Циркуляція атмосфери в помірних та високих широтах

У помірних широтах циркуляція атмосфери обумовлюється баричними градієнтами, спрямованими від субтропічних поясів високого тиску до помірних широт (мал. 6.26.). Тому у помірних широтах градієнтний вітер має західний напрямок у всій тропосфері. Лише в шарі тертя переважаючими є вітри з південного заходу на північний схід у північній півкулі та з північного заходу на південний схід у південній півкулі. Але в реальних умовах схема циркуляції атмосфери в помірних широтах ускладнюється інтенсивною циклонічною діяльністю. Тут постійно виникають, розвиваються і рухаються великомасштабні атмосферні вихори – циклони та антициклони. Вони суттєво порушують зональність циркуляції. У тиловій частині циклонів і в передній частині антициклонів виникають холодні повітряні течії з півночі на південь, а в передній частині циклонів і в тиловій частині антициклонів виникають теплі течії з півдня на північ. Так одночасно з перенесенням повітря із заходу на схід відбувається обмін повітряними масами у меридіональному напрямку.

У високих широтах горизонтальний баричний градієнт спрямований від областей високого тиску навколо полюсів до помірних широт (мал. 6.26.) Тому тут градієнтний вітер має східний напрямок. Ці східні вітри займають товщу атмосфери до 2-4 км і лише над східною Антарктидою до 6 км. На деякій висоті ці східні вітри затухають і над ними поступово появляються західні вітри, які панують у верхній тропосфері і нижній стратосфері.

Основною формою циркуляції атмосфери у високих, як і в помірних широтах, є циклонічна діяльність.

Циклони

Циклони (від грецького „циклос” – круг, коло) – величезні атмосферні вихори із замкненими ізобарами і найнижчим тиском у їхньому центрі. Повітря в циклонах переноситься від окраїн до центру проти руху годинникової стрілки у північній півкулі та за ходом годинникової стрілки у південній.

Отже, у приземному шарі атмосфери повітря втікає в область циклону, переноситься догори, а у верхніх шарах витікає з нього. Основною властивістю циклону є наявність висхідних рухів на усій його території, що й визначає характер погоди. Підіймаючись у високі шари атмосфери, повітря адіабатично охолоджується, досягає стану насичення, відбувається конденсація водяної пари, утворюються хмари та атмосферні опади.

Розміри циклонів позатропічних широт величезні. Їх діаметр досягає 2-3 тис. км і охоплює зразу кілька країн Європи. Щороку в позатропічних широтах земної кулі виникає до 130 велетенських атмосферних вихорів – циклонів. Щорічно в Україні спостерігається в середньому 43 циклони і 129-136 днів з циклонічною погодою. Найбільше днів з циклонічним характером погоди спостерігається взимку та навесні.

Атмосферний тиск у центрі циклонів помірних широт у більшості випадків знижується до 995-1000 гПа. Порівняно рідко „глибина” циклонів досягає 960-950 гПа у північній півкулі та 923 гПа у південній. Найглибші циклони бувають у високих широтах. Поряд з поглибленням циклону збільшуються і баричні градієнти і його діаметр. Середній тиск у центрі Українських циклонів близько 1005 гПа.

Циклони, як правило, виникають на основних атмосферних фронтах – на полярних (помірних) та арктичних. На поверхні фронту виникають величезні хвилі з довжиною близько 1000 км. Хвилі виникають під впливом величезних горизонтальних градієнтів температури, сходження течій холодного та теплого повітря і відхиляючої сили обертання Землі. На одних ділянках фронт починає рухатись на північ, на інших – на південь. На місці хвилі починається зменшення атмосферного тиску. Це і є центр майбутнього циклону де виникають ділянки теплого і холодного фронту. Отже, центр кожного циклону розташований на атмосферному фронті. Це і є перша стадія розвитку циклону – стадія хвилі. На цій стадії в приземному шарі можуть бути відсутні замкнені ізобари.

