Ветер при прямолинейных и круговых изобарах

Геострофический ветер– это прямолинейное движение воздуха, которое теоретически имеет место при отсутствии трения.

В 1838 г. французский ученый – механик Кориолис ввел понятие «поворотное ускорение» – часть полного ускорения тела, появляющаяся при его движении во вращающейся системе отсчёта, например, при движении по поверхности Земли, вращающейся вокруг своей оси (ускорение Кориолиса). Ускорение Кориолиса применительно к атмосфере – это сила, действующая на единицу массы воздуха перпендикулярно направлению его движения, направленная вправо в Северном полушарии, и влево – в Южном. Эффект подобного действия этой силы связан с суточным вращением Земли, которая поворачивается под движущимся воздухом, тогда как последний стремится сохранить по инерции свое первоначальное направление движения. Ускорение Кориолиса равно

a = 2Vω sinφ. (5.6)

На экваторе (φ = 0^о), следовательно, A = 0. На полюсах (φ = 90^о), следовательно, A = 2Vω. Ускорение Кориолиса действует перпендикулярно вектору скорости ветра и, как упоминалось выше, направлено вправо в Северном полушарии, и влево – в Южном.

Пусть в результате взаимодействия двух сил – силы барического градиента и силы Кориолиса – единичная масса воздуха начнет двигаться равномерно. Это станет возможным, когда рассматриваемые силы уравновесят друг друга, т.е. будет выполнено условие: а+А=0. С учетом (5.4) и (5.6) запишем

. (5.7)

Из уравнения (5.7) получим скорость геострофического ветра

(5.8)

Рис.5.16. Геострофический ветер в северном полушарии.

а – сила барического градиента, А – отклоняющая сила вращения Земли, V – скорость ветра. Геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя низкое давление слева

Выразив давление в Паскалях (1 мб = 100 Па), а расстояние в метрах, получим , где – разность давления по нормали к изобарам на расстоянии 111 км, ω = 0,727×10^-4с^-1. С учетом этого формула (5.8) перепишется в следующем расчетном виде

. (5.9)

Пусть на высоте 5 км =1 мб/111 км, плотность воздуха 0,735 г/м³ , широта 57°, sin 57°=0.839. В этих условиях скорость геострофического ветра равна 10 м/с.

Подчеркнем, что близость действительного ветра к геострофическому позволяет с достаточным приближением рассчитать скорость действительного ветра и его направление по данным о распределении давления.

Градиентный ветер в циклоне и антициклоне при круговых изобарах.При отсутствии трения и круговых изобарах легко построить математическую модель градиентного ветра.

В случае циклона наиболее низкое давление (Н) расположено в его центре (рис. 5.16). Пусть на изобаре 1005 мб (сверху) располагается некоторый объем воздуха, на который действует ускорение силы барического градиента, направленное к центру циклона (а). Под действием этой силы частица начнет двигаться по направлению к центру циклона, но одновременно на нее начнет действовать сила Кориолиса (А), принуждая повернуть вправо (против часовой стрелки). Как известно, при криволинейной траектории возникает центробежная сила С= , где r – радиус внешней круговой изобары вращения. Через некоторое время все три силы окажутся на одной прямой и уравновесят друг друга:

а = A+C, (5.10)

и с этого момента установится равномерное круговое движение против часовой стрелки со скоростью (рис. 5.17).

Подставляя в (5.10) значения соответствующих ускорений (т.е. сил, отнесенных к массе), получим

. (5.11)

Решая квадратное уравнение (5.11), можно получить выражение для скорости геострофического ветра в циклоне.

Выполнив аналогичный анализ для антициклона, для которого направления стрелок для а и А изменятся на противоположные, получим, что вращение воздуха в антициклоне происходит по часовой стрелке, а уравнение равновесия сил получит вид:

. (5.12)

Аналогично из (5.11) можно получить выражение для скорости геострофического ветра в антициклоне.

А

С

,

Рис. 5.17. Градиентный ветер в циклоне при круговых изобарах

Влияние трения на скорость и направление ветра.Представленные модели не учитывают силу трения, что приближенно справедливо для свободной атмосферы. Высота, выше которой сила трения практически исчезает (от 500 до 1500 м, в среднем около 1000 м), называется уровнем трения. Слой тропосферы от земной поверхности до уровня трения называется слоем трения или планетарным пограничным слоем.

