Климатология и метеорологи

Географическое распределение радиационного баланса

Как известно, радиационный баланс является разностью между суммарной радиацией и эффективным излучением. Поэтому вначале мы кратко рассмотрим географическое распределение суммарной радиации эффективного излучения.

Распределение годовых и месячных количеств (сумм) суммарной (прямой плюс рассеянной) солнечной радиации по земному шару не вполне зонально: изолинии (т.е. линии равных значений) потока радиации на картах не совпадают с широтными кругами. Отклонения эти объясняются тем, что на распределение радиации по земному шару влияют прозрачность атмосферы и облачность.

Годовые количества суммарной радиации составляют в тропических и субтропических широтах свыше 59 ·10² МДж/м². Они особенно велики в малооблачных субтропических пустынях, а в Северной Африке достигают 84 ·10² – 92 ·10² МДж/м². Зато над приэкваториальными лесными областями с их большой облачностью (над бассейнами рек Амазонки и Конго (Заир), над Индонезией) они снижены до 42 ·10² – 50 ·10² МДж/м². К более высоким широтам обоих полушарий годовые количества суммарной радиации убывают, достигая под 60° широты 25 ·10² – 33 ·10²². Но затем они снова растут – мало в Северном полушарии, но весьма значительно над малооблачной и снежной Антарктидой, где в глубине материка они достигают 50 ·10² – 54 ·10² МДж/м², т.е. значений, близких к тропическим и превышающих экваториальные (Хромов, Петросянц, 2004). Над океанами суммы радиации ниже, чем над сушей. МДж/м

На территории России и сопредельных стран годовые количества суммарной радиации меняются от 25 ·10²МДж/м² на Северной Земле до 67 ·10² МДж/м² на юге Туранской низменности и на Памире. Под одной и той же широтой они больше на азиатской части, чем в европейской (вследствие меньшей облачности), и особенно велики в малооблачной Средней Азии. На Дальнем Востоке, где летом большая облачность, они уменьшаются.

Не вся суммарная радиация поглощается земной поверхностью. Какая-то часть ее отражается. В результате отражения теряется от 5 до 20% суммарной радиации. В пустынях и особенно в областях со снежным и ледяным покровом потеря радиации путем отражения больше.

Эффективное излучение земной поверхности распределяется по земному шару более равномерно, чем суммарная радиация. С ростом температуры земной поверхности, т.е. с переходом к более низким широтам, растет собственное излучение земной поверхности; однако одновременно растет и встречное излучение атмосферы вследствие большего влагосодержания воздуха и более высокой его температуры. Поэтому изменения эффективного излучения с широтой не слишком велики.

Вблизи экватора при большой влажности и облачности как на суше, так и на море эффективное излучение около 13·10² МДж/м² в год. В направлении к высоким широтам над океанами оно растет и под 60-й параллелью достигает примерно 17 ·10² – 21 ·10³ МДж/м² в год. На суше эффективное излучение больше, особенно в сухих, малооблачных и жарких тропических пустынях, где достигает 33 ·10² МДж/м² в год.

Радиационный баланс земной поверхности за год положительный повсюду на Земле, кроме ледяных плато Гренландии и Антарктиды. Это означает, что годовой приток поглощенной радиации больше, чем эффективное излучение за то же время. Но это вовсе не значит, что земная поверхность год от года становится все теплее. Избыток поглощенной радиации над излучением уравновешивается передачей тепла от земной поверхности в воздух путем теплопроводности и при фазовых преобразованиях воды (при испарении с земной поверхности и последующей конденсации в атмосфере).

Следовательно, для земной поверхности не существует радиационного равновесия в получении и отдаче радиации, но существует тепловое равновесие: приток тепла к земной поверхности как радиационными, так и нерадиационными путями равен его отдаче теми же способами.

