Файл: Неклюкова.pdf

Рис. 55. Карта абсолютной барической топографии поверхности 100 мб июль 

120 60 0 60 120 180 120 

_!S72— Изогипсы 

Н низкое давление В высокое давление 

Рис. 56. Карта абсолютной барической топографии поверхности 100 мб январь 

например АТзоо — обозначение карты абсолютной топографии 
поверхности 300 мб (рис. 53). 

Составляют также

 карты относительной топографии

 — ОТ. 

На них наносят высоту изобарической поверхности, отсчитанную 
не от уровня Океана (как на картах AT), а от другой, лежащей 
ниже, изобарической поверхности, т. е. относительную высоту 
одной изобарической поверхности над другой. Например, часто 
составляют карты относительной высоты поверхности 500 мб над 

поверхностью 1000 мб (О^Тооо)- Относительная высота одной 

изобарической поверхности над другой зависит от температуры 
воздуха между этими поверхностями. Поэтому по карте ОТ мож­
но судить о распределении температуры в соответствующем слое 
воздуха. Чем выше относительная высота, тем выше температу­
ра слоя атмосферы. 

Карты абсолютной и относительной топографии имеют очень 

большое значение для изучения развития различных атмосфер­
ных процессов и широко применяются при составлении прогно­
зов погоды. 

Сравнение карт распределения давления на уровне моря 

с картами абсолютной топографии показывает, что неравномер­
ности в распределении давления, наблюдаемые у поверхности, 

с

 высотой постепенно сглаяшваются. Чередование поясов вы­

сокого и низкого давления исчезает, экваториальная депрессия 
сменяется поясом высокого давления, к полюсам давление убы­
вает, там оно наименьшее. 

Влияние подстилающей поверхности на распределение давле­

ния атмосферы с высотой становится меньше. Но и на высоте 
9 км изогипсы не параллельны друг другу и ие совпадают по на­
правлению с параллелями — они то сближаются, то расходятся, 

образуя волны. 

Анализ карт относительной топографии свидетельствует о том, 

что изменение давления с высотой зависит от температуры воз­
духа: чем она выше, тем больше расстояние между изобариче­

скими поверхностями. 

Причины изменения атмосферного давления.

 Давление изменя­

ется в результате перемещений воздуха — его оттока из одного 

места и притока в другое. Перемещения эти связаны с различиями 
в плотности воздуха, возникающими при неравномерном нагре­

вании его от подстилающей поверхности. 

Представьте себе слой воздуха над одинаково нагретой поверх­

ностью. Давление в этом слое с высотой должно постепенно 

понижаться так, что изобарические поверхности расположатся 
параллельно друг другу и подстилающей поверхности, которая 
будет испытывать везде одинаковое давление. Теперь допустим, 
что некоторый участок поверхности нагрет сильнее соседних 
участков, а следовательно, сильнее нагревается и находящийся 

из 

Рис. 57. Изменение давления над Рис. 58. Изменение давления над 

нагретой поверхностью охлажденной поверхностью 

над ним воздух. Возникает восходящее движение воздуха, т. е. 
вынос частиц из нижележащих частей слоя в вышележащие, 
расширение слоя без изменения массы воздуха в нем. Если масса 
воздуха не изменяется, то не изменяется и давление его на под­
стилающую поверхность. Но в самом слое воздуха при восходя­

щем движении происходят изменения в распределении давления: 

оно возрастает за счет выноса частиц снизу и становится выше, 
чем на том же уровне над соседними участками, не испытываю­

щими нагревания. Изобарические поверхности над теплым участ­
ком поднимутся, расстояние между ними увеличится. В резуль­
тате наверху начнется отток воздуха в сторону соседних участков 
и как следствие понижение давления на поверхность нагретого 
участка. В то же время приток воздуха наверху к соседним участ­
кам вызовет повышение давления на их поверхность. Изобариче­
ские поверхности в нижней части рассматриваемого слоя атмо­

сферы изогнутся книзу. С высотой изгиб их постепенно станет 
меньше, на некоторой высоте они выравняются, а затем, как мы 

уже видели, будут изогнуты вверх. 