Фронт в циклоні загострюється внаслідок конвергенції повітряних течій. Ділянка теплого фронту рухається на північ, посилюється зменшення атмосферного тиску в передній (східній) частині циклону і він поглиблюється. В ньому появляється кілька замкнених ізобар. Це вже друга стадія розвитку циклону, яка називається стадією молодого циклону. У цій стадії циклон виражений у нижній частині атмосфери. Розподіл температури в ньому асиметричний: у його південно-східній частині тепле повітря, а за холодним фронтом та перед теплим – холодне (мал. 6.33). Сектор циклону між теплою і холодною ділянками фронту називається теплим сектором циклону.

У цій стадії розвитку продовжується зменшення тиску в центральній частині і циклон досягає стадії максимального розвитку. Холодний фронт циклону завжди рухається швидше, ніж теплий, і поступово доганяючи останній, зливається з ним. Відбувається так звана оклюзія циклону. Це остання стадія розвитку циклону. В оклюдованому циклоні поблизу земної поверхні уже немає теплого сектору, тепле повітря витісняється холодним угору, де воно поступово охолоджується шляхом випромінювання. У цій стадії циклон виражений у всій тропосфері і він стає високим холодним баричним утворенням. Швидкість руху такого циклону уповільнюється, тиск в центрі підвищується і він поступово заповнюється. Спочатку він зникає на картах ізобар в приземному шарі і поступово заповнюється на висотах.

На полярному та арктичному фронтах, як правило, виникає не один циклон, а серія циклонів – частіше всього 4-6, і рухаються вони за загальним перенесенням повітря в середній і верхній тропосфері. Течії повітря на висоті 3-5 км мають назву провідної течії в атмосфері. Вздовж цієї течії і рухаються циклони зі швидкістю близько 0,7 швидкості цієї течії. Як правило, циклони рухаються із заходу на схід з невеликим відхиленням у високі широти. Середня швидкість зміщення центру циклону становить 30-40 км/г, а в окремих випадках може перевищувати 80 км/г. В окремих випадках циклони можуть зміщуватись з півночі на південь – це так звані пірнаючі циклони, а інколи навіть із сходу на захід. У стадії оклюзії швидкість циклону різко зменшується.

Внаслідок зменшення швидкості руху в стадії оклюзії циклони однієї серії доганяють один одного й об’єднуються в один величезний циклон. Це так званий центральний циклон, який утворюється в субполярних широтах (мал. 6.34). Центральний циклон сам формує провідні течії атмосфери, порушуючи цим зональні течії атмосфери. Циклони однієї серії існують близько тижня. Центральний циклон існує довше. Центральні циклони найчастіше утворюються у північній частині Атлантичного та Тихого океанів північної півкулі на відповідних широтах.

З виникненням та рухом циклонів пов’язані різкі зміни погоди. Наближення циклону можна помітити за появою перистих хмар у західній частині горизонту у вигляді паралельних смуг. Через деякий час за ними появляються перисто-шаруваті, потім високо-шаруваті і шарувато-дощові, тобто типові хмари теплого фронту, який рухається в передній частині циклону. Для цього фронту характерні тривалі опади облогового характеру. В теплому секторі циклону можуть спостерігатись тумани та опади мрячного характеру, які характерні для холодної частини року. В тиловій частині циклону переважають опади зливового характеру з купчасто-дощових хмар.

Отже, при проходженні циклону встановлюється хмарна погода, опади, змінюється їх характер, різко змінюється температура повітря і напрямок вітру. Територію циклону взагалі займають сильні вітри особливо в зоні холодного фронту. Швидкість вітру в циклонах часто досягає сили шторму. Особливо сильні вітри спостерігаються у глибоких циклонах помірних широт, в які перетворились тропічні циклони, вийшовши в помірні широти. У цих випадках окремі пориви вітру в циклонах можуть досягати 60 м/с.

