Климатология и метеорологи

В Южном полушарии сила Кориолиса направлена под прямым углом влево от скорости движения, следовательно, геострофический ветер должен дуть вдоль изобар, оставляя низкое давление справа.

Скорость геострофического ветра прямо пропорциональна барическому градиенту. Чем больше градиент, т.е. чем гуще проходят изобары, тем сильнее ветер. Геострофический ветер обратно пропорционален плотности и синусу широты (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).

Обратная пропорциональность геострофического ветра плотности означает, что при одном и том же градиенте давления с высотой скорость геострофического ветра будет больше. Зависимость скорости геострофического ветра от широты приводит к выводу, что на экваторе, где кш 0° = 0, геострофический ветер не существует, поскольку он равен бесконечности.

Необходимым условием существования геострофического ветра было отсутствие силы трения. Но у земной поверхности сила трения существует и достаточно велика. Поэтому ветер у земной поверхности всегда отличается от геострофического. И только выше уровня 1000 м, где влияние силы трения становится незначительным, действительный ветер уже близок к геострофическому. Наконец, хотя действительный ветер, как правило, не является вполне равномерным движением, все же ускорения в атмосфере обычно невелики.

В действительности ветер в свободной атмосфере отклоняется от изобар в ту или иную сторону, но на очень небольшой угол, часто на несколько градусов. Скорость его хотя и близка к скорости геострофического ветра, но не в точности равна ей. Тем не менее, близость действи-тельного ветра в свободной атмосфере в умеренных широтах к геострофическому ветру даст возможность с достаточной для практики точностью определять скорость и направление действительного ветра на высотах по распределению давления.

При криволинейном движении воздуха и отсутствии силы трения кроме силы барического градиента и отклоняющей силы вращения Земли появляется еще центробежная сила выражающаяся как С = v²/r, гдеv – скорость ветра, а r – радиус кривизны траектории движущегося воздуха. Направлена центробежная сила по радиусу кривизны траектории наружу, в сторону выпуклости траектории. Если считать движение равномерным, то в этом случае должны уравновешиваться уже три силы, действующие на воздух: барического градиента, отклоняющая и центробежная.

Теоретический случай равномерного движения воздуха по круговым траекториям без влияния трения называют градиентным, а ветер – градиентным ветром. Траектории в случае градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, так же как и геострофический, направлен по изобарам, но не прямолинейным, а круговым. В понятие градиентного ветра часто включают и геострофический ветер, как предельный случай градиентного ветра при радиусе кривизны изобар, равном бесконечности.

Барический закон ветра

Опыт подтверждает, что действительный ветер у земной поверхности всегда (за исключением широт, близких к экватору) отклоняется от барического градиента на некоторый острый угол в Северном полушарии вправо, в Южном – влево. Отсюда следует так называемый барический закон ветра: если в Северном полушарии встать спиной к ветру, а лицом туда, куда дует ветер, то наиболее низкое давление окажется слева и несколько впереди, а наиболее высокое давление – справа и несколько сзади. Этот закон был найден эмпирически еще в первой половине XIX в. Бейс-Балло и носит его имя. Точно так же действительный ветер в свободной атмосфере всегда дует почти по изобарам, оставляя (в Северном полушарии) низкое давление слева, т.е. отклоняясь от барического градиента вправо на угол, близкий к прямому. Это положение можно считать распространением барического закона ветра на свободную атмосферу.

Барический закон ветра описывает свойства действительного ветра. Таким образом, законо-мерности геострофического и градиентного движения воздуха, т.е. при упрощенных теоретических условиях, в основном оправдываются и в более сложных действительных условиях реальной атмосферы. В свободной атмосфере, несмотря на неправильную форму изобар, ветер по направлению близок к изобарам (отклоняется от них, как правило, на 15–20°), а скорость его близка к скорости геострофического ветра. То же справедливо и для линий тока в приземном слое циклона или антициклона. Хотя эти линии тока и не являются геометрически правильными спиралями, однако характер их все же спиралеобразный и в циклонах они сходятся к центру, а в антициклонах расходятся от центра.

Фронты в атмосфере

В атмосфере постоянно создаются такие условия, когда две воздушные массы с разными свойствами располагаются одна возле другой. В этом случае эти две воздушные массы разделены узкой переходной зоной, называемой фронтом. Длина таких зон – тысячи километров, ширина – лишь десятки километров. Эти зоны относительно земной поверхности наклонены с высотой и прослеживаются вверх по крайней мере на несколько километров, а нередко до самой стратосферы. В зоне фронта, при переходе от одной воздушной массы к другой температура, ветер и влажность воздуха резко меняются.