В соответствии с распределением давления у поверхности воз­

никает движение воздуха в сторону нагретого участка. Отток 
воздуха из мест с более высоким давлением компенсируется его 
опусканием. Таким образом, неравномерное нагревание поверх­
ности вызывает движение воздуха, его циркуляцию: подъем над 
нагретым участком, отток на некоторой высоте в стороны, опуска­
ние над соседними, менее нагретыми участками и движение у 

поверхности к нагретому участку. 

Движение воздуха также может быть вызвано неравномерным 

охлаждением поверхности. Но в этом случае над охлажденным 

участком воздух сжимается и на некоторой высоте давление ста­
новится ниже, чем на том же уровне над соседними, менее холод­

ными участками. Наверху возникает движение воздуха в сто­
рону холодного участка, сопровождающегося ростом давления на 
его поверхность; соответственно, над соседними участками дав-

144 

ление понижается. У поверхности воздух начинает растекаться из 
области повышенного давления в области пониженного, т. е. от 
холодного, участка в стороны. Отток воздуха компенсируется 

опусканием его сверху. 

Ясно, что нагревание и охлаждение воздуха от подстилающей 

поверхности не привело бы к изменению давления, если бы не 
сопровождалось его перемещением. Именно отток воздуха от 
нагретого участка наверху и его приток к охлажденному участку 
вызывает изменение давления на поверхность. Таким образом, 
термические причины (изменение температуры) приводят к появ­
лению динамических причин (уменьшению или увеличению 
массы воздуха над участком) изменения давления. 

ВЕТЕР 

Движение воздуха в горизонтальном направлении называется 

ветром.

 Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. 

Скорость ветра

 измеряется в метрах в секунду (м/сек), иногда 

в километрах в час (км/час), в баллах (шкала Бофорта от 0 до 

12 баллов) и по международному коду в узлах (узел равен 

0,5 м/сек). Средняя скорость ветра у земной поверхности 5— 

10 м/сек. 

Сила ветра

 определяется давлением, оказываемым движу­

щимся воздухом на предметы, и измеряется килограммами на 
квадратный метр (кг/м

2

). Сила ветра зависит от его скорости: 

P = 0,25-V

2

 кг/м

2

, где

 Р

 — сила,

 V

 — скорость, 0,25 — коэффициент. 

Скорость ветра зависит от величины барического градиента: 

чем больше барический градиент, тем больше скорость. Замед­
ляет движение воздуха трение о подстилающую поверхность, 
заметно сказывающееся до высоты в среднем 1000 м'. Оказывает 
влияние на скорость ветра плотность воздуха: чем меньше плот­
ность, тем больше скорость. В результате уменьшения трения и 

плотности воздуха ветер с высотой усиливается. 

Максимальная скорость ветра в приземном слое мощностью 

летом 100 м, зимой 50 м наблюдается в 13—14 часов, минималь­
ная — в ночные часы. В более высоких слоях атмосферы суточ­
ный ход скорости ветра обратный. Такое положение объясняется 
изменением интенсивности вертикального обмена в атмосфере 
в течение суток. Днем интенсивный вертикальный обмен, разви­
вающийся у земной поверхности, захватывает и более высокие 
слои, задерживая их перемещение в горизонтальном направле­
нии. Ночью при отсутствии интенсивного обмена затормаживаю­

щее действие приземного слоя воздуха не сказывается на движе­
нии более высоких слоев, и они перемещаются со скоростью, 

1

 Слой атмосферы до высоты 1000 м называется

 слоем трения. 

ш 

низкое давление 

высокое давление 

Рис. 59. К объяснению градиентного ветра 

соответствующей величине барического градиента. Нормальный 
суточный ход ветра постоянно нарушается атмосферными возму-
щепиями. 

Наибольшая средняя годовая скорость ветра (22 м/сек) на­

блюдалась на побережье Антарктиды. Средняя суточная скорость 
ветра там доходит иногда до 44 м/сек, а в отдельные моменты 
достигает 90 м/сек. На Ямайке отмечен ураганный ветер, дости­
гавший в некоторые моменты скорости 84 м/сек. 

Направление

 ветра определяется положением той точки гори­

зонта, от которой он дует. Для обозначения направления ветра 

в практике горизонт делят на 16 румбов. Румб — направление 

к точке видимого горизонта относительно стран света. Главные 

румбы: север

 (С, N),

 юг

 (Ю, S),

 восток

 (В, Е),

 запад

 (3,W). 

