Классификация облаков

Ярус	Форма	Краткое описание облаков
Верхний, выше 6 км	Перистые Cirrus (Ci) Перисто-кучевые Cirrocumulus (Cc) Перисто-слоистые Cirrostratus (Cs) Высококучевые Altocumulus (Ac)	Белые, тонкие, волокнистые или нитевидные. Осадков не дают. Белые, тонкие, слои и гряды в виде волн и хлопьев. Осадков не дают. Имеют вид белой тонкой пелены, иногда слегка волнистой. Осадки земли не достигают. Белые, иногда сероватые в виде волн, град, куч, шаров, хлопьев. Осадков не дают.
Средний, от 2 до 6 км	Высокослоистые Altrostratus (As) Слоисто-кучевые Stratus (St)	Серая или синеватая однородная пелена. Обычно закрывают все небо. Летом осадки не достигают земли, зимой дают снегопад. Серые гряды волн, кучи, пластины. Могут образовывать сплошной покров. Редко дают слабые непродолжительные дожди.
Нижний, ниже 2 км	Слоистые Stratus (St) Слоисто-дождевые Nimbostratus (Ns)	Однообразная серая пелена облаков, сходна с туманом. Внизу может быть разорвана в клочья. Дают морось или мелкий снег. Темно-серый облачный слой. Дают обложные дожди или снег.
Облака вертикального развития	Кучевые Cumulus (cu) Высота до 3 км Кучево-дождевые Cumulonimbus (Cb)	Плотные высокие облака с белыми куполообразными вершинами и плоскими основаниями серого и синего цвета. Осадки обычно не выпадают. Белые плотные облака с темным основанием. Имеют вид огромных наковален, гор и т.д. Из них выпадают дожди, град, сопровождаемые грозовыми разрядами.

Мгла также вызывает помутнение воздуха и снижение видимости до 1 км и даже нескольких десятков метров. Мгла появляется при наличии в воздухе дыма, пыли. Кристаллов льда и других твердых частиц. Особенно часто она наблюдается в пустынях, степях, в заснеженных полярных просторах и в виде смога над крупными городами.

Облачность, туман, дымка и мгла ухудшают видимость и затрудняют производство топографо – геодезических и аэрофотосъемочных работ.

В результате конденсации и сублимации водяного пара происходит выпадение атмосферных осадков из облаков или их образование непосредственно на поверхности земли и различных предметов. Основная масса атмосферных осадков выпадает из облаков в виде дождя и снега.

Капли дождя формируются в воздушных массах, имеющих положительную температуру. Образовавшиеся на ядрах конденсации капли воды сливаются между собой и достигают значительных размеров (до 0,6 см в диаметре).Они преодолевают восходящие токи воздуха и падают на землю.

В воздушных массах, значения температуры которых ниже 0⁰С, образуются твердые осадки – снег, крупа и град. Снег представляет собой кристаллы льда, возникающие в результате сублимации паров воды. Кристаллы льда образуют снежинки причудливых форм. Снежная крупа имеет вид округлых шариков диаметром 2 - 3 мм, образовавшихся из сросшихся и потерявших свою первоначальную форму ледяных кристаллов.

Снежный покров – один их важнейших компонентов географической оболочки. Он почти круглый год лежит в холодных поясах и в зимнее время на суше северного умеренного пояса. Снежный покров обладает самым высоким альбедо и уменьшает количество солнечной радиации, поступающей на земную поверхность. Снежный покров способствует выхолаживанию холодных и частично умеренных поясов. В то же время благодаря малой теплопроводности снег предохраняет почву от глубокого промерзания, а растения от гибели.

Град представляет собой ледяные шарики кусочки льда, образовавшиеся в результате намерзания воды на ледяном кристалле. В мощных воздушных потоках в кучево-дождевых облаках при многократных подъемах и падениях кристаллы льда попеременно попадают в теплые и холодные (ниже 0⁰С) воздушные массы и увеличиваются в размерах до 1 – 5 см и более. Отмечается выпадение градин диаметром 13 см и массой около 1 кг. Град выпадает обычно летом во время сильных гроз.

При интенсивности и продолжительности выпадения осадки подразделяются на моросящие, обложные и ливневые.

Моросящие осадки – выпадают из слоистых облаков виде мелких капелек воды, кристалликов льда и мелких снежинок. Они дают незначительное количество влаги.

Обложные осадки – бывают умеренной интенсивности, но длительные. Они выпадают в виде снега или дождя из слоисто – дождевых и высокослоистых облаков. Капли дождя и снежинки обычно среднего размера.

Ливневые осадки состоят из крупных капель воды, града или хлопьев снега. Они выпадают из кучево – дождевых облаков. За короткое время выпадает значительное количество осадков. Осадки выпадают обычно из тех облаков, которые являются смешанными (состоят из кристаллов льда, капель). При этом в облаках начинается диффузный перенос воздушного пара с капель на кристаллы, то есть, капли начинают испаряться, а кристаллы – расти за счет этого водяного пара и выпадать в осадки. Из однородных облаков осадки не выпадают, так как водяной пар везде распределяется равномерно, и облачные элементы не растут. Другой причиной, приводящей к росту облачных элементов является коагуляция (слияние) капель. Но это условие существенно только в облаках вертикального развития.

