big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Давление атмосферы и ветер

Давление атмосферы и методы его измерения. Известно, что воздух имеет вес. Один кубический метр воздуха при температуре 0° на уровне моря весит 1,3 кг. Этот вес воздуха обусловливает давление атмосферы. При обычных условиях это давление равно 10 333 кг на 1 м2 земной поверхности (это давление, принятое за единицу, называют «одной атмосферой»).

Давление столба воздуха атмосферы равно давлению столба воды в 10 м высотой или столба ртути в 76 см (760 мм).

Давление атмосферы обычно   выражалось   высотой   ртутного    столба (в мм). Но в последние годы принята другая, более удобная мера, которая выражает величину атмосферного давления абсолютной системой единиц. По предложению норвежского геофизика Бьеркнеса сила давления в 1 млн. дин на 1 см2 взята за стандартную единицу, получившую название «бар». Бар соответствует давлению ртутного столба в 750,1 мм. Бар, равный 1 млн. дн, делится на 1 тысячу частей, которые называются миллибарами (сокращенно мб). Таким образом, давление в 1 мм ртутного столба равно 1,333 мб, или 1 мб равен 0,75 мм ртутного столба. Выражение давления воздуха в миллибарах более удобно, и с 1931 г. оно введено у нас в СССР в практику службы погоды.

Гипсотермометр

Анероид

Для измерения давления атмосферы употребляется ртутный барометр, устройство которого известно из физики. При измерении величины давления вводят поправки на температуру, так как при повышении температуры ртуть и шкала барометра расширяются. На практике пользуются готовой таблицей поправок, которая сразу же дает нужную величину.

Вместо ртутного барометра в некоторых случаях (особенно в экспедициях) приходится пользоваться металлическим барометром, или анероидом (рис. 66). В качестве приемника у этого прибора служит цилиндрическая металлическая коробка с гофрированными дном и крышкой, внутри коробки воздух сильно разрежен. При определении давления анероидом вносятся три поправки (на шкалу, на температуру и дополнительная на прибор), указанные в сертификате прибора. Анероид может давать надежные показания только в том случае, если он время от времени подвергается тщательной проверке.

Существует еще способ определения давления, основанный на изменении температуры кипения воды в зависимости от давления. Для этого употребляется прибор — гипсотермометр (рис. 67). Он состоит из кипятильника и термометра со шкалой, разделенной на 0°,01. Этот прибор обычно применяется в экспедиционных условиях для барометрического нивелирования.

Барограф

Для непрерывной регистрации изменения атмосферного давления применяется самопишущий прибор — барограф (рис. 68). Приемной частью барографа является несколько соединенных между собой малых анероидных коробок.

Изменение давления с высотой. На уровне моря давление воздуха в среднем равно 1013 мб (760 мм). Чем выше мы будем подниматься над уровнем моря, тем меньше будет столб воздуха над нами, а следовательно, и давление атмосферы. Уменьшение с высотой идет быстрее в нижних слоях и медленнее в верхних, потому что нижние слои больше уплотнены давлением вышележащих слоев воздуха. Можно сказать, что если высота места растет в арифметической прогрессии, то давление убывает в прогрессии геометрической. Так, например, на высоте 5500 м давление равно половине того давления, которое мы имеем на уровне моря, на высоте вдвое большей оно будет уже в четыре раза меньше, а на высоте втрое большей — в восемь раз меньше и т. д.

Для характеристики изменения давления с высотой пользуются величиной барометрической ступени. Барометрической ступенью называется высота, на которую надо подняться (или опуститься), чтобы давление воздуха изменилось на 1 мб. У поверхности Земли барометрическая ступень равна около 8 м. Зная, как изменяется давление с высотой, можно при помощи барометра определять абсолютные и относительные высоты местности.

Точные определения высот по давлению воздуха требуют сложных вычислений. На практике же часто пользуются особыми таблицами, которые позволяют более или менее приблизительно получать данные о высотах. Для примера приводим упрощенную таблицу.

Приведенная таблица пригодна только для тех случаев, когда температура 0°. Для более точных определений вносятся поправки на температуру.

Если на барометре или анероиде рядом со шкалой давления поместить шкалу высот (отвечающих давлению), то мы получим прибор для определения высоты местности над уровнем океана. Прибор, у которого шкала давления заменена шкалой высот, называют высотомером или альтиметром. Высотомеры особенно широко применяются в авиации.

Колебания атмосферного давления. Давление атмосферы подобно другим метеорологическим элементам не может оставаться постоянным. Достаточно, например, нагреться нижнему слою воздуха, чтобы это сказалось на давлении. Достаточно передвинуться холодным массам воздуха в область, занятую теплым воздухом, чтобы давление там увеличилось, и т. д.

Наблюдения показывают, что существуют колебания периодические (суточные и годовые)  и непериодические.

Суточный и годовой ход атмосферного давления. Давление в течение суток два раза поднимается и два раза падает. Особенно правильно и резко эти колебания выражены в экваториальных и тропических странах. Здесь максимумы наблюдаются около 9—10 час. местного времени утром и вечером, а минимумы около 3—4 час. после полудня и после полуночи. Амплитуда колебаний в тропическом поясе достигает 3—4 мб в сутки. По направлению к полюсам амплитуда уменьшается, и на 60° северной и южной широты она выражается уже только в десятых долях миллибара.