Антициклони

Антициклони (від грец. „анти” – проти та „циклос” – круг, коло) – величезні атмосферні вихори із замкненими ізобарами і найвищим атмосферним тиском у їхньому центрі. Повітря в них переноситься від центру до окраїн за годинниковою стрілкою у північній півкулі та проти руху годинникової стрілки у південній.

Антициклони виникають за межами атмосферних фронтів у холодному повітрі. За кожним циклоном серії виникають так звані проміжні антициклони. Вони досить часто не мають замкнених ізобар, а існують лише у вигляді гребеня субтропічного антициклону. Північніше від серії циклонів розвивається так званий заключний антициклон. Це великомасштабний вихор із системою замкнених ізобар.

Антициклони також мають величезні розміри, як і циклони, і рухаються з такою ж швидкістю, оскільки їх швидкість визначається швидкістю провідної течії. Заключні антициклони часто стають малорухливими і можуть зберігатись в окремому районі протягом тривалого часу. Напрямок руху антициклонів із заходу на схід, але з відхиленням у низькі широти. Тому всі вони зміщуються в субтропічні широти, де й утворюють зону високого тиску. Взимку над холодним суходолом антициклони дуже посилюються де й утворюються сезонні центри дії атмосфери – Сибірський та Канадський антициклони.

У зв’язку з витіканням повітря з антициклону в приземному шарі величезні шари повітря в ньому опускаються вниз, тобто в антициклонах на великій площі існують низхідні вертикальні рухи повітря. В результаті опускання повітря воно адіабатично нагрівається і формуються інверсії стиснення. Тому в антициклонах повітря віддаляється від стану насичення і встановлюється малохмарна суха погода. Лише взимку в достатньо вологому повітрі в антициклонах в приземному шарі утворюватись низькі шаруваті хмари та тумани в результаті радіаційного охолодження земної поверхні та приземного шару повітря, а також адвекції тепла на холодну підстильну поверхню.

У зв’язку з посиленням антициклонів температура повітря в тропосфері підвищується і в стадії максимального розвитку антициклон стає високим і теплим баричним утворенням. Температура повітря в приземному шарі повітря залежить від пори року. При ясній погоді влітку земна поверхня дуже нагрівається і встановлюється спекотлива суха погода. Взимку, навпаки, при ясній погоді велике ефективне випромінювання призводить до сильного радіаційного вихолоджування і встановлюється дуже морозна тиха погода.

Тропопауза над добре розвиненим високим антициклоном наближено на 2 км вища, ніж це буває в середньому. Як правило, в цей час температура повітря в нижній стратосфері низька. Отже, теплій тропосфері у високому антициклоні відповідає високо розташована холодна стратосфера.

В Україні щороку в середньому буває 36 антициклонів і 229-242 дні з антициклональною погодою. Найбільше днів з такою погодою буває восени, найменше – взимку. Середній атмосферний тиск у центрі українських антициклонів становить 1026 гПа.

Місцеві вітри

Місцеві вітри – це вітри, які характерні для певної окремої місцевості. Вони виникають під впливом різних чинників. Зокрема, місцевими вітрами можна називати місцеві збурення течії загальної циркуляції атмосфери. Це можливо під впливом особливостей орографії місцевості. Багато місцевих вітрів не пов’язані із загальною циркуляцією атмосфери і проявляються лише при ясній погоді і малих баричних градієнтах.

Бризи − це вітри, які виникають вздовж берегової лінії морів, озер і навіть великих річок при ясній антициклональній погоді. Вдень бриз дме з водної поверхні на суходіл і його називають морським бризом, а вночі з суходолу на водну поверхню – це береговий бриз. При циклонічній погоді панують вітри, обумовлені величиною

та напрямком баричних градієнтів

(мал. 6.35.).