Направление ветра можно выразить азимутом, т. е. углом 

между меридианом и направлением ветра в данном месте. Азимут 
отсчитывается от точки севера к востоку (от 0 до 360°). 

Направление ветра зависит от направления барического гра­

диента, от отклоняющего действия вращения Земли, от трения, 
а при движении по криволинейным изобарам и от центробежной 
силы. Воздух, двигающийся на высоте более 1000 м над земной 
поверхностью, подчиняется действию двух сил — барического 
градиента (разности давлений) и отклоняющего действия вра­
щения Земли. В результате направление его движения совпа­
дает с направлением изобар. Рассмотрим, почему это происходит. 
Частица воздуха в северном полушарии начинает движение под 
действием силы барического градиента

 (Г)

 — из точки

 ао.

 Как 

только возникает движение, проявляется действие отклоняющей 
силы вращения Земли

 (А),

 направленной перпендикулярно к 

направлению движения и в северном полушарии вправо от него. 

Частица отклоняется от направления барического градиента впра­

ве 

Рис. 60. Движение воздуха в барическом максимуме 

и в барическом минимуме в слое трения 

во в точку

 а.

 Сила

 Г

 все больше ускоряет движение частицы', 

вместе с тем растет и сила

 Ai (A-2, Аз, А\).

 В точке 4

4

 направле­

ние движения частицы совпадает с направлением изобар, силы

 Г 

и

 А^

 уравновесят друг друга (геострофическое равновесие), и 

движение частицы будет продолжаться только по инерции вдоль 

изобар. Прямолинейное равномерное движение воздуха без трения 

называется

 геострофическим ветром. 

При движении частиц воздуха вдоль криволинейных изобар 

возникает центробежная сила, направленная всегда по радиусу 
кривизны от центра траектории. В результате взаимодействия 

трех сил (барического градиента,/ центробежной и Кориолиса) 
и в этом случае устанавливается движение воздуха вдоль изобар. 

Равномерное движение воздуха без трения по круговым траекто­
риям —

 градиентный ветер. 

В барическом минимуме (циклоническая система изобар) 

барический градиент направлен к центру системы (в сторону 
низкого давления, перпендикулярно изобарам) и уравновешивает 

силу Кориолиса и центробежную силу, имеющие противополож­
ное направление. Движение воздуха происходит вдоль изобар, 

против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой 
в южном (циклоническая система ветра). 

В барическом максимуме (антициклоническая система изобар) 

барический градиент и центробежная сила направлены от центра, 

а сила Кориолиса, наоборот, к центру. Вследствие совокупного 
действия этих сил возникает движение воздуха вдоль изобар по 

' Под действием барического градиента движущийся воздух получает 

vcKoneHM Величина этого ускорения очень незначительна, но при дли-

т З о м е г о воздействии скорость должна неограниченно расти. Этого не 

происходит благодаря одновременному действию других сил. 

Ш 

часовой стрелке в северпом полушарии и против часовой стрелки 

в южном (антициклоническая система ветра). 

В нижнем слое атмосферы (в слое трения) отклонение ветра 

от направления барического градиента уменьшается силой тре­
ния, направленной в общем в сторону, противоположную направ­
лению движения воздуха и пропорциональную скорости его дви­
жения. В результате ветер у поверхности отклоняется от бариче­

ского градиента на 45—50° над сушей и на 70—80° над водой. 
В барическом минимуме возникает движение воздуха против 
часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке 
в южном, с отклонением к центру. В барическом максимуме 
воздух движется, наоборот, против часовой стрелки в северном 

полушарии и по часовой стрелке в южном, с отклонением к пери­
ферии. В первом случае воздух, стекающийся со всех сторон, схо­

дится в центре и поднимается, во втором случае воздух растека­
ется от центра, где происходит его опускание (рис. 60). 

Сходимость (конвергенция)

 и сопровождающее ее поднятие 

воздуха свойственны областям пониженного давления;

 расхожде­

ние (дивергенция),

 сопровождающаяся опусканием воздуха,— 

областям повышенного давления. 

