сильные, но иногда достигают 10 м/с и более.

Можно различить две независимо действующих причины возникновения горно-долинных ветров. Одна из этих причин - это дневной подъем или ночное опускание воздуха по горным склонам - ветры склонов. Другая - создание общего переноса воздуха вверх по долине днем и вниз ночью - горно-долинные ветры в узком смысле слова.

Сначала о ветрах склонов. Днем склоны гор нагреты более сильно, чем воздух; поэтому воздух в непосредственной близости к склону нагревается сильнее, чем воздух, расположенный дальше от склона. В атмосфере устанавливается горизонтальный градиент температуры, направленный от склона в свободную атмосферу. Более теплый воздух со склона начинает подниматься по склону вверх, как при конвекции в свободной атмосфере. Такой подъем воздуха по склонам приводит к усиленному образованию на них облаков. Ночью, при охлаждении склонов, условия меняются на обратные и воздух стекает по склонам вниз.

К этим ветрам склонов присоединяется перенос воздуха в большем масштабе между долиной в целом и прилегающей равниной. Днем температура воздуха в долине в целом выше, чем на соответствующих уровнях над равниной, так как на нее влияют прогретые склоны гор. Поэтому давление в долине становится к самому гребню хребта ниже, чем над равниной, а на больших высотах - выше. В результате днем ниже уровня гребня устанавливается поток воздуха из равнины в долину, а выше - обратный перенос. Ночью воздух в долине холоднее, чем над равниной, и внутри долины устанавливается более высокое давление. Возникают барические градиенты, которые создают перенос воздуха вниз по долине на равнину. Над ним устанавливается обратный перенос в сторону гор.

 

Ледниковые ветры

Ледниковый ветер - ветер, который дует вниз по леднику в горах. Этот ветер не имеет суточной периодичности, так как ледник круглые сутки охлаждает воздух. Надо льдом устанавливается инверсия температуры, и холодный воздух стекает вниз. Над некоторыми ледниками Кавказа скорость ледникового ветра порядка 3-7 м/с. Вертикальная мощность потока ледникового ветра порядка несколько десятков, в особых случаях, сотен метров.

Явление ледниковых ветров прослеживается над ледяным плато Антарктиды. Здесь, над постоянным ледяным покровом, на периферии материка возникают стоковые (стекающие) ветры (чаще всего юго-восточные) - перенос выхоложенного воздуха по наклону местности в сторону океана. Так как, кроме барического градиента, на этот перенос воздуха влияет сила тяжести, то по мере приближения воздуха к береговой линии в нижних 100-200 м атмосферы могут развиваться очень большие скорости ветра, до 20 м/с и более, с резко выраженной порывистостью. Вместе с сильными ветрами, вызываемыми постоянным прохождением глубоких циклонов вокруг материка Антарктиды, стоковые ветры делают много районов побережья Антарктиды самыми ветреными местами на Земном шаре.

 

Фён

Фёном называется теплый, сухой и порывистый ветер, который дует временами из гор в долины. Температура воздуха при фёне значительна и иногда очень быстро повышается; относительная влажность резко падает, иногда до очень маленьких значений. В начале фёна могут наблюдаться резкие и быстрые колебания температуры и влажности вследствие встречи теплого воздуха фёна с холодным воздухом, который заполняет долины. Порывистость фёна указывает на сильную турбулентность фёнового потока. Продолжительность фёна может быть от нескольких часов до нескольких суток, иногда с перерывами.

Фёны с давних времен известны в Альпах. Они очень часты на Западном Кавказе как на северных, так и на южных склонах хребта. Фёны наблюдаются на Южном берегу Крыма, в горах Средней Азии и Алтая, в Якутии, западной Гренландии, на восточных склонах Скалистых гор и во многих других горных системах.

О повторяемости фёнов можно судить по следующим средним годовым числам дней с фёнами: в Кутаиси - 114, в Тбилиси - 45, в Орджоникидзе - 36, в Инсбруке (Австрия) - 75.