Бризи виникають у зв’язку з добовою зміною температури поверхні суходолу. Вдень суходіл добре нагрівається, а водна поверхня відносно холодна. Тому атмосферний тиск над прибережним суходолом знижується, а над водною поверхнею підвищується і повітря переноситься на суходіл. Це і є морський бриз. Вночі суходіл при малохмарній погоді вихолоджується, а водна поверхня стає відносно теплою. Тому повітря переноситься з берега на водну поверхню. Над приземними течіями повітря існують компенсуючі протитечії. Залежно від величини водних басейнів масштаби течій різні. У більшості випадків бризи помітні в шарі кількох сотень метрів, інколи досягають висоти 1-2 км. Середня швидкість вітру становить 3-5 м/с. Розповсюджуються бризи на суходолі та на водній поверхні на десятки кілометрів. Особливо потужні бризи в субтропічних антициклонах. Так, в західній Африці морський бриз, витісняючи гаряче континентальне повітря, може спричинити зниження температури повітря більше, ніж на 10⁰С та збільшити відносну вологість повітря більше, ніж на 40 %.

Вітри схилів виникають при ясній антициклональній погоді на схилах гірських хребтів, а також на бокових схилах великих гірських долин під впливом термічних причин, а саме внаслідок відмін у нагріванні верхніх та нижніх частин схилів. Важливу роль відіграють також відміни температури повітря поблизу схилів і на деякій висоті над ними. Повітряні течії порівняно невеликої горизонтальної та вертикальної протяжності. Вдень прогріте легке повітря піднімається вгору вздовж схилу, а вночі холодне важке повітря стікає вниз. На деякій висоті над схиловими течіями виникають обернено спрямовані компенсаційні протитечії.

Гірсько-долинні вітри виникають у гірських долинах. Вдень вітер дме вздовж долини вверх, а вночі вниз. Система гірсько-долинних вітрів має значну горизонтальну протяжність, заповнюючи всю долинну від початку до її виходу на рівнину. Це потужна циркуляційна ланка, через яку відбувається обмін повітря між горами і прилеглою рівниною. Нічні гірсько-долині вітри Ферганської та Ангренської долин Середньої Азії проникають на рівнину на 70-100 км.

Вдень при малохмарній погоді підстильна поверхня і повітря у верхній частині долини дуже нагріваються. Крім того, температура повітря в долині вища, ніж в атмосфері над долинною. Усе це разом зумовлює денний долинний вітер. Швидкість цього вітру в середині дня близько 3-5 м/с.

Верхня межа долинного вітру залежить від стратифікації атмосфери. При нестійкій стратифікації товщина шару з долинним вітром збільшується і залежить від розміру долин. На Кавказі товщина цього шару досягає 700-1000 м. В межах долини над долинним вітром виникає обернена компенсаційна течія.

Структура долинного вітру дуже складна. Потік долинного вітру одночасно також піднімається і вздовж бокових схилів долин, різко змінюючи напрямок та швидкість.

Вночі верхні частини долин в результаті великого ефективного випромінювання дуже охолоджуються і холодне повітря стікає вниз. Швидкість нічного гірського вітру близько 2 м/с. Товщина шару гірського вітру менша і становить близько 500 м. Гірський вітер також дуже складний, він також формується в результаті злиття самостійних течій повітря із схилів і бокових долин. Над гірським вітром також виникає обернена компенсаційна течія.

Гірсько-долині вітри найчастіше спостерігаються влітку в дні з малохмарною погодою. В інші сезони вони бувають рідше. Цікаві свідчення дає Ким В.М. Тихої квіткової ночі 1976 р. вони їхали всюдиходом долиною річки Вивиткар на Чукотці. Раптом світло фар уперлось в стіну снігу, який несло вітром упоперек долини. Навколо запанувала заметіль, нічого не видно, вітер заглушив шум всюдихода. Через 100-200 м їх знову зустріла тиха ясна погода. Так повторилась кілька разів, коли вони проїжджали мимо бокових долин, які виходили в долину річки Вивиткар.

