Тепловой режим подстилающей поверхности и атмосферы

Непосредственно солнечными лучами нагревается земная поверхность, а уже от нее – атмосфера. Поверхность, получающая и отдающая теплоту, называется деятельной поверхностью. В температурном режиме поверхности выделяется суточный и годовой ход температур. Суточный ход температур поверхности – изменение температуры поверхности в течение суток.

Суточный ход температур поверхности суши (сухой и лишенной растительности) характеризуется одним максимумом около 13 ч и одним минимумом – перед восходом Солнца. Максимум температуры связан смаксимумом солнечной радиации, который приходится на полуденные часы.

Ночной минимум связан с излучением почвы и наибольшим ее охлаждением перед восходом Солнца. В суточном ходетемператур водной поверхности максимумы и минимумы температуры запаздывают на 2 часа. Запаздывание максимумов и минимумов объясняется медленным нагреванием и охлаждением водыпо сравнению с горными породами. Правильный суточный ходтемператур поверхности наблюдается в теплую половину года вясную погоду. Облачность нарушает правильный ход температурыповерхности и вызывает смещение максимумов и минимумов; приувеличении облачности в середине дня может начаться понижение температуры поверхности. Дневные максимумы температурыповерхности суши могут достигать 80 °С в субтропиках и около60 °С в умеренных широтах.

Разница между максимальной и минимальной суточной температурой поверхности называется суточной амплитудой температуры. Суточная амплитуда температуры поверхности может летом достигать 40 °С, зимой амплитуда суточных температур наименьшая – до 10 °С. В ясную погоду амплитуда суточных температур поверхности больше, чем в облачную погоду. Теплоемкость,цвет почвы могут повлиять на колебания температуры. Более теплоемкие почвы медленнее нагреваются и охлаждаются, поэтомусуточные колебания температуры уменьшаются. Растительностьуменьшает величину колебаний температуры почвы. Днем растительный покров препятствует сильному нагреву, а ночью – охлаждению почвы. Летом в полдень лишенная растительности почваимеет температуру на 8° выше, чем покрытая растительностью.Снежный покров препятствует охлаждению почвы.

Годовой ход температуры поверхности – изменение среднемесячной температуры поверхности в течение года. Годовой ход температур поверхности обусловлен ходом солнечной радиации изависит от широты места. В умеренных широтах максимум температур поверхности суши наблюдается в июле, минимум – в январе; на океане максимумы и минимумы запаздывают на месяц.

Годовая амплитуда температур поверхности равна разнице между максимальными и минимальными среднемесячными температурами. Годовая амплитуда температур поверхности возрастает сувеличением широты места, что объясняется возрастанием колебаний величины солнечной радиации. Наибольших значений годовая амплитуда температур достигает на континентах; на океанах и морских берегах годовые амплитуды температур значительно меньше. Самая маленькая годовая амплитуда температур отмечается в экваториальных широтах, где она составляет 2–3°. Самаябольшая годовая амплитуда – в субарктических широтах на материках – более 60°.

Тепловой режим атмосферы. Атмосферный воздух незначительно нагревается непосредственно солнечными лучами. Т.к. воздушная оболочка свободно пропускает солнечные лучи. Атмосфера нагревается от подстилающей поверхности. Теплота в атмосферу передается конвекцией, адвекцией и конденсацией водяного пара.

Слои воздуха, нагреваясь от почвы, становятся более легкими и поднимаются вверх, а более холодный, следовательно, более тяжелый воздух опускается вниз. В результате тепловой конвекции идет прогревание высоких слоев воздуха. Второй процесс передачи теплоты – адвекция – горизонтальный перенос воздуха. Роль адвекции заключается в передаче теплоты от низких широт к высоким. В зимний сезон тепло передается от океанов к материкам. Конденсация водяного пара – важный процесс, осуществляющий передачу теплоты высоким слоям атмосферы – при испарении теплота забирается от испаряющей поверхности, при конденсации в атмосфере эта теплота выделяется.