По интенсивности выпадения осадки могут быть: сильные, умеренные, слабые. Интенсивность осадков – слой, выпавший за 1 минуту. Сильные осадки определяются визуально – видимость менее 1000 м.

На земной поверхности выпадают так называемые гидрометеоры – роса, иней, изморозь, гололед и другие виды осадков.

Роса выпадает обычно после захода Солнца при ясной погоде вследствие быстрого охлаждения земной поверхности и предметов, находящихся на ней. Теплый воздух, соприкасаясь с холодной поверхностью, сам быстро охлаждается, становится насыщенным влагой. Излишки его конденсируются на охлажденных поверхностях в виде капелек воды.

Иней образуется при охлаждении земной поверхности вследствие теплового излечения в холодную, ясную тихую погоду. Он представляет собой кристаллы льда, которые образовались в результате сублимации водяного пара при температуре ниже 0⁰С.

Изморозь откладывается в виде ледяных кристалликов или рыхлого льда на ветках деревьев, проводах и других тонких предметах при сублимации водяного пара или намерзании капелек воды из переохлажденного тумана.

Гололед – это слой плотного льда, образующийся на наветренной стороне различных предметов при замерзании на них переохлажденных капель дождя или тумана. Гололед наблюдается при температуре воздуха от 0 до – 3⁰С. Он может достигать толщины нескольких сантиметров и вызывать обрыв проводов, падение опор линий связи и электропередачи, обламывание веток и т .д.

Гроза - это комплексное атмосферное явление, при котором наблюдаются многократные электрические разряд, сопровождающиеся звуковым явлением - громом, а также выпадением ливневых осажов.

Условия, необходимые для развития внутримассовых гроз:

- неустойчивость воздушной массы (большие вертикальные температурные градиенты, по крайней мере, до высоты около 2 км - 1/100 м до уровня конденсации и - > 0,5°/100м выше уровня конденсапди);

- большая абсолютная влажность воздуха ( 13-15 мб. в утрен­ние часы);

- высокие температуры у поверхности земли. Нулевая изотер­ма в дни с грозами лежит на высоте 3-4 км.

Фронтальные и орографические грозы развиваются, главным образом, за счет вынужденного подъема воздуха. Поэтому эти грозы в горах начинаются раньше и кончаются позже, образуются с навет­ренной стороны (если это высокие горные системы) и сильнее, чем в равнинной местности для одного и того же синоптического поло­жения.

Явления, связанные с грозовым облаком.

Молния.

Период электрической активности грозового облака составляет 30-40 мин. Электрическая структура Св очень сложная и быстро ме­няется во времени и пространстве. Большая часть наблюдений за грозовыми облаками показывает, что в верхней части облака обычно образуется положительный заряд, в средней части - отрицательный, в нижней - могут быть одновременно положительный и отрицательный заряды. Радиус этих областей с разноименными зарядами меняются от 0,5 км до 1-2 км.

Пробивная напряженность электрического поля для сухого воз­духа составляет I млн.в/м. В облаках для возникновения грозовых разрядов достаточно, чтобы напряженность поля достигла 300-350 тыс.в/м. (измеренные значения во время экспериментальных полетов) Невидимому, эти или близкие к ним значения напряженности поля представляют собой напряженность начала разряда, а для его рас­пространения достаточны напряженности значительно меньшие, но охватывающие большое пространство. Частота разрядов в умеренной грозе около I в мин., а в интенсивной грозе – 5 –10 в.мин.

Молния - это видимый электрический разряд в виде искривлен­ных линий, продолжающихся в общей сложности 0,5 - 0,6 сек. Раз­витие разряда из облака начинается с образования ступенчатого лидера (стримера), который продвигается «Скачками» длиной 10-200м. По ионизированному каналу молнии развивается с поверх­ности земли возвратный удар, который переносит основной заряд молнии. Сила тока достигает 200 тыс.А. Обычно вслед за первым ступенчатым лидером через сотые доли сек. происходит развитие по тому же каналу стреловидного лидера, после которого проходитвторой возвратный удар. Этот процесс может многократно повторяться.

Линейные молнии образуются наиболее часто, длина их обыч­но 2-3 км (между облаками м.б.до 25км), средний диаметр около 16см (максимальный до 40 см), путь зигзагообразный.

Плоская молния - разряд, охватывающий значительную часть об­лака и состояний из светящихся тихих разрядов, испускаемых отдель­ными капельками. Длительность около .1 сек. Нельзя смешивать плос­кую молнию с зарницей. Зарницы- это разряды далеких гроз: молний не видно и грома не слышно, различается лишь освещение молниями облаков.

Шаровая молния ярко светящийся шар белого или красноватого

цвета с оранжевым оттенком и диаметром в среднем 10-20 см. Появ­ляется после разряда линейной молнии; перемещается в воздухе медленно и бесшумно, может проникать внутрь зданий, ВС во время полета. Часто, не причинив вреда, она незаметно уходит, но иногда взрывается с оглушительным треском. Явление может доиться от нес­кольких секунд до нескольких минут. Это ещё мало изученный физи­ко-химический процесс.

