ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ

Расстановка ударений: О`БЩАЯ ЦИРКУЛЯ`ЦИЯ АТМОСФЕ`РЫ

ОБЩАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ АТМОСФЕРЫ — система воздушных течений, охватывающая всю атмосферу и осуществляющая обмен теплом, влагой и взвешенными в воздухе примесями между отдельными поясами земного шара. Важнейшей особенностью О. ц. а. является её непрерывная изменчивость, имеющая характер колебаний около некоторого среднего состояния равновесия, сходных с колебаниями упругой системы. Среди различных направлений и скоростей ветра в данной точке, среди различных вариантов распределения воздушных течений всегда имеются некоторые средние и наиболее частые направления и скорости ветра, наиболее частые формы распределения течений.

Рис.1 Возникновение ветра. Находящаяся в покое частица воздуха под действием силы разности давления Г начинает двигаться из точки а0 в сторону низкого давления. С появлением движения возникает отклоняющаяся сила А1 и частица начинает отклоняться вправо, попадая в точку а1. Сила Г всё больше ускоряет движение, но с ростом скорости растёт и отклоняющая сила (А2, А3). Когда направление движения совпадает с направлением изобар (а4), отклоняющая сила А4, уравновесит силу Г и частица будет продолжать двигаться только по инерции вдоль изобар.

О. ц. а. порождается и поддерживается за счёт неодинакового притока солнечной энергии к поверхности земли на разных широтах и разд. преобразования этой энергии на поверхности материков и океанов. Возникающие разности темп-ры земной поверхности приводят к различному нагреванию лежащей над ней атмосферы. Чем теплее вертикальный столб воздуха с одной и той же массой, тем он менее плотен и более высок. Если мысленно разделить атмосферу на лежащие друг над другом слои воздуха с одинаковой массой, то каждый из этих слоев, как и вся атмосфера в целом, становится тоньше в направлении от тепла к холоду. Поверхности равного давления (изобарич.), разделяющие эти слои, опускаются в том же направлении. Горизонтальной остаётся лишь самая нижняя изобарич. поверхность, совпадающая с земной поверхностью; общая масса атмосферы за счёт одних различий в нагревании не меняется и атмосферное давление на уровне земли при этом остаётся всюду одинаковым. На любом из вышележащих уровней давление уменьшается в том направлении, куда опускаются изобарич. поверхности, т. е. от тепла к холоду. Исходя из этого, следует ожидать, что на всех уровнях в свободной атмосфере давление непрерывно понижается от экватора к каждому из полюсов и изобары проходят вдоль параллелей, очерчивая концентрическими кругами центры самого низкого давления над полюсами и полосу наиболее высокого давления вдоль экватора. В действительности, такое распределение давления охватывает не всю атмосферу. Оно наблюдается: между тропиками обоих полушарий — только выше 10 км, между тропиками п полюсами — в основном выше 2—4 км, и только в Южном полушарии между тропиком и полярным кругом уменьшение давления в направлении к полюсу прослеживается до самой земли. Во всех остальных частях атмосферы начальное распределение давления, непосредственно обусловленное только различиями нагревания, оказывается нарушенным из-за перераспределения общей массы атмосферы воздушными течениями.

При неоднородном горизонтальном распределении давления воздух не может оставаться в покое — сила барического градиента придаёт каждой его частице ускорение и эти частицы со всё возрастающей скоростью должны двигаться от высокого к низкому давлению. При отсутствии других сил равновесие должно наступить после выравнивания всех разностей давления и прекращения движения. Однако рост скорости частицы воздуха связан с пропорциональным ростом силы Кориолиса (см. Кориолиса сила), отклоняющей направление движения в Сев. полушарии вправо, в Юж. — влево. Выше слоя трения (см. Ветер) равновесие действующих сил в этом случае наступит после того, как сила Кориолиса окажется направленной прямо противоположно силе барического градиента (т. е. от низкого давления к высокому) и равной ей по величине. Такое равновесие наз. геострофическим. Оно соответствует движению воздуха по инерции вдоль изобар с определённой постоянной (геострофической) скоростью, величина к-рой зависит от величины барического градиента и географической широты. Геострофическое равновесие, будучи нарушенным, стремится восстановиться: если действительная скорость превысит геострофическую, то сила Кориолиса, превысив силу барического градиента, повернёт поток в сторону высокого давления и тогда тормозящее действие силы барического градиента уменьшит скорость и восстановит равновесие. При уменьшении действительной скорости противоположное соотношение сил поведёт к ускорению потока.