Трение в этом слое вызывается шероховатой земной поверхностью, замедляющей скорость воздушных частиц. В процессе турбулентного перемешивания частицы с малой скоростью, находящиеся у поверхности Земли, передаются в вышележащие слои, а сверху, взамен их, к поверхности поступают частицы с большей скоростью, которые вновь замедляются при соприкосновении с земной поверхностью. Таким образом турбулентное перемешивание способствует уменьшению скорости ветра во всем слое трения, причем с удалением от поверхности эффект торможения снижается.

Скорость ветра вследствие трения на высоте флюгера (10 м) примерно вдвое меньше, чем скорость геострофического ветра, рассчитанная для того же барического градиента. Например, если средняя годовая скорость ветра над сушей 5 м/сек, то средняя скорость геострофического ветра в том же месте составит 9–10 м/сек. Над океаном эффект торможения в среднем заметно меньше, – здесь скорость действительного ветра составляет около 75 % от скорости геострофического ветра.

Равномерное прямолинейное движение воздуха при наличии силы трения называют геотриптическим ветром.Если для прямолинейных изобар при отсутствии трения воздух перемещается вдоль изобар (геострофический ветер), то под действием силы трения направление геотриптического ветра изменится (рис. 5.18). Сила трения (R) всегда действует в направлении, противоположном вектору скорости. При равномерном движении сумма сил трения и Кориолиса (А+ R) уравновешивается силой барического градиента (а), действующей всегда нормально изобарам (рис. 5.18)

Рис. 5.18. Геотриптический ветер (равномерное прямолинейное движение воздуха при наличии силы трения): а – сила барического градиента, А – отклоняющая сила вращения Земли, R – сила трения, V – скорость ветра

Геострофический ветер направлен вдоль изобар, нормально ускорению барического градиента (а). Геотропический ветер направлен под углом α к направлению барического градиента (рис. 5.18), причем α < 90^о. Над сушей угол α в среднем равен 40–50^о, над морем 70–80^о. На высотах этот угол приближается к 90^о, т.е. геотропический ветер превращается в геострофический. Поскольку ветер в северном полушарии у земной поверхности отклоняется от изобар влево, то с высотой, отклоняясь к изобаре, он вращается вправо (по часовой стрелке). Говорят, что в слое трения наблюдается правое вращение ветра с ростом высоты.

Итак, ветер всегда отклоняется на некоторый угол от барического градиента, в северном полушарии вправо, в южном – влево. Барический закон ветра, сформулированный для приземной атмосферы северного полушария еще в первой половине 19 века эмпирическим путем (закон Бейс–Балло), гласит: если встать спиной к ветру, а лицом туда, куда дует ветер, то наиболее низкое давление окажется слева и несколько впереди, а наиболее высокое давление – справа и несколько сзади.

В свободной атмосфере ветер всегда дует вдоль изобар, оставляя в северном полушарии низкое давление слева, а высокое – справа. Поскольку, как мы показали выше, направления градиентов температуры и давления здесь совпадают, следовательно, с удалением от земной поверхности изобары становятся параллельными изотермам, и, значит, ветер принимает направление, параллельное изотермам.На рис. 5.19 показано направление ветра на карте абсолютной барической топографии АТ₅₀₀ (ее высота 4900 – 5800 м над уровнем моря). Трение на этих высотах несущественно.

Изменение направления ветра с высотой демонстрирует спираль Экмана (рис.5.20). Изменения скорости и направления ветра с высотой в слое трения (от поверхности Земли до высоты 1000 м) можно представить годографом, т.е. кривой, соединяющей концы векторов, изображающих ветер на разных высотах и проведенных из одного начала (рис. 5.20).

Рис. 5.20. Спираль Экмана. Скорости и направления ветра на различных высотах от земной поверхности до уровня трения

Напомним, что расстояние между соседними изогипсами пропорционально величине градиента давления и, следовательно, чем гуще изогипсы, тем больше градиенты давления, а значит – и больше скорости ветра. Под влиянием силы Кориолиса направление ветра при отсутствии трения перпендикулярно градиенту давления. Поэтому на уровне трения и выше ветер дует примерно параллельно изогипсам и изотермам, причем, низкие значение давления и температуры в Северном полушарии будет слева, а более высокие - справа.