Разряд молнии в самолет может привести к разгерметизации кабины, пожару, ослеплению экипажа, разрушению обшивки, отдель­ных деталей и радиотехнических средств, намагничиванию стальных

сердечников в приборах,

Гром вызывается нагреванием и, следовательно, расширением расши­рением воздуха вдоль пути молнии. Кроме того, во время разряда происходит разложение молекул воды на составные части с образо­ванием «гремучего газа» - «взрывы канала». Так как звук от раз­личных точек пути молнии приходит не одновременно и многократно отражается от облаков и поверхности земли, гром имеет характер длительных раскатов. Гром обычно слышен на расстоянии 15-20 км.

Град - это осадки, выпадающие из Св в виде шарообраэного льда. Если выше уровня 0° максимальный рост восходящих потоков превышает Юм/сек, а вершина Св облака находится в зоне темпера­тур - 20-25°, то.в таком облаке возможно образование льда. Градовый очаг образуется над уровнем максимальной скорости восходящих потоков, и здесь происходит накопление крупных капель и основной рост градин. В верхней части облака при столкновении кристаллов с переохлажденными каплями образуются снежные крупинки (зародыши градин),который, падая вниз, в зоне аккумуляции крупных капель превращаются в град. Интервал времени между началом образования градин в облаке и выпадением их из облака составляет около 15мин. Ширина «градовой дороги» м.б.от 2 до 6 км, длина 40-100 км. Толщи­на слоя выпавшего града иногда превышает 20 см. средняя продол­жительность выпадения града составляет 5 10- мин, но в отдельных случаях м.б.и больше. Чаще всего встречаются градины диаметром 1-3 см, но могут быть .до 10 см и больше. .Град обнаруживается не только под облаком, но может повредить ВС и на больших высотах (до высо­ты 13700 м и до 15-20 км от грозы).

Градом может разбить стекла пилотской кабины, разрушить обтекатель локатора, пробить или сделать вмятины на обшивке, повредить переднюю кромку крыльев, стабилизатор, антенны.

Сильный ливневой дождь резко ухудшает видимость до значе­нии менее 1000 м, может вызвать выключение двигателей, ухудшает аэродинамические качества ВС и может, в некоторых случаях без какого-либо сдвига ветра уменьшить подъевшую силу при заходе на посадку или на взлете на 30%..

Шквал - резкое усиление (более 15м/с) ветра в течение нес­кольких минут, сопровождающееся изменением его направления. Ско­рость ветра при шквале нередко превышает 20 м/с, достигая 30, а иногда 40 м/с и более. Зона шквалов распространяется до 10 км вокруг грозового облака, а если это очень мощные грозовые очаги, то в передней части ширина зоны шквалов может достигать 30км. Завихрения пыли у поверхности земли в районе кучево-дождевого облака являются визуальным признаком «фронта воздушных порывов» (шквалов) Шквалы связаны с внутримассовыми и фронтальными сильно развитыми СВ облаками.

Шкваловый ворот - вихрь с горизонтальной осью в передней части грозового облака. Это темный, нависший, крутящийся облачный вал за 1-2 км до сплошной завесы дождя. Обычно вихрь движется на высоте 500м, иногда опускается до 50м. После его прохождения образуется шквал; может быть значительное понижение температуры воздуха и рост давления, вызванные распространением воздуха, охлажденного осадками.

Шкваловый ворот ВС рекомендуется обходить на расстоянии 15км от боковых границ кучево-дождевого облака.

Смерч - вертикальный вихрь, опускающийся из грозового обла­ка до земли. Смерч имеет вид темного облачного столба диаметром в несколько десятков метров. Он опускается в виде воронки, навстречу которой с земной поверхности может подниматься другая воронка из брызг и пыли, соединяющаяся с первой Скорости ветра в смерче достигают 50 – 100 м/сек при сильной восходящей составляющей. Сниже­ние давления внутри смерча может составлять 40-100 мб. Смерчи могут вызывать катастрофические разрушения, иногда с человечес­кими жертвами. Обход смерча должен производиться на удалении не менее 30 км.

Турбулентность вблизи грозовых облаков имеет ряд особеннос­тей. Она становится повышенной уже на расстоянии, равном диамет­ру грозового облака, причем, чем ближе к облаку, тем больше ин­тенсивность. По мере развития кучево-дождевого облака зона турбулентности увеличивается, наибольшая интенсивность наблюда­ется в тыловой части. Даже после того, как облако полностью раз­рушилось, участок атмосферы, где оно находилось, остается более возмущенным, то есть, турбулентные зоны живут дольше, чем облака, с которыми они связаны.

Над верхней границей растущего кучево-дождевого облака восходящие движения, скоростью 7-10 м/сек., создают слой с интен­сивной турбулентностью толщиной в 500м. А над наковальней на­блюдаются нисходящие движения воздуха, скоростью 5-7 м/сек., они приводят к образованию слоя с интенсивной турбулентностью толщи­ной в 200м.

Географическое распределение осадков. Водный баланс на земном шаре.

Количество осадков – определяется толщиной слоя воды в миллиметрах, выпавшей на земную поверхность. Ежегодно из атмосферы выпадает 520 000 км³ осадков, из них 79% над океаном и 21% над сушей.