Фён может возникнуть в любой горной системе, если воздушное течение общей циркуляции пересекает хребет достаточной высоты. С подветренной стороны воздух оттекает от хребта; создается разрежение, вследствие которого воздух выше лежащих слоев засасывается вниз, как нисходящий ветер.

Высокая температура воздуха при фёне обусловлена его адиабатическим нагреванием при нисходящем движении. Вертикальный градиент температуры в атмосфере почти всегда меньшее сухоадиабатического, то есть меньше 1°/100 м. Воздух, который опускается по горным склонам в долину, нагревается по сухоадиабатическому закону, то есть на один градус на каждые 100 м спуска. Поэтому он придет в долину, имея более высокую температуру, чем температура воздуха, который раньше занимал долину. Температура фёнового воздуха будет тем выше, чем больше высота, с которой он опускается. Относительная влажность в нем в то же время будет снижаться в зависимости от роста температуры.

Допустим, что гребень хребта поднимается над уровнем долины на 3000 м, температура в долине к началу фёна +10 °С, а средний градиент температуры 0,6 ⁰С/100 м. На уровне гребня хребта температура будет, таким образом, -8 °С. Опустившись в долину, и нагревшись при этом на 30 °С (по один градус на каждые 100 м), воздух фёна будет иметь внизу температуру +22 °С. Таким образом, температура в долине повысится в сравнении с первоначальной на 12°. Вместе с тем, если относительная влажность вверху была 100 %, то при той же удельной влажности, но при повышении температуры фёнового воздуха с –8 °С к +22 °С она понизится до 17 %.

При сильном развитии фена на подветренной стороне хребта нередко на наветренной стороне наблюдается восходящее движение воздуха по горному склону. Если хребет высокий, то этот восходящий воздух, достигнув уровня конденсации, будет охлаждаться уже не по сухоадиабатическому, а по влажноадиабатическому закону. При этом на наветренной стороне произойдет образование облаков и, стало быть, выделение тепла конденсации.

Допустим, что потом на подветренном склоне воздух на столько же опустится вниз, на сколько он поднялся вверх на наветренном склоне. Облака в воздухе фёна будут при этом испаряться. Однако если часть продуктов конденсации выпала из воздуха в виде осадков при восхождении по наветренному склону, то в скрытую форму перейдет меньше тепла, чем выделилось при конденсации, и воздух опустится в долину с более высокой температурой, чем была в начале процесса. Получим процесс, который приближается к псевдоадиабатическому.

Если воздух сначала поднимается по наветренному склону и в нем происходит облакообразование, то из долины на подветренной стороне можно наблюдать над гребнем хребта стену облаков. При опускании фёнового воздуха по подветренному склону облака, которые помещаются в нем, испаряются; на наветренном склоне они, напротив, все время образуются снова. В результате облачная масса в фёновом потоке кажется неподвижно прикрепленной к гребню хребта.

В особенности сильное повышение температуры при фёне бывает тогда, когда воздух, в котором развивается фён, с самого начала очень теплый. Например, если через хребет перетекает тропический воздух за теплым фронтом. Высокая температура воздуха дополнительно повышается адиабатически при нисходящем движении. Так, в первых числах мая 1935 г. в северных предгорьях Кавказа южный фён приносил воздуха из Армянского нагорья. При этом температура повышалась в Нальчике до + 32 °С, в Моздоке до +40 °С, а относительная влажность опускалась до 13 %. Эффект повышения температуры в особенности большой и в том случае, если к фёну воздух в долине был сильно охлажден излучением. В Монтане (Скалистые горы) один раз в декабре температура повысилась с -40 °С до +4 °С на протяжении 7 часов.

Продолжительный и интенсивный фён может привести к бурному таянию снега в горах, к повышению уровня и разливам горных рек и т.д. Летом фён вследствие своей высокой температуры и сухости может пагубно действовать на растительность. В Закавказье (район Кутаиси) случается, что при летних фёнах листва деревьев высыхает и опадает.

