Пониженное атмосферное давление в тропосфере

Атмосферное давление

Атмосферное давление – сила, с которой атмосфера давит на земную поверхность.

В каждой точке оно определяется весом размещённого выше воздуха.

Так, атмосферное давление на 1 см2 составляет 1 кг 33 г. Также давление измеряется в мм ртутного столба. Нормальное атмосферное давление – 760 мм. рт. ст.., это значение зафиксировано на высоте 0 метров (уровне моря) на широте 45° и является стандартом.

С высотой атмосферное давление понижается на 100 мм рт. ст. на каждый 1 км подъема и измеряется барометром-анероидом или ртутным барометром.

На атмосферное давление влияет температура: во время нагревания воздух расширяется и поднимается вверх, создавая область низкого давления; во время охлаждения – наоборот, опускается и создает область высокого давления.

Распределение атмосферного давления по земной поверхности имеет зональный характер. Это обусловлено неравномерным нагреванием земной поверхности, а, следовательно, и изменением давления. 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 солнечным теплом по-разному. Это обусловливает некоторое перемещение поясов атмосферного давления: летом — к северу, зимой — к югу.

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 возле экватора устанавливается низкое атмосферное давление.

В тропических широтах материки всегда нагреты сильнее, чем океаны, и давление над ними ниже. Таким образом, над океанами в течение всего года существуют максимумы: СевероАтлантический (Азорский), Северо-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский. Линии, которые на климатической карте соединяют пункты с одинаковым атмосферным давлением, называются изобарами. 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.

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

Характер поля давления и воздушных течений у поверхности земли и на высотах существенно различен. Неодинаковая по интенсивности и повторяемости в различных районах земного шара цикло- и антициклоническая деятельность наряду с распределением температуры над материками и океанами значительно усложняет структуру приземного поля давления (см. рис. 35 и 36).

Высотное барическое поле существенно отличается от приземного прежде всего своей простотой. Это особенно заметно при сравнении средних полей давления у поверхности земли и на высотах. Средние поля давления на уровне 5—6 км за зимний и летний сезоны, годы, представленные на рис. 37 и 38 полями абсолютной барической топографии поверхности 500 мб (АТ500), имеют гораздо большее сходство с соответствующими полями распределения средней температуры тропосферы, представленными картами ОТ5001000 (см. рис. 8 и 9), чем с картами приземного поля давления.

Отличие абсолютной топографии от относительной состоит в том, что абсолютная топография включает в себя возмущения, обусловленные существованием наземных барических образований. Абсолютная топография поверхности 500 мб, определяющаяся главным образом температурой нижележащих слоев воздуха, на первый взгляд мало отличается от относительной топографии. Однако этим небольшим различием, обязанным приземному барическому рельефу, определяется преобладающая в тех или иных частях земного шара адвекция температуры в тропосфере.

B средних и высоких широтах обоих полушарий, где наблюдается значительная густота из о гипс, различие между картами абсолютной и относительной топографии едва заметно. В низких широтах, где горизонтальные градиенты малы, характер приземного барического рельефа более или менее отчетливо

вырисовывается и на соответствующих картах абсолютной топографии. Но в тех областях, где средняя температура нижележащих слоев воздуха заметно ниже, чем над окружающими районами, влияние приземного давления на структуру высотного барического поля сказывается мало.

В табл. 11 представлено распределение средних широтных величин геопотенциала между смежными широтами, взятыми через 10° меридиана. Из таблицы следует, что изобарическая поверхность 500 мб на одноименных широтах в северном полушарии выше, чем в южном. Так, например, летом на широте 60° разность составляет 39 гп. дкм, на широте 50° — 27 гп. дкм, а на широте 40°— 12 гп. дкм.