Настоящие причины суточных колебаний давления атмосферы точно пока не выяснены. Однако есть основание полагать, что они связаны с суточным колебанием температуры воздуха.

Гораздо яснее выражен годовой ход давления атмосферы. На материках максимальное давление наблюдается в зимние месяцы, минимальное— летом. Наиболее резко они выражены в высоких широтах и слабее .всего в экваториальных странах. Здесь совершенно явная связь с температурами. Зимнее охлаждение и уплотнение нижних слоев атмосферы создает условия для повышенного давления, летнее прогревание приводит к явлениям обратного порядка. На побережьях и островах максимум давления чаще всего наблюдается летом, а минимум — поздней    осенью.

Изобары. Чтобы судить о распределении давлений по земной поверхности, пользуются теми же способами, что и при изучении температур (изолиниями). Места с одинаковыми давлениями соединяют линиями, которые носят название изобар. При построении карт изобар необходимо, пользуясь барометрической ступенью, все давления приводить к уровню моря.

Типы барических систем. При взгляде на карту изобар легко заметить два основных типа распределения давлений. Первый тип — это области пониженного давления. Изобары этих областей имеют вид замкнутых кривых с понижением давления к центру (рис. 69). Такие области называют   циклонами   или   барическими   депрессиями  (иногда    просто

Распределение давлений в циклоне

Распределение давлений в антициклоне

минимумами). Второй тип — это области повышенного давления. Изобары этих областей также имеют вид замкнутых кривых, но с повышением давления к центру (рис. 70). Области повышенного давления называют антициклонами  (иногда просто максимумами).

В этих случаях, когда области циклонов или антициклонов вытянуты, приходится различать еще ложбины и отроги. Ложбина — это полоса пониженного давления, идущая от центра циклона к его периферии. Отрог — аналогичная полоса, идущая от центра антициклона. Только здесь полоса повышенного давления, нередко называемая на картах изобар еще гребнем антициклона.

Область между двумя антициклонами и двумя циклонами нередко называют седловиной.

Географическое распределение давлений. Рассмотрим карту январских изобар (рис. 71). На карте можно видеть пояс пониженного давления, который тянется вдоль экватора. Он носит название барического экватора. В полосе 30—35° к северу и югу от экватора располагается пояс повышенного давления (около 1020 мб). К северу от пояса повышенного давления мы видим высокое давление в области крупнейших материков Северной Америки и особенно Азии, где концентрически расположенные изобары дают представление об исключительном возрастании давления внутри континентов (1035 мб и более). В то же время в области океанов давление сильно понижено.

Изобары января

Изобары июля

На карте июльских изобар (рис. 72) мы видим другую картину. Если в экваториальном и подтропическом поясе соотношения давлений остаются приблизительно те же, то в высоких широтах они становятся обратными. Области высокого давления теперь оказываются не на материках, а на океанах.

Барические области. Карты изобар дают возможность выделить ряд областей, характеризующихся особенностями атмосферного давления. Все барические области делят на три группы: постоянные, сезонные и обратимые.

К постоянным областям относятся: экваториальный пояс пониженного давления и подтропические пояса повышенных давлений (30—350 северной и южной широты). Среди последних особенного внимания заслуживает азорский максимум, имеющий огромное значение для погоды Западной Европы. Отмеченные нами области сохраняют свои характерные особенности на протяжении    всего года.

Сезонные области сохраняют характерные особенности давлений в течение определенного периода года. Здесь в первую очередь следует отметить область пониженного давления преимущественно в холодное время года к югу от о. Исландия (исландский минимум) и второй подобный же минимум к югу от полуострова Аляска (алеутский минимум). Особенно большое значение имеет исландский минимум, где обычно зарождаются циклоны, проходящие через всю Европу с запада на  восток.

Существуют еще обратимые области, в которых низкое давление летом сменяется повышенным давлением зимой. Примером может служить внутренняя часть Азии (в частности Восточная Сибирь), в которой зимой устанавливается обширная область высокого давления, а летом, наоборот, низкое давление. Зимой эта область посылает волны холодного воздуха во все стороны, вызывая на востоке, в районе соприкосновения с Тихим океаном, явление зимнего муссона; летом картина обратная. Благодаря пониженному давлению внутри материка Азии возникают летние муссоны.

Большая часть отмеченных нами барических областей объясняется условиями термического характера, что легко видеть из сопоставления карт изотерм и изобар. Некоторое исключение представляют отмеченные нами пояса повышенного давления на 30—35° северной и южной широты, причины возникновения которых более сложны. Об этих причинах мы будем говорить несколько позже — при изучении ветров.

Градиент давления. Для изучения ветров бывает необходимо определить направление, в котором убывает давление, а также ту степень, с которой это давление убывает. Для решения первой задачи достаточно из взятой (заданной) точки провести нормаль (перпендикуляр) к изобаре, в сторону убывающего давления. Проведенная нормаль как раз и будет тем направлением, в сторону которого всего быстрее убывает давление.

Чтобы решить вторую задачу, т. е. определить степень убывания давления, сначала откладывают по масштабу от заданной точки в сторону убывающего давления длину градуса меридиана АС, равную 111,1 км (рис. 73). Потом находят разность в давлениях между точками А и С. Найти эту разность по карте изобар очень легко. Если, например, изобары проведены через каждые 5 мб, то, разделив 5 мб на длину нормали между соседними изобарами AD и помножив на АС (111,1 км),. получим искомую величину. Допустим, например, что AD = 145 км. Длина же градуса (АС) 111,1 км. Стало быть, разница в давлениях между точками А и С =  (5/AD)хАС, или (5х111,1)/145 = 3,8 мб.     Таким образом, направление нормали и разность давлений, выраженная в миллибарах, как раз и покажет нам, в какую сторону и в какой степени убывает давление.