С высотой температура убывает. Изменение температуры воздуха на единицу расстояния называется вертикальным температурным градиентом. В среднем он равен 0,6º на 100 метров. Вместе с тем, ход этого убывания в разных слоях тропосферы разный: 0,3–0,4º до высоты 1,5 км; 0,5–0,6º – между высотами 1,5–6 км; 0,65–0,75º – от 6 до 9 км и 0,5–0,2º – от 9 до 12 км. В приземном слое (толщиной 2 м) градиенты при пересчете на 100 м исчисляются сотнями градусов. В поднимающемся воздухе температура изменяется адиабатически. Адиабатический процесс – процесс изменения температуры воздуха при его вертикальном движении без теплообмена с окружающей средой (в одной массе, без обмена теплом с другими средами).

В описанном распределении температуры по вертикали нередко наблюдаются исключения. Бывает, что верхние слои воздуха теплее нижних, прилегающих к земле. Явление это называется температурной инверсией (увеличение температуры с высотой). Чаще всего инверсия является следствием сильного охлаждения приземного слоя воздуха, вызванного сильным охлаждением земной поверхности в ясные тихие ночи, преимущественно зимой. При пересеченном рельефе холодные массы воздуха медленно стекают вдоль склонов и застаиваются в котловинах, впадинах и т.п. Инверсии могут образовываться и при движении воздушных масс из теплых областей в холодные, так как при натекании подогретого воздуха на холодную подстилающую поверхность его нижние слои заметно охлаждаются (инверсия сжатия).

Суточный и годовой ход температуры воздуха. Суточным ходом температуры воздуха называется изменение температуры воздуха в течение суток. В общем, он отражает ход температуры земной поверхности, но моменты наступления максимумов и минимумов несколько запаздывают: максимум наступает в 14 часов, минимум после восхода солнца.

Суточная амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной температурой воздуха в течение суток. Она выше на суше, чем над океаном, уменьшается при движении в высокие широты и возрастает в местах с оголенной почвой. Наибольшая амплитуда в тропических пустынях – до 40ºС. Величина суточной амплитуды температуры воздуха – это один из показателей континентальности климата. В пустынях она намного больше, чем в районах с морским климатом.

Годовой ход температуры воздуха (изменение среднемесячной температуры в течение года) определяется, прежде всего, широтой места. Годовая амплитуда температуры воздуха – разница между максимальной и минимальной среднемесячной температурой.

В зависимости от широты и континентальности можно выделить следующие типы годового хода температуры (рисунок 5):

1. Экваториальный тип. Малая годовая амплитуда, так как различия в поступлении солнечной радиации в течение года невелики, а время наибольшего притока радиации на границу атмосферы совпадает с наибольшей облачностью и дождями. Внутри материков амплитуда порядка 5°, на побережьях менее 3°, над океанами - менее 1°. Обнаруживается, не всегда отчетливо, два максимума температуры после равноденствий и два более холодных сезона при наиболее низких положениях Солнца (солнцестояниях).

2. Тропический тип. Амплитуда больше, чем в экваториальном типе, и составляет на побережье 5°, внутри материков 10 -15°. Один максимум и один минимум в течение года, после наивысшего и наинизшего стояния Солнца. В муссонных областях максимум в этом типе наблюдается перед началом летнего муссона, который приносит некоторое снижение температуры.

3. Умеренных широт. Годовые амплитуды в континентальном климате составляют 25-40°, а в Азии могут достигать 60°, в морском – 10-15°. Крайние значения наблюдаются после солнцестояний, причем в морском климате они запаздывают по сравнению с континентальным. Так, в северном полушарии минимум температур наблюдается в январе на суше и феврале на море, соответственно максимум – в июле и августе. Переходные сезоны принимают в умеренном типе самостоятельный характер, причем в типично морском климате весна холоднее осени, а в континентальном – теплее. В умеренном типе различают подтипы: субтропический, собственно умеренный и субполярный. Переходные сезоны хорошо выражены только в среднем подтипе, в нем же годовые амплитуды имеют наибольшие различия для континентального и морского климата.

