23. Ветер. Осн. Хар-ки ветра: сила, скорость, направление. Роза ветров.

Ветер - горизонтальное движение воздуха относительно ЗП. Ветер характеризуется скоростью, силой и направлением. 1)Скорость ветра выражается: в(м/с),(км/ч); в узлах(в морских милях в час); в условных единицах(баллах шкалы Бофорта). Различают сглаженную и мгновенную скорость ветра. Сглаженная скорость-это скорость ветра за некоторый небольшой промежуток времени, в течение которого производятся наблюдения. Мгновенная скорость ветра сильно колеблется и может быть значительно ниже или выше сглаженной скорости. Значительные колебания режима ветра, обусловленные сильной турбулентностью, при наблюдениях отмечаются особо ( порывистые или шквалистые ветры). Порывистость ветра сильно зависит от скорости: чем больше скорость, тем больше порывистость. Ветер со скоростью меньше 5 м/с считается слабым, со скоростью 6-14 м/с -умеренным, свыше 14 м/с- сильным, 25 м/с- очень сильным, свыше 33 м/с- ураганом. У ЗП скорость ветра чаще всего 4-8 м/с и редко превышает 12-15 м/с. В приземном слое мин. скорости ветра наблюдается ночью. После полудня скорость ветра и его порывистость достигают макс. Летом такой суточный ход скорости ветра имеет место до высоты 100-300 м, а зимой- высоты 20-30 м. Причина суточного хода скорости ветра- суточное изменение интенсивности турбулентного перемешивания. 2)Существует условная шкала для оценки силы ветра в баллах- шкала Бофорта с 12-бальной градацией всего интервала возможных скоростей ветра. Эта шкала связывает силу ветра с различными эффектами его действия: волнения на море, качание ветвей и деревьев, распространение дыма из труб и т.п. Ноль шкалы Бофорта- штиль( полное отсутствие ветра), 4 балла- умеренный ветер, 7 баллов- сильный ветер, 9 баллов- шторм, 12 баллов- ураган. 3)Направление ветра опред. той стороной горизонта, откуда он дует. Для обозначения направления ветра указывают румб( по 16- румбовой системе) либо угол, который горизонтальный вектор скорости ветра образует с меридианом: север-360® или 0®, северо-восток-45®, восток- 90®, юго-восток- 135®, юг-180®, юго-запад- 225®, запад- 270®, северо – запад-315®. Различают 8 основных румбов горизонта: север, северо-восток, юго-восток, юг, юго-запад, запад, северо-запад. При наблюд. направление ветра в высоких слоях атм-ры указывается в градусах , а на наземных метеорологических станциях- в румбах горизонта. Порывистый ветер с резко выраженными колебаниями скорости и направления. 4)При климатологической обработке наблюдений можно для каждого пункта построить розу ветров- диаграмму повторяемости ветра разных направлений по основным румбам. От начала повторяемости координат откладывают направления по румбам горизонта.

24. Силы, действующие на ветер: барический градиент, Кориолиса, трения, центробежная. Геострофический и градиентный ветер. 1.Бари́ческий градие́нт — вектор, харак-щий степень изменения атм-го давления  в простр-ве. По числовой величине барический градиент равен изменению давления (в миллибарах) на ед. расстояния в том направлении, в кот. давление убывает наиболее быстро, то есть по нормали к изобар-ой пов-ти в сторону уменьшения давления.

Барический градиент ещё называют барометрическим градиентом. В метеорологии обычно пользуются гориз-ым барическим градиентом, т.е. гориз-ой составляющей градиента на ур. моря или на др. ур.; в этом случае берётся нормаль к изобаре на данном уровне. Обычно гориз-ый барич-ий градиент составляет 1-3 мбар на 100 км, но в тропич. циклонах достигает и дес-ов мбар на100км(1мбар=100 Н/м²).

Барич. град-т явл. одной из причин, кот. привод. к циркуляции атм-ры.