Изменение давления по нормали к изобаре в сторону убывающего давления на единицу расстояния называют барометрическим градиентом или градиентом давления.

Проще говоря, градиентом давления называют разницу в давлениях на единицу расстояния в том направлении, в котором быстрее всего убывает давление. За единицу расстояния, как уже говорилось, принимается длина одного градуса меридиана (111,1 км).

Градиент давления обозначается так: сначала пишется разница в давлениях (на длину градуса), а потом направление по сторонам горизонта. Так, например, если в нашем случае давление уменьшается на NE (с. в.), то полное обозначение градиента будет 3,8 мб NE. При более точных  обозначениях  сторон горизонта указывают еще градусы 3,8 мб (N40°E).

Ветер, его направление и скорость. Перемещение масс воздуха в горизонтальном направлении называют ветрами. Направление ветра определяют той стороной горизонта, откуда ветер дует. Для обозначения сторон горизонта обычно применяют румбы.

Для более точного обозначения направления ветра прибавляют еще градусы, например N 30°Е, т. е. отклонение от севера на восток на 30°. Иногда (особенно при воздушных полетах) направление ветра обозначается еще азимутом, т. е. величиной того угла, который образуется направлением ветра и северным направлением. При этом северное направление обозначается 0°, а дальше ведется отсчет по часовой стрелке от 0 до 360°. Для определения направления ветра употребляется прибор — флюгер, устройство которого настолько просто, что не требует пояснения (рис. 74).

Ветры обладают различной скоростью. Скорость определяется количеством метров в секунду (т. е. длиной того пути, который совершает движущаяся точка в секунду). Сокращенно

Флюгер с доской Вильда

скорость обозначается так: 8 м/сек, т. е. 8 метров в секунду.

Для определения скорости ветра иногда применяется шкала Бофорта, в которой скорость оценивается в баллах от 0 до 12.

Эти баллы могут быть определены с большей   или   меньшей   точностью глазомерными наблюдениями:

0 — штиль, полное отсутствие ветра.

1 — тихое дуновение, дым слегка  отклоняется от

вертикали.

2— легкий ветер, заметно ощущаемый.

3 — слабый ветер, колеблются листья.

4 — умеренный ветер, колеблются мелкие ветви.

5 — свежий ветер, колеблются большие ветви, на

воде появляются волны.

6 — крепкий ветер, качаются большие ветви, гудят

телефонные провода.

7 — сильный ветер, качает стволы небольших деревьев.

8 — очень сильный ветер, качает крупные деревья, задерживает движение человека.

9 — шторм, ломает ветки деревьев.

10 — сильный шторм, валит деревья.

11 — жестокий шторм, сопровождаемый   сильными разрушениями.

12—ураган, опустошительные разрушения.

Приборы, при помощи которых измеряется скорость ветра, называют анемометрами. Большинство анемометров построено по принципу ветряной мельницы. Так, например, анемометр Фусса имеет вверху

Чашечный анемометр Фусса

четыре полушария (чашки), обращенные в одну сторону (рис. 75). Эта система полушарий вращается около вертикальной оси, причем количество оборотов отмечается счетчиком. Прибор выставляется на ветер, и, когда «мельница из полушарий» приобретает более или менее постоянную скорость, включается счетчик на точно определенное время. По табличке, на которой указано количество оборотов для каждой скорости ветра, и по количеству найденных оборотов определяется скорость. Существуют более сложные приборы, которые имеют приспособление для автоматической записи направления и скорости ветра. Применяются также и простые приборы, по которым одновременно можно определить направление и силу ветра. Примером такого прибора может служить распространенный на всех метеорологических станциях флюгер Вильда.

Роза ветров. Ветры подобно другим явлениям в жизни атмосферы подвержены сильным изменениям. Поэтому и здесь приходится находить средние величины.

Для определения господствующих направлений ветров за тот или другой период времени поступают следующим образом. Проводят из какой-нибудь точки восемь главных направлений, или румбов, и на каждом

Роза ветров

по определенному масштабу откладывают повторяемость ветров. На полученном изображении, известном под названием розы ветров, ясно видны господствующие ветры (рис. 76).

Структура ветра. Ветер нельзя представить себе однородным воздушным течением, имеющим одинаковое направление и одинаковую скорость во всей своей массе. Наблюдения показывают, что ветер дует порывисто, как бы отдельными толчками, порой стихает, потом снова приобретает прежнюю скорость. При этом направление ветра тоже подвержено изменениям. Наблюдения, производимые в более высоких слоях воздуха,   показывают,    что   порывистость с высотой уменьшается. Замечено также, что в различные времена года и даже в различные часы дня порывистость ветра неодинакова. Наибольшая порывистость наблюдается весной. В течение суток наибольшее ослабление ветра — ночью. Порывистость ветра зависит от характера земной поверхности: чем больше неровностей, тем больше порывистость и наоборот.

