Сравнивая поля давления у поверхности земли и на различных высотах, легко убедиться, что они между собой различаются более существенно, чем поля давления и температуры на одном и том же уровне. С высотой структура поля давления приближается к структуре поля температуры. Уже на высотах 3—4 км поле давления больше сходно с полем температуры, чем с полем давления у поверхности земли. Области холода в тропосфере совмещаются с областями низкого давления, т. е. с высокими циклонами, а области тепла совмещаются с областями высокого давления, т. е. с высокими антициклонами. В соответствии с приближением на верхних уровнях структуры поля давления к структуре поля температуры направление и скорость ветра с высотой изменяются. Эти изменения связаны с особенностями распределения температуры на высотах.
Изменение давления с высотой на единицу расстояния по вертикали — так называемая барическая ступень — зависит от средней температуры слоя. При давлении 1000 мб и температуре 0° барическая ступень равна 8 м на 1 мб. При повышении температуры на 1° величина ее увеличивается на 0,4%. Поэтому в теплом воздухе на высотах давление относительно повышенное а в холодном пониженное. Следовательно, если у поверхности земли между двумя пунктами давление одинаковое, а температура разная, то на некоторой высоте возникает градиент давления, направленный из области, занятой теплым воздухом. Чем больше разность температур между воздушными массами, тем больше градиент давления, а следовательно, скорость ветра. Так как разность скоростей ветра на двух уровнях зависит от средних в слое между этими уровнями горизонтальных градиентов температуры, то это позволило ввести понятие термического ветра под которым понимается разность между векторами скорости ветра на верхнем (VB) и нижнем (VH) уровнях слоя:
VТ=VB—VН
Термический ветер направлен в северном полушарии под прямым углом вправо от градиента температуры, а в южном полушарии — влево, т. е. по касательной к изотерме.
Понятие о термическом ветре имеет важное практическое значение, так как позволяет по полю ветра (или по полю давления) на нижнем уровне и величине горизонтального градиента температуры судить о характере барического поля и ветра на верхнем уровне.
Таким образом, изменение ветра с высотой определяется величиной и направлением горизонтального градиента средней температуры слоя между двумя заданными высотами. Поэтому градиент давления у поверхности земли с высотой меняется и приближается к горизонтальному градиенту температуры в свободной атмосфере, а на высотах изобары приближаются к изотермам.
Поля давления и ветра на высотах. Поле давления на высотах можно представить распределением величин давления на каком-либо уровне.
В службе погоды всех государств принято составлять карты абсолютной барической топографии (AT) различных изобарических поверхностей. Эти карты так названы потому, что на них изображается рельеф поля давления, или, как обычно говорят, барический рельеф на рассматриваемом уровне (рис. 35). Здесь приведена карта топографии изобарической поверхности 300 мб (АТ300) средняя за январь. На этой карте изолиниями изображены высоты изобарической поверхности 300 мб над уровнем моря аналогично тому, как изображается рельеф местности на физико-географической карте. На карте барической топографии высоты даны в геопотенциальных метрах. Изолинии проведены через 80 м, или 8 дкм.
На высотах поле давления отображает различия, обусловленные в основном притоком солнечной энергии в низкие и высокие широты обоих полушарий. Поэтому выше 3 км горизонтальные градиенты температуры, а следовательно, и давления, должны быть направлены от низких широт к полюсам.
Как показывают средние месячные карты температуры и давления, построенные на основе данных аэрологических наблюдений, это положение выполняется в течение всего года. Однако влияние материков и океанов на поле давления не уничтожается и сказывается даже на высотах 20—30 км.
Итак, карта топографии любой изобарической поверхности отображает поле давления на соответствующей высоте. В частности, по карте топографии поверхности 300 мб (рис. 35) можно судить о среднем распределении давления и преобладающих воздушных течениях на уровне около 9 км, Как видно на этой карте, структура поля давления зимой на высоте 9 км более простая, чем у поверхности земли. От широт 20—30° как в северном, так и в южном полушарии горизонтальный градиент давления направлен к полюсам. В соответствии с полем давления ветры, за исключением экваториальной зоны, везде западные (ветер в основном направлен вдоль изогипс, причем низкое давление остается слева).
Наибольшие средние скорости ветра, превышающие 80 — 100 км/ч, наблюдаются над теми районами земного шара, где наибольшая густота изогипс. В северном полушарии вырисовываются две ложбины низкого давления, ориентированные с севера на юг, и два гребня высокого давления, направленные с юга на север. Ложбины приходятся на материки, а гребни — на океаны. Ложбины на высотах обусловлены выхолаживанием протекающих над материками масс воздуха, а гребни — прогреванием масс воздуха над теплыми водами океанов. Структура поля давления на высотах показывает, как сильно отражается на системе воздушных течений различие тепловых свойств материков и океанов даже на высоте 9 км.