2.Поворотное ускорение, или сила Кориолиса- это отклоняющая сила вращ. Земли(отнесенная к ед. массы).Поворотное ускорение имеет наиб. значение на полюсах, а на экваторе равно 0. Оно обращается в 0, когда скорость ветра равна 0. Значение силы Кориолиса для ветра явл. величиной того же порядка, что и ускорение, создаваемое барич. град-ом. Следовательно, отклоняющая сила вращения З. при движении воздуха может уравновесить силу барического градиента.

3.Сила трения. Трение в атм-ре явл. силой, кот. сообщает сущ. движению воздуха отриц-ое ускорение, т.е. замедляет движение и меняет его направление. Сила трения наиб. у самой земн. Пов-ти. С высотой она убывает и на уровне около 1 км. Становится незнач-ой по сравнению с др. силами, влияющими на движение воздуха. Высота, на кот. сила трения практически исчезает назыв-ся ур. трения. Нижний слой тропосферы до уровня трения называют слоем трения или планетарным пограничным слоем.

4.Центробежная сила направлена по радиусу кривизны траектории наружу, всегда в сторону её выпуклости. Если движение воздуха равномерное, т.е. все силы, действующие на него, уравновешены, то возникает градиентный ветер. В циклоне центробежная сила всегда направлена наружу, против силы барического градиента. В реальных атм-ых условиях центробежная сила меньше силы барич. градиента, поэтому для равновесия действующих сил нужно, чтобы сила Кориолиса была направлена так же, как и центробежная сила. В антициклоне центробежная сила направлена наружу, в сторону выпуклости изобар,так же как сила барического градиента .Сила Кориолиса при этом должна быть направлена внутрь антициклона.

5.Геострофический ветер-это прямолин-ое равном. Движ. воздуха при отсутствии силы трения и отклоняющей силе вращения З., отличной от 0. Поскольку движение равномер., значит, сила барич. градиента и сила Кориолиса уравновеш-ся, т.е равны по величине и направлены противоположно. Скорость геострофич-го ветра прямо пропорц-на величине барич. градиента: чем он больше, т.е чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер. Он представляет собой идеализированную схему. В реальных условиях ветер, возникающий в слоях атм-ры выше 1 км, близок к геострофическому, поскольку с высотой действие силы трения постепенно убывает.

6.Градиентный ветер – гипотетическое установившееся гориз-ое равномерное движение воздуха по круговым траекториям при отсутствии силы трения. Он так же как и геострофический, направлен по изобарам, но не прямолинейным, а круговым. 25. Воздушные массы. Классификация воздушных масс. Фронты в атмосфере. Климатологические фронты. В процессе общей циркуляции атм-ры воздуха тропосферы расчленяется на отдельные воздушные массы, кот. более или менее длительное время сохр. свою индивидуальность, перемещаясь из одних областей З. к др. В гориз-ом направлении воздуш. массы измеряются тысячами кл. По своим темп-ным и др. хар-кам (влажность, содер. пыли) воздуш. массы носят на себе отпечаток той обл. Земли, где воздуш. масса образовалась как единое целое под действием однородной ЗП. Затем, перемещаясь в др. регионы Земли, воздушные массы переносят в эти области свой режим погоды. Преобладание в определенном регионе в данную пору года определенных воздушных масс создает характерный климатический режим этого региона. Существует 4 основных типа воздушных масс с разными зональными центрами. Это массы арктического (антарктического), умеренного, тропического и экваториального типа. Для каждого из этих типов характерен свой интервал значений темп-ры у ЗП и на высотах, свои значения влажности, дальности видимости и т.д. Свойства воздушных масс, прежде всего температура, меняются при их перемещении из одних широт в др. Происходит трансформация воздушных масс. Воздушные массы, кот. перемещаются с более холодной ЗП на более теплую ( из высоких широт к низким), называют холодными массами. На своём пути холодная масса вызывает похолодание в тех районах, которым она проходит. Но при своём движении она сама прогревается, преимущественно снизу, от ЗП. Поэтому в ней возникают большие верт-ые градиенты темп-ры, развивается конвекция с образованием кучевых и кучево-дождевых облаков с выпадением осадков. Воздушные массы, кот. перемещаются на более холодную пов-ть (в более высокие широты), называют теплыми массами. Они приносят потепление, но сами охлаждаются снизу, поэтому в их нижних слоях устанавливаются малые верт-ые градиенты темп-ры. Конвекция в них не развивается, и преобладают слоистые облака и туманы. Различают и местные воздушные массы, кот. долгое время находятся в одном регионе. Св-ва местных масс опред. нагревом и охлаждением снизу, в зависимости от сезона. В атм-ре создаются такие условия, когда две воздушные массы с разными св-ми располагаются одна под другой. В этом случае две воздушные массы разделены узкой переходной зоной, называемой фронтом. Длина таких зон 1000км. Ширина лишь десятки км. В зоне фронта при переходе от одной воздушной массы к др. темп-ра, ветер, влажность воздуха резко меняются. Фронты, разделяющие основные геогр-ие типы воздушных масс называют главными фронтами. Главные фронты между арктическими и умеренными широтами носят название арктические; между умеренными и тропическим полярные. Раздел между тропическим и экваториальным воздухом не носит характера фронта. Этот раздел называют внутритропич. зоной конвергенции. В пересечении с ЗП фронтальная пов-ть образует линию фронта, кот. называют фронтом, и имеет те же св-ва. В процессе движения воздушных масс и разделяющие их фронтальной пов-ти воздушные располагаются не только одна рядом с другой, но и одна на другой. При этом более плотный холодный воздух лежит под теплым воздухом в виде узкого клина. Каждый индивидуальный фронт в атм-ре не существует долго. Фронты постоянно возникают обостряются, расплываются и исчезают. Фронты не редкая случайность, а постоянно-повседневная особенность атм-ры. Процесс образования фронта называется фронтогенезом. Климатологические фронты— многолетние средние положения главных фронтов в разные сезоны. Их можно выявить на многолетних средних картах, подобно центрам действия атм-ры. Постоянное расчленение барич. поля З. на циклоны и антициклоны приводит к тому, что и воздух тропосферы всегда расчленяется на воздушные массы, разделённые фронтами. В действительности положение и число фронтов могут резко отличаться от многолетнего среднего распределения. Фронты возникают, перемещаются и размываются в связи с циклонической деятельностью. Положение фронтов на средних картах указывает, в каких областях Земли преобладают в течение всего года воздушные массы того или иного типа и в каких от зимы к лету и от лета к зиме массы одного типа сменяются массами другого типа. Это является осн. критерием для генетич. классификации климатов по Б. П. Алисову.

26. Типы фронтов: теплый, холодный, фронты окклюзии.

Теплый фронт. Если фронт движется так, что холодный воздух отступает, уступая место теплому воздуху, то такой фронт называется теплым. Теплый воздух, продвигаясь вперёд, не только занимает пространство, где раньше находился холодный воздух, но и поднимается вверх вдоль переходной зоны. По мере подъёма он охлаждается, и водяной пар, находящийся в нём, конденсируется. Образуются облака. Первым признаком приближения теплого фронта будет появление перистых облаков (Ci). Давление при этом начнёт падать. Через несколько часов перистые облака, уплотняясь, переходят в пелену перисто-слоистых облаков (Cs). Вслед за перисто-слоистыми облаками натекают ещё более плотные высоко-слоистые облака (As), постепенно становящиеся непросвечиваемыми луной или солнцем. Давление падает при этом сильнее, а ветер, несколько усиливается. Из высокослоистых облаков могут выпадать осадки, особенно зимой, когда они по пути не успевают испариться. Через некоторое время эти облака переходят в слоисто-дождевые (Ns), под которыми обычно бывают разорванно-дождевые (Frob) и разорванно-слоистые (Frst). Осадки из слоисто- дождевых облаков выпадают более интенсивно, видимость ухудшается, давление быстро падает, ветер усиливается, часто принимает порывистый характер. При пересечении фронта ветер резко поворачивает вправо, падение давления прекращается или замедляется. Осадки могут прек-ся, но обычно они лишь ослабевают и переходят в моросящие. Темп-ра и влажность воздуха постепенно повыш. Трудности, которые могут встретиться при пересеч. теплого фронта, связаны с длительным пребыванием в зоне плохой видимости, ширина которой колеблется от 150 до 200 м. миль. Необходимо знать, что условия плавания в умеренных и северных широтах при пересечении теплого фронта в холодную половину года ухудшаются из-за расширения зоны плохой видимости и возможного обледенения.

