атмосфера

Зональное распределение давления и ветра у земной поверхности и в нижней тропосфере

У земной поверхности и в нижней тропосфере зональное распределение давления и ветра сложнее, чем в вышележащих слоях.

Сначала мы рассмотрим многолетние средние величины дав­ления по широтным кругам. Приведем график многолетних средних величин давления для широтных кругов на уровне моря в январе и в июле (рис. 7.2).

Зоны давления и ветра в верхней тропосфере и в стратосфере

Зональность в распределении давления и ветра яснее и проще не у земной поверхности, а в верхней тропосфере и в стра­тосфере.

Как нам уже известно, высокое давление здесь более или менее близко совпадает с высокой температурой, а низкое дав­ление — с низкой температурой. Поскольку температура в тро­посфере в среднем падает от низких широт к высоким, то и меридиональный барический градиент направлен, начиная с вы­соты 4—5 км, также в общем из низких широт в высокие. В связи с этим, например, изобарическая поверхность 300 мб проходит зимою над экватором на высоте около 9700 м, над северным полюсом на высоте около 8400 м, а над южным полю­сом даже на высоте около 8100 м. Летом эти разности. Меньше, но все-таки значительны.

Меридиональные составляющие общей циркуляции

Меридиональные составляющие переноса воздуха в общей циркуляции атмосферы, при меньшей величине по сравнению с зональными, имеют очень большое значение. Именно они обусловливают обмен воздуха между различными широтами Земли.

Прежде существовало представление, что меридиональные составляющие в нижних и в более высоких слоях атмосферы противоположны по направлению. Таким образом, в разных зо­нах Земли эти противоположно направленные составляющие вместе с вертикальными — восходящими и нисходящими — движениями должны были бы создавать колеса или кольца с замкнутой циркуляцией воздуха. Например, в тропиках это был бы перенос воздуха внизу к экватору, его подъем над эква­тором, перенос к субтропическим широтам вверху, там опуска­ние воздуха и обратное движение к экватору внизу. Подобно этому представлялись и условия общей циркуляции в других зонах Земли.

Зональность в распределении давления и ветра

Наиболее устойчивая особенность в распределении как ветра, так и связанного с ним атмосферного давления над Земным шаром — зональность этого распределения.

На отдельных синоптических картах она в значительной мере замаскирована циклонической деятельностью и даже на многолетних средних картах несколько замаскирована раз­личием влияний суши и моря на циклоническую деятельность. Причина этой зональности — зональность в распределении тем­пературы, а также и некоторые особенности самого механизма общей циркуляции атмосферы.

Зональность циркуляции проявляется в преобладании меридиональных барических градиентов над широтными, а стало быть, и в преобладании широтных составляющих ветра (восточ­ной или западной) над меридиональными составляющими. При этом составляющая того или другого направления (западная или восточная) преобладает одновременно или постоянно в зна­чительной по широте зоне Земного шара.

Квазигеострофичность течений общей циркуляции

Течения общей циркуляции в большей части атмосферы яв­ляются квазигеострофическими. Это значит, что они достаточно приближаются к геострофическому ветру, т. е. малокриволи­нейны, мало подвержены трению и связаны с распределением давления таким образом, что направлены почти по изобарам. Только в слое трения течения существенно отличаются от гео­строфического ветра и значительно отклоняются от изобар; од­нако, приняв известный из опыта средний угол отклонения, мы и в этом случае можем по полю давления восстановить поле ветра.

Общая циркуляция атмосферы

Общей циркуляцией атмосферы называют систему крупномасштабных воздушных течений над Земным шаром, т. е. таких течений, которые по своим размерам соизмеримы с большими частями материков и океанов. От общей циркуляции атмосферы отличают местные циркуляции, такие, как бризы на побережьях морей, горно-долинные ветры, ледниковые ветры и др. Эти мест­ные циркуляции временами и в определенных районах нала­гаются на течения общей циркуляции.

Скорость испарения

Скорость испарения V выражается в миллиметрах слоя воды, испарившейся за единицу времени, например за сутки, с данной поверхности. Она, прежде всего, пропорциональна раз­ности между упругостью насыщения при температуре испаряю­щей поверхности и фактической упругостью водяного пара в воз­духе: Es - е (закон Дальтона).

Чем меньше разность (Es - е), тем медленнее идет испаре­ние, т. е. тем меньше водяного пара переходит в воздух за еди­ницу времени. Если испаряющая поверхность теплее воздуха, то Es больше, чем упругость насыщения E при температуре воз­духа; поэтому испарение продолжается и тогда, когда воздух уже насыщен, т. е. когда e = E<Es. Кроме того, скорость испа­рения обратно пропорциональна атмосферному давлению р. Но этот фактор важен лишь при сравнении условий испарения на разных высотах в горах; на равнине колебания атмосферного давления не так велики, чтобы он имел серьезное значение.

Сторінки