Рисунок 5 – Типы годового хода температуры

 

4. Полярный тип. Минимум в годовом ходе перемещается на время появления солнца над горизонтом, после длительной полярной ночи. Максимальные температуры в северном полушарии наблюдаются в июле, в южном полушарии – в январе. Амплитуда на суше велика – порядка 30-40°, в морском климате она меньше, около 20°.

Географическое распределение температуры воздуха показывают с помощью изотерм – линий, соединяющих на карте точки с одинаковыми температурами. Распределение температуры воздуха зонально, годовые изотермы в целом имеют субширотное простирание и соответствуют годовому распределению радиационного баланса.

В среднем за год самой теплой параллелью является 10º с.ш. с температурой +27ºС – это термический экватор. Летом термический экватор смещается до 20º с.ш., зимой – приближается к экватору на 5º с.ш.

Смещение термического экватора в северном полушарии объясняется тем, что в северном полушарии площадь суши, расположенная в низких широтах, больше по сравнению с южном полушарии, а она в течение года имеет более высокие температуры.

Тепло по земной поверхности распределено зонально-регионально. Помимо географической широты, на распределение температур на Земле влияют характер распределения суши и моря, рельеф, высота местности над уровнем моря, морские и воздушные течения.

Широтное распределение годовых изотерм нарушают теплые и холодные течения. В умеренных широтах северного полушария западные берега, омываемые теплыми течениями, теплее восточных берегов, вдоль которых проходят холодные течения. Следовательно, изотермы у западных берегов изгибаются к полюсу, у восточных – к экватору.

Средняя годовая температура северного полушария +15,2ºС, а южного полушария +13,2ºС. Минимальная температура в северного полушария достигала –77ºС (Оймякон) (абсолютный минимум СП) и –68ºС (Верхоянск). В южном полушарии минимальные температуры гораздо ниже; на станциях «Советская» и «Восток» была отмечена температура –89,2ºС (абсолютный минимум ЮП). Минимальная температура в безоблачную погоду в Антарктиде может опускаться до –93ºС. Самые высокие температуры наблюдаются в пустынях тропического пояса: в Триполи +58ºС, в Калифорнии в Долине Смерти, отмечена температура +56,7ºС.

На Земле выделяют следующие тепловые пояса (за границы тепловых поясов приняты изотермы):

1. Жаркий, ограничен в каждом полушарии годовой изотермой +20º С, проходящий вблизи 30º с. ш. и ю.ш.

2. Два умеренных пояса, которые в каждом полушарии лежат между годовой изотермой +20º С и +10º С самого теплого месяца (соответственно июля или января).

3. Два холодных пояса, граница проходит по изотерме 0ºС самого теплого месяца. Иногда выделяют области вечного мороза, которые располагаются вокруг полюсов.

Влагооборот в атмосфере

Влагооборот – непрерывный процесс перемещения воды под действием солнечной радиации и силы тяжести. Процесс этот незамкнут, поэтому правильнее говорить «влагооборот», а не «круговорот воды». Благодаря влагообороту в атмосфере возникают облака, на землю выпадают осадки.

Выделяют малый, большой и внутриматериковый влагооборот.

Малый влагооборот наблюдается над океаном, здесь взаимодей ствуют атмосфера, гидросфера, в процессе участвует живое вещество. Благодаря испарению в атмосферу поступает водяной пар, образуются облака и осадки выпадают на океан.

В большом влагообороте взаимодействуют атмосфера, литосфера, гидросфера и живое вещество. Испарение и транспирация с поверхности океана и с суши обеспечивают поступление водяного пара в атмосферу. Облака, попадая в потоки общей циркуляции атмосферы, переносятся на значительные расстояния и осадки могут выпасть в любой точке на поверхности Земли.

Внутриматериковый влагооборот характерен для областей внутреннего стока. Глобальный влагооборот Земли находит свое выражение в водном балансе Земли. За год количество испарившейся на всей Земле воды равно выпавшим осадкам, в годовой влагооборот вовлечено 525,1 тыс. км³ воды. В течение года с каждого квадратного километра Земли в среднем испаряется 1030 мм воды(М.И.Львович, 1986).

