Пониженное атмосферное давление в тропосфере

Давление воздуха на нашей планете может изменяться в широких пределах. Если давление воздуха больше 760 мм рт. ст., то оно считаетсяповышенным, меньше —пониженным.

Так как с подъемом вверх воздух становится все более разреженным, атмосферное давление понижается (в тропосфере в среднем 1 мм на каждые 10,5 м подъема). Поэтому для территорий, расположенных на разной высоте над уровнем моря, средним будет свое значение атмосферного давления. Например, Москва лежит на высоте 120 м над уровнем моря, поэтому среднее атмосферное давление для нее — 748 мм рт. ст.

Атмосферное давление в течение суток дважды повышается (утром и вечером) и дважды понижается (после полудня и после полуночи). Эти изменения связаны с изменением температуры и перемещением воздуха. В течение года на материках максимальное давление наблюдается зимой, когда воздух переохлажден и уплотнен, а минимальное — летом.

Распределение атмосферного давления по земной поверхности носит ярко выраженный зональный характер. Это обусловлено неравномерным нагреванием земной поверхности, а следовательно, и изменением давления.

На земном шаре выделяются три пояса с преобладанием низкого атмосферного давления (минимумы) и четыре пояса с преобладанием высокого (максимумы).

В экваториальных широтах поверхность Земли сильно прогревается. Нагретый воздух расширяется, становится легче и поэтому поднимается вверх. В результате у земной поверхности близ экватора устанавливается низкое атмосферное давление.

У полюсов под воздействием низкой температуры воздух становится более тяжелым и опускается. Поэтому у полюсов атмосферное давление, повышенное по сравнению с широтами на 60-65°.

В высоких слоях атмосферы, наоборот, над жаркими областями давление высокое (хотя и ниже, чем у поверхности Земли), а над холодными — низкое.

Общая схема распределения атмосферного давления такова (рис. 3): вдоль экватора расположен пояс низкого давления; на 30-40° широты обоих полушарий — ПОЯСА ВЫСОКОГО ДАВЛЕНИЯ ; 60-70° широты — зоны низкого давления; в приполярных районах — области высокого давления.

В результате того, что в умеренных широтах Северного полушария зимой атмосферное давление над материками сильно повышается, пояс низкого давления прерывается. Он сохраняется только над океанами в виде замкнутых областей пониженного давления — Исландского и Алеутского минимумов. Над материками, наоборот, образуются зимние максимумы: Азиатский и Северо-Американский.

Рис. 3. Общая схема распределения атмосферного давления

Летом в умеренных широтах Северного полушария пояс пониженного атмосферного давления восстанавливается. Огромная область пониженного атмосферного давления с центром в тропических широтах — Азиатский минимум — формируется над Азией.

В тропических широтах материки всегда нагреты сильнее, чем океаны, и давление над ними ниже. Таким образом, над океанами в течение всего года существуют максимумы: Северо-Атлантический (Азорский), Северо-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский.

Линии, которые на климатической карте соединяют пункты с одинаковым атмосферным давлением, называютсяизобарами (от греч. isos — равный и baros — тяжесть, вес).

Чем ближе изобары друг к другу, тем быстрее изменяется атмосферное давлении на расстоянии. Величина изменения атмосферного давления на единицу расстояния (100 км) называется барическим градиентом.

На образование поясов атмосферного давления у земной поверхности влияют неравномерное распределение солнечного тепла и вращение Земли. В зависимости от времени года оба полушария Земли нагреваются Солнцем по-разному. Это обусловливает некоторое перемещение поясов атмосферного давления: летом — к северу, зимой — к югу.

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.

Геострофический ветер при таком градиенте должен быть направлен с запада на восток. Так будет в обоих полушариях: в северном градиент будет направлен к северу, а ветер, откло­няясь от него на прямой угол вправо, — с запада на восток; в южном полушарии градиент будет направлен к югу, а ветер, отклоняясь от него влево, — опять-таки с запада на восток. Это относится не только к геострофическому ветру, но, с доста­точной точностью, и к действительному ветру, поскольку он является квазигеострофическим.

Таким образом, в верхней тропосфере и в нижней стратосфере (рис. 88) мы имеем западный перенос воздуха вокруг полюса, где давление наиболее низкое — своего рода планетарный цикло­нический вихрь над каждым из полушарий: против часовой стрелки над северным и по часовой стрелке над южным. Исключением являются самые низкие широты. Дело в том, что самое высокое давление в верхней тропосфере обнаружи­вается не над экватором. Субтропические зоны высокого давле­ния (о них дальше) смещаются с высотой в направлении к эква­тору; однако их оси в верхней тропосфере все-таки распола­гаются в некотором расстоянии от экватора.

Отсюда следует, что в сравнительно узкой зоне вблизи экватора, расположенной главным образом в летнем полушарии, барический градиент в верхней тропосфере будет направлен к экватору. Это значит, что в верхней тропосфере и в нижней стратосфере здесь господ­ствует восточный перенос.

Рис. 88. Зональное распределение давления и переносов воздуха в верхней тропосфере и в нижней стратосфере (схема).

Справа — направление барических градиентов вдоль меридиана в соответствующих зонах.

В стратосфере среднее распределение температуры по ме­ридиану летом противоположно тропосферному. Полярная стра­тосфера летом очень тепла в сравнении с тропической. Начиная с уровня 12—14 км самые низкие температуры приходятся над экватором и самые высокие — над полюсом. Поэтому меридио­нальный градиент давления в стратосфере летом также меняется с высотою на противоположный, направленный от полюса к экватору. Но это изменение происходит не от самой тропо­паузы. Сначала меридиональный градиент давления ослабевает под влиянием изменившегося градиента температуры и только на высотах 18—20 км меняется на обратный. Возникает около­полярный антициклон и, следовательно, восточный перенос воздуха на уровнях выше 20 км над летним полушарием. Это явление получило название стратосферного обращения ветра.

Рис. 89. Зональное распределение давления и переносов воздуха выше 20 км северным летом (схема). Справа — направление барического градиента вдоль меридиана.

Зимой распределение температуры в стратосфере сложнее, чем летом. Зимняя стратосфера в полярных широтах почти так же холодна, как над тропиками. Правда, от экватора к сред­ним широтам температура растет, а от средних широт к поляр­ным снова падает. В результате направление барического гра­диента верхней тропосферы, как и западное направление зонального переноса, сохраняется зимой во всей толще страто­сферы. Эти условия представлены на рис. 89.

Западный перенос особенно силен в верхней части тропосферы, в широтах 30—35° в каждом полушарии. Скорость ветра на высотах около 12 км даже в многолетнем среднем достигает здесь более 35 м/сек. Это — отражение на многолетней средней карте струйных течений, ко­торые наблюдаются не только в указанных широтах, но обла­дают в них наибольшей повторяемостью. Можно сказать, что мы имеем здесь на многолетних картах субтропическое струйное течение.

В западном переносе наблюдаются огромные волны, длиною в несколько тысяч километров, наиболее хорошо различимые в верхней тропосфере и особенно на картах, осредненных за не­сколько суток. Вокруг Земного шара их укладывается в каждый момент 4—6. Воздух в этих длинных волнах получает, в допол­нение к западному переносу, меридиональные составляющие скорости, направленные попеременно к высоким и низким ши­ротам. Длинные волны перемещаются с запада на восток, но медленнее, чем сам западный перенос.

Кроме того, на общий западный перенос налагаются в боль­шом количестве циклоны и антициклоны. Они также переме­щаются в направлении общего западного переноса. Ниже они будут рассмотрены подробнее.

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. 90).

Мы видим, что имеется зона с пониженным давлением по обе стороны экватора. В этой зоне в январе между 15° с. ш. и 25° ю. ш., а в июле между 35° с. ш. и 5° ю. ш. давление ниже 1013 мб (760 мм). При этом параллель с самым низким давле­нием Приходится в январе на 5—10° ю. ш., а в июле — на 15° с. ш. Это — зона экваториальной депрессии, распространяю­щаяся больше на то полушарие, в котором в данном месяце лето. В направлении к высоким широтам от этой зоны давле­ние в каждом полушарии растет, и максимальные значения дав­ления мы находим в январе под 30—32° северной и южной ши­роты, а в июле — под 33—37° с. ш. и 26—30° ю. ш. Это — две субтропические зоны, повышенного давления; от января к июлю они несколько смещаются к северу, а от июля к январю — к югу.

