Атмосферна циркуляцiя
розходженням у температурi повiтря в низьких i високих широтах. Якби Земля не оберталася, а такi характеристики, як альбедо, теплоємнiсть, теплопровiднiсть поверхнi й прозорiсть атмосфери, не змiнювалися б по горизонталi, то можна було б очiкувати утворення в тропосферi по одному конвективному осередку в кожнiй пiвкулi. Обертання ж Землi й неоднорiднiсть її поверхнi роблять реальну картину циркуляцiї значно бiльше складної.
Розподiл тиску й вiтру в поверхнi
Якщо провести осереднення по широтних колах з метою усунути зональнi розходження, пов'язанi з розподiлом материкiв i океанiв, то в результатi ми одержимо ряд зональних поясiв тиску й вiтри. Така картина мала б мiсце за умови однорiдностi поверхнi Землi. Осереднене поле вiтру над Атлантичним i Тихим океанами дуже нагадує цю iдеалiзовану картину. Поряд з поясом низького тиску на екваторi й областю високого тиску на полюсах - особливостями, характерними для найпростiшої циркуляцiйної комiрки, додатково з'являються субтропiчний пояс високого тиску й пояс низького тиску на широтi близько 60°. Цi останнi, таким чином, повиннi мати не термiчне, а скорiше динамiчне походження, у результатi чого вiдсутня прямий зв'язок мiж вiтрами помiрних широт i термiчних умов.
Тут можна вiдзначити, що якби мав мiсце градiєнт тиску на всiм протязi вiд полюса до екватора, то вiтер у поверхнi обертової Землi мав би схiдний, тобто був би спрямований проти обертання Землi на всiх широтах. Атмосфера й Земля зв'язанi мiж собою фрикцiйною взаємодiєю, i якщо швидкiсть обертання Землi не мiняється, то повинне iснувати така рiвновага мiж схiдними й захiдними вiтрами на поверхнi Землi, що сумарний фрикцiйний момент крутiння дорiвнює нулю. У помiрних широтах цей перенос можуть забезпечувати два механiзми, у яких вiтер не зв'язаний безпосередньо з термiчними умовами. Один - це горизонтальнi рухи у вихрах великого масштабу, iншiй - хвильовi рухи в зональному потоцi. В обох випадках тридцятимiльйоннi плини, спрямованi до полюса, переносять тепле повiтря, а спрямованi до екватора - холодний. Завдяки цьому й вiдбувається обмiн теплом з повiтрям, що прилягає до полярної й екваторiальної границь потоку.
Експерименти в баку й комiрка циркуляцiї Гадлея
(полюс). Якщо тепер обертати бак навколо вертикальної осi, то можна одержати рiзноманiтнi складнi картини руху рiдини щодо бака. Характер руху залежить вiд рiзницi температур у центрi бака й на його стiнках i вiд швидкостi його обертання. У мiру збiльшення швидкостi обертання рух здобуває усе бiльше зональний характер. При подальшому збiльшеннi обертання утвориться ряд петель, роздiлених замкнутими лiнiями токовища. На сферичнiй Землi тридцятилiтнiй кутової швидкостi обертання навколо локальної вертикальної осi тим менше, чим менше широта; подiбно силi Корiолиса, вона пропорцiйна синусу широти. Тому появи комiрки термiчної конвекцiї варто очiкувати в низьких широтах. Саме це й спостерiгається в атмосферi, де ця комiрка називається комiркою Гадлея. У нижнiх шарах атмосфери уздовж термiчного екватора тиск знижений, i обумовлена цим конвергенцiя приводить до пiдйому повiтря. У субтропiках повiтря, опускаючись, створює область пiдвищеного тиску. У результатi встановлюється меридiональний градiєнт тиску. Обумовленi ним вiтри вiдхиляються до заходу завдяки силi Корiолиса, здiйснюючи стiйку систему пасатiв: пiвнiчно-схiдних у пiвнiчнiй пiвкулi й пiвденно-схiдних - у пiвденнiй.