Но фён может наблюдаться и в арктическом воздухе, если последний, например, перетекает через Альпы или Кавказ и опускается по южным склонам. Даже в Гренландии опускание воздуха с трехкилометровой высоты ледяного плато на фьорды очень сильные повышает температуру. В Исландии при фёнах наблюдались повышение температуры почти на 30 °С за несколько часов.

Бора

Борой называется сильный холодный и порывистый ветер, который дует с низких горных хребтов в сторону довольно теплого моря. Бора с давних пор известен в районе Новороссийской бухты на Черном море и на Адриатическом побережье Югославии, в районе Триеста. Подобные явления выявлены на Новой Земле и в некоторых других местах. В Новороссийске бора возникает, как и в Адриатике, в тех случаях, если холодный фронт подходит к прибрежному хребту с северо-востока. Холодный воздух сразу же переваливает невысокий хребет. Спускаясь вниз по горному хребту под действием силы тяжести, воздух приобретает значительную скорость: в Новороссийске в январе скорость ветра при боре в среднем выше 20 м/с. Опускаясь на поверхность воды, этот нисходящий ветер создает сильное волнение. При этом резко снижается температура воздуха, которая к началу боры была над теплым морем довольно высокой.

Конечно, опускаясь вниз, воздух боры адиабатически нагревается, как и при фёне. Но высота хребта небольшая, а первоначальная температура воздуха низка в сравнении с температурой воздуха, что раньше располагался над морем. В результате температура в районе, куда вторгается бора, снижается. В Новороссийске случалось при боре снижение температуры на 25 °С и более. Новороссийская бора затухает в море уже в нескольких километрах от города. Однако бора в Адриатике при некоторых синоптических ситуациях охватывает значительную часть моря. За год в Новороссийске наблюдается в среднем 46 дней с борой, чаще с ноября по март. Продолжается бора каждый раз 1-3 суток, а иногда до недели.

 

Шквалы

Иногда на ограниченных территориях наблюдаются резкие кратковременные усиления ветра, называемые шквалами. Скорость ветра при шквале внезапно усиливается до 20 м/с и более; это усиление ветра продолжается несколько минут, а иногда повторяется на протяжении короткого времени. Более или менее резко меняется и направление ветра. Несмотря на кратковременность шквалов, они могут приводить к катастрофическим следствиям.

Шквалы в большинстве случаев связанные с кучево-дождевыми (грозовыми) облаками или местной конвекцией, или холодным фронтом. В первом случае они называются внутримассовыми, во втором - фронтальными.

Внутримассовый шквал обусловлен тем, что в передней части кучево-дождевого облака возникает сильное восходящее движение воздуха, а в центральной и тыловой частях - нисходящее, в частности создаваемое ливневыми осадками, которые захватывают с собою воздух. В облаке и под ним возникает, таким образом, вихревое движение воздуха с горизонтальной осью, в которую втягивается воздух из соседних районов. При приближении большого облака конвекции ощущается усиление ветра и поворот его направления к облаку; в резко выраженных случаях это явление принимает форму шквала.

Шквал обычно связан с ливневыми осадками и грозой, иногда с градом. Лишь в условиях большой сухости воздуха возможные шквалы без образования кучевых облаков. Атмосферное давление при шквале резко повышается в связи с бурным выпадением осадков, а потом снова падает (грозовой нос).

 

Маломасштабные вихри

В условиях большой нестойкости атмосферной стратификации, кроме обычных грозовых шквалов, могут возникать еще особые вихри с вертикальной осью, которые напоминают циклоны, однако миниатюрных масштабов. Во-первых, это совсем маленькие пыльные вихри. Возникают над перегретой почвой в пустынях (но не только в пустынях), в особенности на границах, где резко меняются свойства подстилающей поверхности. В Сахаре на площади 10 км² таких вихрей наблюдалось иногда до 100 в день. Часто они встречаются летом на восточном Памире. Поперечник их от 1 до 100 м, высота до 1 км, скорость перемещения 20-30 км/ч. В таком вихре наблюдается быстрое вращение воздуха при одновременном его подъеме вверх, так что листва, которая попала в вихрь, пыль и другие предметы, увлекаются внутрь по спиральным путям.