Холодный фронт. Холодным фронтом наз-ся фронт, перемещ. в сторону теплой воздуш. массы. Различают 2 основных типа холодных фронтов: 1) холодные фронты первого рода — медленно движущиеся или замедляющиеся фронты, кот. чаще всего наблюдаются на периферии циклонов или антициклонов; 2) холодные фронты второго рода — быстро движущиеся или перемещающиеся с ускорением, они возникают во внутренних частях циклонов и ложбин, перемещающ-ся с большой скоростью. К холодному фронту 1го рода, относится медленно движущийся фронт. В этом случае теплый воздух медленно восходит вверх по вторгающемуся под него клину холодного воздуха. Вследствие этого над зоной раздела образуются сначала слоисто-дождевые облака (Ns), переходящие на некотором расстоянии от линии фронта в высоко-слоистые (As) и перисто- слоистые (Cs) облака. Осадки начинают выпадать у самой линии фронта и продолжаются после его прохождения. Ширина зоны зафронтальных осадков сост. 60—110 м. миль. В теплое время года в передней части такого фронта создаются благоприятные условия для образования мощных кучево- дождевых облаков (Сb), из кот. выпадают ливневые осадки, сопровожд-ся грозами. Давление перед самым фронтом сильно падает и на барограмме образуется характерный «грозовой нос» — острый пик, обращенный книзу. Ветер перед самым прохождением фронта поворачивает к нему. После прохождения фронта давление начинает расти, ветер круто поворачивает вправо. Если фронт располагается в хорошо выраженной ложбине, то поворот ветра иногда достигает 180°; например, южный ветер может смениться северным. С прохождением фронта наступает похолодание. На условия плавания при пересечении холодного фронта 1го рода будет влиять ухудшение видимости в зоне осадков и шквалистый ветер. Холодный фронт 2го рода. Это быстро движущийся фронт. Быстрое движение холодного воздуха приводит к очень интенсивному вытеснению предфронт-го теплого воздуха и к мощному развитию кучевых облаков (Си).Кучево-дождевые облака на больших высотах обычно вытягиваются вперед на 60—70 м. миль от линии фронта. Давление перед приближ-ся фронтом падает, но слабо, ветер поворачивает влево, выпадает ливневый дождь. После прохожд. фронта давление быстро растет, ветер резко поворач. вправо и значительно усиливается — принимает характер штормового. Темп-ра воздуха пониж. иногда на 10°С за 1-2 ч. Условия плавания при пересечении такого фронта неблагоприятные, т.к. у самой линии фронта мощные восходящие токи воздуха способствуют образованию вихря с разруш-ми скоростями ветра. Ширина такой зоны может достигать 30 м. миль.

Фронты окклюзии. Фронты окклюзии образуются в результате смыкания холодного и теплого фронтов и вытеснения теплого воздуха вверх. Процесс смыкания происходит в циклонах, где холодный фронт, перемещаясь с большой скоростью, настигает теплый. В образовании фронта окклюзии участвуют три воздушные массы — две холодные и одна теплая. Если холодная воздушная масса за хол-ым фронтом теплее, чем холодная масса перед фронтом, то она, вытесняя теплый воздух вверх, одновр. сама будет натекать на переднюю, более хол-ую массу. Такой фронт наз-ся теплой окклюзией. Если же воздушная масса за холодным фронтом холоднее воздушной массы перед теплым фронтом, то эта тыловая масса будет подтекать как под теплую, так и под переднюю холодную воздушную массу. Такой фронт называется холодной окклюзией. Фронты окклюзии в своем развитии проходят ряд стадий. Наиболее сложные условия погоды на фронтах окклюзии наблюдаются в начальный момент смыкания теплового и холодного фронтов. В этот период облачная система представляет собой сочетание облаков теплого и холодного фронтов. Осадки обложного характера начинают выпадать из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков, в зоне фронта они переходят в ливневые. Ветер перед теплым фронтом окклюзии усиливается, после его прохождения ослабевает и поворачивает вправо. Перед холодным фронтом окклюзии ветер усиливается до штормового, после его прохождения ослабевает и резко поворачивает вправо. По мере вытеснения теплого воздуха в более высокие слои фронт окклюзии постепенно размывается, вертикальная мощность облачной системы уменьш., появляются безоблачные пространства. Слоисто-дождевая облачность постепенно переходит в слоистую, высоко-слоистая — в высоко-кучевую и перисто-слоистая — в перисто-кучевую. Осадки прекращ. Прохождение старых фронтов окклюзии проявляется в натекании высоко-кучевой облачности 7—10 баллов. Условия плавания через зону фронта окклюзии в нач. стадии развития почти не отлич. от условий плавания при пересечении зоны теплого или холодного фронтов.