Зоны давления и ветра в верхней тропосфере. Напомним, что низкие широты – условное название тропических и субтропических областей земного шара, расположенных примерно между 40° северной и южной широты. Высокие широты – условное название приполярных областей земного шара, ограниченных примерно 65° северной и южной широты.

Начиная с высоты 4–5 км температура в тропосфере в среднем падает от низких широт к высоким. Распределение давления у земной поверхности и на высоте 4–5 км различны. Высокое давление в верхней тропосфере и в стратосфере более или менее близко совпадает с высокой температурой, т.е. область высокого давления располагается в тропических и субтропических областях. Область низкого давления совпадает с низкой температурой, т.е. располагается в приполярных областях. Следовательно, барический градиент направлен из низких широт в высокие (от экватора к полюсам).

Геострофический ветер при таком градиенте в обоих полушариях должен быть направлен с запада на восток. Действительно, в северном полушарии градиент будет направлен к северу, а ветер, отклоняясь от него на прямой угол вправо, – с запада на восток. В южном полушарии градиент будет направлен к югу, а ветер, отклоняясь от него влево, – таже с запада на восток (рис. 5.21).

Следовательно, в верхней тропосфере и в нижней стратосфере, где давление по сравнению с экватором наиболее низкое, наблюдается западный перенос воздуха вокруг полюсов. Иными словами, над каждым из полюсов Земли располагается своего рода планетарный циклон с вращением воздуха против часовой стрелки над северным полушарием и по часовой стрелке – над южным (рис. 5.21).

Рис. 5.21. Зональное распределение давления и переносов воздуха в верхней тропосфере и в нижней стратосфере (схема). Справа – направление барических градиентов вдоль меридиана в соответствующих зонах

Западный перенос особенно развит в верхней части тропосферы, в широтах 30–35° в каждом полушарии. Скорость ветра на высотах около 12 км даже в многолетнем среднем достигает здесь более 35 м/сек. Это так называемые струйные течения, которые наблюдаются и в других районах, но здесь повторяются чаще. В западном переносе в верхней тропосфере наблюдаются волны длиной в несколько тысяч километров [84; 83]. Вокруг Земного шара их укладывается в каждый момент 4–6. На общий западный перенос налагаются также циклоны и антициклоны.

Рассмотрим циркуляцию в экваториальных широтах. Оказывается, что самое высокое давление в верхней тропосфере обнаруживается не над экватором. Субтропические зоны высокого давле­ния на высотах 4–5 км смещаются к экватору, располагаясь в верхней тропосфере на некотором расстоянии по обе стороны от него. Отсюда следует, что в сравнительно узкой экваториальной зоне, несколько смещенной к северу от экватора, барический градиент в верхней тропосфере будет направлен к экватору. По этой причине в верхней тропосфере и в нижней господствует восточный перенос (ср. с приземной тропосферой, рис. 5.3).

Зоны давления и ветра в стратосфере.Летом на более высоких уровнях, в стратосфере, среднее распределение температуры по меридиану противоположно тропосферному. Полярная область стратосферы более разогрета, по сравнению с тропической. На уровне 12–14 км и выше самые низкие температуры находятся уже в экваториальной зоне, а самые высокие – над северным полюсом. Следовательно, летом меридиональный градиент давления в стратосфере, с ростом высоты, постепенно трансформируется, получая направление от полюса к экватору на уровне 18–20 км. Теперь уже возникает околополярный антициклон и, следовательно, наблюдается восточный перенос воздуха на уровнях выше 20 км над летним полушарием.

Рис. 5.22.Распределение давления и переносов воздуха выше 20 км северным летом (схема). Справа – направление барического градиента вдоль меридиана

Зимой стратосфера в полярных широтах так же холодна, как над тропиками. Причем, от экватора к средним широтам температура растет, а от средних широт к полярным снова падает. Направление барического градиента верхней тропосферы, как и западное направление зонального переноса, сохраняется зимой во всей толще стратосферы (рис. 5.22).

5.6. Циклоны и антициклоны

Циклоны – огромные вихри в приземной атмосфере, до 1000 и более километров в поперечнике (обычно более 100 км). На приземной синоптической карте циклоны обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами округлой или овальной формы (рис. 5.23).

Рис. 5.23. Схема циклона в Северном полушарии: линии – приземные изобары, стрелки – направление ветра. Н – центр циклона

В циклонах самое низкое давление находится в центре вихря, а на периферии давление повышенное. Чем больше разница давления между центром и периферией, тем циклон более глубокий.