Основные звенья влагооборота в атмосфере: испарение, образование облаков, выпадение осадков.

Испарение и испаряемость. Водяной пар поступает в атмосферу в результате испарения с поверхности суши и океана и транспирации растений. Испарение воды происходит при любой температуре, но с повышением температуры скорость испарения возрастает. Испарение и транспирация составляют суммарное испарение. Испарение – процесс перехода воды из жидкого состояния в газообразное. Одновременно идет обратный процесс – водяной пар переходит в жидкость, испарение идет тогда, когда первый процесс преобладает. В процессе испарения молекулы воды преодолевают силы молекулярного притяжения и вылетают в воздух. Следствием этого является понижение температуры жидкости.

Скорость испарения с поверхности морей и океанов немного меньше по сравнению со скоростью испарения с поверхности пресноводных водоемов, так как испарение идет не из чистой воды, а из раствора. Особой сложностью отличается испарение с суши. Плотная почва с тонкими капиллярами испаряет больше влаги, чем рыхлая. Следовательно, глинистые почвы испаряют больше влаги, чем песчаные. Почвы темные теряют влаги больше, чем светлые. На вершинах холмов, где скорость ветра больше, испарение идет быстрее. Растительный покров предохраняет почву от нагревания солнечными лучами, увеличивает влажность воздуха, что заметно снижает испарение. Однако сами растения испаряют много влаги. На кронах задерживается до 30 % осадков, которые затем испаряются. Корни растений подают влагу из почвы к листьям, обеспечивая большую транспирацию. Следовательно, суммарное испарение с поверхности, покрытой растительностью, больше.

Суточный ход испарения параллелен суточному ходу температур. Наибольшее испарение наблюдается в середине дня, минимум – в ночные часы. В годовом ходе испарения максимум приходится на лето, минимум наблюдается зимой. Величина испарения распределяется зонально по поверхности Земли. Максимальное испарение наблюдается в тропических широтах над океанами – 3000 мм/год, на суше величина испарения в тропических пустынях резко сокращается до 100 мм/год. На экваторе на суше и океане величина испарения примерно одинакова – 1500 – 2000 мм/год.

В лесной зоне умеренных широт испарение составляет 600 мм/год, в пустынях уменьшается до 100 мм/год. Минимальное испарение характерно для полярных широт – 100 мм/год.

Испаряемость – максимально возможное испарение при неограниченных запасах воды. Испарение и испаряемость совпадают над океанами, над сушей испарение всегда меньше испаряемости. Максимальная испаряемость характерна для суши тропических широт: 2500 – 3000 мм в Северном полушарии, 2000 мм в Южном. В экваториальных широтах испаряемость равна 1500 мм/год, в умеренных широтах – 450 – 600 мм/год, в полярных широтах – менее 200 мм/год.

Влажность воздуха – содержание водяного пара в воздухе; влагосодержание – содержание воды в трех агрегатных состояниях. Влажность воздуха определяется следующими показателями.

Абсолютная влажность воздуха (а) – реальное количество водяного пара в 1 м³ воздуха, г/м³.

Максимальная влажность (А) – предельное содержание водяных паров при данной температуре, г/м³.

Относительная влажность – отношение абсолютной влажности к максимальной, выраженное в процентах.

При повышении температуры относительная влажность понижается, так как с ростом температуры быстрее растет максимальнаявлажность.

Суточные и годовые колебания абсолютной и относительной влажности. В природных условиях наблюдается два типа суточного ходаабсолютной влажности. Первый тип характерен для океанов: в этомтипе максимум абсолютной влажности наблюдается в серединедня, минимум – перед восходом Солнца. Второй тип формируется над сушей. Здесь выделяется два максимума: в 9 – 10 ч и 20 – 21ч. Первый максимум обусловлен быстрым испарением в связис нагревом поверхности, второй – ослаблением конвекции припродолжающемся испарении. В середине дня абсолютная влажностьпонижается, так как в результате конвекции влажный воздух поднимается вверх, а на его место приходит более сухой. Общее понижение абсолютной влажности наблюдается ночью. В суточномходе относительной влажности наблюдаются один максимум перед восходом Солнца и один минимум в 15–16 ч.