Зная закономерности возникновения ветра, можно по направ­

лению его судить о расположении областей повышенного и пони­

женного давления. Для этого можно воспользоваться барическим 
законом ветра (закон Бюйс — Балло): «Если встать спиной к 

ветру, то в северном полушарии наиболее низкое давление ока­
жется слева и несколько впереди, а наиболее высокое — справа 

и несколько сзади». 

Наглядное представление о режиме ветра за много лет, за год, 

сезон, месяц дают диаграммы, называемые розами ветров. 
В центре диаграммы — кружок, от которого в направлении основ­

ных румбов расходятся линии (лучи). Длина лучей пропорцио­

нальна повторяемости ветров соответствующих направлений 

(если ветер того или иного направления отсутствовал, луча не 

будет). Концы лучей можно соединить, но это не обязательно. 

В кружке в центре диаграммы цифрой показывается повторяе­

мость ветра; если она не учитывалась, кружок заменяется точкой. 
Если среднюю скорость ветра каждого направления умножить на 

его повторяемость, узнаем количество воздуха (в условных еди­

ницах), переносимого ветром разных направлений. По этим дан­
ным тоже строят розу ветров. Можно построить розы ветров 

с показателями температуры, количества осадков и т. п. при 
ветрах разных направлений. 

Направление ветра, его режим необходимо знать при плани­

ровании использования территории: строительства городов, насе­
ленных пунктов, промышленных предприятий и т. д. 

Ветер обладает энергией, которая в природе расходуется на 

трение, перенос частиц, передается воде (волнения, ветровые 
течения) • Порой ветер вызывает вовсе нежелательные явления: 

148 

ветровую эрозию почв, наводнения. Использование энергии 
ветра имеет значении в тех случаях, когда другие ее виды не 
могут быть использованы. Ветровые двигатели приводят в дейст­
вие насосы, подающие воду на поля и пастбища. Ветровые элек­
тростанции позволяют в отдаленных районах освещать клубы, 
школы, больницы и т. п., очень часто используются в экспедициях, 
в поисковых партиях, частично ветровая энергия обслуживает 
дрейфующие станции СП, полярные метеорологические станции. 

ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ И АТМОСФЕРНЫЕ 

ФРОНТЫ 

Воздух тропосферы не везде одинаков, потому что неодинаково 

распределение солнечного тепла по земной поверхности и очень 
различна сама поверхность. В результате взаимодействия с под­

стилающей поверхностью воздух приобретает те или иные физи­

ческие свойства, а перемещаясь из одних условий в другие, быстро 
меняет их — трансформируется. Так как воздух двигается посто­
янно, трансформация его происходит непрерывно. При этом изме­
няются прежде всего температура и влажность. В определенных 
условиях (над пустынями, индустриальными центрами) воздух 
содержит много примесей, что отражается на его оптических 

свойствах. 

Воздушные массы. Относительно однородные массы воздуха, 

распространяющиеся на несколько тысяч километров в горизон­
тальном направлении и на несколько километров в вертикальном, 

называют

 воздушными массами. 

Воздушные массы формируются при длительном пребывании 

воздуха над относительно однородной поверхностью (частью кон­
тинента, Океана). Однако и при этом условии воздушная масса 
не может обладать во всех частях одинаковым свойством. Посто­
янная трансформация вносит различия в свойства воздуха в пре­
делах одной воздушной массы. Движение воздушной массы также 
нельзя представлять себе как движение единого тела в одном 
направлении. Направление и скорость частиц в воздушной массе 

существенно различны и постоянно меняются — в одной воздуш­
ной массе на разной высоте движение часто бывает противопо­

ложным. 

Различают теплые и холодные воздушные массы (ТВ и ХВ). 

Теплыми

 называют воздушные массы, перемещающиеся с более 

теплой поверхности на более холодную;

 холодные

 воздушные 

массы, наоборот, перемещаются с более холодной поверхности 
на более теплую. 

Теплая воздушная масса охлаждается от подстилающей 

поверхности, вертикальный температурный градиент в ней умень­

ши 

KM 

KM 

200 300 400 

Расстояние 

700 

Линия фронта 

у поверхности земли 

Рис. 61. Схема атмосферного фронта 

гаается, часто наблюдается инверсия. Обычно такая воздушная 
масса устойчива. При большой влажности в надвигающейся на 

холодную поверхность теплой массе воздуха образуются адвек­
тивные туманы, над непрерывным покровом тумана часто распо­
лагаются слоистые облака, из которых выпадают моросящие 
осадки. Над слоем инверсии облака исчезают. 