В циклоне сила барического градиента направлена от периферии к центру (от высокого давления к низкому). Но под влиянием силы Кориолиса в северном полушарии ветер поворачивает вправо, закручиваясь против часовой стрелки (рис. 5.23).

В зависимости от вертикальной протяжённости циклонов их подразделяют на несколько видов, одним из которых является высотный циклон. Такой циклон хорошо выражен на высотных синоптических картах в средней и верхней тропосфере, но обычно отсутствует на приземной карте. Как показано выше, изобарические поверхности циклона представляет собой объёмную воронку, которая не обязательно располагается строго вертикально. Существует такое понятие, как ось барической системы. Высотная ось циклона – это линия, соединяющая приземный центр с центрами этого же циклона на различных высотах. Высотная ось обычно наклонена под очень малым углом к горизонту, в случае с циклоном она наклонена в сторону очага холода. У земли под высотным циклоном обычно располагается область с малыми барическими градиентами, чаще всего повышенного давления, иногда хорошо выраженный гребень или антициклон, а в тропосфере он совпадает с областью холодного воздуха.

Рис. 5.24. Циклоны и фронты на территории России и стран СНГ (карта изобар, приведенных к уровню моря)

Вследствие больших поперечных размеров циклона, с севера в него «всасывается» холодный воздух, а с юга теплый. Области с тёплым и холодным воздухом образуют в циклоне соответственно тёплый и холодный сектора, границы между которыми, как упомянуто выше, являются атмосферными фронтами(см. рис. 5.4, a). Это полосы, в пределах которых теплый воздух постепенно замещается холодным, или наоборот. Весь циклон и принадлежащие ему фронты перемещаются с той или иной скоростью в направлении ведущего атмосферного потока.

Если в сторону наблюдателя движется теплый сектор циклона, а наблюдатель в исходный момент находится в холодном секторе, то это означает, что приближается теплый фронт(см. рис. 5.4, б). В холодном секторе циклона давление выше, в теплом секторе ниже, следовательно, при приближении теплого фронта давление будет падать. В районе теплого фронта, где соприкасаются теплый и холодный воздух, теплый воздух поднимается по клину холодного, охлаждается, начинается конденсация, следовательно, образуются облака и выпадают обложные осадки. Над фронтальными поверхностями, как правило, образуются обширные облачные системы, в несколько сотен км шириной, в которых облачность меняется от тонких и высоких перистых облаков в передней части, до мощных слоисто-дождевых облаков с обложными осадками непосредственно перед линией фронта.

Если к наблюдателю приближается холодный сектор (рис. 5.24), расположенный в тыловой части циклона, то в этом случае атмосферный фронт принимает характер холодного фронта с продвижением холодного клина вперёд и с вытеснением тёплого воздуха перед ним в высокие слои. Облачная система холодного фронта не так широка, как тёплого, и для неё характерно преобладание кучево-дождевых облаков, дающих ливневые осадки. Перед холодным фронтом нередко возникают шквалы и грозы.

При прохождении фронтов резко усиливается ветер. Это способствует перемешиванию промышленных выбросов предприятий и автотранспорта с чистым воздухом, в результате чего в городах снижается концентрации загрязнений в атмосферном воздухе.

У Земли в центре циклона давление низкое. По этой причине приземный воздух перемещается к центру циклона, а в его центральной части преобладают восходящие потоки воздуха. Следовательно, в центральной части циклона загрязненные выбросы газов и аэрозолей из различных источников (трубы предприятий, автотранспорт и др.) поднимаются в верхние слои атмосферы, что также способствует очистке приземного воздуха от загрязнений и улучшению экологической обстановки в городах и промышленных районах.

Тропические циклоны (ураганы, тайфуны)– это общее название для циклонов, которые формируются в теплых водах над океанами в тропиках (рис. 5.25). Это огромный атмосферный вихрь диаметром от 100 до 1600 км, сопровождающийся сильными разрушительными ветрами, ливневыми дождями и высокими нагонами (повышением уровня моря под воздействием ветра).