Годовой ход абсолютной и относительной влажности имеетпростой режим. Максимум в годовом ходе абсолютной влажностиприходится на лето, минимум – на зимние месяцы. Относительная влажность имеет годовой ход, обратный годовому ходу температур: максимум приходится на зиму, минимум – на лето.

Географическое распределение влажности зависит от температуры воздуха, испарения и переноса паров воды. Абсолютная влажность уменьшается от экватора к полярным широтам: на экватореона равна 25 – 30 г/м³, в тропических широтах – 20 г/м³, в умеренных широтах – 5–10 г/м³, в полярных – около 1 г/м³ воздуха.

Относительная влажность в экваториальных и полярных широтахсоставляет 85 – 90 %: на экваторе из-за большого количества осадков и испарения, а в полярных широтах из-за низких температур.В умеренных широтах летом относительная влажность равна 60 %,зимой она возрастает до 75 – 80%. Самая низкая относительнаявлажность в тропиках на материках – 30–40%, летом можетуменьшиться до 10 %.

Поднимаясь, водяной пар достигает уровня конденсации и переходит в жидкое состояние. Та высота, на которой воздух достигает предела насыщения, называется уровнем конденсации. Кромеиспарения в воздухе может начаться сублимация – переход водяного пара в твердое состояние минуя жидкую фазу. Сублимацияпроисходит при температуре около – 10 °С. Конденсация может происходить на поверхности Земли и в атмосфере. В первом случае образуются гидрометеоры, во втором – облака и туманы.

Гидрометеорами называют продукты конденсации, образовавшиеся при непосредственном контакте водяного пара с земнойповерхностью. К гидрометеорам относятся роса, иней, твердый ижидкий налет, изморозь. Гололед является особым типом атмосферных осадков.

Конденсация водяного пара в атмосфере приводит к образованию туманов и облаков. Туманы возникают в приземном слое воздуха, облака – в свободной атмосфере. Туман – скопление в приземном слое атмосферы капелек водыили кристаллов льда, понижающих горизонтальную видимость до1 км. Облака – видимое скопление продуктов конденсации в видекапелек воды и кристаллов льда на некоторой высоте в атмосфере.

Атмосферными осадками называют капли и кристаллы воды,выпавшие на земную поверхность из атмосферы.Капли и кристаллы в облаке очень малы, их легко удерживаютвосходящие токи воздуха. Чтобы капли начали расти, желательноприсутствие в облаке капель разных размеров или капель и кристаллов. Если в облаке присутствуют капли разных размеров, начинается перемещение водяного пара к более крупным каплям и ихрост. Растут капли и при соударении друг с другом.

По агрегатному состоянию выделяют жидкие, твердые и смешанные осадки. К жидким осадкам относятся дождь и морось. Капли дождя имеют диаметр от 0,05 до 7 мм, максимальный размеркапли 9,4 мм. Капли диаметром до 0,5 мм образуют морось, падение капелек мороси на глаз незаметно.

К твердым осадкам относятся снежная и ледяная крупа, снег и град. Снежинки представляют собой шестигранные кристаллы.Иногда снег выпадает в виде больших хлопьев, достигающих впоперечнике 1 см и более. СнежнаяПо характеру выпадения атмосферные осадки подразделяют на ливневые, обложные и моросящие. Ливневые осадки характеризуютсябольшой интенсивностью (больше 1 мм/мин), малой продолжительностью и охватывают небольшие площади. Отмечены отдельные ливни интенсивностью до 38 мм/мин (Гваделупа).

Обложные осадки характеризуются меньшей интенсивностью(0,1 – 1 мм/мин), большей продолжительностью и охватываютбольшие площади.