Во всех поясах и слоях, где среднее давление уменьшается к полюсу и изобары проходят вдоль параллелей, преобладает воздушное течение, направленное с 3 на В (см. Западный перенос). Такое направление потока соответствует условиям геострофического равновесия, т. к. действующая на западный поток сила Кориолиса оказывается направленной в Сев. полушарии на Ю (вправо) ив Юж. полушарии на С (влево), т. е. в обоих случаях — к высокому давлению на экваторе. Действительные скорости этого потока близки к геострофическим: их составляющие, параллельные изобарам, в среднем равны 90% от общей скорости, перпендикулярные — менее 10%, а вертикальные измеряются величинами, в сотни п тысячи раз меньшими.

Несмотря на малость этих отклонений потока от изобар, они очень важны, т. к. определяют перенос воздуха через изобары, перераспределение массы атмосферы и изменения давления внизу у земли. Для полного сохранения геострофического равновесия, несмотря на его устойчивость, требуются всё же трудновыполнимые условия. Для постоянного равенства сил Кориолиса и барического градиента, действующих на движущуюся частицу воздуха во всех точках её пути, необходимо, чтобы изобары шли строго вдоль параллелей на постоянном расстоянии друг от друга, не испытывая никаких изменений ни в пространстве, ни во времени, и чтобы скорость самой частицы ни на одном участке пути не испытывала тормозящих и др. искажающих влияний. Такие условия в действительности обычно невыполнимы, т. к. существенные тепловые различия на одной и той же широте (напр., суши и воды) и их изменения во времени сказываются на форме изобар, а шероховатость и рельеф земной поверхности меняют скорость потока. Поэтому непрерывно и повсеместно действуют причины, порождающие нарушения геострофического равновесия. Если же равновесие нарушается, то поток перестаёт быть равномерным и однородным, переходящий через изобары воздух создаёт накопление масс и рост давления в одних местах и отток масс из других мест с соответствующим падением давления. Причём именно там, где чисто тепловые изменения не сказываются — внизу у земной поверхности — такие динамич. изменения давления проявляются наиболее резко, т. к. внизу суммируются изменения массы всех слоев. В местах накопления масс и роста давления изобары сдвигаются в сторону низкого давления, т. е. в зоне западного переноса к полюсу; они очерчивают гребень повышенного давления. При падении давления изобары сдвигаются в сторону экватора и формируют ложбину пониженного давления. Т. к. обычно изобары смещаются по меридиану более сильно в высоких широтах, чем в низких, то в области гребня изобары расходятся, в области ложбины — сближаются (см. рис. 1). Под зоной сходящихся потоков (к В от оси гребня и к 3 от оси ложбины) преобладает рост давления, под зоной расходящихся — падение за счёт эффекта «запруживания» потока и других воздействий меняющегося барического градиента. Кроме того, в зоне сходимости изобары направлены в Сев. полушарии с СЗ на ЮВ (в Юж. полушарии — с ЮЗ на СВ), где вдоль них переносится более холодный воздух из высоких широт в низкие. Наоборот, в зоне расходимости изобары направлены так, что переносят тёплый воздух из низких в более высокие широты. Уже поэтому рост давления внизу обычно связан с похолоданием, а падение давления — с потеплением. Однако, помимо этого, приход в некотором слое более тяжёлого холодного воздуха взамен лёгкого тёплого должен приводить к росту давления у земли, а обратная замена — к падению. В нижних слоях атмосферы, в противоположность верхним, холод обычно связан с высоким давлением, а тепло — с низким. Возникшие волнообразные изгибы изобар могут при малых скоростях ветра сохраняться неподвижными при обтекающем их потоке. С увеличением скорости ветра начинают сказываться рост давления за счёт сходимости потоков (к В от оси гребня) и падение давления за счёт их расходимости (к В от оси ложбины): гребни и ложбины начинают двигаться с 3 на В. При ещё более значительных скоростях течения очерчиваемые изобарами волны теряют свою устойчивость, подобно морским волнам на отмели: они вытягиваются по меридиану, всё круче изгибаются и, наконец, превращаются в замкнутые области высокого и низкого давления. Это происходит в результате совместного действия процессов, развивающихся как внизу, так и наверху.