Распределение осадков на Земле зависит от ряда факторов, наиболее важными из которых являются:

1. солнечная радиация,

2. циркуляция воздушных и водных масс,

3. географическое расположение материков, их размеры и

4. характер рельефа.

В экваториальном поясе, получающем максимальное количество солнечного тепла, - высокая испаряемость влаги. В этом поясе выпадает почти половина годового объема осадков земного шара, в то время как на полярные пояса приходится только 4 %. Теплые и холодные морские течения влияют на испарение влаги. Горизонтальное перемещение воздушных масс перераспределяет ее над океаном и сушей. Широтное протяжение материков, их размеры и особенности рельефа существенно влияют на территориальное распределение осадков. Центральные части материков обычно получают незначительное количество осадков. В горных странах наветренные склоны всегда переувлажнены, так как поднимающийся по склонам воздух охлаждается и дает обильные осадки. Подветренные склоны обычно сухие, за хребтами количество осадков значительно уменьшается

Экваториальная зона, располагающаяся приблизительно между 20⁰ северной и 20⁰ южной широты, получает 1000 – 3000 мм осадков в год. Постоянная высокая температура обеспечивает здесь значительную испаряемость и большую влагоемкость воздуха. Мощный конвекционный подъем влажного экваториального воздуха приводит к его адиабатическому охлаждению, конвекции водяных паров и выпадению ливневых осадков. Интенсивность ливней экваториального пояса достигает 120 мм в 1 час. Свыше 3000 мм осадков в год выпадает в западной части Тихого океана, на островах Юго-Восточной Азии и Амазонской низменности. Максимальное количество осадков выпадает на наветренных склонах гор, где поднимаются воздушные массы пассатов и муссонов.

Между 20-й и 32-й параллелями северного и южного полушарий размещаются зоны сухого воздуха. В этих зонах преобладает высокое атмосферное давление (субтропические максимумы). Нисходящие потоки воздуха вызывают адиабатический нагрев и иссушение его. Кроме того, у западных берегов материков проходят холодные течения. Воздух над ними у поверхности воды холоднее, чем вверху и над соседней сушей, что не способствует образованию осадков.

В тропиках размещаются крупнейшие пустыни мира: Сахара, Аравийская, Тар, Атакама, Намиб, Калахари, Австралийские пустыни. В них выпадает менее 200 мм осадков в год, а в некоторых районах они практически отсутствуют.

В умеренных поясах, начиная от 30⁰ с.ш. и 30⁰ ю.ш., количество осадков увеличивается и между 40-й и 60-й параллелями они образуют второй максимум. Здесь выпадает 500 – 900 мм осадков в год. Однако в глубинных участках материков количество осадков уменьшается до 250 мм (в Якутии, Средней и Центральной Азии, Северной Америке), а в прибрежных районах в горных странах на наветренных склонах увеличивается до 3000 мм и более (на западе Северной и Южной Америки).

За полярными кругами располагаются еще две зоны минимума осадков. Здесь выпадает 100 -250 мм осадков в год, а в центре Антарктиды и в некоторых районах Арктики – менее 100 мм. Малое количество осадков в полярных районах объясняется низкими температурами и малым содержанием влаги в холодном воздухе.

Тема. 4. Атмосферная циркуляция и климатообразование. Климаты Земли.

Неравномерное нагревание земной поверхности и толщи атмосферы обуславливает различия атмосферного давления в разных районах земного шара и, как следствие этого, горизонтальное и вертикальное перемещение воздуха. Движение воздуха в горизонтальном направлении называется ветром.

Скорость ветра измеряется в метрах в секунду, а также в километрах в час или баллах – от 0 до 12 баллов по шкале Бофорта. Направление ветра показывает, откуда он дует на точку наблюдения. Оно измеряется обычно в румбах, реже – в азимутах.

Направление и скорость ветра определяется горизонтальным барическим градиентом, т.е. уменьшением атмосферного давления на каждые 100 км в направлении, перпендикулярном к изобарам. Ветер дует перпендикулярно к изобарам в сторону меньшего давления. Во время движения воздушные массы в результате действия силы Кориолиса отклоняются в северном полушарии вправо, а в южном – влево. Скорость ветра тем больше, чем выше значение горизонтального барического градиента.

На направление и скорость ветра существенно влияет рельеф, особенно крупные горные системы. Они ослабляют ветер или изменяют его направление. С подветренной стороны в так называемой ветровой тени гор могут формироваться климатические условия, совершенно не характерные для районов в целом. Например, субтропики южного берега Крыма и Черноморского побережья Кавказа возникли в ветровой тени Крымских гор и гор Большого Кавказа, задерживающих холодные северные ветры.

В атмосфере формируются воздушные массы, обладающие различными физическими свойствами. В зависимости от географической широты и подстилающей поверхности воздух тропосферы получает различное количество тепла и влаги, имеет различную прозрачность. В процессе циркуляции он получает влагу в основном над поверхностью Мирового океана. Над континентами воздух становится более сухим, отдавая влагу в виде осадков. В пустынных районах в атмосфере может содержаться значительное количество песка и пыли, поднятых с открытых пространств.