Причины ветров. Воздух остаётся в покое до тех пор, пока давление в данном участке атмосферы распределяется более или менее равномерно. Но стоит давлению в каком-либо участке увеличиться или уменьшиться, как воздух потечёт от места большего давления в сторону меньшего. Начавшееся перемещение масс воздуха будет продолжаться до тех пор, пока разность давлений не выравнится и не установится равновесие.

Устойчивого равновесия в атмосфере почти никогда не наблюдается, поэтому и ветры относятся к наиболее часто повторяющимся явлениям в природе.

Причин, нарушающих равновесие атмосферы, очень много. Но одной из первых причин, порождающей разность давлений, является различие температур. Разберём простейший случай.

Перед нами поверхность моря и прибрежная часть суши. Днём поверхность суши нагревается быстрее поверхности моря. Благодаря этому нижний слой воздуха над сушей расширяется больше, чем над морем (рис. 77, I). В результате вверху сейчас же создается воздушное течение от более теплой области к более холодной (рис. 77, II).

Ввиду того, что часть воздуха из теплой области перетекла (вверху) в сторону холодной, давление в пределах холодной области увеличится, а в пределах теплой области уменьшится. В результате возникает воздушное течение теперь уже в нижнем слое атмосферы от холодной области к теплой (в нашем случае от моря к суше) (рис. 77, III). Подобные воздушные течения обычно возникают на морском побережье или по берегам больших озер и носят название бризов. В приведенном нами примере — бриз дневной. Ночью картина совершенно обратная, ибо поверхность суши, остывая быстрее поверхности моря, становится холоднее. В результате в верхних слоях атмосферы воздух будет течь в сторону суши, а в нижних слоях в сторону моря (ночной бриз).

Подъем воздуха с теплой области и опускание в холодной объединяет верхнее и нижнее течение и создает замкнутую циркуляцию (рис. 78). В этих замкнутых круговоротах вертикальные части пути обыкновенно очень малы, горизонтальные же, наоборот, могут достигать огромных размеров.

Схема образования бриза

Замкнутая циркуляция

О других более сложных причинах образования ветров, связанных и с температурой и движением Земли, мы будем говорить несколько позже.

Причины различной скорости ветров. Само собой понятно, что скорость ветра должна зависеть от градиента давления (т. е. определяться прежде всего разницей в давлениях на единицу расстояния). Если бы, кроме силы, обусловленной градиентом, никаких других сил на массу воздуха не действовало, то воздух двигался бы равномерно-ускоренно. Однако этого не получается, потому что существует немало причин, которые замедляют движение воздуха. Сюда в первую очередь относится трение.

Различают трение двух видов: 1) трение приземного слоя воздуха о земную поверхность и 2) трение, возникающее внутри самого движущегося воздуха.

Первое находится в прямой зависимости от характера поверхности. Так, например, водная поверхность и равнинная степь создают наименьшее трение. При этих условиях скорость ветра   всегда   значительно возрастает. Поверхность же, имеющая неровности, создает большие препятствия движущемуся воздуху, что приводит к уменьшению скорости ветра. Особенно сильно понижают скорость ветра городские постройки и лесные насаждения (рис. 79). Наблюдения, произведенные в лесу, показали, что уже в 50 м от опушки скорость ветра уменьшается до 60—70% первоначальной скорости, в 100 м до 7%, в 200 м до 2—3%.

Трение, которое возникает между соседними слоями движущихся масс воздуха, называют внутренним трением. Внутреннее трение обусловливает передачу движения от одного слоя к другому. Приземный слой воздуха в результате трения о земную поверхность имеет наиболее замедленнее движение. Выше лежащий слой, соприкасаясь с движущимся нижним слоем, также замедляет свое движение, но уже в гораздо меньшей степени. Еще меньшее воздействие испытывает следующий слой и т. д. В результате скорость движения воздуха с высотой постепенно возрастает.

Направление ветров. Если главнейшей причиной ветра является разница в давлениях, то ветер должен дуть из области большего давления в область меньшего давления в направлении, перпендикулярном изобарам. Однако этого не происходит. В действительности (как это установлено наблюдениями) ветер дует главным образом вдоль изобар и только слегка отклоняется в сторону низкого давления. Это происходит вследствие отклоняющего действия вращения Земли. В свое время мы уже говорили, что всякое движущееся тело под влиянием вращения Земли отклоняется от своего первоначального пути в северном полушарии вправо, а в южном влево. Говорили также и о том, что отклоняющаяся сила по направлению от экватора к полюсам

Влияние леса на ветер

возрастает. Совершенно понятно, что движение воздуха, возникшее в силу разности давлений, сразу же начинает испытывать на себе влияние этой отклоняющей силы. Сама по себе эта сила невелика. Но благодаря непрерывности ее действия в конце концов эффект получается очень большой. Если бы не было трения и других влияний, то в результате непрерывно действующего отклонения ветер мог бы описать замкнутую кривую, близкую к окружности. На самом деле благодаря влиянию различных причин подобного отклонения не получается, но тем не менее оно все же весьма значительно. Достаточно указать хотя бы на пассаты, направление которых, при неподвижном состоянии Земли, должно бы совпадать с направлением меридиана. Между тем их направление в северном полушарии северо-восточное, в южном — юго-восточное, а в умеренных широтах, где сила отклонения еще больше, ветер, дующий с юга на север, приобретает западно-юго-западное направление (в северном полушарии).