Фронты, разделяющие основные географические типы воздушных масс, называют главными фронтами. Главные фронты между арктическим и умеренным воздухом носят название арктических, между умеренным и тропическим воздухом – полярных. Раздел между тропическим и экватори-альным воздухом не носит характера фронта, этот раздел называют внутритропической зоной конвергенции (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).

Ширина фронта в горизонтальном направлении и толщина его по вертикали невелики в сравнении с размерами разделяемых им воздушных масс. Поэтому, идеализируя действительные условия, можно представлять фронт как поверхность раздела между воздушными массами.  В пересечении с земной поверхностью фронтальная поверхность образует линию фронта, которую также кратко называют фронтом. Если мы идеализируем фронтальную зону как поверхность раздела, то для метеорологических величин она является поверхностью разрыва, потому что резкое изменение во фронтальной зоне температуры и некоторых других метеорологических величин приобретает на поверхности раздела характер скачка.

Фронтальные поверхности проходят в атмосфере наклонно (рис. 3.5). Если бы обе воздушные массы были неподвижными, то теплый воздух располагался бы над холодным, и поверхность фронта между ними была бы горизонтальной, параллельной горизонтальным изобарическим поверхностям. Поскольку воздушные массы движутся, поверхность фронта может существовать и сохраняться при условии, что она наклонена к поверхности уровня и, стало быть, к уровню моря. Теория фронтальных поверхностей показывает, что угол наклона зависит от скоростей, ускорений и температур воздушных масс, а также от географической широты и от ускорения свободного падения. Теория и опыт показывают, что углы наклона фронтальных поверхностей к земной поверхности очень малы, порядка угловых минут.

Рис. 3.5. Поверхность фронта в вертикальном разрезе   

(С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004)

Каждый индивидуальный фронт в атмосфере не существует бесконечно долго. Фронты постоянно возникают, обостряются, размываются и исчезают. Условия для образования фронтов всегда существуют в тех или иных частях атмосферы, поэтому фронты не редкая случайность, а постоянная, повседневная особенность атмосферы. Обычный механизм образования фронтов в атмосфере – кинематический: фронты возникают в таких полях движения воздуха, которые сближают между собой воздушные частицы с различной температурой (и другими свойствами),  В таком поле движения горизонтальные градиенты температуры растут, и это приводит к образованию резкого фронта вместо постепенного перехода между воздушными массами. Процесс образования фронта называется фронтогенезом. Аналогично в полях движения, которые удаляют воздушные частицы друг от друга, уже существующие фронты могут размываться, т.е. превращаться в широкие переходные зоны, а существовавшие в них большие градиенты метеорологических величин, в частности температуры, – сглаживаться.

В реальной атмосфере фронты, как правило, не параллельны воздушным течениям. Ветер по обе стороны фронта имеет составляющие, нормальные к фронту. Поэтому сами фронты не остаются в неизменном положении, а перемещаются.

Фронт может перемещаться либо в сторону более холодного воздуха, либо в сторону более теплого воздуха. Если линия фронта перемещается у земли в сторону более холодного воздуха, это значит, что клин холодного воздуха отступает и освобождаемое им место занимает теплый воздух. Такой фронт называют теплым. Прохождение его через место наблюдения приводит к смене холодной воздушной массы теплой, а, следовательно, к повышению температуры и к определенным изменениям других метеорологических величин.

Если линия фронта перемещается в сторону теплого воздуха, это значит, что клин холодного воздуха продвигается вперед, теплый воздух перед ним отступает, а также вытесняется вверх наступающим холодным клином. Такой фронт называют холодным. При его прохождении теплая воздушная масса сменяется холодной, температура понижается и резко изменяются другие метеорологические величины.

В области фронтов (или, как обычно говорят, на фронтальных поверхностях) возникают вертикальные составляющие скорости движения воздуха. Наиболее важен особенно частый случай, когда теплый воздух находится в состоянии упорядоченного восходящего движения, т.е. когда одновременно с горизонтальным движением он еще перемещается вверх над клином холодного воздуха. Именно с этим связано развитие над фронтальной поверхностью облачной системы, из которой выпадают осадки.