Над территориями, обладающими примерно одинаковыми условиями радиации и условиями подстилающей поверхности, формируются воздушные массы с однородными физическими свойствами, в первую очередь с одинаковыми температурой и влажностью. Размеры воздушных масс достигают тысяч километров в горизонтальном направлении и несколько километров по вертикали. При перемещении над неоднородными подстилающими поверхностями воздушные массы трансформируются, постепенно меняют свои свойства.

По температурным характеристикам выделяют теплые и холодные воздушные массы. Теплые воздушные массы перемещаются с более теплой поверхности на холодную. Внизу они медленно охлаждаются. В них часто наблюдается инверсия температур. Охлаждаясь, эти воздушные массы дают туманы и моросящие осадки. Холодные воздушные массы перемещаются с более холодной поверхности на теплую. Прогреваясь от нее, воздух образует конвекционные течения. Возникают облака вертикального развития, и выпадают ливневые осадки.

По условиям образования и основным характеристикам выделяют экваториальные, тропические, умеренные и арктические географические типы воздушных масс и их морские и континентальные разновидности.

Экваториальные воздушные массы занимают территорию по обе стороны экватора. Они имеют в течение всего года высокую температуру и большую влажность. Экваториальные воздушные массы не подразделяются на морские и континентальные, так как и в пределах континентов в экваториальном поясе постоянно сохраняется высокая влажность воздуха, особенно в бассейнах рек Конго и Амазонки.

Тропический воздух перемещается в поясах высокого давления по обе стороны от экваториального. Он отличается высокими температурами и большой сухостью. Морской тропический воздух формируется над океанами. Он чист, прозрачен, содержит много влаги, но имеет низкую относительную влажность. Континентальный тропический воздух располагается над материками в тропических и субтропических широтах, т.е. в пределах Сахары, Аравийского полуострова, пустыни Тар, Центральной Азии, Австралийских и других пустынь. Он горячий, сухой, значительно запыленный. Тропический воздух, растекаясь из поясов высокого давления к северу и югу, проникает в экваториальный пояс и в умеренные широты.

Арктические и аналогичные им антарктические воздушные массы занимают приполярные области Земли. Морской арктический воздух формируется в основном над свободной от льда поверхностью Мирового океана в европейском секторе Арктики. Сравнительно теплый воздух отсюда проникает на север Европы, в прибрежные районы Гренландии и в центральную Арктику, вызывая там незначительные потепления. Континентальный арктический воздух образуется над северными окраинами Азии И северной Америки и над покрытым льдами Северным Ледовитым океаном. Он отличается низкими температурами и малым содержанием влаги. Поэтому здесь преобладает безоблачная погода. Исключительно холодный и сухой воздух на протяжении всего года располагается над Антарктидой.

Воздушные массы с различными физическими свойствами разделяются атмосферными фронтами. Они представляют собой фронтальные зоны шириной несколько десятков километров, в пределах которых резко меняются температура влажность воздуха. Для удобства построения синоптических карт не учитывают ширину фронтальной зоны, а рассматривают ее как фронтальную поверхность. Пересечение ее с земной поверхностью образует линию атмосферного фронта.

При соприкосновении различных воздушных масс возникают теплые, холодные атмосферные фронты и фронт окклюзии.

Теплый фронт образуется при перемещении теплого воздуха в сторону холодного. Теплый воздух постепенно оттесняет холодный и медленно поднимается по его очень пологой поверхности. Поднимаясь, теплый воздух постепенно охлаждается. Появляются облака сначала верхнего яруса, затем среднего и нижнего, дающие длительные моросящие осадки. Теплый фронт всегда приносит потепление.

Холодный фронт возникает при наступлении холодного воздуха на теплый. Более тяжелый холодный воздух подтекает под теплый, выталкивает его вверх. Фронтальная поверхность у линии холодного фронта круто поднимается вверх над земной поверхностью. На холодных фронтах дуют сильные порывистые ветры, возникают облака вертикального развития и выпадают ливневые осадки. Прохождение холодного фронта сопровождается резким похолоданием.

Холодные фронты всегда перемещаются быстрее, чем теплые. Когда холодный фронт догоняет теплый и сливается с ним, возникает фронт окклюзии. Теплый воздух вытесняется вверх соединившимися холодными воздушными массами. Он охлаждается, и последние излишки влаги осадками выпадают на земную поверхность. Соединившиеся холодные воздушные массы, и поднявшийся теплый воздух постепенно трансформируются в однородную воздушную массу с новыми физическими свойствами.

Атмосфера находится в непрерывном движении. Взаимодействия воздушных масс и их движение сопровождаются перемещением фронтов с различной скоростью, иногда до 1000 км в сутки.

Общая циркуляция воздуха определяется:

1. количеством тепла, поступающего на Землю от Солнца и

2. неравномерностью его распределения на земной поверхности.

Наличие центров действия атмосферы – барических максимумов и минимумов является важнейшей причиной перемещения воздуха.

В зависимости от распределения давления в тропосфере выделяют несколько поясов устойчивого перемещения воздушных масс (рис. 1).

В поясе экваториального минимума (экваториальной депрессии) преобладает штилевая погода. Ветры сравнительно редки и имеют шквалистый характер.