Около 60-й параллели в обоих полушариях годовой радиационный баланс на суше составляет от 8 ·10² до 13 ·10² МДж/м². К более высоким широтам он уменьшается и на материке Антарктиды становится отрицательным: от 2·10² до 4 ·10² МДж/м². К низким широтам он возрастает: между  40° с.ш. и 40° ю.ш. годовой баланс более 25 ·10² МДж/м², а между 20° с.ш. и 20° ю.ш. – более  42· 10² МДж/м². На океанах радиационный баланс больше, чем на суше в тех же широтах.  Это объясняется тем, что радиация в океанах поглощается большим слоем, чем на суше, а эффек-тивное излучение не такое большое вследствие более низкой температуры морской поверхности, чем поверхности суши. Существенные отклонения от зонального распределения имеются в пустынях, где баланс ниже (в Сахаре, например до 25 · 10² МДж/м²) вследствие большого эффективного излучения в сухом и малооблачном воздухе. Баланс понижен также, но в меньшей мере, в районах с муссонным климатом, где в теплое время года облачность увеличивается, а поглощенная радиация уменьшается по сравнению с другими районами под той же широтой.

В России годовой радиационный баланс на суше в северных широтах порядка 4 ·10² МДж/м², а на юге – до 21· 10² МДж/м² (Хромов, Петросянц, 2004).

Атмосферное давление и барическое поле

Известно, что пространство, каждой точке которого соответствует значение какой-либо величины, называют полем этой величины. В каждой точке атмосферы имеется определенное давление. Это значит, что давление образует поле, которое называют барическим полем, или полем давления. Давление в каждой точке атмосферы характеризуется одним числовым значением, выраженным в гектопаскалях, т.е. оно является скаляром. Следовательно, барическое поле – скалярное поле. Как всякое скалярное поле, его можно наглядно представить в трехмерном пространстве семейством поверхностей равных значений данного скаляра, а на плоскости – линиями равных значений. В барическом поле это изобарические поверхности и изобары. Изобарической называется поверхность, в каждой точке которой имеется одно и то же давление. Изобара – линия, соединяющая точки с одинаковым давлением на уровне моря (или на какой-либо поверхности уровня).

Для представления поля давления в трехмерном пространстве в какой-то определенный момент времени выбирают семейство поверхностей равных значений давления, т.е. изобарических поверхностей. Принято, что такими значениями давления являются: 1000, 925, 900, 850, 700, 600, 500, 400, 300, 250, 200, 150, 100, 70, 50, 30, 25 и 10 гПа.

Это семейство изобарических поверхностей пронизывает всю атмосферу, огибая земной шар. При этом изобарические поверхности пересекают поверхности уровня (поверхности равных высот) под очень малыми углами, порядка нескольких угловых минут. Изобарическая поверхность 1000 гПа проходит вблизи уровня моря. Изобарическая поверхность 700 гПа располагается около высоты 3 км, поверхность 500 гПа – около высоты 5 км, поверхности 300 и 200 гПа – соответственно около высот 9 и 12 км, т.е. вблизи тропопаузы умеренных широт, поверхность 100 гПа – около 16 км, т.е. вблизи тропической тропопаузы.

На каждой поверхности уровня, включая и уровень моря, изобарические поверхности при пересечении образуют семейство изобар. Таким образом можно получить изобары на уровне моря. Это будет семейство изобар, значения которых будут группироваться около 1000 гПа. На высоте 3 км изобары будут группироваться около 700 гПа, на высоте 5 км – около 500 гПа, на высоте 9 км – около 300 гПа, на высоте 12 км – около 200 гПа, на высоте 16 км – около 100 гПа и т.д.

Точки пересечения изобарических поверхностей с поверхностями уровня в каждый момент времени в разных местах находятся на различных высотах над уровнем моря. Например, изобари-ческая поверхность 500 гПа над одними географическими районами может располагаться на высоте 6000 м, а над другими – на высоте 5000 м. Это зависит от распределения давления на уровне моря в каждый момент времени и от средней температуры атмосферного столба в разных местах. Чем ниже температура столба воздуха, тем быстрее давление падает с высотой. Поэтому если даже на уровне моря давление было бы везде одинаковым, то вышележащие изобарические поверхности будут ниже в холодных областях атмосферы и выше в теплых.

Атмосфера находится в непрерывном движении. Это движение связано с непрерывным пере-распределением давления на всем земном шаре. В свою очередь непрерывное движение приводит к тому, что форма изобарических поверхностей (барический рельеф) непрерывно меняется не только от точки к точке, но и во времени. Таким образом, барическое поле зависит от географических координат (широты и долготы), высоты и времени.