На теплом фронте восходящее движение охватывает мощные слои теплого воздуха над всей фронтальной поверхностью, вертикальные скорости здесь порядка 1–2 см/с при горизонтальных скоростях в несколько десятков метров в секунду. Поэтому движение теплого воздуха имеет характер восходящего скольжения вдоль фронтальной поверхности. В восходящем скольжении участвует не только слой воздуха, непосредственно примыкающий к фронтальной поверхности, но и все вышележащие слои, часто до тропопаузы. В результате возникает обширная система перисто-слоистых, высокослоистых – слоисто-дождевых облаков, из которых выпадают обложные осадки. В случае холодного фронта восходящее движение теплого воздуха ограничено более узкой зоной, однако вертикальные скорости значительно больше, чем на теплом фронте, и особенно они сильны перед холодным клином, где теплый воздух вытесняется холодным. Здесь преобладают кучево-дождевые облака с ливневыми осадками и грозами.

Очень существенно, что все фронты связаны с ложбинами в барическом поле. В случае стаци-онарного (малоподвижного) фронта изобары в ложбине параллельны самому фронту. В случаях теплого и холодного фронтов изобары приобретают форму латинской буквы V, пересекаясь с фронтом, лежащим на оси ложбины.

При прохождении фронта ветер в данном месте меняет свое направление по часовой стрелке. Например, если перед фронтом ветер юго-восточный, то за фронтом он изменится на южный, юго-западный или западный.

В идеальном случае фронт можно представить как геометрическую поверхность разрыва.  В реальной атмосфере такая идеализация допустима в планетарном пограничном слое. В действи-тельности фронт есть переходная зона между теплой и холодной воздушными массами; в тропосфере он представляет некоторую область, называемую фронтальной зоной. Температура на фронте не испытывает разрыва, а резко меняется внутри зоны фронта, т.е. фронт характеризуется большими горизонтальными градиентами температуры, на порядок большими, чем в воздушных массах по обе стороны от фронта.

Мы уже знаем, что, если есть горизонтальный градиент температуры, достаточно близко совпадающий по направлению с горизонтальным барическим градиентом, последний с высотой растет, а с ним растет и скорость ветра. Во фронтальной зоне, где между теплым и холодным воздухом горизонтальный градиент температуры особенно велик, барический градиент сильно растет с высотой. Это значит, что термический ветер вносит большой вклад и скорость ветра на высотах достигает больших значений.

При резко выраженном фронте над ним в верхней тропосфере и нижней стратосфере наблю-дается в общем параллельное фронту сильное воздушное течение в несколько сотен километров шириной, со скоростями от 150 до 300 км/ч. Оно называется струйным течением. Его длина сопоставима с длиной фронта и может достигать нескольких тысяч километров. Максимальная скорость ветра наблюдается на оси струйного течения вблизи тропопаузы, где она может превышать 100 м/с. Выше, в стратосфере, где горизонтальный температурный градиент меняется на обратный, барический градиент уменьшается с высотой, термический ветер направлен противо-положно скорости ветра и она уменьшается с высотой. У арктических фронтов струйные течения обнаруживаются на более низких уровнях. При определенных условиях струйные течения наблюдаются в стратосфере.

Обычно главные фронты тропосферы – полярные, арктические – проходят в основном в широтном направлении, причем холодный воздух располагается в более высоких широтах. Поэтому связанные с ними струйные течения чаше всего направлены с запада на восток.  При резком отклонении главного фронта от широтного направления отклоняется и струйное течение.

В субтропиках, где тропосфера умеренных широт соприкасается с тропической тропосферой, возникает субтропическое струпное течение, ось которого обычно расположена между тропической и полярной тропопаузами. Субтропическое струйное течение жестко не связано с каким-либо фронтом и является главным образом следствием существования температурного градиента экватор-полюс.

Струйное течение, встречное по отношению к летящему самолету, уменьшает скорость его полета; попутное струйное течение ее увеличивает. Кроме того, в зоне струйного течения может развиваться сильная турбулентность, поэтому учет струйных течений важен для авиации.

Тепловой режим атмосферы

Распределение температуры воздуха в атмосфере и непрерывные изменения этого распределения называют тепловым режимом атмосферы. Тепловой режим атмосферы является важнейшей характеристикой климата и определяется прежде всего теплообменом между атмосферным воздухом и окружающей средой. Под окружающей средой при этом понимают космическое пространство, соседние массы или слои воздуха и особенно земную поверхность.