Зимой изобарическая поверхность в северном полушарии в средних и высоких широтах также выше, хотя величины разности меньше, чем летом. На широте 60° разность средних широтных величин геопотеициала составляет 15 гп. дкм, на широте 50°—3 гп. дкм. На широте 40° разность становится отрицательной, так как в южном полушарии средняя широтная температура зимой выше, чем в северном полушарии. Аналогичная картина наблюдается и в переходные сезоны года.

Другой особенностью абсолютной топографии поверхности 500 мб является отличие в величинах междуширотных разностей геопотенциала в северном и южном полушариях. Как следует из табл, 11, величина междуширотной разности абсолютного геопотенциала в обоих полушариях убывает от средних широт к высоким. По данным полетов в сторону северного полюса, в районе Аляски, от 70° с. ш. до полюса, высота изобарической поверхности 500 мб понижается на 15 гп. дкм, а температура — на 6°. По тем же данным, в канадском секторе Арктики высота поверхности 500 мб, как и температура, немного ниже, чем над полюсами. Поэтому в районе 70° с. ш. и 70° в. д. находится замкнутая область пониженного давления. От широты 70° к северу скорости ветра в среднем убывают. В районе северного полюса средние скорости ветра небольшие при преобладающем западном направлении. Но изменения температуры и давления происходят быстро. В районе полюса средняя температура воздуха на уровне 6 км в январе равна —53°, в феврале —50°, в марте  —47°, а на уровне поверхности 500 мб соответственно —46, —44 и —41°. При этом экстремальные суточные изменения температуры достигают больших величин (—31 и —51°).

На основе данных наблюдений ряда советских дрейфующих станций удалось существенно уточнить представления о метеорологическом режиме и атмосферной циркуляции в центральном арктическом бассейне.

Наибольшие междуширотные разности геопотенциала поверхности 500 мб в северном полушарии во всех сезонах имеют место между широтами 40 и 50° — от 11 гп. дкм летом до 20 гп. дкм зимой. В южном полушарии наибольшие разности также приходятся на эти широты, однако здесь они значительно больше по величине. Если разность величин между широтами 40 и 60° в северном полушарии составляет 34 ш. дкм зимой и 19 гп. дкм летом, то в южном полушарии она равна 51 гп. дкм зимой и 46 гп. дкм летом.

Отметим также, что к северу от экватора, на 10 и 20о с. ш., величины геопотенциала обычно выше, чем на самом экваторе; полоса повышенного давления между этими широтами является характерной для северного полушария. Аналогичное, но менее слабое выражение имеет эта полоса и в южном полушарии, преимущественно на 10° ю. ш. Такая структура поля давления на высотах в некоторой степени обязана приземному барическому рельефу. В табл. 11 разности, показывающие возрастание величин геопютенциала от экватора к тропикам, отмечены отрицательным знаком.

Представляет интерес карта разности величин геопотенциала поверхности 500 мб между зимой и летом (рис. 39). На карте прежде всего выделяется различие в распределении этих разностей между северным и южным полушариями.

В северном полушарии над Азией и Северной Америкой вырисовываются две области наибольших разностей величин геопотенциалов, расположенных над восточными частями их. Кроме того, над материками в средних широтах величины сезонных разностей почти всюду больше, чем над океанами. В южном полушарии разности величины геопотенциала между летом и зимой значительно меньше, что вызвано различием в распределении материков в северном и южном полушариях. Следует заметать, что распределение этих разностей на уровне изобарической поверхности 500 мб существенно отличается от распределения их на уровне поверхности 1000 мб, отображающей барический рельеф у поверхности земли. Действительно, наибольшая разность высот поверхности 1000 мб между зимой и летом, равна 29 дкм (35 мб), наблюдается между 40—50° с. ш. и l00— 120° з. д., а на уровне поверхности 500 мб — над Якутией.

Такое же различие в распределении разностей величин геопотенциала у поверхности земли и на изобарической поверхности 500 мб имеется над Северной Америкой и другими частями земного шара.