Главнейшие системы ветров. Ветры, наблюдаемые на земной поверхности, очень разнообразны. В зависимости от причин, порождающих это разнообразие, мы разделим их на три большие группы. К первой группе отнесем ветры, причины которых зависят главным образом от местных условий, ко второй — ветры, обусловленные общей циркуляцией атмосферы, и к третьей — ветры циклонов и антициклонов. Начнем наше рассмотрение с наиболее простых ветров, причины которых зависят преимущественно от местных условий. Сюда мы относим бризы, различные горные, долинные, степные и пустынные ветры, а также и муссонные ветры, которые уже зависят не только от местных причин, но и от общей циркуляции атмосферы.

Местные ветры. Бризы. В тропических и средних широтах на берегу морей (и больших озер) бризы начинают дуть обыкновенно с 9—10 час. утра с моря на сушу и продолжаются до вечера. Это так называемые морские бризы. Ночью (и рано утром) явление обратное: ветры дуют с берега на море и называются береговыми бризами. Причины, порождающие бризы, нам известны. В зависимости от местных условий и состояния погоды бризы могут носить различный характер, но их направление (днем с моря, ночью с суши) сохраняется. Особенно характерно бризы протекают при ясной и теплой погоде. Утром обычно тихо, море гладкое и спокойное. Потом вдали от берегов начинается небольшое волнение, которое постепенно приближается к берегу и вызывает слабый прибой. Начавшийся легкий ветер усиливается вместе с пробоем. При этом температура воздуха заметно снижается (в жарких странах это снижение доходит до 10—12°). К вечеру море постепенно успокаивается, ветер стихает и сменяется тишиной. С наступлением ночи вечерняя тишина также постепенно сменяется ветром, дующим уже с суши. Ночной береговой ветер обычно слабее дневного морского ветра.

Явление бризов приурочено лишь к береговой части. На море в 20—25 км от берега бризы уже незаметны. На суше, в силу большего трения, район их действия еще меньше. Высота же их не простирается более чем 400 м.

Бризы обусловливаются очень небольшой разницей в давлениях и возможны только там, где нет больших градиентов. Поэтому лучше всего морские и береговые бризы выражены в тропических странах.

Горные и долинные ветры. В горах, в период спокойной и устойчивой погоды, днем, после 9—10 час. утра и до захода Солнца, наблюдаются ветры, которые дуют из долины вверх по горным склонам, а ночью с гор в долины.

Горные и долинные ветры очень напоминают береговые и морские бризы, но причины их образования несколько сложнее. Воздух, заполняющий долину, днем нагревается и расширяется больше, чем воздух над горным гребнем. В результате на некоторой высоте, на одном и том же уровне, давление над долиной оказывается больше, чем над горами, а воздух из области долин течет к горным гребням. Ночью явление обратное (рис. 80).

Фен. Под названием фена известны сильные порывистые ветры, которые, спускаясь с гор, значительно повышают температуру воздуха и несут с собой исключительную сухость.

Наиболее характерные фены протекают следующим образом. Почти всегда они начинаются после ясной погоды. Отмечают даже особенную прозрачность воздуха и голубизну неба. Потом ночью обыкновенно внезапно налетают порывы ветра, которые днем переходят в бурю. Температура воздуха быстро повышается, что приводит также к быстрому таянию горных снегов. При этом горные ручьи вздуваются и превращаются в горные потоки. Потоки, низвергаясь вниз, несут каменные глыбы и вырванные с корнями деревья. Жители горных селений настораживаются и гасят очаги, потому что воздух фена отличается особенной сухостью и малейшая искра может вызвать пожары. В противоположность другим горным ветрам фены повторяются не часто.

Происхождение фена может быть объяснено следующим образом. По одну сторону гор возникает повышенное давление, а по другую, наоборот, сильно пониженное. При создавшихся условиях массы воздуха переваливают через горы и спускаются вниз в долину. Переваливая через горы, воздух сначала поднимается по склонам вверх на большую высоту и при этом сильно охлаждается. Охлаждение воздуха вызывает конденсацию водяных паров, в силу чего при поднятии вверх на каждые 100 м (считая по вертикали) температура понижается приблизительно на 0°,6. Если относительная высота хребта будет равна 1 тыс. м, то температура переваливающего через хребет воздуха понизится на 6°, при высоте в 2 тыс. м на 12° и т. д. Воздух, перевалив через хребет, начинает спускаться вниз.

Горные долинные ветры

Теперь при спуске конденсации паров не происходит, а потому при спуске на каждые 100 м температура будет повышаться не на 0°,6, а на 1°. В результате воздух, переваливший хребет в 1 тыс. ж, повысит свою температуру на 10°, а при высоте хребта в 2 тыс. м на 20°, чем и объясняется высокая температура фенов и их исключительная сухость. Фены чаще бывают в холодное время (зимой и весной).

Явление фена обычно для всех высоких гор. У нас в СССР фены наблюдаются на Кавказе, в горах Средней Азии, на Алтае и даже в горах меньшей высоты. В качестве примера последнего случая можно указать на явления фенов в горах, расположенных по западному и восточному побережьям оз. Байкал. Здесь феновые ветры повышают температуру на 10—20 и более градусов. Продолжительность фена чаще всего невелика—около суток. Лишь в редких случаях фен продолжается три-четыре дня. В 1938 г. на Кавказе (в Теберде) фен продолжался пять дней — с 27 марта по 2 апреля.