Теплообмен осуществляется, во-первых, радиационным путем, т.е. при собственном излучении из воздуха и при поглощении воздухом радиации Солнца, земной поверхности и других атмосферных слоев. Во-вторых, теплообмен осуществляется путем теплопроводности – молекулярной между воздухом и земной поверхностью и турбулентной внутри атмосферы. В-третьих, передача тепла между земной поверхностью и воздухом может происходить в результате испарения и последующей конденсации или кристаллизации водяного пара.

Кроме того, изменения температуры воздуха могут происходить независимо от теплообмена, адиабатически. Такие изменения температуры, как известно, связаны с изменениями атмосферного давления, особенно при вертикальных движениях воздуха.

Непосредственное поглощение солнечной радиации в тропосфере мало; оно может вызвать повышение температуры воздуха всего на 0,5°С в день. Несколько большее значение имеет потеря тепла воздухом через длинноволновое излучение. Решающее значение для теплового режима атмосферы имеет теплообмен с земной поверхностью путем теплопроводности.

Тонкая пленка воздуха, непосредственно соприкасающегося с земной поверхностью, обмени-вается с нею теплом вследствие молекулярной теплопроводности. Внутри атмосферы действует другая, более эффективная передача тепла – путем турбулентной теплопроводности. Перемешивание воздуха в процессе турбулентности способствует очень быстрой передаче тепла из одних слоев атмосферы в другие. Турбулентная теплопроводность увеличивает и передачу тепла от земной поверхности в воздух или обратно. Если, например, происходит охлаждение воздуха от земной поверхности, то путем турбулентности на место охладившегося воздуха непрерывно переносится более теплый воздух из вышележащих слоев. Этот процесс поддерживает разность температур между воздухом и поверхностью и, следовательно, процесс передачи тепла от воздуха к поверхности. Охлаждение воздуха непосредственно над земной поверхностью будет не так велико, как было бы при отсутствии турбулентной теплопроводности, но оно распространяется на более мощный слой атмосферы. В результате потеря тепла земной поверхностью оказывается больше, чем она была бы в отсутствие турбулентности.

Различают индивидуальные и локальные (местные) изменения температуры. Индивидуальными называют изменения температуры, происходящие в определенном количестве воздуха, сохраня-ющего свою целостность в процессе движения. Эти изменения происходят вследствие указанных выше процессов. Они характеризуют изменения теплового состояния данного определенного количества воздуха.

Локальными называют изменения температуры в некоторой точке внутри атмосферы с зафик-сированными географическими координатами и с неизменной высотой над уровнем моря. Любую метеорологическую станцию, не меняющую своего положения на земной поверхности, можно рассматривать в качестве такой точки. Температура в этой точке будет меняться не только в силу указанных индивидуальных изменений теплового состояния воздуха, но и вследствие непрерывной смены воздуха в данном месте, т.е. прихода воздуха из других мест атмосферы, где он имеет другую температуру.

Изменения температуры, связанные с адвекцией – с притоком в данное место новых воздушных масс из других частей земного шара, называют адвективными. Если в данное место притекает воздух с более высокой температурой, говорят об адвекции тепла; если с более низкой – об адвекции холода.

Таким образом, локальное изменение температуры в зафиксированной географической точке зависит от индивидуальных изменений состояния воздуха и от адвекции воздуха иной температуры. Метеорологические приборы – термометры и термографы, неподвижно помещенные в том или ином месте, регистрируют именно локальные изменения температуры воздуха. Термометр на воздушном шаре, летящем по ветру и, следовательно, остающемся в одной и той же массе воздуха, показывает индивидуальное изменение температуры в этой массе.

Тепловой баланс земной поверхности

Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних слоев почвы и водоемов. Это необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются больше всего путем радиационного и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная поверхность, т.е. поверхность почвы или воды (а также растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно и разными способами получает и теряет тепло. Через земную поверхность тепло передается вверх – в атмосферу и вниз – в почву или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают суммарная радиация и встречное излучение атмосферы. Они в большей или меньшей степени поглощаются поверхностью, т.е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность излучает сама и тем самым теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло сверху, из атмосферы, путем турбулентной теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло при конденсации на ней водяного пара из воздуха или теряет тепло при испарении с нее воды. В первом случае выделяется скрытая теплота, во втором теплота переходит в скрытое состояние.