Внизу, под зонами верхней сходимости потоков, в результате быстрого роста давления возникают центры антициклонов, а под зонами расходимости — центры циклонов. Вращение воздуха вокруг этих центров приводит к переносам воздуха в нижних слоях атмосферы по меридианам — тёплого в направлении к полюсу, холодного — к экватору. Потепление, наблюдающееся под расположенным наверху гребнем, способствует дальнейшему вытягиванию его к полюсу, а похолодание под ложбиной — её вытягиванию к экватору.

Наверху западное течение, вынужденное огибать такие вытянутые гребни и ложбины, сильно отклоняется от своего первоначального направления и совершает значительный путь то из низких широт в высокие, принося тепло к оси гребня, то из высоких в низкпе, принося холод к оси ложбины. Этот процесс в верхних слоях ещё более усиливает деформацию волнообразных изгибов изобар. Верхние ложбины всё более догоняют нижние циклоны, а гребни — нижние антициклоны, замкнутые изобары нижних циклонов и антициклонов прослеживаются всё выше и выше, пока в большой толще тропосферы западное течение не окажется разделённым на ряд замкнутых вихрей — высоких циклонов и антициклонов.

С этого момента перестают существовать верхние зоны сходимости и расходимости потоков, прекращаются обусловленные ими рост и падение давления, и приземные ветры, направленные от высокого давления к низкому, начинают выравнивать разности давления — разрушать антициклоны и заполнять циклоны.

Циклоны и антициклоны, переносимые общим западным течением, всё же отклоняются от него. На стороне каждого циклона или антициклона, обращённой к полюсу, сила Кориолиса (см. Кориолиса сила) (А2) больше, чем на стороне, обращённой к экватору (А1), поскольку эта сила возрастает с широтой. Под действием преобладающей из этих двух сил барическая система движется не точно по параллели в направлении западного переноса, а приобретает некоторую меридиональную составляющую. У антициклонов преобладающая сила направлена к экватору и они скапливаются в полосе широт 25°—30°; в более низких широтах сила Кориолиса настолько ослабевает, что эффект неполного равновесия перестаёт действовать. У циклонов отклоняющая сила направлена к полюсу и они скапливаются в основном вблизи параллели 65°. Препятствием на пути дальнейшего проникновения циклонов в высокие широты является часто формирующийся вблизи полюса низкий холодный антициклон, расположенный непосредственно под зоной самого низкого давления верхних слоев. Этот антициклон образуется в результате того, что при нарушении равновесия верхнего западного течения поток чаще отклоняется в сторону низкого давления, т. е. к полюсу, чем в сторону высокого. Переходящий таким образом воздух стекается к центру верхней области низкого давления над полюсом и здесь создаётся некоторый избыток общей массы, который определяет повышенное давление внизу у земли. Циклон в своём развитии переносится вместе с тёплым воздухом в более высокие широты и здесь, заполняясь холодным воздухом, превращается в высокий холодный циклон и постепенно заполняется. Антициклоны, наоборот, переносят формирующий их внизу холодный воздух в низкие широты и здесь, постепенно прогреваясь, превращаются в высокие тёплые антициклоны.

Рис.3. Схема общей циркуляции атмосферы над однородной поверхностью. Справа - течения в приземном слое воздуха, слева - на высоте около 5 км.

Скопление тёплых высоких антициклонов на субтропич. стороне умеренного пояса и холодных высоких циклонов вблизи полярной границы этого пояса приводит к тому, что опускание изобарич. поверхностей, понижение давления и темп-ры от экватора к полюсу концентрируются в сравнительно узкой полосе между субтропиками и полярным кругом. Здесь западный поток приобретает особенно большие скорости и возникают струйные течения. Именно под такой фронтальной зоной контрастов тепла и холода, сближенных изобар и повышенных скоростей ветра возникает большинство приземных циклонов и антициклонов. Пройдя цикл развития от низких до высоких образований в результате охлаждения циклонов в высоких широтах и прогревания антициклонов в низких, они создают новую фронтальную зону, порождающую новые циклоны и антициклоны; так процесс повторяется непрерывно. Термические контрасты особенно обостряются в молодых циклонах, где сходящиеся приземные потоки сближают холодные и тёплые воздушные массы: здесь образуются фронты (см. Фронты атмосферные). В антициклонах контрасты ослабляются расходящимися приземными потоками.