Среди других особенностей карт абсолютной топографии следует обратить внимание на более значительную густоту изогипс в южном полушарии во все сезоны года. Даже летом здесь густота изогипс превосходит наибольшую густоту их в северном полушарии, наблюдаемую зимой у восточных границ материков около 40° с. ш. Если в местах наибольшей густоты изогипс в северном полушарии средние скорости ветра достигают 80—100 км/час, то в южном полушарии даже летом между 40 и 50° ю. ш. средние скорости ветра превышают 80—100 км/час. В остальные сезоны года, особенно южной зимой (июль – август), средние скорости ветра местами превышают 100— 120 км/час. В низких широтах скорости ветра, как правило, небольшие.

Относительно подробно нами рассмотрены особенности структуры изобарической поверхности 500 мб. Отметим, что эти особенности характерны и для изобарических поверхностей более высоких слоев, а именно, 300, 200 и отчасти 100 мб. Об этом свидетельствуют приведенные карты АТ200 (рис 40 и 41) построенные Бруксом, и рис. 42, на котором воспроизведены средние высоты главных изобарических поверхностей в динамических метрах летом и зимой.

Из рис. 42, в частности, следует, что высота поверхности 1000 мб как зимой, так и летом растет от экватора до широты 30°. Максимальная высота этой поверхности приблизительно соответствует среднему положению центров субтропических антициклонов. К северу от этой широты изобарическая поверхность 1000 мб опять понижается до широты 60—70°, а в арктических областях вновь несколько повышается. Поверхность 900 мб имеет примерно тот же вид. Однако с поверхности 700 мб

положение меняется. Все вышележащие изобарические поверхности, до поверхности 100 мб, имеют наивысшее положение над экватором. Как видно из рис. 42, наибольшую разность высот между полюсом и экватором имеет изобарическая поверхность 200 мб которая близко отстоит от тропопаузы. Летом эта разность равна 730 м, зимой—1160 м. Так как в стратосфере распределение температуры экватор — полюс обратно тропосферному, то наклоны изобарических поверхностей, обусловленные распределением температуры, должны в стратосфере уменьшаться. Поэтому поверхность 100 мб там, где она лежит в стратосфере,

имеет значительно меньший наклон, чем поверхность 200 мб. Еще большим это положение оказывается на наклонах поверхностей 50 и 25 мб.

Следует заметить, что приведенная на рис. 42 схема имеет недостатки. Так, например, наибольшие высоты изобарических поверхностей, выше уровня 700-мб поверхности, расположены над экваториальной зоной. В действительности, судя по данным аэрологических наблюдений, наибольшие высоты изобарических поверхностей обнаруживаются над широтами 20—30° (см. карты AT, рис. 37 и 38). Это обусловлено большим нагреванием воздуха в указанных широтах по сравнению с экваториальной зоной в теплое полугодие. В частности, согласно расчетам теплового баланса земля — атмосфера, наибольшее количество тепла в летние месяцы приходится не на экваториальную зону, а на широты 20—40°. Это находит подтверждение в распределении температуры (ОТ5001000) в летние месяцы в северном и южном полушариях (см. рис. 8 и 9). Кроме того, по новейшим данным, зимой наклон изобарической поверхности 25 мб между 60 и 80° с ш. как в северном, так и в южном полушарии является более значительным, чем на рис. 42. Разностью температур между этими широтами обусловлено западное стратосферное струйное течение зимой. Летом наклон обратный, но также белее значительный, чем изображен на этом графике.

Приведем некоторые сведения по южному полушарию. В соотвестсвии с распределением температуры на высотах и высотой изобарической поверхности 1000 мб, характеризующей приземный барический рельеф, получены высоты абсолютной топографии, приведенные в табл. 12. Высоты даны здесь в геопотенциальных декаметрах для главных изобарических поверхностей между экватором и 78° ю. ш. По разностям этих величин между широтами можно судить о наклоне изобарической поверхности и преобладающем направлении и скоростях воздушных потоков.