Моросящие осадки имеют самую малую интенсивность; как иобложные осадки, они распространены на большой площади ихарактеризуются значительной продолжительностью. В умеренныхширотах отмечено 56 % обложных осадков, 14 % ливневых и 30 %моросящих.

Количество осадков измеряется толщиной слоя воды (мм),который бы образовался в результате выпадения осадков приотсутствии просачивания, стока, испарения. Интенсивность выпадения осадков – это слой воды (мм), образующийся за 1 мин.

Наглядное представление о распределении осадков дает карта изогиет. Изогиеты – линии, соединяющие на карте точки с одинаковым количеством осадков. Максимальное количество осадковприходится на области пониженного давления с восходящимитоками воздуха: в экваториальных 1500 – 2000 мм в год и в умеренных широтах до 1000 мм в год. На экваторе осадки внутримассовые, объясняются термической конвекцией и неустойчивойстратификацией воздуха; в умеренных широтах осадки, в основном фронтальные, образуются на фронтах при движении атмосферных вихрей – циклонов. Минимальное количество осадковхарактерно для областей с повышенным давлением и нисходящими токами воздуха. В тропических широтах количество осадков составляет 100 – 200 мм в год (кроме восточных берегов), в полярных широтах над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии –до 100 мм в год. Абсолютный максимум осадков приходится напредгорья Гималаев (Черрапунджи – 12 660 мм), Анд (Тутунендо, Колумбия 11 770 мм). Минимальное количество осадков характерно для пустыни Атакама – 1 мм.

В годовом режиме осадков выделяют четыре типа годового ходаосадков. Для экваториального типа годового хода осадков характерно практически равномерное выпадение осадков в течение годас двумя небольшими максимумами после дней равноденствия,общее количество составляет 1500 – 2000 мм.

В муссонном типе годового хода осадков наблюдается один абсолютный летний максимум осадков, зимой осадков мало. Количество осадков в тропических широтах равно 1500 мм, во внетропических широтах оно уменьшается до 1000 – 700 мм.

Средиземноморский тип годового хода осадков отличается зимним максимумом, связанным с активизацией полярного фронта.Летом при господстве тропической воздушной массы количествоосадков резко уменьшается. В этом типе общее количество осадковуменьшается от 1000 мм на западных берегах материков до 300 ммвнутри континента.

В умеренном типе выделяется два подтипа – морской и континентальный. В умеренном морском подтипе наблюдается практически равномерное выпадение осадков в течение года с небольшим зимним максимумом; общее количество осадков1000–700 мм. Зимний максимум осадков связан с усилением циклонической активности в зимний сезон. В умеренном континентальном подтипе отмечается летний максимум осадков, количествозимних осадков немного меньше. Летний максимум осадков объясняется увеличением абсолютной влажности воздуха при повышении температур. Кроме того, прибавляются конвективные осадки, которых зимой нет.

Большое значение для земной поверхности имеет увлажнение,оно зависит не только от осадков, но и от величины испаряемости. Для оценки условий увлажнения пользуются коэффициентомувлажнения, он представляет собой отношение количества выпавших осадков к испаряемости (Н.Н. Иванов, Г.Н. Высоцкий):

К = r / Е × 100 %,

где К – коэффициент увлажнения; r– количество осадков; Е –испаряемость.

Для территорий с избыточным увлажнением К > 1 (100%);к ним относятся заболоченная тундра, тайга, экваториальные леса.Саванны, лесостепи являются территориями с нормальнымувлажнением, здесь коэффициент равен 0,8 – 1 (80–100 %). К территориям с недостаточным увлажнением относятся степи – К равен 0,3–0,6 (30-60 %), полупустыни – 0,1–0,3 (10-30%)и пустыни – 0,12 (меньше 12 %).

Увлажнение характеризуется также радиационным индексомсухости (М.И. Будыко) – отношением радиационного баланса ктеплоте, необходимой на испарение годового количества осадков:

К = R б / Lr

где К – индекс сухости; R б – радиационный баланс; L – скрытаятеплота парообразования; г – количество осадков.