Бора. Борой называют холодный ветер, дующий с большой силой вниз по горному склону. По характеру движения  воздуха и  предшествующему состоянию погоды бора близка к фену. Так же как и перед началом фена, обычно наблюдается ясная погода. Потом начинаются порывы холодного ветра, переходящего в бурю. В некоторых случаях ветер достигает огромной (от 20 до 40 м в сек.) силы. Он катит увесистые камни, срывает железные кровли домов, поднимает высокие волны и целые тучи брызг. Эти массы брызг издали кажутся снежной метелью, разыгравшейся на море. При низкой температуре воздуха брызги замерзают на бортах, на палубе и на снастях кораблей. Были случаи, когда корабли от тяжести намерзающего льда опрокидывались и гибли.

Причины боры во многом сходны с причинами фенов. Здесь также по одну сторону гор повышенное давление, по другую пониженное. Воздух области повышенного давления также переваливает через горы. Но разница заключается в том, что воздух области повышенного давления сильно охлажден, а участки гор, через которые переваливает этот воздух, невысоки. В результате при опускании холодного воздуха он очень мало нагревается.

Бора наблюдается во многих районах Адриатического побережья (Югославии), на Черноморском побережье близ Новороссийска, на берегах Байкала, на Новой Земле и т. д.

Особенной известностью у нас пользуется бора Новороссийска. Холодные массы воздуха, подпруженные стеной Кавказских гор, у Новороссийска через Мархотский перевал (435 м) скатываются к морю. Более широкие потоки, но меньшей силы стекают в районе Апшеронского полуострова (недаром Баку — «город ветров»). В Новороссийске бора в среднем за год наблюдается в течение 46 дней (чаще всего с ноября по март). Сила ветра здесь обычно более 20 м в сек., а максимальная 41 м в сек.

Ветры подобного рода наблюдаются в различных местах и носят обычно свои местные названия: на юге Франции — мистраль, на Байкале — сарма и т. д.

Суховеи. Суховеями на юге и юго-востоке Европейской части СССР называют все жаркие и сухие ветры, которые чаще всего дуют с юго-востока из районов степей и пустынь Средней Азии. Суховеи приносят обычно высокую температуру и большую сухость. Высокая температура их зависит не только от того, что они дуют из теплых областей, но также и от большой их запыленности. Частицы пыли нагреваются солнечными лучами непосредственно в воздухе и значительно повышают его температуру. Суховеи украинских и юго-восточных степей приобретают иногда очень большую скорость (до 16 м/сек), а температура их доходит до 40° и выше.

Мнение, что суховеи приносят жару и сухость из пустынь и полупустынь Азии, современными климатологами оспаривается. Вообще вопрос о происхождении суховеев до сих пор еще нельзя считать выясненным. Полагают, что они связаны с антициклонами. Нисходящие токи антициклонов являются как бы «фенами» в свободной атмосфере, так что их высокая температура и сухость зависят не только от влияния пустынь и полупустынь Средней Азии, но также и от динамического нагревания, которое имеет место при опускании воздуха.

Главным очагом суховеев в пределах Европейской территории Советского Союза является Прикаспийская низменность. Отсюда они распространяются на степные районы и уже совсем редко заходят в лесостепные.

Суховеи нередко сопровождаются сухим (пыльным) туманом, который может держаться несколько дней подряд. Сначала появляется мгла, которая в некоторых случаях сменяется пыльным «туманом», настолько густым, что Солнце становится красным.

Суховеи своей высокой температурой, сухостью и большой запыленностью воздуха пагубно действуют на растительность.

Суховеи наблюдаются на Земле во многих местах и носят различные местные названия: в Аравии — самум, в Египте — хамсин, в Алжире — сирокко или широкко.

Муссоны. Устойчивые воздушные течения, характерные для того или другого времени года, называют муссонами. Муссоны образуются в результате различного нагревания суши и моря. Так, в холодный период года  благодаря быстрому   охлаждению  суши давление   над   материками,

Муссоны на Индостане

как уже говорилось, увеличивается, а над морем понижается. В результате возникают ветры, дующие с материка на море — зимние муссоны. В теплый период явление обратного порядка обусловливает летние муссоны (рис. 81). Нетрудно видеть, что причины муссонов приблизительно те же, что и бризов. Только муссоны захватывают гораздо большие площади и имеют значительно большую вертикальную мощность.

Муссоны пользуются достаточно широким распространением особенно в тропических странах. Они хорошо выражены в восточной, юго-восточной и южной частях Азии, на Малайском архипелаге., Новой Гвинее, Северной Австралии, в Западной Африке, в Техасе (США), в районе Средиземноморского бассейна.

Муссоны оказывают огромное влияние на климат приморских стран, в   частности   они   определяют  количество  осадков   и их   распределение в течение года. Наиболее типичным примером муссонов могут служить муссоны южных и юго-восточных берегов Азии (Индостан, Индокитай и Дальний Восток). Вертикальная мощность этих муссонов достигает 3—4 км, а проникновение в глубь материка — более 1 тыс. км.

Общая циркуляция атмосферы. До сих пор мы говорили о ветрах, вызываемых главным образом местными причинами. Но наряду с этими ветрами существуют системы воздушных течений, обусловленных главным образом формой Земли и ее движением вокруг своей оси и вокруг Солнца. Эта система воздушных движений, осложненная наличием суши и  моря,  носит название общей циркуляции атмосферы.