В южном полушарии в январе середина лета. Здесь в средних широтах изолинии почти не возмущены, так как проходят над однородной поверхностью океана.
Для сравнения рассмотрим среднюю карту абсолютной топографии изобарической поверхности 300 мб (АТ300) Для июля (рис. 36). Летом структура изогипс в северном полушарии существенно отличная. Вследствие повышения температуры в высоких широтах градиенты давления, а соответственно и скорости ветра уменьшаются. Кроме того, исчезают ложбины и гребни, так как температура над материками и океанами почти выравнивается.
В южном полушарии в июле, т. е. в середине зимы, градиенты давления несколько больше, чем в январе, но общая конфигурация изогипс не претерпевает изменений.
Приведенные карты абсолютной топографии изобарической поверхности 300 мб, характеризующие поле давления и воздушных течений вблизи уровня 9 км зимой и летом (рис. 35 и 36), сравним теперь с соответствующими картами относительной топографии (рис. 22 и 23), характеризующими среднюю температуру слоя, лежащего ниже поверхности 300 мб. Из этого сопоставления видно, что не только области низкого давления близко совпадают с областями холода, а области высокого давления — с областями тепла, но даже густота изолиний почти одинакова, а направления горизонтальных градиентов температуры и давления почти совладают.
Область холода, образующаяся зимой в высоких широтах над материками, проникая далеко на юг, создает здесь большие горизонтальные градиенты температуры, а соответственно и давления. К западу от районов наибольшего сгущения изотерм, т. е. над востоком Азии и Северной Америки, изотермы и изогипсы сходятся, а к востоку, т. е. над севером Атлантики и Тихого океана, они расходятся.
Расходимость изотерм и изогипс над океанами усиливается в связи с тем, что температура поверхностных вод океанов представляется системой расходящихся изотерм, а воздух принимает температуру поверхностных вод океанов. Именно в результате этого над океанами в январе наблюдаются гребни тепла и высокого давления.
На январских картах абсолютной и относительной топографии в северном полушарии можно обнаружить зону наибольшего сгущения изогипс и изотерм, почти окаймляющую северное полушарие между широтами 30 и 50° с. ш. В этой зоне наибольшие контрасты температуры и скорости воздушных течений.
На вышележащих поверхностях барической топографии АТ200 (вблизи уровня 12 км) и АТ100 (на уровне около 16 км) поля давления а ветра мало отличаются от рассмотренных полей в верхней тропосфере (АТ300).
Небольшое отличие выражается лишь в некотором сгущении изогипс на вышележащих поверхностях, что указывает на возрастание скорости преобладающего западного ветра с высотой. Это видно из сравнения карт АТ100 января и июля (рис. 37 и 38) с картами за соответствующие месяцы АТ300 (рис. 35 и 36). В январе возрастание скорости ветра с высотой происходит в высоких и средних широтах северного полушария, а в южном скорости уменьшаются. В июле, наоборот, в северном полушарии скорость преобладающих западных ветров с высотой убывает, а в южном полушарии возрастает. Это определяется соответствующим направлением горизонтального градиента температуры в северном и южном полушариях зимой и летом.
Указанные особенности возрастания скоростей ветра с высотой в зимнем полушарии характерны и для высот 20, 24, 30 км, т. е. для поверхностей АТ50, АТ30 и АТ10 мб соответственно. В частности, на высотах 25—30 км средняя месячная скорость ветра в средних широтах достигает 180—200 км/ч.
В летнем полушарии (в июле — северное, а в январе — южное) до высоты 18—20 км (АТ50) ветры с высотой ослабевают и в этом слое сменяются восточными. Наиболее слабые ветры неустойчивых направлений наблюдаются на этих высотах. Однако с высотой скорости восточного ветра возрастают и на уровне 25—30 км в средних широтах достигают 40—50 км/ч.
На карте АТ50 для зимы (рис. 39) видно, что в сравнении с картой АТ100 густота изогипс в северном полушарии увеличилась. Это указывает на усиление западного ветра. В южном полушарии, наоборот, густота изогипс уменьшилась, т. е. ветры ослабели. Очень разрежены изогипсы на АТ50 северным летом, как и сгущены они в июле (южной зимой) в южном полушарии (рис.40).
Выше уровня 50 мб густота изогипс заметно возрастает как зимой, так и летом. Это видно из приведенных карт АТ10 за январь (рис. 41) и июль (рис. 42). Так, в январе в северном полушарии изогипсы сильно сгущены: здесь средние скорости западного ветра достигают 180—200 км/ч, а в южном полушарии скорости восточного ветра лишь несколько выше 40 км/ч (см. рис. 41). В июле имеет место обратная картина: в южном полушарии густота изогипс на АТ10 указывает, что здесь средние скорости западного ветра превышают 200 км/ч, а в северном полушарий восточные ветры достигают только 40 км/ч.
—Источник—
Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.
Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава
