ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ
общая, система
крупномасштабных возд. течений над земным шаром. В тропосфере сюда относятся
пассаты,
муссоны, возд. течения, связанные с циклонами
я
антициклонами,
в
стратосфере -преим. зональные (западные и восточные) переносы воздуха с
наложенными на них т. н. длинными волнами. Создавая перенос воздуха, а
с ним тепла и влаги из одних широт и регионов
в другие, Ц. а. является
важнейшим климатообразую-щим процессом. Характер погоды и его изменения
в любом месте Земли определяются не только местными условиями теплооборота
и влагооборота между земной поверхностью и атмосферой, но и Ц. а.
Существование Ц. а. обусловлено неоднородным
распределением атмосферного давления (наличием барического градиента),
вызванным
прежде всего неодинаковым притоком солнечной радиация в различных широтах
Земли и различными физич. свойствами земной поверхности, особенно в связи
с её разделением на сушу и море. Неравномерное распределение тепла на земной
поверхности и обмен теплом между ней и атмосферой приводят в результате
к постоянному существованию Ц. а., энергия к-рой расходуется на трение,
но непрерывно пополняется за счёт солнечной радиации.
СРЕДНИЕ ВЫСОТЫ ИЗОБАРИЧЕСКОЙ ПОВЕРХНОСТИ
- 300 мб над УРОВНЕМ МОРЯ
МНОГОЛЕТНЕЕ СРЕДНЕЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ АТМОСФЕРНОГО
ДАВЛЕНИЯ и ПРЕОБЛАДАЮЩЕГО ВЕТРА у ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Вследствие Кориолиса силы движение
воздуха при общей Ц. а. является ква-зигеострофическим, т. е. за исключением
приэкваториальных широт и пограничного слоя оно достаточно близко к гео-строфическому
ветру, направленному по изобарам, перпендикулярно барическому градиенту.
А т. к. атм. давление распределяется над земным шаром в общем зонально
(изобары близки к широтным кругам), то и перенос воздуха имеет в общем
зональный характер. В нижних 1-1,5 км ветер находится ещё под влиянием
сил трения и существенно отличается от геострофического по скорости и направлению.
Кроме того, распределение атм. давления над земной поверхностью, а с ним
и течения Ц. а. зональны лишь в общих чертах. В действительности Ц. а.
находится в непрерывном изменении как в связи с сезонными изменениями в
распределении источников и стоков тепла на земной поверхности и в атмосфере,
так и в связи с циклонической деятельностью (образованием и перемещением
в атмосфере циклонов и антициклонов). Циклонич. деятельность придаёт Ц.
а. сложный и быстро меняющийся макротурбулентный характер. С высотой зональность
Ц. а. возрастает, в верхней тропосфере и стратосфере вместо вихревых возмущений
преобладают волновые возмущения зонального переноса. Именно связанные с
циклонич. деятельностью меридиональные составляющие ветра осуществляют
обмен воздуха между низкими и высокими широтами Земли. В низких широтах
Земля получает больше тепла от Солнца, чем теряет его путём собственного
излучения, в высоких широтах - наоборот. Междуширотный обмен воздухом приводит
к переносу тепла из низких широт в высокие и холода из высоких широт в
низкие, чем сохраняется тепловое равновесие на всех широтах Земли. Поскольку
темп-pa воздуха в тропосфере в среднем убывает от низких широт к высоким,
атм. давление в среднем также убывает в каждом полушарии от низких широт
к высоким. Поэтому начиная примерно с высоты 5 км, где влияние материков,
океанов и циклонич. деятельности на структуру полей давления и движения
воздуха становится малым, устанавливается зап. перенос воздуха (рис., а
и
карты 1,2) почти над всем земным шаром (за исключением приэкваториаль-ной
зоны). Зимой в данном полушарии зап. перенос захватывает не только верхнюю
тропосферу, но и всю стратосферу и мезосферу. Однако летом стратосфера
над полюсом сильно нагревается и становится значительно теплее, чем над
экватором, поэтому меридиональный градиент давления начиная примерно с
20 км меняет своё направление и зональный перенос воздуха соответственно
меняется с западного на восточный (рис., 6). У земной поверхности
и в ниж. тропосфере зональное распределение давления сложнее, поскольку
оно в большей степени определяется циклонич. деятельностью. В процессе
последней циклоны, перемещаясь в общем к В., в то же время отклоняются
в более высокие широты, а антициклоны - в более низкие. Поэтому в ниж.
тропосфере (и у земной поверхности) образуются две субтропич. зоны повыш.
давления по обе стороны от экватора (рис., в), вдоль к-рого давление понижено
(экваториальная депресси я); в субполярных широтах образуются две зоны
пониж. давления (субполярные депрессии); в самых высоких широтах давление
повышено. Этому распределению давления соответствуют зап. перенос в ср.
широтах каждого из полушарий и вост. перенос в тропических и высоких широтах.
Указанные зоны давления и ветра в ниж.
тропосфере даже на многолетних средних картах представляются расчленёнными
на отд. области низкого и высокого давления (см. карты 3 и 4) со свойственными
им циклонич. и антицикло-нич. циркуляциями, напр, исландская депрессия,
азорский антициклон и другие. Распределение суши и моря вносит усложнение
в распределение центров действия, создавая, кроме указанных перманентных
центров, ещё и сезонные центры действия атмосферы (такие, как зимний азиатский
антициклон, летняя азиатская депрессия). В Юж. полушарии, преим. океаническом,
зональность Ц. а. выражена лучше, чем в Северном.
