• Гідрологія і Гідрометрія
• Господарське право
• Економіка будівництва
• Економіка природокористування
• Економічна теорія
• Земельне право
• Історія України
• Кримінально виконавче право
• Медична радіологія
• Методи аналізу
• Міжнародне приватне право
• Міжнародний маркетинг
• Основи екології
• Предмет Політологія
• Соціальне страхування
• Технічні засоби організації дорожнього руху
• Товарознавство продовольчих товарів

Тлумачний словник
Авто
Автоматизація
Архітектура
Астрономія
Аудит
Біологія
Будівництво
Бухгалтерія
Винахідництво
Виробництво
Військова справа
Генетика
Географія
Геологія
Господарство
Держава
Дім
Екологія
Економетрика
Економіка
Електроніка
Журналістика та ЗМІ
Зв'язок
Іноземні мови
Інформатика
Історія
Комп'ютери
Креслення
Кулінарія
Культура
Лексикологія
Література
Логіка
Маркетинг
Математика
Машинобудування
Медицина
Менеджмент
Метали і Зварювання
Механіка
Мистецтво
Музика
Населення
Освіта
Охорона безпеки життя
Охорона Праці
Педагогіка
Політика
Право
Програмування
Промисловість
Психологія
Радіо
Регилия
Соціологія
Спорт
Стандартизація
Технології
Торгівля
Туризм
Фізика
Фізіологія
Філософія
Фінанси
Хімія
Юриспунденкция

П 18.3.2. МуСОНИ.

РОЗДІЛ 7. АТМОСФЕРНА ЦИРКУЛЯЦІЯ.

ЛЕКЦІЯ )8ґ /2 /^ **}/

_________________________ І

18.1. Оскільки атмосфера знаходиться в безперервному русі, то системи вітрів і розподіл тиску весь час змінюються. Розрізняють такі характерні масштаби рухів.

1) Мікрометеорологічний масштаб. Він характеризується коливаннями вітру,
тиску і температури з періодами від частки секунди до хвилин. Коливання
викликаються дрібномасштабною турбулентністю, акустичними і
гравітаційними хвилями. Максимум цих коливань припадає на періоди біля
хвилини, а розміри турбулентних неоднорідностей - біля 600 м.

2) Масштаб конвективних хмар з горизонтальними розмірами в межах 1-10 км
і часом існування від десятка хвилин до 1-2 год.4

3) Мезометеорологічний масштаб відображає зміни метеорологічних величин,
які викликані такими явищами як гірсько-долинні вітри, бризи на узбережжі
морів, смерчі (торнадо), льодовикові вітри. Характерні горизонтальні розміри
цих місцевих циркуляцій складають 10-100 км, а тривалість в часі - від
декількох годин до пів доби.

4) Синоптичний масштаб - рухи цього масштабу визначають основні зміни по­
годи внаслідок виникнення розвитку, переміщення і руйнування величезних
хвиль і вихорів, т.т. атмосферних збурень. Головні з них - циклони і ан­
тициклони. Характерні горизонтальні розміри атмосферних збурень - 1000-
3000 км, а час їх існування, 1-7 днів.

5) Глобальний масштаб. Він описує ультрафіолетові розміри рухів цього мас­
штабу 10 000-40 000 км, а характерний період часу - біля двох тижнів.

В кожний даний момент часу в атмосфері існують рухи всіх масштабів, що накладаються один на одного. Саме цим визначається складність атмосфер-

ної циркуляції. Але в розвитку атмосферних процесів спостерігаються і певні стійкі риси, які проявляються в полях вітру і тиску. Найкраще вони виявляють­ся з допомогою статистичного осереднення полів тиску і вітру, при якому що­денні збурення згладжуються, а залишаються найстійкішими особливості повітряних течій. Саме вони і представляють загальну циркуляцію атмосфери.

18.2. Загальна циркуляція атмосфери- це система повітряних течій плане­тарного масштабу.

В глобальному розподілі тиску виразно виділяються такі зони:

зона І - область відносно високого тиску над полюсами;

зона II - пояс низького тиску в районі субполярних широт (60-65°), який за­знає безперервні петлеподібні збурення, що подібні до річкових ме­андр;

зона III - помірні широти, де безперервно виникають, розвиваються і зникають рухомі атмосферні збурення - хвилі і вихори у формі циклонів й ан­тициклонів;

зона IV- пояс субтропічних антициклонів на океанами (30-35° широти і до 25° широти);

зона V - де приземний тиск зменшується від субтропіків до екватору;

зона VI - екваторіальна улоговина, т.т. пояс низького тиску.

Великомасштабні течії загальної циркуляції, що охоплюють більшу час­тину атмосфери називаються квазігеострофічними.Це означає, що вітри, які визначають такі течії, близькі до геострофічного вітру і, отже, у вільній атмо­сфері такі течії направлені майже по ізобарах (ізогіпсах). Тільки в шарі тертя повітряні течії суттєво відрізняються від геострофічного вітру і значно відхиляються від ізобар.

Терміном «квазігеострофічність» підкреслюється те, що і над шаром тер­тя повітряної течії не є точно геострофічними. Квазігеострофічність справедлива для помірних широт.