Исторически раньше всего в метеорологии начали анализировать географическое распределение давления на уровне моря, т.е. строить приземное поле давления с помощью изобар – линий равного давления. Чтобы построить карту изобар, на географическую карту наносят в пунктах расположения метеорологических станций, приведенные к уровню моря значения атмосферного давления, измеренные на этих станциях в один и тот же момент времени. Затем точки с одина-ковым давлением соединяют изобарами. Каждая изобара – след пересечения соответствующей изобарической поверхности с уровнем моря.

На карте, охватывающей тот или иной географический район, можно для данного момента времени провести целое семейство изобар (рис. 3.2). Проводят их так, чтобы каждая изобара отличалась от соседних на 5 гПа. Например, изобары могут иметь значения 990, 995, 1000, 1005, 1010 гПа и т.д. В необходимых случаях используется интерполяция между давлениями на станциях. На карте барического поля обнаруживаются области с замкнутыми изобарами и самым низким давлением в центре, называемые циклонами или депрессиями, и области с замкнутыми изобарами и самым высоким давлением в центре, называемые антициклонами. Кроме циклонов и антициклонов на карте изобар можно обнаружить и другие формы барического рельефа. Положение изобар от одного момента времени к другому непрерывно меняется: циклоны и антициклоны перемещаются, давление в их центрах понижается или повышается, они возникают в одних географических районах, перемещаются и исчезают в других. За всеми этими изменениями необходимо следить, поскольку с областями изменения давления связаны изменения погоды. Такие изменения можно обнаружить при сопоставлении ряда карт, составленных для последовательных сроков наблюдений.

Рис. 3.2. Изобары на уровне моря (гПа) и горизонтальный барический градиент;

стрелками обозначен горизонтальный барический градиент в шести точках барического поля:   

Н – циклон, В – антициклон (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004)

В настоящее время в практике службы погоды не применяют отдельные карты изобар, а сос-тавляют синоптические карты, или карты погоды. На карты погоды возле каждой метеорологической станции кроме приведенного к уровню моря давления наносят также цифрами или особыми знаками все метеорологические величины по наземным наблюдениям: температуру, скорость и направление ветра, характеристики облачности, видимость, изменение давления за последние 3 ч, погоду в срок наблюдения и др. На этих картах и проводят изобары.

В климатологии широко применяют карты изобар для уровня моря, составленные по средним многолетним данным.

Рассматривая изобары на синоптической карте, можно заметить, что в одних местах они проходят гуще, а в других – реже. Очевидно, что в тех местах, где изобары гуще, атмосферное давление меняется в горизонтальном направлении сильнее, а где реже – слабее. Говорят еще: «быстрее» и «медленнее», однако не следует смешивать изменения в пространстве, о которых идет речь, с изменениями во времени.

Если имеется поле какой-либо скалярной величины (например, давления), то количественной мерой изменения этой величины в пространстве является ее градиент. Следовательно, изменение атмосферного давления в горизонтальном направлении можно выразить горизонтальным градиентом давления или горизонтальным барическим градиентом. Горизонтальным градиентом давления называют вектор, который направлен по нормали к изобаре, в сторону низкого давления и по величине равный производной давления по нормали.

По смыслу горизонтальный градиент давления представляет собой изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости (точнее, на поверхности уровня) в направлении наиболее сильного убывания давления.

Как всякий вектор, горизонтальный градиент давления графически можно представить стрелкой, длина которой пропорциональна числовой величине градиента, а направление совпадает с поло-жительным направлением нормали, в нашем случае в сторону убывания давления (см. рис. 3.2).

В разных точках барического поля направление и модуль барического градиента, конечно, разные. Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния по нормали к изобаре больше; там, где изобары разрежены, оно меньше. Поскольку изобары проведены через одинаковые интервалы давления, модуль горизонтального градиента давления обратно пропорционален расстоянию между изобарами.

Барические системы

Форма барического поля атмосферы непрерывно меняется во времени. Однако это многообразие можно расчленить на небольшое число барических систем (рис. 3.3). Прежде всего, всегда можно выделить области пониженного и повышенного давления, являющиеся основными типами бари-ческих систем. Области пониженного давления – циклоны и области повышенного давления – антициклоны на приземных синоптических картах обрисовываются замкнутыми концентрическими изобарами неправильной, в общем округлой или овальной формы. Поскольку в циклоне самое низкое давление находится в центре, то горизонтальные барические градиенты в циклоне направлены от периферии к центру; в антициклоне самое высокое давление находится в центре, поэтому барические градиенты в нем направлены от центра к периферии.

Размеры циклонов и антициклонов очень велики; в умеренных широтах их поперечники измеряются тысячами километров, а у циклонов в тропиках (так называемых тропических циклонов) – сотнями километров.

К барическим системам с незамкнутыми изобарами относятся ложбина и гребень.

Ложбина – это полоса пониженного давления между двумя областями повышенного давления. Изобары в ложбине либо близки к параллельным прямым, либо имеют вид латинской буквы V.  В первом случае изобарические поверхности в ложбине напоминают желоба с ребром, обращенным вниз, во втором – ложбина является вытянутой периферийной частью циклона. Центра в ложбине нет, но есть ось, т.е. линия, на которой давление имеет минимальное значение. Если изобары имеют вид буквы V, то изобарические поверхности имеют форму лотка. Следовательно, на оси ложбины изобары меняют свое направление, испытывая резкий изгиб. На каждой поверхности ось совпадает с ребром изобарического лотка. Барические градиенты в ложбине направлены от периферии к оси.

Рис. 3.3. Изобары на уровне моря в различных типах барических систем (С.П. Хромов,   

М.А. Петросянц, 2004): I – циклон; II – антициклон; III – ложбина; IV – гребень; V – седловина

Гребень представляет собой полосу повышенного давления между двумя областями пони-женного давления. Изобары в гребне либо напоминают параллельные прямые, либо имеют вид обращенной латинской буквы V, если гребень является периферийной частью антициклона. Изобарические поверхности в гребне напоминают желоба или лотки, обращенные выпуклостью вверх. Гребень имеет ось, на которой давление максимальное. На оси изобары резко меняют направление. Барические градиенты в гребне направлены от оси к периферии.

Различают еще седловину – участок барического поля между расположенными крест-накрест двумя циклонами (или ложбинами) и двумя антициклонами (или гребнями). В седловине изобарические поверхности имеют характерную форму седла: они поднимаются в направлении к антициклонам и опускаются в направлении к циклонам. Точка в центре седловины называется точкой седловины.

Колебания давления

Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности и (или) в любой точке свободной атмосферы все время меняется, т.е. либо растет, либо падает. Эти изменения имеют сложный характер, так как слагаются из периодической составляющей – суточного хода, и непериодических изменений. В умеренных и высоких широтах непериодические изменения выражены значительно сильнее и затушевывают суточный ход, В тропических широтах ярче выражен суточный ход давления, а непериодические изменения давления малы в сравнении с такими же изменениями в умеренных и высоких широтах. В умеренных широтах иногда давление за одни сутки в данном пункте меняется на 20–30 гПа. Даже за 3 ч давление может изменяться на 5 гПа и больше.

Периодические изменения давления определяются его суточным ходом. Кривая суточного колебания давления имеет два максимума и два минимума. Максимальные знамения наблюдаются перед полуднем и перед полуночью (около 9–10 и 21–22 ч по местному времени), а минимальные - рано утром и после полудня (около 3–4 и 15–16 ч).

Суточный ход давления определяется: суточным ходом температуры воздуха; собственными упругими колебаниями атмосферы, возбуждаемыми суточными колебаниями температуры; приливными волнами в атмосфере, усиливаемыми резонансом с ее собственными колебаниями.

В атмосфере постоянно возникают, эволюционируют, перемешаются и затухают крупномасштаб-ные барические системы – циклоны и антициклоны. Особенно хорошо выражены и часты они во внетропических широтах. Следствием этой циклонической деятельности и являются непериодические колебания давления, достигающие 30 гПа, а иногда и больше.

Общую характеристику непериодических изменений давления дает такой показатель, как междусуточная изменчивость давления – это среднее многолетнее изменение давления за сутки, взятое за определенный срок наблюдений, например за утренний, независимо от знака изменения, т.е. независимо от того, растет давление или падает. Иными словами, междусуточной изменчивостью давления называют среднее многолетнее из суточных разностей давления, взятых по абсолютной величине.

У земной поверхности в умеренных широтах средняя междусуточная изменчивость давления 3–10 гПа; больше всего она в северных частях океанов. Зимой, когда циклоническая деятельность развита сильнее, изменчивость больше, чем летом. В тропиках междусуточная изменчивость дав-ления равна лишь десятым долям гектопаскаля т.е. значительно меньше размаха суточного хода.

Если по суточным значениям давления вычислить среднее месячное значение давления для каждого из двенадцати месяцев года, построить соответствующую кривую, мы получим годовой ход давления для данного пункта. В разных областях Земли годовой ход разный. Также различается он от года к году. Иными словами, ход среднемесячных значений давления данного года в точности не похож на ход давления прошлого года и т.д. Однако, если построить ход давления по многолетним средним месячным значениям, то для каждого места он будет иметь определенные особенности, обусловленные главным образом характером циклонической деятельности в данном районе.

Типы годового хода давления разнообразны. Наиболее прост он над материками, где максимум давления приходится на зиму и минимум на лето, а годовая амплитуда растет с удалением от океанов. Так, приводимое С.П. Хромовым и М.А. Петросянцем (2004) среднее давление в Москве в январе составляет 1020 гПа, в июле 1011 гПа, годовая амплитуда 9 гПа (все значения давления здесь и дальше приведены к уровню моря). В Ташкенте в январе оно равно 1026 гПа, в июле 1004 гПа, а годовая амплитуда 22 гПа. В пустыне Гоби годовая амплитуда близка к 40 гПа.

Хорошо выражен головой ход того же типа и на окраинах материков в муссонных областях. Например, в Токио максимум в ноябре и минимум в июне, годовая амплитуда 9 гПа, во Владивостоке максимум в январе и минимум в июле, годовая амплитуда почти 14 гПа, в Бомбее максимум в январе и минимум в июне, годовая амплитуда 10 гПа.

В высоких широтах океанов максимум наблюдается ранним летом и минимум зимой. Например, на Ян-Майене максимум 1020 гПа в мае и минимум 1001 гПа в январе (амплитуда 19 гПа). В средних широтах океанов нередок двойной ход давления – с максимумами летом и зимой и с минимумами весной и осенью, причем амплитуда невелика. В тропических океанах годовой ход давления выражен слабо. Объясняются эти типы годового хода давления сезонными изменениями в циклонической деятельности. Над океанами умеренных широт циклоны зимой глубже, чем летом. Над материками летом преобладают области пониженного давления, а зимой – антициклоны; причем чем дальше от океанов, тем более сильные. Над субтропическими частями океанов круглый год господствуют антициклоны, но они испытывают сезонные смешения, и к тому же в Северном полушарии они сильнее выражены летом, чем зимой.

Ускорение воздуха под действием барического градиента

Ветер возникает из-за неравномерного распределения атмосферного давления, т.е. благодаря существованию горизонтальных разностей давления. Если бы давление воздуха на каждой горизонтальной плоскости (на каждой поверхности уровня) было во всех точках одинаково, ветра бы не было. При неравномерном распределении атмосферного давления воздух стремится перемещаться из мест с более высоким давлением в места с более низким давлением.

Как известно, мерой неравномерности распределения давления является горизонтальный барический градиент. Воздух стремится двигаться от высокого давления к низкому по наиболее короткому пути, т.е. по нормали к изобаре, а это и есть направление барического градиента.  При этом воздух получает ускорение тем больше, чем больше барический градиент. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т.е. вызывающая ветер и меняющая его скорость.

Однако, если бы на воздух действовала только сила барического градиента, то движение воздуха под действием этой силы было бы равномерно ускоренным. И хотя ускорение, сообщаемое воздуху силой градиента, невелико, при длительном действии этой силы воздух получил бы очень большие и притом неограниченно растущие скорости. В действительности в атмосфере этого не наблюдается. Воздух движется, как правило, со скоростью несколько метров и иногда – несколько десятков метров в секунду, причем обычно скорость ветра медленно меняется во времени.  Это значит, что кроме силы барического градиента на движущийся воздух действуют другие силы, более или менее уравновешивающие силу градиента.