Зародившиеся тропические циклоны (тропики – это параллели, отстоящие от экватора на 23°27' к северу – Северный тропик, или тропик Рака, и к югу – Южный тропик, или тропик Козерога), обычно движутся на запад, несколько отклоняясь к северу, с возрастающей скоростью перемещения и увеличиваясь в размерах. После движения в направлении полюса тропический циклон может «развернуться», влиться в западный перенос умеренных широт и начать двигаться на восток (однако такая смена направления движения происходит не всегда).

Вращающиеся против часовой стрелки циклонические ветры Северного полушария имеют максимальную силу в поясе диаметром 30–45 км и более, начинающемся от «глаза бури». Скорость ветра вблизи земной поверхности может достигать 240 км/ч. В центре тропического циклона обычно находится свободный от облаков участок диаметром от 8 до 30 км, который и называется «глазом бури», так как небо здесь часто бывает ясным (или малооблачным), а ветер обычно очень слабый. И, что зона разрушительных ветров на пути движения тайфуна имеет ширину 40–800 км. Развиваясь и перемещаясь, циклоны преодолевают расстояния в несколько тысяч километров, например, от очага формирования в Карибском море или в тропической Атлантике до внутриматериковых районов или Северной Атлантики.

Тропические циклоны возникают в разных районах мира (за исключением холодных вод Южной Атлантики и юго-восточной части Тихого океана). Они обычно вторгаются в восточные и приэкваториальные районы материков. Ураганные ветры в тропических циклонах могут причинить большой ущерб. Они способны валить деревья, опрокидывать дома, обрывать линии электропередачи и даже пускать под откос поезда. Но к самым большим человеческим жертвам приводят наводнения, связанные с ураганами. Они вызывают огромные волны, выбрасывающие на берег небольшие суда. Уровень моря может за несколько минут подняться более чем на 2 м. Гигантские волны разрушают дома, дороги, мосты, расположенные на берегу. Ураганы обычно сопровождается проливными дождями, которые заливают поля и портят посевы, размывают дороги и сносят мосты, затопляют населенные пункты.

Струйные течения. Во время Второй мировой войны пилоты сделали открытие, которое имело большое значение для метеорологии. Самолеты, летевшие на запад, попадали в очень сильное воздушное течение, направленное с запада на восток и тормозившее их движение. Исследования областей очень сильных ветров в верхней тропосфере показали, что во фронтальной зоне между холодным и теплым воздухом, где горизонтальный градиент температуры увеличивается, барический градиент осо­бенно сильно растет с высотой (см. раздел: Изменение барического градиента с высотой). Следовательно, скорость ветра достигает очень больших величин. В случае резко выраженного фронта, над ним, вблизи тропопаузы, наблюдается параллельное фронту мощное воздушное течение, в несколько сотен километров шириной, со скоростями 150-300 км/час. Вертикальная протяженность его около 2 км. Это и есть струйное течение. Струйные течения представляют собой сильно турбулизированные движения воздуха, характеризующиеся увеличением скорости в направлении к оси течения. Выше, в зоне ослабления горизонтального температурного градиента, барический градиент падает и скорость ветра ослабевает.

В случае арктического фронта струйные течения обнаруживаются на более низких уровнях. Иногда струйные течения наблюдаются и в стра­тосфере. Главные фронты тропосферы (полярные и арктические) проходят обычно по широте, причем холодный воздух располагается в более высоких широтах. Поэтому связанные с этими фронтами струйные течения чаще всего направлены с запада на восток. При отклонении главного фронта от широтного направления, отклоняется и струйное течение.

Струйное течение влияет на скорость полета самолетов. В его зоне может развиваться сильная турбулентность. Поэтому прогноз струйных течений по трассе полета необходим для авиации.

Антициклон – область в атмосфере, характеризующаяся повышенным давлением воздуха. На картах распределения давления антициклон представляется концентрическими замкнутыми изобарами (линиями равного давления) неправильной, приблизительно овальной формы. Наивысшее давление (до 1025–1070 мб) – в центре антициклона, оно убывает к периферии. Продолжительность существования отдельного антициклона – несколько суток, а иногда и недель.

Как и циклоны, антициклоны обычно перемещаются в направлении общего переноса воздуха в тропосфере. Средняя скорость перемещения антициклона около 30 км/ч в Северном полушарии, и около 40 км/ч – в Южном, но нередко антициклон надолго принимает малоподвижное состояние. Ветер в антициклоне дует в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном – против, образуя тем самым гигантский вихрь (рис.5.26). Размер антициклона в поперечнике может достигать порядка тысяч км.