От субтропиков к еще более высоким широтам давление падает, особенно сильно в южном полушарии. Под 75—65° с. ш. и под 60—65° ю. ш. наблюдается минимальное давление в двух субполярных зонах низкого давления, а еще дальше в направле­нии к полюсам давление снова растет.

В среднем годовом мы получаем следующее зональное рас­пределение давления на уровне моря:

с. ш. 80° 60 30 10 0 10 30 60 80° ю. ш.

1014 1012 1019 1012 1010 1012 1018 989 991

NE SW NE ENE ESE SE NW SE

В нижней строке приведены преобладающие направления ветра у земной поверхности в зонах между указанными парал­лелями. Меридиональные составляющие из них не исключены.

Рис. 90. Зональное распределение атмосферного давления в январе и в июле.

Итак, зональность в распределении давления на уровне моря (и в нижней тропосфере) сложнее, чем в распределении темпе­ратуры. Температура у земной поверхности непрерывно падает от низких широт к высоким (если отвлечься от возмущений, вносимых распределением суши и моря). Давление же от эква­ториальной зоны сначала растет к субтропикам, затем падает к субполярным широтам и снова растет к полюсам.

При этом меридиональный барический градиент направлен от субтропиков к экватору, от субтропиков же к субполярным широтам и от полюса к субполярным широтам; направление барического градиента, таким образом, несколько раз меняется вдоль меридиана (рис. 91). С этим согласуется и зональное рас­пределение ветра, о чем будет сказано ниже.

Причины образования зон высокого давления в субтропи­ках и зон низкого давления в субполярных широтах заклю­чаются в особенностях циклонической деятельности. Здесь кратко укажем, что антициклоны, возникающие в общем западном переносе умеренных широт, при своем движении с запада на во­сток в то же время смещаются к более низким широтам и там усиливаются. Они и образуют в каждом полушарии субтропи­ческую зону высокого давления с осью около 35-й параллели. Напротив, циклоны, возникающие в тех же средних широтах, при своем движении к востоку отклоняются к более высоким широтам и сосредоточиваются там, образуя субполярную зону низкого давления около 60—65-й параллели. Такая сепарация циклонов от антициклонов зависит от изменения отклоняющей силы вращения Земли с широтой.

Рис. 91. Зональное распределение давления и переносов воздуха у земной поверхности и в нижней тропосфере (схема). Справа — направление барических градиентов вдоль меридиана в соответствующих зонах.

По обращенной к полюсу периферии субтропической зоны в средних широтах создается западный перенос; он прости­рается до оси субполярной зоны низкого давления, т. е. до 60— 65° широты. Таким образом, в средних широтах западный пере­нос характерен не только для верхней тропосферы, но и для нижней тропосферы и для земной поверхности (если отвлечься от меридиональных составляющих, создаваемых трением). Правда, повторяемость западных ветров вблизи земной поверхности все-таки значительно меньше, чем в высоких слоях; с вы­сотою она растет. Наиболее хорошо этот западный перенос у земной поверхности выражен над океанами, особенно в юж­ном полушарии.

Рис. 92. Среднее распределение зональной составляющей скорости ветра в м/сек в северном полушарии в январе (по И. Г. Гутерману).

Точками выделены области восточного переноса, без точек — западный перенос.

Рис. 93. Среднее распределение зональной составляющей скорости ветра в м/сек в северном полушарии в июле (по И. Г. Гутерману).

Точками выделены области восточного переноса, без точек — западный перенос.

Но по периферии субтропической зоны высокого давления, обращенной к экватору т. е. в тропиках, барический градиент у земной поверхности и в нижней тропосфере в среднем на­правлен к экватору, что и создает здесь восточный перенос, в общем охватывающий всю тропическую зону. Это так назы­ваемые пассаты — тропические восточные ветры.

Наиболее низкое давление у земной поверхности и в нижней тропосфере обнаруживается в субполярных широтах, вблизи 60—65-й параллели. Отсюда в направлении к полюсу давление растет. Следовательно, средний барический градиент направлен в нижней тропосфере от полюса к субполярным широтам, что создает в полярном районе также восточный перенос воздуха. В Арктике восточные направления ветра в нижних слоях лишь несколько преобладают над западными. Но в Антарктиде по окраине материка наблюдаются устойчивые, а в Восточной Антарктиде — даже постоянные восточные ветры.

Среднее распределение зональных составляющих ветра в вертикальном разрезе над северным полушарием представлено на рис. 92 и 93.