Отклоняющая сила вращения Земли

Ветер – это движение воздуха относительно земной поверхности, т.е. относительно системы координат, вращающейся вместе с Землей. Вращающаяся система координат не является инерци-альной системой координат. В механике доказывается, что при движении любого тела во вращающейся системе координат оно отклоняется от первоначального направления движения относительно этой системы координат. Иными словами, тело, движущееся во вращающейся системе координат, получает относительно этой системы поворотное ускорение, или ускорение Кориолиса, направленное пол прямым углом к скорости. Таким образом, поворотное ускорение не меняет модуль скорости, а только меняет направление скорости, т.е. направление движения (рис. 3.4).

Объем воздуха А движется по меридиану ? на север со скоростью АВ. Во время движения он сохраняет линейную экваториальную скорость АС, направленную на восток, которая имелась в начале движения. Поэтому на широту ? объем А прилетит в точку М₂. В то же время лежащая на широте ? и меридиане ? в начале движения точка М_о за это время подвинется только в точку M₁ Смещение M₁M₂ и есть результат действия ускорения Кориолиса (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).

Поворотное ускорение объясняется не какой-то внешней силой, отклоняющей воздух от первоначального направления движения. Поворотное ускорение объясняется неинерциальностью системы координат, т.е. вращением Земли.

Горизонтальная составляющая поворотного ускорения на вращающейся Земле имеет вид

А = 2 ? v sin?,

где ? – угловая скорость вращения Земли, ? – географическая широта и v – скорость ветра.  Эта составляющая направлена под прямым углом к скорости вправо в Северном полушарии и влево – в Южном.

Если рассматривать действие поворотного ускорения на единицу массы, то его можно условно назвать отклоняющей силой вращения Земли или силой Кориолиса.

Рис. 3.4. Движение объема воздуха по меридиану ? на север со скоростью АВ

Горизонтальная составляющая отклоняющей силы вращения Земли зависит от широты ?.  Она имеет максимальную величину 2 ?v на полюсе (? = ?/2) и обращается в ноль на экваторе (? = 0). Она также пропорциональна скорости ветра v и обращается в нуль при скорости ветра, равной нулю, т.е. в покоящемся воздухе силы Кориолиса нет.

Геострофический и градиентный ветер

Рассмотрим частицу воздуха, имеющую единицу массы. Пусть частица находится в простейшем барическом поле, которое описывается системой параллельных и равноотстоящих изобар. Будем считать, что трение отсутствует и частица находится в Северном полушарии. Под действием силы градиента давления частица начнет двигаться от высокого давления к низкому вдоль нормали к изобаре. Но как только частица начинает двигаться на нее немедленно начинает действовать сила Кориолиса, которая будет отклонять частицу вправо от направления движения под прямым углом. Будем считать, что барическое поле не меняет свою форму, поэтому на частицу продолжает действовать градиент давления, а сила Кориолиса будет все время поворачивать частицу вправо. Равнодействующая сил градиента давления и Кориолиса будет увеличивать скорость частицы.  По мере возрастания скорости частицы сила Кориолиса. пропорциональная скорости, также будет возрастать, а значит, будет возрастать и ее отклоняющее действие. В конце концов, частица придет в такое положение, когда градиент давления будет в точности уравновешен силой Кориолиса. Это произойдет, когда сила Кориолиса будет направлена вдоль силы барического градиента в противоположную сторону и равна ему по величине. В этом случае наша единица массы воздуха будет совершать прямолинейное равномерное движение. Такое движение называется геострофическим, а ветер – геострофическим ветром. Таким образом, при геострофическом движении вектор силы градиента и вектор силы Кориолиса равны по модулю и направлены взаимно противоположно, а воздух совершает равномерное и прямолинейное движение. Отклоняющая сила вращения Земли в Северном полушарии направлена вправо под прямым углом к направлению скорости движения частицы воздуха; следовательно, сила градиента давления должна быть направлена под прямым углом влево от направления скорости движения и равна по величине отклоняющей силе. Сила градиента давления направлена по нормали к изобаре, следовательно, под прямым утлом к силе градиента давления лежит изобара. Это значит, что скорость геострофического ветра направлена вдоль изобары, т.е. геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя в Северном полушарии низкое давление слева.