Ничтожное увлажнение характерно для пустынь (К> 3), недостаточное увлажнение для полупустынь (К = 1-3). Достаточноеувлажнение (К = 1) наблюдается в саваннах, лесостепях. Увлажнение избыточное (К = 1-0,45) характерно для экваториальныхлесов и лесов умеренного пояса.

Общая циркуляция атмосферы

В атмосфере формируются воздушные потоки разного масштаба. Они могут охватывать весь земной шар, а по высоте – тропосферу и нижнюю стратосферу, или воздействовать только наограниченный участок территории. Воздушные потоки обеспечивают перераспределение тепла и влаги между низкими и высокими широтами, заносят влагу в глубь континента.

По площади распространения выделяют ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА), ветры циклонов и антициклонов, местныеветры. Главной причиной образования ветров является неравномерное распределение давления по поверхности планеты.

Давление. Атмосфера оказывает давление на земную поверхность. При спокойном состоянии воздуха давление на единицу площади соответствует массе находящегося над ней воздушного столба. Давление на каждый квадратный сантиметр поверхности на уровне океана равно 1033,3 г. Нормальное атмосферное давление – вес атмосферного столба сечением 1 см² на уровне океана при 0 °С на45° широты. Оно уравновешивается столбиком ртути в 760 мм. Нормальное атмосферное давление равно 760 мм ртутного столбаили 1013,25 мб (миллибар). Давление в СИ измеряется в паскалях (Па): 1 мб = 100 Па. Нормальное атмосферное давление равно 1013,25 гПа.

Давление с высотой понижается, так как мощность вышележащего слоя атмосферы уменьшается. Расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 мб, называется барической ступенью. Барическая ступень на высоте от 0 до 1 км составляет 10,5 м, от 1 до 2 км – 11,9 м; на высоте 2–3 км барическая ступень равна 13,5 м.

Величина барической ступени зависит от температуры: с повышением температуры она увеличивается на 0,4 %. В теплом воздухе барическая ступень больше. Следовательно, теплые области атмосферы в высоких слоях имеют большее давление, чем холодные. Величина, обратная барической ступени, называется вертикальным барическим градиентом, это изменение давления на единицу расстояния; за единицу расстояния принимается 100 м.

Давление изменяется в результате перемещения воздуха – егооттока из одного места и притока в другое. Движение воздуха обусловлено изменением плотности воздуха (г/см³), возникающим в результате неравномерного нагрева подстилающей поверхности. Над одинаково нагретой поверхностью в слое воздуха с высотой давление равномерно понижается и изобарические поверхности – поверхности, проведенные через точки с одинаковым давлением, – расположатся параллельно друг другу и подстилающей поверхности. Если начнется нагрев одного из участков (например, поля), возникнет конвекция, плотность воздуха уменьшится, объем увеличится, но масса останется без изменения, значит, давление на подстилающую поверхность пока не изменится.

Изменение давления в атмосфере показывается с помощью изобарических поверхностей. В области повышенного давления изобарические поверхности обращены выпуклостью вверх, в области пониженного давления – выпуклостью вниз. На земной поверхности давление показывается с помощью изобар – линий, соединяющих точки с одинаковым давлением. Изобары представляют собой линии пересечения изобарических поверхностей с земной поверхностью.

Изобары образуют замкнутые и незамкнутые системы (рисунок6). К замкнутым барическим системам относятся барические максимумы и минимумы, к незамкнутым – барические гребень, ложбина и седловина. Барический минимум – система замкнутых изобар с пониженным давлением в центре, барический максимум – система замкнутых изобар с повышенным давлением в центре. Барический гребень – полоса повышенного давления от барического максимума внутри поля пониженного давления. Барическая ложбина соответствует полосе пониженного давления от барического минимума внутри поля повышенного давления. Между двумя барическими максимумами и двумя минимумами, расположенными крест-накрест, образуется незамкнутая система изобар, называемая барической седловиной. В литературе встречается понятие «барическая депрессия» – пояс пониженного давления, внутри которого могут быть замкнутые барические минимумы.