К экваториальному поясу от субтропических максимумов с севера и юга дуют пассаты – постоянные ветры. Вертикальная мощность их около 20 – х параллелей 2 – 4 км, а к экватору увеличивается, и восточные ветры могут захватывать уже всю тропосферу. Под действием силы Кориолиса они постепенно отклоняются к западу, Приобретая в северном полушарии северо – восточное, а в южном юго – восточное направления. Воздух пассатах постепенно увлажняется. Максимально прогреваясь в поясе экваториальной депрессии, он поднимается восходящими токами, охлаждается, и на земную поверхность выпадают мощные ливневые осадки. Благодаря господствующим северо – восточным (СВ) и юго – восточным (ЮВ) пассатам в экваториальном поясе преобладает восточный перенос воздуха.

От экватора в сторону тропиков над пассатами, там, где они простираются не на всю тропосферу, растекается сухой воздух, образуя высотные ветры – антипассаты. Под влиянием силы Кориолиса они постепенно отклоняются к востоку и в районе 30⁰-й широты перемещаются вдоль параллелей. Непрерывный подток антипассатов – одна из причин образования субтропического пояса высокого давления.

В умеренных поясах преобладает западный перенос воздуха преимущественно в виде циклонов и антициклонов. Ветры дующие от субтропических максимумов в сторону полюсов, отклоняются в северном полушарии вправо, а в южном – влево.

В умеренных поясах при передвижении над земной поверхностью антициклональные воздушные массы смещаются в сторону субтропических максимумов и усиливают их. Циклоны отклоняются в сторону полюсов и на широтах 60 – 65⁰ образуют пояса пониженного давления – минимумы умеренных широт.

Циркуляция атмосферы в приполярных областях Земли определяется барическими максимумами, возникшими в результате сильного охлаждения подстилающей поверхности и всей толщи тропосферы. Ветры дуют от полюсов в сторону пониженного давления в умеренных широтах. Вследствие отклоняющего действия вращения Земли вокруг своей оси они смещаются к западу. Следовательно, в приполярных областях северного полушария преобладают северо – восточные ветры, а южного полушария – юго – восточные.

В тропиках, субтропиках и умеренных широтах перенос воздуха осложняется циклональной и антициклональной циркуляцией атмосферы. Взаимодействие холодного и теплого воздуха приводит к образованию огромных атмосферных вихрей.

Циклоны образуются в областях с пониженным давлением (рис. 1). Они представляют собой мощные восходящие вихри диаметром до 3000 км и более с низким давлением в центре. Ветры в циклонах направлены к центру. При этом под влиянием силы Кориолиса они отклоняются в северном полушарии вправо и образуют спираль против хода часовой стрелки, а в южном движутся по ходу часовой стрелки. В циклонах хорошо выражены теплые и холодные фронты. В процессе развития циклона они сливаются, образуя фронт окклюзии. Теплый воздух в центре циклона поднимается вверх и растекается на высоте в стороны. После образования фронта окклюзии воздушные массы постепенно прогреваются, приобретают однородные свойства, и циклон умирает. Продолжительность активной жизни циклонов 5 – 7 дней.

Циклоны – это очень подвижные атмосферные образования. За сутки они перемещаются на 700 – 1000 км и более. Например, расстояние от Атлантики до Енисея они проходят за 4 – 7 дней. В циклонах преобладает облачная погода и выпадают осадки.

Особенно мощные циклоны образуются в субтропических и тропических областях, где они называются тайфунами (ураганами). Они значительно меньше по размерам, но скорость ветра в них достигает 100 м и более в 1 с. Тайфуны вызывают катастрофические разрушения. В службе погоды каждый тайфун называется собственным, чаще всего , женским, имененм: «Ида», «Флора», «Жаннет» и др.

Над перегретой подстилающей поверхностью перед наступающим холодным фронтом иногда создается чрезвычайно резкий перепад давления. В таких случаях возникают малые, но чрезвычайно мощные воздушные вихри с диаметром от нескольких десятков до нескольких сотен метров. Их называют смерчами, торнадо и другими терминами. Скорость ветра в них достигает до 200 м в секунду. Смерчи и торнадо на пути следования разрушают здания, вырывают деревья с корнями, всасывают в себя, поднимают на значительную высоту и переносят различные предметы, грунт, воду из водоемов вместе с рыбой, насекомыми и т.п., которые затем выпадают на землю вместе с дождем.

Наиболее часто циклоны зарождаются в центрах действия атмосферы с низким давлением – Исландском и Алеутском минимумах и над океанами к югу от 40⁰ ю.ш.

Антициклоны – это нисходящие воздушные вихри с максимальным давлением в центре. (рис 24). К периферии антициклона атмосферное давление постепенно уменьшается. Воздух, поступающий на значительной высоте, в центре антициклона опускается, уплотняется, в результате чего длительное время поддерживается высокое давление. В центре антициклона преобладает штилевая погода. От центра его на периферию дуют ветры, где скорость их может достигать 20 м в 1 секунду. Направление ветров в антициклонах под влиянием силы Кориолиса постепенно изменяется. В северном полушарии они отклоняются вправо, по ходу часовой стрелки, а в южном – влево, против хода часовой стрелки. В антициклонах преобладает безоблачная сухая погода, так как опускающиеся воздушные массы нагреваются и удаляются от точки насыщения их водяными парами.