Большее значение имеют большие вихри, называемые над морем смерчами, а над сушей - тромбами. В Северной Америке тромбы называют торнадо.

Вихрь возникает обычно в передней части грозового облака и проникает сверху к самой земной поверхности. У смерчей диаметр вихря десятки метров, у тромбов - порядка 100-200 м, а в американских торнадо и больше (это устанавливается по ширине полосы разрушений).

Тромб – это темный столб между облаком и землей, который расширяется кверху и книзу, как хобот, который свисает из тучи. Это поясняется тем, что вихрь втягивает сверху облако, а снизу пыль или воду; кроме того, при сильном падении давления внутри вихря происходит конденсация водного пара.

Вихрь перемещается вместе с облаком наиболее часто со скоростью порядка 30-40 км/ч. Время существования смерчей измеряется минутами, тромбов - десятками минут, иногда несколькими часами. За это время вихрь может продвинуться над морем на несколько километров, а над сушей - на десятки, иногда даже на сотни километров, все сметая на своем пути. Атмосферное давление в вихре сильно снижено, на десятки или даже на сотню мб. Воздух оборачивается вокруг оси вихря, одновременно поднимаясь вверх. Скорость ветра в тромбах может достигать 50-100 м/с. Ветер при тромбе срывает и разрушает легкие здания, переносит на большие расстояния людей и животных, ломает и вырывает с корнем деревья, прокладывая в лесах просеки. Падение давления при прохождении тромба бывает настолько большим и быстрым, что внешнее давление не успевает выровняться с давлением внутри дома; давление внутри остается более высоким. Поэтому дома, которые попали в сферу действия тромба, иногда взрываются изнутри: с них взлетает крыша, вылетают оконные рамы, даже разрушаются стены. Смерчи имеют меньшую разрушительную силу.

Тромб сопровождается грозой, ливневым дождем, градом. Водные смерчи реже связаны с грозами.

Тромбы проходят поодиночке, хотя торнадо изредка наблюдаются по два или несколько. Смерчи часто возникают сериями по несколько вихрей.

В Европе тромбы встречаются сравнительно редко и наблюдаются преимущественно в жаркую летнюю погоду в после полуденные часы в воздушных массах тропического происхождения с большими вертикальными градиентами температуры. По направлению к северу они отмечались в северной Шотландии, южной Норвегии, Швеции (до 60° с.ш.), на Соловецких островах; в Сибири - к низовьям Оби. На Европейской территории СНГ каждое лето в разных местах, и на юге, и в центре, отмечается несколько тромбов. Были случаи, если они достигали особой катастрофической силы, как, например, московский тромб 29 июня 1904 г., сравнимый по интенсивности с американскими торнадо. Очевидно, на Азиатской территории СНГ тромбы возникают значительно чаще, но, проходя в малонаселенных районах, наблюдаются реже.

В США, между Скалистыми и Аппалачскими горами, в особенности на юго-востоке, торнадо очень частые и имеют исключительно разрушительную силу. За год в США наблюдается в среднем свыше 200 торнадо, но в отдельные года - свыше 800, преимущественно в теплое время года. Интенсивность их, конечно, разная. Но в общем их диаметры и скорости ветра в них (до 125 м/с и более) больше, чем в европейских тромбах, а причиняемые ими разрушения и убытки огромные. Случалось, что поднимались в воздух дома вместе с жителями; полное разрушение домов происходит очень часто. В среднем за год насчитывается свыше 200 смертельных случаев от торнадо, а в одном только случае торнадо 18 марта 1925 г. было убито почти 700 человек. Убытки от торнадо ежегодно вычисляются многими десятками миллионов долларов.

Одно единое торнадо в Северной Дакоте 20 июня 1957 г. разрушило 500 домов на площади в одну квадратную милю и причинило убытков на 15 миллионов долларов.