 

Рисунок 6 – Виды барических систем

 

Изменение давления имеет суточный и годовой ход, зависящий от нагрева подстилающей поверхности. Суточный ход имеет один максимум ночью и минимум – днем. В годовом ходе над сушей максимум наблюдается зимой, минимум – летом, над океаном, наоборот, минимум приходится на зиму, максимум – на летний сезон. Давление на Земле постоянно меняется. Максимальное давление зарегистрировано в Красноярском крае в 1968 г. – 1083,8 мб, минимальное – на Филиппинских островах в 1979 г. – 870 мб. В Москве (150 м над уровнем моря) самое высокое давление достигало 1037 мб, самое низкое – 944 мб.

Давление по земной поверхности распределено зонально. На экваторе в течение года располагается пояс пониженного давления – экваториальная депрессия. В июле она перемещается в Северное полушарие на 15 – 20° с.ш., в декабре – в Южное, на 5° ю.ш. В тропических широтах давление в течение года повышенное, зимой над океанами и над сушей возникает сплошной пояс повышенного давления, летом повышенное давление сохраняется только над океанами, над сушей давление уменьшается, возникают термические депрессии. В умеренных широтах Северного полушария летом формируется сплошной пояс пониженного давления, зимой над материками из-за сильного охлаждения поверхности возникают барические максимумы. В Южном полушарии в умеренных и субполярных широтах над водной поверхностью весь год существует полоса пониженного давления. В полярных широтах, над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии давление в течение года повышенное (рисунок7).

 

Рисунок 7 – Распределение атмосферного давления у поверхности земного шара

 

Следовательно, существуют территории, над которыми в течение года давление сохраняется постоянным, здесь формируются постоянные барические системы. На экваторе экваториальная депрессия. В тропических, субтропических широтах пять барических максимумов: Северо-Тихоокеанский, Северо-Атлантический, Южно-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Индийский.

В умеренных широтах Северного полушария в течение года существуют Алеутский и Исландский барические минимумы, в Южном полушарии – Приантарктический пояс пониженного давления. В полярных широтах – два барических максимума: Антарктический и Гренландский.

Сезонные барические системы образуются в том случае, еслидавление по сезонам изменяет знак на обратный: на месте барического максимума возникает барический минимум и наоборот.

К сезонным барическим системам относятся: летний Южно-Азиатский минимум с центром около 30° с.ш., зимний Азиатскиймаксимум с центром над Монголией. В Северной Америке – летний Мексиканский минимум, Северо-Американский и Канадский максимумы, образующиеся зимой.

Все барические системы смещаются вслед за Солнцем в летнее полушарие: в июле они занимают крайнее северное положение, в декабре – крайнее южное. Все барические системы оказывают большое влияние на воздушные течения, погоду и климат на значительных территориях. Их называют центрами действия атмосферы.

Ветер. Характеристики ветра. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. |

Скорость – расстояние, которое проходит воздух за единицувремени, выражается в м/с, км/ч.

Сила ветра – давление, оказываемое воздухом на площадкув 1 м2, расположенную перпендикулярно движению. Сила ветраопределяется в килограммах на квадратный метр (кг/м2) или вбаллах по шкале Бофорта (0 баллов – штиль, 12 баллов – ураган).

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» (рисунок8). Она показывает, какие ветры преобладали на данной территории за определенный промежуток времени. Направление ветров, их величину необходимо знать при планировании улиц, размещении промышленных предприятий.

 

Рисунок 8 – Роза ветров

 

Ветры общей циркуляции атмосферы (ОЦА). Общая циркуляция атмосферы – система воздушных потоков планетарного масштаба, охватывающая весь земной шар, тропосферу и нижнюю стратосферу. Все крупномасштабные воздушные течения являются лишь наиболее устойчивыми потоками, которые обнаружены с помощью статистических расчетов. При этом сложные ежедневно меняющиеся атмосферные вихри сглаживаются и выявляются наиболее устойчивые особенности. 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;<