Циклоны и антициклоны способствуют меридиональному переносу воздуха и теплообмену между низкими и высокими широтами.

Во многих районах земного шара наблюдается муссонная циркуляция атмосферы. Муссонами называются устойчивые сезонные ветры, меняющие сове направление от зимы к лету на противоположные или близкие к противоположным. Различают тропические и внетропические муссоны.

Тропические муссоны возникают в результате неодинакового нагревания северного и южного полушарий по сезонам года. При этом происходит смещение экваториального минимума и субтропических максимумов соответственно нахождению Солнца в зените. В январе экваториальный минимум занимает крайнее южное положение. Пассаты северного полушария, дующие с северо-востока, в это время пересекают экватор и заходят в южное полушарие. В июле пояс экваториального низкого давления занимает крайнее северное положение. Пассаты южного полушария устремляются далеко на север. Севернее экватора они приобретают юго-западное направление в результате влияния силы Кориолиса. Таким образом тропические муссоны можно рассматривать как ветры, меняющие свое направление на противоположное вследствие смещения экваториальной депрессии в направлении север – юг по сезонам года.

Тропические муссоны характерны для всего экваториального пояса, но наиболее четко они выражены в Индийском океане. В частности, зимний муссон, дующий с северо – востока, уносит влажный воздух из северной части Индийского океана, где наступает сухой сезон. Летний муссон, дующий с юго – запада, приносит огромное количество осадков на полуостров Индостан и прилегающие территории.

Внетропические муссоны возникают в результате температурного контраста между сушей и морем. Зимой над материками воздух охлаждается и устанавливается высокое давление. В то же время над относительно теплой поверхностью океанов, омывающих материки, формируются более теплые воздушные массы и наблюдается низкое атмосферное давление. В таких условиях с суши на море дует зимний муссон. В летнее время, наоборот, быстрее и сильнее прогревается атмосфера над сушей, и над материками устанавливается область низкого давления. Над океаном, прогревающимся значительно медленнее, образуется область повышенного давления, вследствие чего возникает летний муссон, дующий с моря на сушу.

Классический пример внетропических муссонов – ветры на восточном побережье Азии. Там в зимнее время с Монголии и Сибири на море дует очень холодный и сухой зимний муссон, а летом на материк направляется сравнительно прохладный и очень влажный океанический воздух, несущий обильные осадки.

Необычная циркуляция воздуха наблюдается на границе тропосферы. Здесь возникают струйные течения – сильные ураганные потоки воздуха, имеющие скорость 200 – 400 км и более в час. Они направлены с запада на восток. Струйные течения достигают нескольких тысяч километров в длину, сотни километров в ширину и всего несколько километров в высоту.

Общие закономерности циркуляции атмосферы осложняются местными ветрами, возникающими под влиянием температурных различий подстилающей поверхности и рельефа. К местным ветрам относятся бризы, фен, бора и др.

Бризы дуют на берегах морей, крупных озер и водохранилищ в результате неодинакового нагревания и охлаждения суши и водной поверхности (рис. 25). Они дважды в сутки меняют свое направление на противоположное. Днем дует ветер с моря на сушу (морской бриз), так как над относительно прохладной водной поверхностью более плотный прохладный воздух создает повышенное давление, а над хорошо прогретой сушей теплый воздух обеспечивает сравнительно низкое давление. Ночью дует береговой бриз в сторону моря (озера), потому что после захода солнца над быстро остывающей сушей воздух охлаждается, уплотняется и скатывается в сторону моря (озера). Там он вытесняет вверх относительно теплый воздух над медленно остывающей водой.

Фен – это теплый, иногда горячий, сухой сильный ветер, дующий с гор в течение одного или нескольких дней. Обычно фен возникает при переходе воздушных течений через горный хребет (рис.26). Поднимаясь по наветренному склону, воздушные массы охлаждаются примерно на 0,6⁰С на 100 м высоты. После достижения 100 – процентной относительной влажности при дальнейшем снижении температуры большая часть атмосферной влаги выпадает в виде осадков. Опускаясь по подветренному склону, воздух уплотняется и нагревается на 1⁰С на 100 м снижения. Он быстро удаляется от точки насыщения и становится настолько сухим, что может вызвать гибель растений. Обычно фены возникают весной, вызывая быстрое таяние снега и иссушение почвы. Фены часто наблюдаются в горах Кавказа, Альп, Средней Азии и др.

Бора – это очень холодный сильный ветер. Наиболее известен и хорошо изучен бора в Новороссийске. Он возникает зимой при резком контрасте давления по обе стороны Большого Кавказа. Холодный тяжелый воздух, время от времени заполняющий Восточно-Европейскую равнину, переваливается через Мархотский перевал с севера на юг и устремляется к Черному морю. Хотя его температура повышается в связи с опусканием и сжатием, однако он не успевает прогреться и к побережью приходит с температурой до -25⁰С. Скорость ветра достигает 40 м и более в 1 секунду. Он вызывает оледенение набережной, портовых сооружений и кораблей. Действие боры в Новороссийске распространяется в полосе до 5 – 8 км от берега, поэтому корабли при его угрозе уходят в море.