Захiднi вiтри, струминнi плини й хвилi Россбi
У помiрних i високих широтах вiтри у верхнiй тропосферi мають переважно захiдний напрямок. Тому що в тропосферi температура повiтря убуває в напрямку полюсiв, термiчний вiтер спрямований iз заходу на схiд в обох пiвкулях, а його швидкiсть зростає з висотою. Найбiльшої сили термiчний вiтер досягає в тих областях, де меридiональний градiєнт температури максимальний. У районах фронтiв, що роздiляють повiтрянi маси, де горизонтальнi градiєнти температури на деяких рiвнях можуть досягати 1° на 10 км, цi вiтри особливо сильнi. У зимовий перiод їхня швидкiсть iнодi перевищує 100 м/сек (близько 195 вузлiв). Такi сильнi вiтри концентруються у вузьких струменях безпосередньо пiд тропопаузою й вiдомi за назвою струминних плинiв. Їхнє iснування можна виявити, спостерiгаючи за рухом пiр'ястих хмар. Основнi особливостi цих плинiв стали вiдомi пiсля того, як пiд час другої свiтової вiйни лiтаки почали лiтати на бiльших висотах. Картина зонального розподiлу швидкостi вiтру в тропосферi показує, що струминнi плини зосередженi на висотах 10-15 км. Струминнi плини, середня швидкiсть яких досягає 50 м/сек, оперiзують Землю.
У кожний даний момент часу, однак, картина може значно вiдрiзнятися вiд середньої. Можна, наприклад, видiлити субтропiчний струминний плин i струминний плин полярного фронту, а також i iншi плини, пов'язанi iз фронтальними зонами (з арктичним фронтом, наприклад).
Для розумiння механiзму формування хвиль Россбi в потоцi захiдних вiтрiв необхiдно звернутися до поняття завихренностi або вихру. Пiд завихреннiстю мають на увазi тенденцiю до обертання навколо осi. Ми будемо розглядати завихреннiсть щодо вертикальної осi, причому, як звичайно, за позитивне приймемо напрямок обертання проти годинникової стрiлки, а за негативне - за годинниковою стрiлкою.
в пiвденнiй пiвкулi й позитивна-у пiвнiчному.
Захiднi вiтри середнiх широт
в пiвнiчнiй пiвкулi, є мiнливiсть. На Британських островах спостерiгаються вiтри всiх напрямкiв, i потрiбний досить великий промiжок часу вимiрiв, щоб виявити пануючу роль захiдних або пiвденно-захiдних вiтрiв. Причина полягає в тiм, що розподiл тиску на цих широтах сильно варiює. Зокрема, областi низького тиску на широтi близько 60° виникають у результатi проходження одиночних депресiй, що випливають переважно в схiдному напрямку. Цi депресiї можуть змiщатися до пiвдня або до пiвночi й часом навiть замiщатися системами високого тиску.
над геострофичною. У балцi, де кривизна має протилежний знак, градiєнтна швидкiсть менше геострофичної. Існують i iншi фактори, що визначають прискорення й уповiльнення потоку захiдних вiтрiв, але в цiлому можна сказати, що швидкiсть вiтру зростає в напрямку вiд балки до гребеня й навпаки.
потоку зменшується в напрямку руху, конвергенцiя змушує повiтря опускатися й створювати антициклон з високим тиском у поверхнi. Наступний рух цих систем визначається в основному висотним захiдним переносом, тому депресiї рухаються на схiд i до полюса (до гребенiв хвиль Россбi), у той час як антициклони рухаються на схiд i до екватора, де поглинаються субтропiчною областю високого тиску.
Вплив материкiв; мусони
Материки можуть порушувати картину, за рахунок ефектiв як динамiчного, так i термiчного походження. Динамiчнi ефекти максимальнi в тих випадках, коли на материках є гiрськi хребти. Захiдний потiк повiтря, що перетинає Скелястi гори, при пiдйомi вiдхиляється до полюса, а при опусканнi - до екватора, у результатi чого утвориться балка хвилi. Тому Скелястi гори почасти є причиною утворення депресiй над Атлантичним океаном i областi низького тиску навколо Ісландiї.