В тромбах наблюдается вращение ветра как в циклоническом, так и в антициклоническом направлении, хотя давление в тромбе всегда снижено. Антициклоническое обращение возможно, если центробежная сила настолько велика, что перекрывает силу градиента. Наиболее низкое давление, которое наблюдался в центре торнадо, 912 мб.

Тромбы (торнадо) наблюдаются в очень теплом и влажном неустойчиво стратифицированном воздухе, иногда близи фронтов, как холодных, так и теплых, но иногда и на значительном расстоянии от них. Очевидна их связь с грозовыми облаками. Поэтому можно предположить, что тромб является особой, сравнительно редкой разновидностью обычного грозового шквала. Но при шквале в грозовом облаке наблюдается вихрь с горизонтальной осью. При тромбе направление оси вихря по еще невыясненным причинам меняется: ось вихря загибается к земной поверхности и, достигая ее, превращается между облаком и землей в вертикальную. Так образуется тромб, а иногда и два тромба, по двум сторонам грозового облака.

Преимущество и увеличенную интенсивность торнадо в США по сравнению с тромбами в Европе можно объяснить тем, что в США летом часто наблюдается очень теплый, влажный и неустойчиво стратифицированный воздух из Мексиканского залива, благоприятный для образования гроз и торнадо. В Европе такие условия реже: тропический воздух попадает в Европу сравнительно редко (на Европейскую территорию СНГ чаще, а на Азиатскую - еще чаще).

 

СЛУЖБА ПОГОДЫ

Погода – это совокупность метеорологических величин и атмосферных явлений в данный момент времени в данном месте, которые постоянно меняются.

Непрерывные изменения в состоянии погоды связаны в первую очередь с процессами общей циркуляции атмосферы. Изменение дня и ночи вносит в погоду довольно простые и регулярные изменения в виде суточного хода метеорологических элементов в виде смены бризов и др. Но резкие и нерегулярные изменения, намного более характерные для погоды, являются результатом изменения воздушных масс, прохождения разделяющих их фронтов, перемещения и эволюции циклонов и антициклонов. В тропиках эти изменения значительно меньшие, чем во внутритропических широтах, так как атмосферная циркуляция там более стойкая и циклоническая деятельность слабее.

В связи с такими изменениями погоды, в 20 веке возникла так называемая служба погоды. В ее задачи входит своевременная информация населения, административных и хозяйственных организаций о существующих условиях погоды и прогнозирование условий погоды на будущее время.

Материальная база службы погоды складывается, во-первых, из сети синоптических станций, то есть метеорологических станций, которые срочно передают свои одновременные наблюдения в центры службы погоды. К 1920-м годам почти единственным средством связи при этом служил телеграф; в наше время основное значение для службы погоды имеет радиосвязь. С помощью радиосвязи удалась распространить действие службы погоды фактически на весь Земной шар. Однако до сих пор много районов, которые охваченные нею неудовлетворительно, в особенности океанические районы южного полушария.

В подавляющем большинстве государств мира существуют центральные, а в больших странах также и областные учреждения службы погоды; наиболее частое их называют бюро погоды. Небольшие учреждения такого рода существуют также при аэропортах, в морских портах и т. д.

Метеорологические сведения передаются со станций в центры службы погоды зашифроваными с помощью особых цифровых кодов. Сроки и волны радиопередач согласованы в международном порядке. В учреждениях службы погоды эти сведения наносятся цифрами и условными знаками на синоптические карты погоды (рисунок 2.6). Такие карты составляются 4 раза в сутки и чаще, за каждый срок наблюдений на станциях.

 

Рисунок 2.6 – Синоптическая карта погоды

 

Схема нанесения метеорологических данных на приземные синоптические карты приведена на рисунке 2.7.

Местоположение метеостанции указывается кружком. Кружок, который обозначает станцию, зачерняется. Степень зачернения характеризует общее количество облаков N. Значение метеорологических элементов наносятся вокруг кружка станции в определенном порядке. Схема нанесения метеорологических элементов показанная на рисунке 2.8.