Отже, гірсько-долині вітри є важливим чинником формування клімату гір. Важлива не лише наявність різкої зміни напрямку вітру протягом доби. Такі вітри сприяють адвекції тепла і холоду, перенесенню вологи, впливають на розвиток хмар та розподіл опадів і інших атмосферних явищ.

Льодовикові вітри. Виникають льодовикові вітри над поверхнею льодовиків у горах. Повітря охолоджується над льодовиком і стікає вниз. Отже, льодовиковий вітер має постійний напрямок. Швидкість вітру 3-7 м/с і залежить від розмірів та нахилу льодовика. Найбільша швидкість вітру спостерігається вдень, коли буває найбільший контраст температури повітря безпосередньо над льодом і в атмосфері. Максимальна швидкість вітру спостерігається на висоті 2 м, нижче і вище його швидкість зменшується.

У повітрі над льодовиком завжди спостерігається інверсійний розподіл температури, обумовлений охолодженням повітря від льодовика. На висоті 2 м температура повітря може бути на 8-10⁰ вищою, ніж безпосередньо над льодовиком. Товщина шару льодовикових вітрів залежить від розмірів льодовика. У горах, як правило, товщина цього шару становить 45-125 м. Але найбільші льодовикові (стокові) вітри спостерігаються на узбережжях Гренландії та Антарктиди, які мають великий нахил від центру до узбережжя і дуже довгі схили. Тому тут товщина шару стокових вітрів може досягати 200-300 м, швидкість вітру 30-40 м/с, а в окремих місцях часом 80-90 м/с.

Фен − це теплий сухий поривчастий вітер, який дме з гір в долину. Вперше описаний він в Альпах, але відомий у всіх гірських районах, у тому числі на крутих схилах Кримських гір.

Фени виникають тоді, коли повітряні течії загальної циркуляції атмосфери перетікають через достатньо високі гори. На підвітряному боці гір повітря опускається вниз і при цьому воно адіабатично нагрівається на 1⁰ С на кожні 100 м опускання. При нагріванні повітря відносна вологість його зменшується. Якщо уявити, що повітря перевалює хребет висотою 2000 м, а температура повітря на його вершині була -2⁰, то опустившись вниз воно нагрівається на 20⁰ і температура його в долині буде 18⁰С.

Повітря спочатку піднімається угору вздовж навітряного схилу, охолоджуючись досягає стану насичення, утворюються хмари, випадають атмосферні опади. З долини на підвітряному боці гори над хребтом видно хмару, ніби прив’язану до хребта. Насправді це кожної миті нова хмара. Справа в тому, що опускаючись за хребтом разом з повітрям, хмара випаровується, а над хребтом утворюється наново. Втративши частково вологу і нагрівшись при опусканні в долину повітря стає теплим і сухим (мал. 6.36).

Іноді фени бувають з обох боків гірської системи. Це спостерігається тоді, коли над гірською системою формується антициклон. В антициклоні існують низхідні рухи повітря в результаті чого воно нагрівається. У цьому випадку швидкість вітру мала.

Дуже гарячими фени бувають тоді, коли хребет перетікає тепле тропічне повітря. Воно додатково адіабатично нагрівається, що й викликає різке підвищення температури. Так, у травні 1935 р. тропічне повітря спричинило підвищення температури на північних схилах Кавказу в Нальчику до 32⁰, а в Моздоку до 40⁰ С. Відносна вологість при цьому знизилась до 13 %.

Інтенсивні фени під місцевою назвою чинук відомі на сході Скелястих гір, коли протягом кількох годин температура може підвищитись на 40-45⁰ С. Чинук місцеве населення називає пожирачем снігу, бо при появі цього вітру спостерігається інтенсивне танення снігу, а інколи він просто випаровується. Особливо великий ефект підвищення температури при фенах спостерігається тоді, коли в долинах чи на нижніх схилах хребта було холодне повітря.