Чтобы представить себе основные черты воздушных течений общей циркуляции атмосферы, рассмотрим схему (рис. 82). В узкой экваториальной зоне господствует преимущественно малое барометрическое давление во все времена года. Для этой наиболее нагреваемой зоны характерно наличие вертикальных восходящих токов воздуха. В результате здесь господствуют штили и слабые переменные ветры, что и дало основание называть экваториальную зону зоной затишья. Понятно, что в связи с годовым перемещением зенитного положения Солнца зона затишья летом перемещается к северу, а зимой к югу.

бщая циркуляция атмосферы

Образование поясов повышенного давления

Наличие вертикальных восходящих токов воздуха в указанной зоне приводит к двум основным последствиям. Во-первых, восходящие токи воздуха охлаждаются, конденсируют влагу и дают осадки преимущественно ливневого характера. Во-вторых, поднявшиеся массы воздуха растекаются к северу и к югу от экватора.

В силу вращения Земли эти воздушные течения верхних слоев тропосферы под широтами 30—35° принимают направление с запада на восток. В результате здесь, т. е. под широтами 30—35°, возникают два пояса повышенного давления, известные под названием субтропических поясов высокого давления или субтропических антициклонов (рис. 83). От этих поясов повышенного давления в нижних слоях тропосферы возникают воздушные течения: в сторону экватора пассаты, а в сторону полярных областей господствующие ветры умеренных поясов.

На месте соприкосновения более теплых воздушных масс умеренного пояса с более холодными воздушными массами полярных областей более теплый воздух поднимается вверх. В результате возникает пояс пониженного, давления.

Более теплый воздух, поднявшийся вверх, воздушными течениями верхних слоев тропосферы возвращается к подтропическим поясам повышенного давления. Таким образом замыкается второй круг воздушных течений атмосферы.

В полярных областях в нижних слоях тропосферы преобладают ветры, имеющие направление в сторону экватора. Есть некоторые основания думать, что и в верхних слоях тропосферы здесь могут существовать господствующие течения обратных направлений. По аналогии с пассатами и господствующими ветрами умеренных поясов некоторые авторы предполагают здесь третий замыкающийся круг полярных воздушных течений. Однако наличие последнего полярного круговорота воздуха предполагается далеко не всеми метеорологами. Само собой разумеется, что и вся указанная схема общей циркуляции атмосферы отражает лишь предположительную картину, да и то лишь в очень упрощенном виде.

Наиболее типичными ветрами общей циркуляции атмосферы являются ветры экваториальной зоны затишья, пассаты, господствующие ветры умеренного пояса и ветры полярных областей. Кроме того, в умеренном поясе очень широко распространены циклоны и антициклоны, которые характеризуются вихревым направлением своих ветров.

Ветры экваториальной зоны затишья. Экваториальная зона затишья, как уже говорилось, характеризуется штилями и изменчивыми шквальными ветрами. При шквалах сила ветра 4—6, а иногда 7—8 баллов. Для этой зоны характерны сильнейшие ливни и грозы (как результат восходящих токов нагретого воздуха). Ширина экваториальной зоны затишья невелика (250—300 км). Она, как и термический экватор, остается весь год в северном полушарии и перемещается в зависимости от времени года. Так, в марте в пределах Атлантического океана она располагается между 3° с. ш. и экватором, а в сентябре между 11—3° с. ш.; в Тихом океане в марте между 5—3° с. ш., а в сентябре - между 10—7° с. ш.

Пассаты и антипассаты. К северу и к югу от зоны затишья располагаются зоны пассатов. В зоне пассатов в северном полушарии в нижних слоях атмосферы дуют постоянные северо-восточные ветры, а в южном юго-восточные. В верхних же слоях атмосферы (выше 4 тыс. м) дуют ветры противоположных направлений, известные под названием антипассатов. Наибольшим постоянством и наибольшей правильностью отличаются пассаты Тихого океана. Хорошо они выражены также в области Атлантического океана и менее правильно в северной части Индийского, где на них оказывают большое влияние муссоны. Средняя скорость пассатов около 5—6 м/сек, а в центральных частях 7—8 м/сек. В пределах материков пассаты по большей части выражены слабо, что объясняется не столько трением о неровности поверхности суши, сколько местными условиями нагревания земной поверхности и возникающими отсюда особенностями в распределении давлений и ветров.

В противоположность зоне затишья ширина каждой зоны пассатов; очень велика (2—2,5 тыс. км). В одном только Тихом океане площадь, юго-восточного пассата в четыре раза превосходит площадь Европы. Вообще нужно сказать, что площадь пассатных зон по своим размерам превосходит любую циркуляционную зону земного шара.

Остановимся коротко на причинах, порождающих пассаты и антипассаты.