28. Географическое распределение атмосферного давления в январе и июне. Центры действия атмосферы: постоянные, сезонные. Влияние неравномерного распределения суши и моря приводит к тому, что в каждой зоне барическое поле распадается на отдельные ячейки, на отдель­ные обл. повыш. и пониж. давл. с замкну­тыми изобарами. Эти обл. носят название центров действия атм-ры. Одни из этих центров действия можно найти на климатологических картах всех месяцев года; эти центры на­зываются перманентными. Другие обнаруживаются на картах только зимних или только летних месяцев; их называют сезон­ными центрами действия. Январь. На январской карте (карта XXIX) хорошо раз­лич. экватор-ая депрессия с давлением ниже 1015 мб. Внутри этой депрессии имеются 3 отд-ые обл. пони­ж. давления с замкнутыми изобарами: над Южной Аме­рикой, Южной Африкой и Австралией и Индонезией. Давление в центрах этих обл. ниже 1010мб. Места с наиболее низким давлением в экваториаль­ной депрессии лежат в январе не на самом экваторе, а доста­точно далеко от него: примерно под 15° ю. ш. над прогретыми (здесь лето) материками южного полушария. По обе стороны от экваториальной депрессии обнаруж. субтропич. зоны выс. давления, кот., распадаются на отдельные субтропич. антициклоны с замкн. изобарами. Особенно хорошо выражены такие антициклоны над всеми тремя океанами южного полушария (с центрами 30—35° ю.ш. и с давлением в центре выше 1020мб); над материками, более теплыми, чем океаны, они замен. пониж. давлением. В сев. полушарии субтропич. антициклоны обнаруживаются над Атлан­тическим и Тихим океанами (замкнутые изобары 1020мб), где их центры также располагаются под 30—35° широты. Анти­циклон над северным Атлантическим океаном носит название азорского, над северным Тихим океаном — гонолульского. Над Азией в субтропич. и тропич. широтах давле­ние повышено. Но здесь нет самостоятельного суб­тропичю антициклона: Южная Азия занята южной частью огромного азиатского зимнего антициклона с центром в Мон­голии. В ум. и субполярных широтах юж. полушария, к югу от субтропич. антициклонов, находится почти сплош­ная зона низкого давления, однако все же с цен­трами внутри нее. В соотве-их широтах сев. полу­шария также обнаруживается низкое давление, но только над океанами. Это две океанические депрессии: исландская на севере Атлантического океана и алеутская на севере Тихого океана с давлением в центре ниже 1000 мб. Над материками Азии и С.Америки они заменяются зимними антицикло­нами: азиатским, о котором уже говорилось, и канадским. В азиатском антициклоне давление в центре выше 1035 мб, в канадском — выше 1020 мб. В полярных широтах давление повышено по сравнению с субполярными широтами. Хорошо выражена область вы­сокого давления над материком Антарктиды: антарктический антициклон. В сев. полушарии повышение давления в Арктическом бассейне незначительно. Только над ледяной Гренландией видна замкнутая изобара со значением 1000мб, обрисовывающая обл. сравнительно повыш. давления.

Июль. Экват-ая депрессия сместилась к северу и самое низкое давление в ней уже не в южном, а в сев. полушарии, где теперь лето.