Отже, при тривалих інтенсивних фенах можуть розливатись гірські річки в результаті інтенсивного танення снігу. Влітку при фенах листя на деревах може в’янути і опадати. В багатьох місцях земної кулі буває багато днів з фенами. Так в Кутаїсі протягом року їх буває в середньому 114 днів, у Тбілісі – 45, в Інсбруці – 75 днів. Ці вітри вносять великий вклад у формування погоди та клімату відповідних місць.

Бора. Сильний холодний поривчастий вітер, який дме з відносно низьких гірських хребтів у бік досить теплого моря, називається борою. Такі вітри давно відомі в районі Новоросійської бухти на Чорному морі, в районі Трієста на Адріатичному узбережжі. Подібні вітри з місцевою назвою сарма є на Байкалі поблизу острова Ольхон, містраль – на Середземноморському узбережжі Франції тощо.

У Новоросійську бора виникає тоді, коли холодний фронт підходить із півночі до Морхотського перевалу над Новоросійськом. Важке холодне повітря перетікає через перевал висотою близько 500 м і під дією сили земного тяжіння набирає великої руйнівної сили. При цьому температура повітря може бути -10-15⁰ С, а перед борою вона була 5-10⁰ тепла. У Новоросійську були зафіксовані випадки, коли при борі температура знижувалась більше ніж на 25⁰С. Бора затихає у морі за кілька кілометрів від міста. Бора виникає лише в холодну частину року – з листопада до березня. Кожен випадок бори триває 1-3 доби, інколи тиждень. В середньому за рік у Новоросійську буває 46 днів з борою. Усе, що плаває перед початком бори мусить втікати у море. Бора викидає на берег та топить усі транспортні засоби, які залишились у бухті.

Виникає запитання: а чому при фенах повітря гаряче, а при борі холодне? Справа в тому, що при борі повітря падає вниз з невисоких хребтів, воно адіабатично нагрівається на кілька градусів, але його температура дуже низька у порівнянні з температурою над морем.

Шквали

Шквалами називають різке короткочасне посилення вітру до 15-20 м/с і більше. Шквали тривають кілька хвилин, іноді повторюються. За такий короткий час вони проявляють свою руйнівну силу. Шквали зумовлені купчасто-дощовими хмарами як внутрішньомасовими, так і фронтальними.

Перед купчасто-дощовою хмарою виникають потужні висхідні рухи повітря. В центральній і тиловій частині хмари разом з опадами виникають потужні низхідні рухи (мал. 6.37.). Тому під передньою частиною хмари виникає вихор з горизонтальною віссю. Нижня частина цього вихору і є тим шквалом, який фіксують поблизу поверхні землі. При наближенні потужної купчасто-дощової хмари вітер посилюється і повертає у бік хмари, а потім з під хмари дме у вигляді шквалу. Фронтальні шквали виникають одночасно на великих територіях вздовж лінії фронту.

Як правило, шквали виникають одночасно з грозами, опадами зливового характеру, часто з градом. При шквалах атмосферний тиск різко зростає у зв’язку з холодними зливовими опадами. Після проходження хмари атмосферний тиск знижується. Лише в степових районах в умовах великої сухості повітря шквали можуть виникати без утворення купчасто-дощових хмар.

Щорічно метеорологічні станції України фіксують у середньому 57 шквалів, із них 13 % слабкі (до 15 м\с), 74 % помірні (15-24 м/с), 13 % сильні (понад 24 м/с). 7 червня 1975 р. у Київській, Черкаській та Кіровоградській областях швидкість вітру при шквалі досягала 50 м/с. Останні руйнівні шквали зафіксовано 4-5 липня 2000 р. у західних та південних областях України. 50 % шквалів в Україні тривають близько 6 хвилин і лише 4 % випадків понад 30 хвилин.