В антициклоне, в его центральной части, в отличие от циклона, преобладает нисходящее движение воздуха, что способствует накоплению загрязнённого воздуха в приземном слое. При оседании воздух адиабатически нагревается и удаляется от состояния насыщения. Поэтому температура тропосферы в антициклоне повышена (только над самой поверхностью суши зимой она может быть очень низкой), облачность мала, осадки, как правило, отсутствуют. Ветры во внутренней части антициклона слабы, но усиливаются к периферии.

Антициклон выбрасывает из центра воздух к периферии (рис. 5.26). Поэтому температура воздуха в нем сравнительно мало изменяется, фронты практически не выражены. Из-за отсутствия фронтов в антициклоне преобладает ясная, сухая, безветренная погода. Следовательно, в антициклоне создаются условия, способствующие накоплению антропогенных загрязнений в приземном слое атмосферы. С антициклональной погодой связано ухудшение экологической ситуации, особенно в городах и промышленных районах.

Рис. 5.26. Схема антициклона в Северном полушарии; жирные линии – приземные изобары; стрелки – направление ветра; В – центр антициклона

В сильно загрязненной производственными и транспортными выбросами приземной атмосфере, при штиле или слабом ветре, образуется вторичный туман – смог:

а) густой туман с примесью дыма или газовых отходов производства (например, в Лондоне);

б) пелена едких газов и аэрозолей повышенной концентрации (без тумана), возникающая под действием ультрафиолетовой радиации Солнца в воздухе в результате фотохимических реакций, происходящих в газовых выбросах автомашин и химических предприятий (например, в Лос-Анджелесе).

Типичной является реакция окисления сернистого газа с образованием сульфатных аэрозолей. Наличие в воздухе оксидов азота и углеводородов при воздействии ультрафиолетовой радиации приводят к реакции выделения озона и образованием проксилацетилнитрата (ПАН). Это едкий смог с коричневым оттенком. Интенсивный и длительный смог может явиться причиной повышения заболеваемости и смертности.

Изменения барического поля в циклонах и антициклонах с высотой. Изотермы в циклонах и антициклонах распределены несимметрично: в восточной (обычно передней) части циклона, где ветры направлены из низких широт, температура выше; в западной (обычно тыловой) части, где ветры направлены из высоких широт, она ниже. В антициклонах – наоборот (рис. 5.27). Но барические градиенты с высотой приближаются к температурным градиентам, следовательно, и изобары с высотой приближаются по направлению к изотермам. Изобары на высотах, следуя изотермам, на некоторой высоте размыкаются (рис. 5.27). Над передней (восточной) частью приземного циклона, в средней или верхней тропосфере, располагается гребень повы­шенного давления, совпадающий с языком теплого воздуха, а над тыловой (западной) частью – ложбина пониженного давления, совпадающая с языком холодного воздуха. Над передней частью приземного антициклона располагается ложбина, связанная с низкими температурами, а над тыловой частью – гребень, связанный с высокими температурами [83; 84].

Рис. 5.27. Изобары в циклоне (Н) и антициклоне (В) на уровне моря (сплошные кривые) и в высоких слоях (прерывистые кривые)

В тех случаях, когда горизонтальные градиенты температуры малы, изобары остаются замкнутыми до больших высот. При этом характер измене­ния барического поля с высотой зависит от того, какая температура наблюдается в области данной барической системы: более высокая или более низкая.

Если циклон существует в холодном воздухе, а температура самая низкая в его центре, тогда с высотой барические градиенты мало меняют направление, и замкнутые изобары с низким давлением в центре обнаруживаются до больших высот тропосферы. Это – высокий циклон (рис. 5.28).

Если циклон совпадает с теплой воздушной массой, а температура в центре циклона наивысшая, то циклон быстро исчезает с высотой, так как в нем на высотах появляется дополнительный барический градиент, связанный с градиентом температуры, противоположным по направлению барическому градиенту. Это – низкий циклон. Над ним располагается антициклон (рис. 5.28). Из рассмотрения рис. 5.29 следует, что для антициклонов наблюдается обратная картина, т.е. холодные антициклоны являются низкими, а теплые – высокими.