Бiльше очевидний механiзм впливу материкiв на атмосферну циркуляцiю - це тепловий контраст мiж сушею й морем. Улiтку повiтря над материками бiльше теплий i менш щiльний, чим над океанами, тому областi низького тиску мають тенденцiю розташовуватися над материками, а областi високого тиску - над океанами. Узимку, коли над материками повiтря бiльше холодний i бiльше щiльний, чим над океанами, спостерiгається зворотна ситуацiя. Розходження мiж лiтнiми й зимовими умовами особливо помiтно в пiвнiчнiй пiвкулi, де два сектори вiдповiдають сухiше, а два - океани.
бiльшi просторово-тимчасовi масштаби й взаємодiють iз вiтрами верхньої тропосфери. Серед них найбiльше видiляється район Індiйського субконтиненту й прилягаючих областей Індiйського океану. Ми будемо говорити про мусон цього району нижче. Існують i iншi райони мусонiв: уздовж захiдного берега Африки вiд 5° до 15° пiвнiч. ш., Пiвденно-Китайське море, район Пiвнiчної Австралiї. Розвиток мусонiв супроводжується й змiнами вiтрiв у верхнiй тропосферi й перемiщеннями струминних плинiв, однак ми розглянемо тiльки вiтер, розподiл тиску й погоднi умови, пов'язанi з мусоном Індiйського океану.
Узимку над Азiатським континентом встановлюється високий тиск, тому над Індiєю й Індiйським океаном виникає горизонтальний градiєнт тиску з пiвночi на пiвдень до широт близько 10° пiвден. ш. До пiвночi вiд екватора вiтри мають переважно пiвнiчно-схiдний напрямок-напрямок пасатiв у комiрцi циркуляцiї Гадлея. При перетинаннi екватора вони вiдхиляються влiво пiд дiєю сили Корiолиса й назад до пiвнiчно-захiдного напрямку. Цi вiтри, що переносять iз пiвночi континентальне повiтря, несуть iз собою суху прохолодну погоду.
Навеснi суша починає нагрiватися, i тиск над пiвнiчною частиною Індiї падає. У результатi пiдвищення температури конвекцiя породжує жорстокi шторми, однак на цiй стадiї вологи ще недостатньо й повiтря залишається сухим. Не ранiше кiнця травня або в червнi виникає, немов вибух, пiвденно-захiдний мусон, що несе вологе морське повiтря. Пiд дiєю градiєнта тиску, викликаного дуже низьким тиском над долинами Інду й Гангу, цей потiк рухається з пiвденних районiв Індiйського океану, перетинаючи екватор, i в мiру просування над Аравiйським морем запасає вологу. «Вибух» мусону супроводжується випаданням рясних опадiв, пов'язаним iз впливом орографiї в захiднiй частинi Індiї, i конвективними штормами у внутрiшнiх районах. Мусоннi депресiї рухаються на захiд, перетинаючи пiвнiчну частину Індiї, i приносять опади в долину Гангу.
Циклони й антициклони
й екватором, якi можна побачити на баричних картах. З iншого боку, цi вихри самi можуть розглядатися як наслiдок iснування цих зон. Зокрема, утворення циклонiв середнiх широт, або депресiй, як їх iнодi називають, тiсно пов'язане iз фронтальною зоною, створюваної при конвергенцiї тропiчного й полярного повiтря-процесу, що є важливою рисою загальної циркуляцiї атмосфери. У данiй главi ми розглянемо основнi риси депресiй i антициклонiв середнiх широт, а також тропiчних циклонiв i пов'язанi з ними погоднi умови.
Депресiї середнiх широт
утвориться там, де на полярному фронтi розвивається хвиля, що приводить до проникнення язика теплого тропiчного повiтря в область полярної повiтряної маси. Оскiльки вся система рухається на схiд, теплий фронт, уздовж якого перемiщається тепле повiтря, витiсняючи собою холодне повiтря, вiдрiзняється вiд холодного фронту, що випливає за ним, у якому ситуацiя протилежна. Повiтрянi маси сходяться уздовж полярного фронту, i тепле повiтря прагне розташуватися над холодним повiтрям у теплому фронтi, у те час як у холодному фронтi холодне повiтря пiдтiкає пiд теплий. Пiдйом повiтря приводить до зниження тиску на поверхнi; при цьому iзобари оточують центр низького тиску. Бiля поверхнi вiтри дмуть поперек iзобар пiд кутом, величина якого визначається характеристиками поверхнi. У результатi виходить, що повiтря рухається по спiралях до центра депресiї й одночасно пiднiмається. У мiру того як повiтря в теплому секторi поступово пiднiмається, холодний фронт зближається з теплим наступає фаза депресiї. Хоча нагорi є присутнiм тепле повiтря, а iзобари й поле вiтру усе ще вказують на циклонiчний характер рухiв, однак єдиним фронтальним контрастом на поверхнi є границя роздiлу мiж холодним повiтрям, що знову надiйшло, що розташовується в тиловiй частинi депресiї, i трансформованим холодним повiтрям у переднiй частинi. Така оклюзiя може бути як холодною, так i теплою залежно вiд процесiв, що визначили трансформацiю холодного повiтря. Час iснування цих депресiй залежить вiд тривалостi процесу перетворення потенцiйної енергiї в кiнетичну; вони руйнуються, коли зникає контраст мiж сусiднiми повiтряними масами. Оскiльки депресiї пов'язанi з пiдйомом повiтря (а виходить, i з конденсацiєю водяного пару) i iз сильними вiтрами, вони значно впливають на погоду), що може розглядатися як одна з особливостей теплого й холодного фронтiв депресiї.
теплого фронту - поява пiр'ястих хмар на висотах порядку 10 км. У мiру наближення фронту хмари стають могутнiше й висота їх зменшується. Сама поверхня фронту поводиться як стiйкий шар, iнодi як iнверсiя, тому всi хмари, що формуються в холодному повiтрi за фронтом, мають обмежену вертикальну потужнiсть. Хмари найчастiше несуть iз собою дощ, що мрячить, перебуваючи в 500 км поперед фронту, i поступаються мiсцем у мiру його просування шарувато-дощовим хмарам, що приносять сильний дощ.
Поперед теплого фронту тиск поступово падає, температура повiльно росте, а вiтри (у пiвнiчнiй пiвкулi) дмуть в основному з пiвдня, причому зi зростаючою силою. Пiсля проходження фронту вони мiняють напрямок на пiвденно-захiдне.
У теплому секторi депресiї температура, тиск i вiтер залишаються приблизно постiйними. Кiлькiсть хмар i опадiв залежить iстотно вiд характеристик теплої повiтряної маси. Як правило, вона є стiйкої, але в рядi випадкiв (особливо коли елементи орографiї викликають пiдйом повiтря) можуть розвиватися шаруватi хмари, що приносять дощ, що мрячить, а в сонячний полудень утворяться купчастi хмари. Над вiдносно холодною поверхнею моря спостерiгається адвективний туман i видимiсть звичайно погана.
через тертя. Висхiднi потоки, таким чином, бiльше сильнi, тому в них легше розвивається нестiйкiсть. Це приводить до утворення дощових хмар у виглядi веж i випаданню значних злив, супроводжуваних грозами. Вiтер звичайно при проходженнi фронту рiзко мiняє напрямок на пiвнiчне або пiвнiчно-захiдне (у пiвнiчнiй пiвкулi) i рiзко пiдсилюється, переходячи в шквал. Температура при цьому рiзко падає, тиск починає рости, i видимiсть iстотно полiпшується (за винятком районiв, де йдуть зливи). Погода за холодним фронтом залежить вiд характеристик холодної повiтряної маси. Нестiйкiсть атмосфери приводить до встановлення ясної погоди, але з бiльшою кiлькiстю злив.
й дощова хмарнiсть i зливи. При проходженнi холодної оклюзiї спостерiгаються деякi особливостi холодного фронту з тiєю рiзницею, що йому передує (i в якiмсь ступенi за нею треба) хмарнiсть, характерна для теплого фронту. Рiдка хмарнiсть пiсля проходження холодної оклюзiї не настiльки характерна, як у випадку холодного фронту.
Фронтальнi депресiї пiвденної пiвкулi в принципi такi ж, як i в пiвнiчнiй пiвкулi, однак якщо на фронтах пiвнiчної пiвкулi вiтер повертає за годинниковою стрiлкою, то в пiвденнiй пiвкулi вiн повертає у зворотному напрямку (з пiвночi на пiвнiчний захiд на теплому фронтi й iз заходу на пiвденний захiд - на холодному).
Подiбнi моделi дозволяють робити прогноз погоди на добу у фронтальних депресiях за умови, що синоптичнi спостереження охоплюють досить бiльшу площу. Для Європи район спостережень повинен простиратися на захiд, охоплюючи прилягаючi райони Атлантичного океану, оскiльки депресiї звичайно рухаються зi швидкiстю 1000 км у день (напрямок i 70% швидкостi приземного вiтру в теплому секторi дають зразкову оцiнку для перемiщення депресiї). Кожна депресiя має свої iндивiдуальнi особливостi, i жодна iдеалiзована модель не може описати якусь конкретну депресiю. Однак загальнi риси представлених вище моделей можна знайти в кожному окремому випадку. Спостереження у верхнiх шарах атмосфери iстотно полегшують прогноз погоди в районi, зайнятому депресiєю, завдяки двом обставинам. По-перше, вiдомо, що мiж дивергенцiєю захiдного потоку верхньої тропосфери й утворенням депресiї (циклогенезом) є зв'язок.
У середнiх широтах крiм класу фронтальних депресiй, описаних вище, зустрiчаються й iншi типи депресiй. Фронтальнi депресiї часто рухаються уздовж полярного фронту цiлими сiмействами, i часто вториннi депресiї утягуються в рух навколо великого циклона. Найпоширенiшi серед них депресiї, що утворяться «на хвостi» холодного фронту первинного циклона й стають «зчепленими» з ним. Як правило, кожний наступний член сiмейства депресiй рухається по траєкторiї, розташованої ближче до екватора, чим траєкторiя попереднi.
Це вiдносно невеликi, але яскраво вираженi циклони, вiдомi також пiд назвами тайфунiв, ураганiв i пiд iншими мiсцевими назвами. Моряки називають їх «тропiчнi обертовi шторми». По визначенню, сила вiтру в них досягає 12 балiв по шкалi Бофорта (швидкiсть вiтру бiльше 33 м/сек, або 64 вузлiв). Менш сильнi циклони називають «тропiчними депресiями» i «тропiчними штормами». Тропiчнi циклони не мають фронтальної границi, але швидкiсть вiтру в них звичайно набагато вище, нiж у депресiях середнiх широт, i часто перевершує 50 м/сек (100 вузлiв). Тому вони становлять серйозну небезпеку для судiв i викликають значнi руйнування, коли виходять на сушу. Розмiри тропiчних циклонiв звичайно менше половини розмiру типової депресiї середнiх широт, але тиск у їхньому центрi опускається до 960 Мб i нижче, так що рiзниця мiж тиском у центрi й на периферiї досягає 50 Мб, у порiвняннi з депресiями середнiх широт, де ця рiзниця має порядок 30 мб.
Оскiльки в низьких широтах немає помiтних фронтальних контрастiв, тропiчнi циклони повиннi породжуватися динамiчними причинами, якi супроводжують термiчнiй нестiйкостi. Першою стадiєю їхнього утворення звичайно є розвиток хвилi в потоцi схiдних пасатiв над океаном. Вона пов'язана з регiоном зниженого тиску, що простирається в область пасатiв з боку Екваторiальної балки. Поперед балки має мiсце горизонтальна конвергенцiя - повiтря пiднiмається й конденсацiя водяної пари приводить до утворення хмарностi. З багатьох схiдних хвиль лише деякi переростають у тропiчнi циклони. Установлено, що для розвитку останнiх iстотними є наступнi умови: температура поверхнi океану перевищує 27°С, є досить потужний шар вологого нестiйкого повiтря, широта району бiльше 5°, вертикальний зрушення швидкостi мале. Першi двi умови визначають можливiсть живлення циклона достатньою кiлькiстю потенцiйної енергiї, третє необхiдно для встановлення циклонiчної циркуляцiї (поблизу екватора сила Корiолиса мала), четверте визначає вертикальний розвиток циклона, при якому не вiдбувається скривлення осi. Навiть при наявностi всiх перерахованих умов лише невелика частина збурювань розвивається в тропiчнi циклони. Загальне їхнє число в роцi на всiй земнiй кулi досягає 50. Ще одна необхiдна умова для утворення тропiчного циклона - це iснування у верхнiй тропосферi антициклона, що забезпечує дивергенцiю на своїй верхнiй границi й пов'язаний з нею приплив повiтря знизу.
Тропiчний циклон, що сформувався, можна розглядати як симетричний. Сильнi вiтри спрямованi по спiралi до центра, проти годинникової стрiлки в пiвнiчнiй пiвкулi й по вартовий - у пiвденному. У центрi розташовується область затишку, пiднебiння часто безхмарне - це очей циклона. На найбiльшому видаленнi вiд центра циклона спостерiгаються спiральнi смуги пiр'ястих i шаруватих хмар. Чим ближче до центра, тим могутнiше хмарнiсть, супроводжувана сильними опадами. Око циклона оточене щiльними й потужними дощовими хмарами. Саме тут вiдбувається швидкий пiдйом повiтря й при конденсацiї водяної пари видiляється величезна кiлькiсть схованої енергiї. Тут, iдуть зливовi дощi, супроводжуванi грозами. Розвитий циклон має тепле ядро завдяки видiленню схованої теплоти. Це пiдсилює антициклон у верхнiй тропосферi, що визначає у свою чергу конвергенцiю повiтря. У самому оцi циклона, що звичайно має дiаметр близько 40 км, повiтря осiдає, що приводить до його адiабатичного нагрiвання.
Траєкторiї тропiчних циклонiв зв'язанi в основному з розташуванням субтропiчних областей високого тиску над океаном. Спочатку циклони рухаються на захiд, але потiм часто повертають на пiвнiч, рухаючись навколо центра високого тиску, i далi рухаються в схiдному напрямку. Швидкiсть їхнього перемiщення менше, нiж у депресiй середнiх широт. Спочатку вони рухаються зi швидкiстю не бiльше 15 вузлiв, але пiсля повороту на схiд їхня швидкiсть може зрости до 25 вузлiв. Руйнування циклонiв майже завжди пов'язане з їхнiм видаленням вiд джерел тепла й вологи. Зустрiвши на своєму шляху сушу, вони викликають величезнi руйнування, але швидко руйнуються й самi, оскiльки припиняється надходження тепла й вологи й зростає тертя на поверхнi. Пiсля повороту на схiд циклони починають рухатися в бiльше холоднi райони океану й поступово загасають. Типовi траєкторiї тропiчних циклонiв. Зi схеми видно, що вони не заходять у пiвденну частину Атлантичного океану й у пiвденно-схiдну частину Тихого океану.
Це пояснюється вiдносно низкою температурою поверхнi океану в зазначених районах i пов'язаним з таким фактом обставиною, що навiть улiтку пiвденної пiвкулi екваторiальна депресiя не проникає тут пiвденнiше 5° пiвден. ш. Сезон тропiчних циклонiв - це звичайно три-чотири мiсяцi пiсля лiтнього сонцестояння, коли температура води максимальна. Однак в Аравiйському морi й у Бенгальськiй затоцi вони можуть утворюватися в будь-який час року, крiм лютого й березня.
Вiтер у тропiчному циклонi породжує дуже бiльшi хвилi, що поширюються вiд центра циклона. У мiру просування циклона накладення хвиль один на одного утворить винятково хаотичне хвилювання, особливо за оком циклона. Моряки розрiзняють безпечний для плавання пiвколо, що розташовується до екватора вiд траєкторiї циклона (при русi його на захiд), i небезпечне пiвколо, у якому вiтер несе судно до передньої частини циклона й у якому напрямок вiтру й рух циклона збiгаються. Існують докладнi iнструкцiї для морякiв щодо того, як розпiзнати наближення тропiчного циклона й що потрiбно зробити, щоб уникнути влучення в небезпечне пiвколо й у центр циклона, якщо судно перебуває поблизу його.
Антициклони
в антициклонi повинна бути бiльше, нiж у циклонi, у реальних умовах вiтер в антициклонi бiльше слабкий через те, що самi градiєнти тиску малi. У поверхнi вiтер, спрямований за годинниковою стрiлкою в пiвнiчнiй пiвкулi й проти годинникової стрiлки в пiвденному, перетинає iзобари в напрямку вiд центра. Повiтря, таким чином, розходиться, характеристики повiтряної маси залишаються приблизно постiйними, i фронти малоймовiрнi. Повiтря, що опускається, нагрiвається, його вiдносна вологiсть падає, i наявнi хмари поступово випаровуються. У нижнiй частинi повiтря, що опускається, звичайно виникає iнверсiя температури, що обмежує вертикальний розвиток хмарностi, що могла бути викликана ефектами турбулентного перемiшування в нижнiх шарах або конвекцiї в сонячний день. Антициклони, як правило, рухаються повiльно або взагалi стоять на мiсцi й тому приносять сталу погоду на кiлька днiв або тижнiв. Вони забезпечують такi умови, при яких улiтку виникають морський i береговий бризи, а взимку - адвективний туман.
Великомасштабнi антициклони розташовуються над субтропiчними районами океану, а взимку у високих широтах над континентальними областями. Улiтку й узимку в середнiх широтах часто зустрiчаються менш стiйкi антициклони. Вони можуть бути роздiленi на теплi й холоднi. Холодний антициклон має ядро пiдвищеного тиску за рахунок того, що повiтря в ньому холоднiше, нiж навколишнiй. Це невеликi по вертикалi утворення. Теплий антициклон виникає в результатi конвергенцiї повiтря у високих шарах, що збiльшує масу повiтря в центрi в порiвняннi з периферiєю. Такi утворення мають своїм походженням динамiчнi причини й пов'язанi з потоком у верхнiй тропосферi. До зазначеного типу ставляться субтропiчнi пояси високого тиску й антициклони, що утворяться пiд хвилями Россбi в потоцi захiдних вiтрiв верхньої тропосфери.
Холоднi антициклони утворяться, як правило, над сушею й над полярними областями й мають сильну температурну iнверсiю. У результатi цього в нижнiх шарах накопичується пил i рiзнi, що приводить до зменшення видимостi й створенню димки, що при наявностi адвективного туману легко переходить у смог. Якщо повiтря залишається чистим, можливi сильнi морози. Теплий антициклон, що встановився летом над сушею, супроводжує ясна сонячна погода, причому спiльний вплив сонячного випромiнювання й адiабатичного нагрiвання може привести до дуже високих температур. Над морем змiни температури поверхнi менше й менше розходження в погодних умовах в антициклонах улiтку й узимку. В антициклонах середнiх широт улiтку часто зустрiчаються хмари, що виникли в результатi вертикального турбулентного перемiшування. Узимку може спостерiгатися суцiльна хмарнiсть. Однак цi хмари мають невелику вертикальну потужнiсть, i з них рiдко випадають опади.
3. Павлов А. В. Теплофизика ландшафтов. – Новосибирск, 1999
4. Щульц Г. Э. Загальна фенологiя. - К, 1989
|