Еще более мощный бора возникает на Новой Земле, если в Карском море господствует антициклон. Ветры типа бора наблюдаются на Апшеронском полуострове, на озере Байкал и в других районах земного шара.

Макро-мезо- и микроклимат.

. Микроклиматические особенности отдельных участков территории формируются под влиянием неоднородностей строения или состояния деятельных поверхностей. Которые проявляются с наибольшей силой в приземном слое атмосферы, т.е. в том слое, где живет человек, где растут и развиваются растительные и животные организмы, где размещаются основные богатства человеческого общества.

Микроклиматические особенности отдельных участков территории являются объективной реальностью, одним из важных элементов внешней среды живых организмов.

Характерной особенностью микроклимата является его высокая динамичность и изменчивость в суточном и сезонном ходе, широкий диапазон изменения его показателей на значительных расстояниях как по горизонтали, так и по вертикали. Это особенность микроклимата имеет важное практическое значение – она позволяет человеку активно вмешиваться в ход процесса его формирования, вызывая его изменения в необходимом направлении.

Знание микроклиматических особенностей конкретной территории позволяет разработать план ее использования для получения наиболее высокого экономического эффекта. Сведения о микроклиматических особенностях территории позволяют правильно планировать населенные пункты, размещать промышленные предприятия по отношению к жилым районам с учетом ветрового режима и т.д.

Микроклиматические исследования имеют также важное научно-теоретическое значение. Изучение радиационного режима приземного слоя атмосферы, процессов тепло- влагообмена позволяет раскрывать закономерности формирования погодны и климата в отдельных районах земного шара.

Лучистая энергия солнца является практически единственным источником всех природных процессов и явлений, наблюдающихся на нашей Земле, в том числе и погодных. Усвоение тепловой энергии солнечных лучей земной поверхностью в разных районах планеты происходит неодинаково. Все это находит свое отражение в погодных условиях и климате. Изучая закономерности преобразования солнечной радиации в отдельных районах земного шара, мы получает возможность характеризовать энергетические запасы метеорологических процессов, что расширяет возможности уточнения прогноза погоды.

Микроклиматом называют климатические особенности небольших участков земной поверхности, формирующиеся вследствие неоднородности строения или состояния деятельных поверхностей и слоев.

На равнинных частях земного шара неоднородность строения или состоянии территории является результатом чередования лесных и степных участков, занятых сельхозугодьями, склонов возвышенностей различной крутизны и экспозиции, водной поверхности рек, прудов, озер, водохранилищ и т.д. Соотношение между названными участками в каждой из природных зон является различным, но их состояние претерпевает изменения в течение года вследствие сезонных изменений растительного покрова, годового хода составляющих радиационного баланса, температуры воздуха и почвы, атмосферных осадков.

Неоднородность строения или состояния земной поверхности проявляется прежде всего в пространственных контрастах радиационного баланса, так как поглощенная соответствующими деятельными поверхностями солнечная радиация будет неодинаковой, а различия в увлажнении почвы, ее структуре и цвете, мощности растительного покрова вызовут также контрасты в соотношении между составляющими теплового баланса. И это в свою очередь будет определять интенсивность формирования микроклиматических особенностей каждой деятельной поверхности (слоя).

Усвоение и преобразование потоков солнечной радиации может происходить в зависимости от строения и состояния земной поверхности непосредственно на поверхности почвы или слое растительности, воды, снега, льда – поэтому необходимо различать деятельную поверхность и деятельный слой.

В каждой климатической зоне встречаются различные микроклиматы, формирование которых вызвано наличием многих деятельных поверхностей - лесных и луговых участков, сельхозугодий, водоемов, возвышенностей со склонами разного наклона и экспозиции, населенных пунктов разных размеров и.т.п.

Микроклиматические контрасты в каждой климатической зоне зависят от радиационных энергетических запасов, а поэтому для однотипных деятельных поверхностей в разных зонах абсолютные значения этих контрастов не могут быть одинаковыми.

В зависимости от соотношения между различными деятельными поверхностями в каждой климатической зоне складываются разные возможности влияния микроклиматов на общие климатические условия. При этом необходимо учитывать, что интенсивность взаимодействия различных микроклиматов зависит от общих погодных условий, особенно от количества, вертикальной мощности и водности облаков, режима атмосферных осадков и ветрового режима, а также от состояния деятельных поверхностей. Роль каждого из этих факторов в формировании процессов взаимодействия микроклиматов зависит от времени года. Роль каждого из этих факторов в формировании процессов взаимодействия микроклиматов зависит от времени года.

Изложенное свидетельствует о том, что при изучении условий формирования микроклиматов приходится широко использовать физические закономерности взаимодействия воздушных потоков с почвенно-растительным покровом, водными или скалистыми поверхностями, а также искусственными поверхностями городов, промышленных предприятий и других объектов.

Интенсивность процессов взаимодействия воздушных потоков в каждом конкретном случае, а тем самым, и величина микроклиматических контрастов, роль каждого микроклимата в формировании общих климатических условий зависит от географического положения района, структурных особенностей ландшафтов и их составных частей.