Рассмотрим, следуя С.П. Хромову [83; 84], процесс возникновения циклонов и антициклонов во внетропических широтах.Напомним, что арктический фронт – это пограничная зона между арктическими воздушными массами и воздушными массами умеренных широт; полярный фронт разделяет воздух умеренных (полярный воздух) и тропических широт.

На фронтах между полярным (умеренным) и тропическим воздухом, или между арктическим и полярным воздухом (см. рис. 5.5), возникают огромные волны длиной 1000 км и более. В их возникновении играют роль как разрыв температуры и ветра на фронте, так и ускорение Кариолиса.

Холод Тепло

Рис. 5.28. Высокий (холодный) и низкий (теплый) циклон. Изобарические поверхности в вертикальном разрезе

Холод Тепло

Рис. 5.29. Низкий (холодный) и высокий (теплый) антициклон

Воздушные частицы по обе стороны фронта испытывают колебательное движение, которое распространяется в виде волны вдоль фронта чаще всего с запада на восток. При этом сама поверхность фронта испытывает волнообразные деформации. В гребнях волн (языки холодного воздуха повышенного давления) фронт продвигается к низким широтам, а в долинах (языки теплого воздуха пониженного давления) – к высоким. В долинах фронтальных волн развиваются циклонические движения и образуются циклоны.

Центр каждого циклона лежит на фронте (рис. 5.30). В передней части циклона фронт продвигается к высоким широтам, являясь участком теплого фронта. В тыловой части циклона фронт продвигается к низким широтам, представляя участок холодного фронта. Сами фронты в циклоне обостряются вследствие существующей там сходимости воздушных течений. Язык теплого воздуха в циклоне между теплым и холодным фронтом, как упоминалось выше, носит название теплого сектора циклона. Циклон в этой стадии развития (рис. 5.30, в) называется молодым, он продолжает «углубляться», т.е. давление в его центре падает. Сам циклон перемещается по фронту (обычно в восточном направлении).

Холодный фронт в области циклона постепенно нагоняет теплый фронт и смыкается с ним (окклюзия циклона). В этой стадии (рис. 5.30, г) теплого сектора у земной поверхности уже нет – теплый воздух теперь оттеснен холодным воздухом в верхнюю часть тропосферы, где он охлаждается путем излучения, а сам циклон становится холодным и высоким (рис. 5.29). Скорость его перемещения убывает, а давление в центре начинает повышаться – начинается затухание циклона.

Чаще всего циклоны развиваются на полярных и арктических фронтах. В первом случае воздух теплого сектора будет тропическим воздухом, а остальная часть циклона занята полярным (умеренным) воздухом. Во втором теплый сектор образован уже полярным воздухом, холодный – арктическим.

Рис. 5.30. Схема развития фронтального циклона: а, б – начальные стадии; в – молодой циклон; г, д – окклюдированный циклон

На полярном фронте возникает обычно серия циклонов, перемещаю­щихся вдоль фронта один за другим. Из-за уменьшения скорости перемещения в процессе окклюзии циклоны серии обычно нагоняют друг друга и могут объединиться в одну обширную высокую и малоподвижную депрессию –центральный циклон (рис. 5.31), образующийся в субполярных или близких к субполярным широтах. Продолжительность существования серии циклонов около недели. Центральный циклон «живет» дольше.

В гребнях фронтальных волн между циклонами серии образуются промежуточные антициклоны, довольно слабые, часто представленные гребнями большого субтропического антициклона, по южной периферии которого рас­полагается полярный фронт (рис. 5.31). В пределах гребня антициклона, севернее фронта, устанавливается типичная антициклональная малооблачная и сухая погода.

Рис. 5.31. Центральный циклон и субтропический антициклон на синоптической карте [84]

В тылу каждого циклона серии относительно холодный полярный воздух проникает все дальше в низкие широты. Заключительный антициклон, обычно развивающийся к северу или к северо-западу от серии циклонов в полярном воздухе, обеспечивает мощное вторжение полярного воздуха в субтропические широты. Прогреваясь, полярный воздух становится высоким и теплым субтропическим антициклоном.

Одновременно тропический воздух продвигается в передних частях развивающихся циклонов в высокие широты, оттесняясь в процессе окклюзии от земной поверхности в верхнюю тропосферу. Там он продолжает движение к высоким широтам, сливаясь с центральном циклоном, где охлаждается и трансформируется в полярный воздух.

Таким образом, происходит обмен воздуха между низкими и высокими широтами.