Найстійкіша особливість в розподілі атмосферного тиску і вітру над зем­ною кулею - квазізональність цього розподілу. Квазізональістьциркуляції ви­являється в переважанні широтних складових вітру (східної або західної) на* ме-

о

ридіональними складовими (північної або південної) і в великих значеннях ши­ротних складових порівняно з меридіональними.

Причина зональності тиску і вітру - зональність в розподілі температури і в динамічних особливостях самого механізму загальної циркуляції атмосфери.

Меридіональні складові перенесення повітря обумовлюють обмін повітря між різними широтами Землі. Щоденний розподіл меридіональних рухів пов'язаний з циклонами і антициклонами. В кожному циклоні створюється пе­ренесення повітря до високих широт в передній частині і до низьких широт в тиловій частині, в антициклонах навпаки. Таким чином, в кожний даний момент на одному і тому ж рівні під одним меридіаном панують направлені на північ меридіональні складові, а під іншим меридіаном - направлені на південь. При осередненні складові, що направлені по даному меридіану в різний час на північ

18.3. В тропіках над Атлантичним, Тихим і південний Індійський океаном па­нують північно-східні і південне-східні вітри (пасати). В 40-60° широтах Південної півкулі над океанами виділяються вітри західної чвертки. В північній півкулі переважання вітрів західної чвертки постійно виражено в помірних ши­ротах тільки над океанами; над материками режим вітру мінливий і складніший, хоча вітри західного напрямку переважають над східними.

На окраїнах Антарктиди панують східні вітри високих широт. На півдні, сході і півночі Азії та в деяких інших районах видно різку зміну напрямку па­нуючих вітрів від січня до липня. Це райони мусонів.

В найвищих шарах тропосфери і нижній стратосфері розподіл вітру близький до зонального, ніж біля земної поверхні.

Характерною особливістю циркуляції в помірних широтах є циклонічна діяльність.

Межею, що виділяє тропічну зону, є широта, яка визначена як середнє-арифметичне із широт середнього положення тропічної тропопаузи і тропопаузи помірних широт на кожному меридіані у відповідному місяці або сезоні. Визна­чена таким чином межа зимою лежить біля 28±3° пн.ш. в Північній півкулі і біля 32+3° пд.Ін. в Південній півкулі, а влітку - біля 35±5° пн.ш. і 35+3° пд.ш. відповідно. Отже, від зими до літа межа тропічної зони зміщується до полюсів, причому найбільше зміщення спостерігається в Північній півкулі над материка­ми.

18.3.1.Стійкі вітри східної чверті, що дують на протязі року над океанами на поверненій до екватору периферії субтропічних антициклонів в кожній півкулі, називають пасатами.Швидкість пасатних вітрів біля земної поверхні складає в середньому 5-8 м/с. Ця система вітрів найстійкіша: з ймовірністю 80-90 /о їх можна зустріти в будь-який момент року.

Погода пасатів.В нижньому шарі пасатів повітря внаслідок впливу тер­тя надходить із складової, яка направлена до екватору. На східній периферії кожного субтропічного антициклону ця складова, що направлена до екватору, значно посилюється вже незалежно від тертя. Тут в субтропіки поступають відносно холодні повітряні маси із помірних широт. Рухаючись на теплішу по­верхню моря, пасатна течія в нижніх шарах набуває нестійкої стратифікації. Встановлюються більші вертикальні градієнти температури, які часто переви­щують сухоадіабатичний в нижніх сотнях метрів, і розвивається напружена кон­векція із швидкостями висхідних рухів до 2.5-4 м/с та з утворенням купчастих хмар.

і на півень, будуть в деякій мірі взаємно згашуватись. Через це середні бага­торічні меридіональні потоки будуть менші, ніж в індивідуальних процесах, але зате вони відобразять переважаюче перенесення. В загальному, для всієї земної кулі в нижній тропосфері' тропіків в середньому переважає вітер, який направ­лений до екватору, з максимальною швидкістю зимою 3 м/с. В верхній тропо­сфері тропіків переважає направлена до полюсів складова з максимальною швидкістю зимою 2,5 м/с. В середній тропосфері в шарі від 750 до 350 гПа, меридіональний вітер дуже слабкий. В помірних широтах Північної півкулі в нижній тропосфері переважають південні окладові, а в верхній тропосфері -північні, але їх швидкості дуже невеликі.

Найвищий тиск у вільній атмосфері є біля 10 пн. і пд. ш., найнижчий -над полярними районами.

Середнє значення атмосферного тиску на рівні моря для всієї земної кулі становить 1013 гПа, а на рівні місцевості (враховуючи підіймання материків над рівнем моря) - 982 гПа.

Середбнє значення тиску над кожною півкулею знижується від зимового півріччя до літнього. Це значить, що із літньої півкулі якась маса повітря пере­ходить в зимову півкулю, т.т. відбувається сезонний обмін повітря між півкулями. За рік із Північної півкулі в Південну і назад переноситься 10* т повітря, що складає приблизно 1/500 частину всієї маси атмосфери.