Холодная воздушная масса, приходящая на более теплую 

поверхность, прогревается от нее, вертикальный температурный 
градиент возрастает, и воздушная масса обычно становится 

неустойчивой. Возникает термическая конвекция, образуются 

конвективные облака, выпадают ливневые осадки. 

В некоторых областях благодаря малой величине и непостоян­

ству направления барического градиента движение воздушных 
масс замедляется, и это создает условия, благоприятные для 
формирования существенно отличных друг от друга воздушных 
масс. Выделяют

 четыре зональных очага формирования воздуш­

ных масс:

 экваториальная область низкого давления; субтропи­

ческая область высокого давления; зимние максимумы над кон­
тинентами в умеренных широтах, сменяемые летом депрессиями; 
полярные области высокого давления (арктическая и антарктиче­
ская). Соответственно различают четыре типа воздушных масс, 
называемые

 географическими типами:

 экваториальный ЭВ, тро­

пический ТВ, умерепный (полярный) УВ (ПВ) и арктический 

(антарктический) АВ. Перечисленные типы воздушных масс 

различаются температурой, влажностью, степенью запыленности. 
Каждый из четырех типов подразделяется на

 подтипы:

 морской 

(мАВ, мУВ, мТВ, мЭВ) и континентальный (кАВ, кУВ, кПВ, 

кЭВ), различающиеся прежде всего по влажности. 

150 

Арктический (антарктический) воздух отличается от воздуха 

умеренных широт (полярного) в среднем более низкими темпера­
турами, меньшей абсолютной влажностью и малой запыленно­
стью. Тропический воздух, наоборот, имеет более высокую тем­
пературу, чем умеренный. Континентальный его подтип харак­
теризуется сухостью и запыленностью, морской — повышенной 
влажностью. Экваториальная воздушная масса влажная и теп­
лая, но ее температура может быть несколько ниже температуры 
тропического воздуха вследствие затрат тепла на испарение. 
Деление экваториального воздуха на морской и континентальный 
почти не выражено, потому что в экваториальной области над 
материками испарение очень велико. 

Так как воздушные массы не обладают во всех частях одина­

ковыми свойствами, типы их не могут иметь стандартных харак­

теристик. 

Атмосферные фронты.

 Различные по своим физическим свой­

ствам воздушные массы в результате постоянного их перемещения 

сближаются. В зоне сближения — переходной зоне — концентри­

руются большие запасы энергии и атмосферные процессы осо­
бенно активны. Между сближающимися воздушными массами 
возникают поверхности, характеризующиеся резкими изменения­

ми метеорологических элементов и называемые фронтальными 

поверхностями или

 атмосферными фронтами. 

Фронтальная поверхность располагается всегда под углом 

к подстилающей поверхности и наклонена в сторону более холод­
ного воздуха, вклинивающегося под теплый. Угол наклона фрон­
тальной поверхности очень мал, обычно меньше 1°. Это значит, 
что фронтальная поверхность на расстоянии 200 км от линии 
фронта находится на высоте всего 1—2 км. Фронтальная поверх­
ность поднимается в средних широтах до 8—12 км; нередко она 
достигает тропопаузы. От пересечения фронтальной поверхности 
с поверхностью Земли образуется

 линия атмосферного фронта. 

Ширина атмосферного фронта в приземном слое — от нескольких 
километров до нескольких десятков" километров, длина — от не­
скольких сотен до нескольких тысяч километров. 

Холодный воздух всегда расположен под фронтальной поверх­

ностью, теплый — над ней. Равновесие наклонной фронтальной 
поверхности поддерживается силой Кориолиса. В экваториальных 
широтах, где сила Кориолиса отсутствует, атмосферные фронты 

не возникают. 

Если воздушные течения направляются с обеих сторон вдоль 

фронта и фронт заметно не перемещается ни в сторону холод­
ного, ни в сторону теплого воздуха, он называется

 стационарным. 

Если же воздушные течения имеют составляющую, перпендику­
лярную фронту, фронт смещается в ту или другую сторону 
в зависимости от того, которая из двух воздушных масс активнее. 
В соответствии с этим и фронты делятся на теплые и холодные. 

151