Из таблицы прежде всего следует, что наибольшие величины разностей высот изобарических поверхностей южным летом имеют место между широтами 35 и 63° ю. ш. При этом величина разности высот возрастает от поверхности земли до уровня 225 m6. Это указывает на возрастание скорости преобладающего западного ветра в средних широтах до высоты около 12 км. Выше этого уровня скорость ветра с высотой медленно убывает. В системе планетарной высотной фронтальной зоны наибольшие скорости ветра наблюдаются на уровнях 300—200 мб вблизи тропопаузы.

На уровне поверхности 50 мб (20 км) летом наклон изобарической поверхности по сравнению с уровнем 225 мб (10— 11 км) уменьшается почти в 2,5 раза. Выше уровня поверхности 50 мб над Антарктидой преобладающим ветром является восточный. Заметим также, что над низко расположенными частями Антарктиды в районе станции Литл Америка уже на уровне 700 мб наблюдается депрессия, обусловливающая западно-восточный перенос.

Наклон изобарических поверхностей, характеризуемый густотой изогипс, а следовательно, скорость и направление ветра тесно связаны с распределением температуры в различных слоях атмосферы. Именно поэтому, как показывают наблюдения, тропосферное субтропическое струйное течение на средних картах зимой обнаруживается вдоль широт 30—40°, что, как видно

из приведенных здесь карт, совпадает с зоной наибольших контрастов температуры. Благодаря распределению материков и океанов, а также цикло- и антициклонической деятельности, особенно в северном полушарии, почти непрерывно происходит значительный междуширотный обмен. Вследствие этого массы воздуха переносятся на огромные расстояния из низких широт в высокие и, наоборот, из высоких широт в низкие, чем обусловлены резкие изменения контрастов температуры. Поэтому поля температуры и давления, относящиеся к какому-либо определенному сроку, значительно отклоняются от среднего состояния, и вместо нормального западно-восточного переноса, особенно в средних широтах, происходит весьма сложная и разнообразная циркуляция. Один из обычных примеров распределения температуры и давления с высотой до 20—21 км по линии Бухта Тихая (/), Мурманск (//), Кьеллер (///), Кельн (IV), Тулуза (V), Гибралтар (VI), Марокко (VII) и экваториальная зона (VIII) представлен на рис. 43 а и б. Как видно из этих вертикальных разрезов, поля температуры и давления 21 июня 1939 г. существенно отличаются от средних, изображенных на разрезах вдоль меридиана от экватора до полюса (рис. 15 и 42). Основное различие заключается в том, что 21 июня 1939 г. около 45° с. ш. температура воздуха в тропосфере значительно ниже, чем на 56—60° с. ш.

В соответствии с распределением температуры и давления на высотах приземное барическое толе на обширных пространствах Европы, Азии и прилегающих частей океанов также значительно отличается от среднего месячного поля давления. На карте топографии поверхности 500 мб 21 июня 1939г. между низкими: широтами и 55—60° с. ш. находилась область низкого давления, которая прослеживалась от поверхности земли до нижних слоев стратосферы. В связи со структурой изобарической поверхности между 45 и 60° с. ш. вместо обычного здесь западно-восточного наблюдался восточно-западный перенос воздуха. Однако севернее 60° с. ш. и до Бухты Тихой основным был западно-восточный перенос.

Из синоптической практики известно, что деформационные поля в тропосфере, которые наблюдаются повседневно, имеют самую разнообразную форму и претерпевают непрерывные изменения во времени и пространстве. Однако средние карты высотных термобарических полей отражают наиболее часто повторяющееся положение основных планетарных фронтальных зон, которое является характерным для соответствующего сезона или месяца.

—Источник—

Погосян, Х.П. Общая циркуляция атмосферы/ Х.П. Погосян.– Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1959.-  259 с.

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

Post Views:
839