Зональный перенос в тропосфере особенно
хорошо выражен в тропиках. Здесь вост. течения у земной поверхности и в
ниж. тропосфере - пассаты - обладают большим постоянством, особенно над
океанами. В верх, тропосфере они сменяются зап. переносом, носящим в тропиках
назв. антипассатов. Меридиональные составляющие в пассатах направлены чаще
всего к экватору, а в антипассатах - к ср. широтам. Поэтому систему пассат-антипассат
можно приближённо рассматривать как замкнутую циркуляцию с подъёмом воздуха
в экваториальной депрессии {внутритропической зоне конвергенции) и
опусканием в субтропической зоне повыш. давления (ячейка Г а д л е я).
Эта циркуляционная ячейка всё же связана циклонич. деятельностью с циркуляцией
во внетропич. широтах, откуда она пополняется холодным воздухом и куда
передаёт свой тёплый воздух.
Схема зональных переносов при общей циркуляции
атмосферы (на различной высоте над земной поверхностью).
В нек-рых регионах Земли, в особенности
в бассейне Индийского ок., вост. перенос летом заменяется западным в связи
с отходом внутритропич. зоны конвергенции от экватора в более нагретое
летнее полушарие. Противоположные по направлению переносы воздуха зимой
и летом в низких широтах наз. тропическими муссонами.
Слабые волновые возмущения в пассатах и
в зоне конвергенции мало меняют характер циркуляции. Но иногда (в среднем
ок. 80 раз в год) в нек-рых р-нах внутритропич. зоны конвергенции развиваются
сильнейшие вихри - циклоны тропические (тропич. ураганы), резко,
даже катастрофически, меняющие установившийся режим циркуляции и погоду
на своём пути в тропиках, а иногда и за их< пределами.
Во внетропич. широтах развитие и прохождение
циклонов (менее интенсивных, чем тропические) и антициклонов -явление повседневное;
циклонич. деятельность в этих широтах является формой Ц. а., по крайне
мере в тропосфере, отчасти и в стратосфере.
Она обусловлена постоянным образованием
главных фронтов атмосферных (тропосферных); с ними же связаны струйные
течения в верх, тропосфере и ниж. стратосфере. Серийное возникновение
циклонов и антициклонов на гл. фронтах приводит к появлению в верх, тропосфере
и над ней особенно крупномасштабных длинных волн, или волн Р о с б и. Число
таких волн чаще всего ок. четырёх над полушарием.
Связанные с циклонич. деятельностью меридиональные
составляющие Ц. а. во внетропич. широтах быстро и часто меняются. Однако
бывают такие ситуации, когда в течение неск. суток или даже недель обширные
и высокие циклоны и антициклоны мало меняют своё положение. В связи с этим
возникают длительные меридиональные переносы воздуха в противоположных
направлениях, иногда во всей толще тропосферы, над большими площадями и
даже над всем полушарием. Поэтому во внетропич. широтах можно различать
2 типа циркуляции над полушарием или большим его сектором: зональный, с
преобладанием зонального, чаще всего зап. переноса, и меридиональный, со
смежными переносами воздуха в направлении к низким и высоким широтам. При
меридиональном типе циркуляции междуширотный перенос тепла значительно
больше, чем при зональном.
В нек-рых регионах внетропич. широт вследствие
неодинакового нагревания суши и моря над сушей в тёплый сезон преобладает
пониж. давление, а над смежными водами - повышенное, в холодный сезон -
наоборот. В промежуточных областях, по окраинам материка и океана, соответственно
создаётся режим внетропич. муссонов - достаточно устойчивый сезонный перенос
воздуха в одном направлении, к-рый сменяется в другом сезоне таким же переносом
в противоположном направлении. Такой режим ветра на В. Азии, включая Советский
Д. Восток.
В нек-рых ограниченных областях при ослаблении
течений общей Ц. а. возникают местные мезомасштабные циркуляции с суточной
периодичностью, связанные с местными различиями в нагревании атмосферы,
обусловленными орографией и соседством суши и воды. Таковы бризы на
берегах водоёмов, горно-долинные ветры. В больших городах наблюдаются
даже гор. бризы, связанные с застройкой города и произ-вом тепла в нём.
Для выяснения наиболее общих и устойчивых
особенностей Ц. а. применяется осреднение многолетних наблюдений над атм.
давлением и ветром на различных уровнях атмосферы. При таком осреднении
колебания Ц. а., связанные с циклонич. деятельностью, в большей мере взаимно
погашаются. Наряду с этим изучаются также ежедневные изменения режима Ц.
а. по синоптическим картам - приземным и высотным и по .снимкам
облаков со спутников. Это позволяет выделять типы Ц. а., их повторяемость,
преобразования и смены.
Теоретич. изучение Ц. а. сводится к выявлению
и объяснению её особенностей и обусловленности путём численного эксперимента,
т. е. численного интегрирования по времени соответствующих систем уравнений
гидродинамики и термодинамики атмосферы (и океана). Как эмпирич. изучение
общей Ц. а., так и её математич. моделирование имеют важное значение для
решения задач долгосрочного прогноза погоды.
Лит.: Л о р е н ц Э. Н.. Природа
и теория общей циркуляции атмосферы, пер. с англ., Л., 1970; Погосян X.
П., Общая циркуляция атмосферы, Л., 1972; Пальмен Э., Ньютон Ч., Циркуляционные
системы атмосферы, пер. с англ., Л., 1973.
С. П. Хромов.
А Б В Г Д Е Ё Ж З И Й К Л М Н О П Р С Т У Ф Х Ц Ч Ш Щ Ъ Ы Ь Э Ю Я