Центры низкого давления над нагретыми материками сев. полушария далеко сместились на север: они располагаются 30-й па­раллелью как в Азии, так и в С.Америке. Эти части экват-ой депрессии, вышедшие над нагретыми матери­ками даже за пределы тропиков, назыв. летними депрес­сиями: южноазиатской и мексиканской. Зоны высокого давления в субтропиках также различимы. В южном полушарии, где теперь зима, субтропич. анти­циклоны захватывают в субтропиках и тропиках не только три океана, но и материки, кот. теперь холодны. Но в летнем сев. полушарии антициклоны остаются только над 2мя океанами (они смещаются дальше на север и усиливаются). Над материками же субтропи­ч. широт давление, в противоположность январю, понижено. Оно остается пониженным и в более высоких широтах. В ум-х и субполярных широтах сев. полушария океанические депрессии (гораздо менее глубокие, чем зимой) и депрессии над материками образуют непрерыв­ную субполярную зону низкого давления вокруг всего полу­шария. На север от нее давление растет, однако очень мало. В южном полушарии в июле, как и в январе, различают зону низкого давления в субполярных широтах и антициклон над Антарктическим материком. Итак, зональность в распределении давления нарушается тем, что давление повыш. над материками зимой и пониж. летом. Зимой над материками высокое давление обнаруж. даже в ум-х и субполярных широтах, где оно вообще по­нижено. Летом над материками давление пониж. даже в субтропич. зонах, где оно вообще повышено. Наличие рассмотренных центров действия на многолетних средних картах не должно приводить к заключению, что в тех или иных местах Земли круглый год или весь сезон распола­гается один и тот же устойчивый циклон или антициклон. В дей­ствительности циклоны и антициклоны в атм-ре достаточно быстро сменяются. Климатологические карты только позволяют заключить, что в одних местах Земли циклоны преобладают над антициклонами, и там на картах получаются центры действия с пониженным давлением (на севере Атлантиче­ского океана — исландская депрессия). В др. местах анти­циклоны наблюд. значительно чаще, чем циклоны, и на картах в таких местах получаются центры действия с повыш. давлением (как азорский антициклон в субтропиках Атлан­тич. океана). Над сев. Атлантич. океаном можно одно­временно наблюдать не один, а два отдельных субтропич. антициклона, а над северным Тихим океаном — даже три. Прежде полагали, что в полярных областях антициклоны держатся почти постоянно или, во всяком случае, настолько преобладают над циклонами, что на многолетних средних кар­тах там должны быть достаточно сильные центры действия с вы­соким давлением — полярные антициклоны. В Арктике преобладание антициклонов над циклонами совсем невелико, и потому на многолетних средних картах арктиче­ский антициклон обрисовывается очень слабо. И над матери­ком Антарктиды антициклоны не обладают таким исключитель­ным постоянством. Но все же антарк­тический антициклон в среднем выражен значительно лучше, чем антициклон арктический. Особую сложность в вопрос вносит большая высота самого материка Антарктиды над уровнем моря при очень низких приземных темп-ах воздуха над ледяной пов-ю. Приведение давления к ур. моря дает при этом завышенные результаты, не сравнимые со значе­ниями давления на ур. моря для океана и низменностей. Для того чтобы видеть, насколько давление над Антарктидой выше, чем над окруж. океаном, нужно составлять карты не для ур. моря, а для ур. 3—4 км, близкого к пов-ти материка (для изобарич. пов-ти 700 мб). Сред­ние месячные карты для пов-ти 700 мб обнаруживают на­личие антициклона над Восточной Антарктидой во все ме­сяцы года. В верхней тропосфере и в нижней стратосфере абсолютные изогипсы на средних картах, а значит, и изобары огибают весь Земной шар, конечно не совпадая вполне точно с широтными кругами; при этом они несколько изгибаются к низким широтам над теплыми материками. Только вблизи экватора еще обнаруживаются от­дельные антициклоны даже и в верхней тропосфере. Наи­более высокое давление будет вблизи экватора, наиболее низкое-над полярным районом. Правда, зимой в сев. полушарии наиболее низкое давление смещено от полюса к осо­бенно холодным северо-восточным частям Азии и С.Америки.

В слоях выше 20 км летом распределение давления меняется в связи с изменением меридионального распред. темп-ры. Над полюсом давление становится повышенным, т. е. околополюсная депрессия заменяется анти­циклоном.