На менее важных процессах (например, затратах тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространении тепла в глубь почвы вместе с водой осадков) останавливаться не будем.

Будем считать земную поверхность идеализированной геометрической поверхностью, не имеющей толщины, теплоемкость которой, следовательно, равна нулю. Тогда ясно, что в любой промежуток времени от земной поверхности будет уходить вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это же время получает сверху и снизу. Естественно, что если рассматривать не поверхность, а некоторый слой земной поверхности, то здесь равенства приходящих и уходящих потоков тепла может и не быть. В таком случае избыток приходящих потоков тепла над уходящими потоками в соответствии с законом сохранения энергии пойдет на нагревание этого слоя, а в обратном случае - на его охлаждение.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю – это уравнение теплового баланса земной поверхности. Чтобы написать уравнение теплового баланса, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в радиационный баланс:

B = (S sin h + D)(1 – A) – E_s.

Приход тепла из воздуха или отдачу его в воздух путем теплопроводности обозначим буквой Р. Такой же приход или расход путем теплообмена с более глубокими слоями почвы или воды обозначим G. Потерю тепла при испарении или приход его при конденсации на земную поверхность обозначим LE, где L – удельная теплота испарения и Е – масса испарившейся или сконденсировавшейся воды. Вспомним еще одну составляющую – энергию, пошедшую на фотосинтетические процессы – ФАР, впрочем, весьма маленькую в сравнении с остальными, поэтому в большинстве случаев ее не указывают в уравнении. Тогда уравнение теплового баланса земной поверхности примет вид

В+ Р+ G + LE + Q_ФАР = 0 или В+ Р+ G + LE = 0

Можно еще отметить, что смысл уравнения состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла.

Уравнение теплового баланса действительно для любого времени, в том числе и для многолетнего периода.

Из того, что тепловой баланс земной поверхности равен нулю, не следует, что температура поверхности не меняется. Если передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части остается в самом верхнем слое почвы или воды – в так называемом деятельном слое. Температура этого слоя, следовательно, и температура земной поверхности при этом возрастают. При передаче тепла через земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит, прежде всего, из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного слоя и земной поверхности в любом месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Так как за летние сутки тепла уходит вниз все-таки больше, чем приходит снизу, слои почвы и воды и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Сезонные изменения прихода-расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

Существуют резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде – также и путем турбулентного перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. В ночное время суток и в холодное время года к такого рода турбулентности присоединяется термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев и в связанной с ним передаче тепла играет также испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и поэтому более плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды более значительна, чем почвы, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.

В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве – менее одного метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве – только на 10–20 м.

Итак, тепло, приходящее днем и летом на поверхность воды, проникает до значительной глубины и нагревает большую толщу воды. Температура верхнего слоя и самой поверхности воды повышается при этом мало. В почве приходящее тепло распределяется в тонком верхнем слое, который сильно нагревается. Член G в уравнении теплового баланса для воды гораздо больше, чем для почвы, а P соответственно меньше.

Ночью и зимой вода теряет тепло из поверхностного слоя, но взамен его приходит накоп-ленное тепло из нижележащих слоев. Поэтому температура на поверхности воды понижается медленно. На поверхности почвы температура при отдаче тепла падает быстро: тепло, накопленное в тонком верхнем слое, быстро из него и уходит без восполнения снизу.

В результате днем и летом температура на поверхности почвы выше, чем температура на поверхности воды; ночью и зимой ниже. Это значит, что суточные и годовые колебания температуры на поверхности почвы больше, и значительно больше, чем на поверхности воды.

Вследствие указанных различий в распространении тепла водный бассейн за теплое время года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу в холодный сезон. Почва в течение теплого сезона отдает по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, и мало накапливает его к зиме. В результате температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей.

Суточный и годовой ход температуры на поверхности почвы

Температура на поверхности почвы имеет суточный ход. Минимум ее наблюдается примерно через полчаса после восхода солнца. К этому времени радиационный баланс поверхности почвы становится равным нулю – отдача тепла из верхнего слоя почвы эффективным излучением уравновешивается возросшим притоком суммарной радиации. Нерадиационный обмен тепла в это время незначителен.