При характеристике ветров экваториальной зоны мы говорили о господствующих там вертикальных восходящих токах воздуха. Под влиянием температуры нижние слои тропосферы расширяются, что и приводит к нарушению равновесия в верхних слоях тропосферы. В результате возникают воздушные течения от экватора к северу и к югу. Отклоняющая сила вращения Земли заставляет воздушные течения верхних слоев тропосферы отклоняться в северном полушарии вправо, а в южном влево. Отмеченные нами воздушные течения верхних слоев тропосферы, как уже указано, и носят название антипассатов (рис. 84). Высота антипассатов в зависимости от места и времени очень различна. Так, например, антипассаты Атлантики под 10° с. ш. летом наблюдаются на высоте 15 км, а зимой—6 км, под 30° летом на высоте 5 км, а зимой—1,5—2 км. По мере своего движения в сторону полюсов антипассаты под влиянием вращения Земли все больше и больше отклоняются к востоку и, наконец, под широтами 30—35° (в обоих полушариях) принимают направление с запада на восток. Таким образом, на указанных широтах создается непрерывный приток воздуха (из экваториального пояса), который и обусловливает образование тех двух поясов повышенного давления (30—35° северной и южной широты), о которых мы в свое время говорили. Естественно, что от поясов   повышенного

пассаты и антипассаты

Схема преобладающих ветров умеренного пояса

давления в нижних слоях тропосферы возникают воздушные течения, направляющиеся частью в сторону экватора, частью в сторону полюсов. В данном случае мы остановим наше внимание на тех воздушных течениях, которые направляются в сторону экватора. Эти течения под влиянием того же вращения Земли отклоняются в северном полушарии вправо, т. е. на запад, а в южном влево, т. е. тоже на запад. Эти воздушные течения, как уже известно, носят название пассатов.

Приведенные нами схемы дают, конечно, только самое общее представление о местоположении пассатных зон и направлении пассатов и антипассатов. На самом деле все это значительно сложнее.

Господствующие ветры умеренных поясов. В умеренных поясах (особенно северного полушария, где имеются огромные пространства суши) наблюдаются ветры самых различных направлений. Однако при более тщательном их изучении можно заметить, что в северном полушарии преобладают ветры западных и юго-западных направлений. В южном полушарии подобными преобладающими ветрами являются западные и северо-западные (рис. 85).

Причинами отмеченных нами ветров являются, по-видимому, те воздушные токи нижних слоев тропосферы, которые от поясов повышенного давления направляются в сторону полярных областей. При этом в силу того же вращения Земли происходят соответствующие отклонения, которые и сообщают этим ветрам отмеченные нами направления. Говоря об этих господствующих ветрах умеренных поясов Земли, мы все же должны помнить, что выражены они  во  много  раз слабее,  нежели   пассаты.

Кроме того, для умеренных поясов более характерны ветры циклонов и антициклонов, о которых мы будем говорить несколько позже.

Ветры полярных областей. В полярных областях метеорологических станций очень мало. Поэтому имеющихся непосредственных наблюдений над ветрами совершенно недостаточно, и наши выводы относительно распределения здесь ветров и давлений следует считать больше теоретическими предположениями, нежели проверенными фактами.

В полярных областях по температурным условиям должны преобладать высокие барометрические давления, возрастающие к полюсам. При наличии таких давлений должны существовать господствующие воздушные течения от полюсов в сторону экватора, с соответствующими отклонениями, обусловленными вращением Земли.

Ветры в циклонах и антициклонах. Исключительно широким распространением, особенно в наших широтах, пользуются циклоны и антициклоны.

Схема ветров в циклоне

Схема ветров в антициклоне

В циклоне, как уже говорилось, наиболее пониженное давление находится в центре. При таких условиях должны возникнуть ветры, направляющиеся от периферии циклона к его центру. Однако в силу вращения Земли все ветры, направляющиеся к центру циклона, отклоняются в северном полушарии вправо, а в южном влево. В результате в циклонах возникают круговые течения, или, точнее, вихревые движения воздушных масс, от периферии к центру. В северном полушарии это движение совершается против часовой стрелки, а в южном по часовой стрелке (рис. 86). Ветры антициклонов имеют обратное направление (рис. 87).

Тропические циклоны. Циклоны более всего характерны для умеренных поясов. Однако они наблюдаются и в жарком поясе, где носят название тропических циклонов. Тропические циклоны отличаются от циклонов умеренных поясов меньшими размерами своих областей (около 250 км в диаметре), исключительной силой ветров (до 12 баллов) и большим количеством осадков. В центре тропического циклона имеется совершенно тихая и безоблачная область с диаметром около 20 км («глаз бури».) Корабль, попавший в область тропического циклона, по мере прохождения последнего сначала испытывает жесточайшую бурю с грозой и ливнем, потом, оказываясь в центре, попадает в условия исключительной тишины и ясного неба, а потом снова в полосу бури.

Тропические циклоны возникают лишь в некоторых определенных районах тропических морей и, перейдя на сушу, быстро затухают. Наибольшей известностью они пользуются в районах Антильских островов, в заливах Аравийском, Бенгальском, у юго-восточного побережья Азии и в районе к востоку от о. Мадагаскар.

В различных местностях тропические циклоны носят различные местные названия. Так, в районе Центральной Америки их называют ураганами, в Северной Америке — торнадо, у юго-восточных берегов Азии — тайфунами.

Смерчи. Своеобразные вихревые образования, имеющие формы рукавов, протянутых от облаков к земной поверхности, называют смерчами. Высота смерчей обыкновенно не превышает 1 тыс. м, а диаметр 100 м, но разрушительная сила их огромна. Они сносят крыши, вырывают с корнями деревья и нередко разрушают здания. Особенно часто смерчи наблюдаются в Северной Америке, где их называют «торнадо». Диаметр торнадо достигает 200—300 м, а средняя скорость перемещения 40 км в час. Сила торнадо настолько велика, что они поднимают на воздух не только людей и животных, но также и строения.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.