В результате описанной цепи непрерывно протекающих процессов первичная схема О. ц. а. в виде охватывающего весь земной шар западного воздушного течения разбивается на ряд зональных звеньев: 1) полярный пояс до широты 65° с преобладанием вост. ветров до вые. 2—3 км вокруг приземного антициклона и зап. ветрами на более высоких уровнях; 2) умеренный пояс зап. переноса между широтами 65° и 25°— 30°, для к-рого характерно усиливающееся с высотой преобладание зап. ветров; 3) тропический пояс пассатов, характеризуемый восточным потоком на экваториальной стороне субтропич. полосы антициклонов; в приземном слое эти потоки превращаются в сев.-вост. пассат Сев. полушария и юго-вост. пассат. Юж. полушария; 4) пояс экваториальных муссонов, в к-ром пассат одного полушария переходит через экватор в др. полушарие вследствие сезонной миграции термического экватора вслед за зенитальным положением солнца. При этом пассат Юж. полушария после пересечения экватора в Сев. полушарии отклоняется вправо, а пассат Сев. полушария в Южном — влево, образуя узкую и невысокую зону зап. ветров, как бы вставленную внутрь более широкой и высокой зоны вост. ветров.

Умеренный пояс является основным в О. ц. а. местом зарождения и развития циклонов и антицикло-ЕОВ. В тропич. поясе сила Кориолиса слишком мала, возникающие разности давления быстро выравниваются, что и объясняет исключительную устойчивость пассатов. Только изредка здесь над океаном возникают тропич. циклоны. В полосе сходимости пассатов обоих полушарий вблизи экватора, где сила Корпо-лиса равна нулю и разности давления немедленно выравниваются, преобладает безветрие (см. рис. 3). Различно нагретые океаны и материки оказывают попеременно то нагревающее, то охлаждающее воздействие на пересекающее их западное воздушное течение. Зимой, когда океаны теплее материков, пересекающий океан поток всё более нагревается вплоть до момента достижения восточного побережья. При нагревании давление на всех верхних уровнях возрастает и изобары всё более отодвигаются в сторону полюса, достигая наиболее высоких широт вблизи восточного побережья океана. После перехода потока на холодный материк начинается его охлаждение и смещение изобар в сторону экватора. Возникает серия высотных гребней и ложбин с осями, направленными вдоль побережий, причём зоны расходимости верхних потоков оказываются расположенными над тёплыми океанами, а зоны сходимости — над холодными материками. Этим создаются условия для возникновения приземных циклонов над океанами и приземных антициклонов — над материками, в особенности вблизи их восточных побережий. Летом сходный процесс повторяется над тёплыми материками и холодными океанами. В результате над материками зимой внизу преобладает высокое давление, летом — низкое, а над океанами наблюдается обратный годовой ход давления (см. карты для января и июля).

Крупные горные массивы оказывают согревающее действие на верхние слои тропосферы и способствуют образованию высотного гребня. Меридиональные горные хребты ослабляют западный перенос.

Теплообмен между широтами осуществляется циклонами и антициклонами. В тропич. поясе постоянный пассатный поток к экватору не компенсируется таким же постоянным обратным оттоком воздуха наверху. Эта компенсация происходит только за счёт того, что при нарушениях геострофического равновесия верхнего восточного течения отклонение потока чаще происходит в сторону тропиков, чем в сторону экватора.

В стратосфере, где температура понижается от полюсов к экватору, разность давления экватор — полюс с высотой постепенно уменьшается и на нек-рой высоте становится обратной — давление над полюсом оказывается выше, чем над экватором, и направление ветра сменяется с западного на восточное. Этот поворот ветра в летнем полушарии происходит на высоте ок. 20 км, а зимой — за пределами стратосферы на высоте порядка 100—200 км.

Лит.: Зверев А. С., Синоптическая метеорология, Л., 1957; ПогосянХ. П., Общая циркуляция атмосферы, Л., 1959.