Конвекція не досягає великих висот. Вже на висотах 1200-2000 м в об­ласті пасатів виявляється затримуючий шар товщиною декілька сотень метрів з інверсією температури (або із ізотермією). Ця пасатна інверсія утворюється при осіданні повітря. Інверсія і затримує розвиток конвекції на порівняно низь­кому рівні. Хмари не отримують великого вертикального розвитку, часто прий­мають характер шарувато-купчастих і не досягають рівня зледеніння, який в тропіках лежить вище 5 км. Чрез це із хмар, як правило, не випадають опади. Тільки в рідкісних випадках із пасатних купчастих хмар можуть випадати не­значні дрібнокрапельні і короткочасні дощі, що обумовлені взаємним злиттям крапель без посередництва льодяної фази.

Вертикальна потужність пасатів збільшується до екватору. Під 20-ю па­ралеллю вона рівна 2-4 км. Поблизу екватору, особливо в літній півкулі, східні вітри пасатів зливаються з східними повітряними течіями внутрітропічної зони конвергенції, які тут захоплюють всю тропосферу і стратосферу.

Вітри над пасатами мають переважаючий західний напрямок, т.т. такий, який панує в середній і верхній тропосфері у внутрітропічних широтах.

Західні вітри над пасатами називаються антипасатами.В західній течії розвиваються хвилеподібні збурення, які і визначають меридіональні складові. Меридіональні складові вітру можуть мати на різних меридіанах протилежний напрямок, наприклад на 20° зх.д. південний, а на 40° зх.д. - північний. Якщо осереднити ці перенесення на всій земній кулі, то у верхній половині тропосфери будуть переважати складові, які направлені від екватору до високих широт.

Пасати над Атлантичним і Тихим океанами поділені вузькою перехідною зоною (1-3° по меридіану) з нестійкими, в основному слабими, але інколи і до­сить сильними шквалистими вітрами. В цій зоні спостерігається (збіжність) сходження пасатів Північної і Південної півкуль - вона називається внутрітропічною зоною конвергенції(ВЗК). Внаслідок сходження повітряних течій в ВЗК панують висхідні рухи. Пасатна інверсія руйнується сильними висхідними рухами, які проривають і розмивають її. Збіжність повітряних течій в нижній половині тропосфери і їх розходження на поверхні 200 гПа викликають вертикальні струї у всій тропосфері. В свою чергу,висхідні рухи в ВЗК сприяють розвитку конвекції до значно більших висот, ніж в області пасатів. Купчасті хмари тут розвиваються в потужні купчасті, а потім купчасто-дощові, із яких випадають рясні дощі зливового характеру. Повітря пасатів при злитті в ВЗК має практично однакову температуру. Через це горизонтальні температурні градієнти в ВЗК слабі; це і стосується і до во­логості в нижній половині тропосфери. Проте дощі випадають сильні за рахунок конденсації вологи в купчасто-дощових хмарах при вертикальних рухах. Інтенсивність і кількість дощів не залишається незмінною в часі: вони щоденно

змінюються. Періоди випадання дощів, які тривають 2-3 дня, змінюються періодами сухої погоди такої ж тривалості. Крім цього, положення ВЗК щодень коливається відносно її середньомісячного положення в межах 3-4° широти.

Зовсім інша ситуація спостерігається над материками (Африка і Азія), Індійським і заходом Тихого океанів, де панує мусонна циркуляція. Еква­торіальна улоговина тут зазнає великого сезонного зміщення, яке досягає біля східного узбережжя Африки 25-30° вздовж меридіану. ВЗК в екваторіальній улоговині утворюється при злитті мусонного повітряного потоку з повітряними течіями на протилежній до екватору периферії екваторіальній улоговині. В літньому мусоні це континентальні тропічні повітряні маси, які розміщені над Африкою і Азією, в зимовому мусоні - морське тропічне повітря південно-східного пасату над Індійськими і заходом Тихого океану Південної півкулі і тропічне повітря Австралії.

Таким чином, південно-західні (на східному узбережжі Китаю) південно-східні повітряні течії літнього мусону над Африкою і Азією зустрічають течії континентальних тропічних повітряних мас в загальному північного квадранта. В місці їх зустрічі і виникають ВЗК, яку називають мусонною.Літня мусонна ВЗК утворюється у вищих широтах. Через це поряд з конвекцією в ній утво­рюється особливий вид циклонічних збурень: мусонні мінімуми і мусонні де­пресії. Саме вони і викликають мусонні зливи, які інколи приводять до катаст­рофічної повені в Індії.

Зимою північної півкулі північно-західні повітряні течії зимового мусону, що пройшли через екватор, зустрічають південно-східний пасат Індійського і за­ходу Тихого океану та південно-східні потоки літнього мусону Австралії. На місці їх злиття зимою виникає ВЗК. Конвективні процеси в-зоні і дають мак­симум опадів в цей час над південною Індонезією, Новою Гвінеєю і півночем Австралії.

Влітку на сході Індійського і на заході Тихого океанів в доповненні до мусонної ВЗК поблизу екватору інколи виникає друга ВЗК в місці злиття південно-східного пасату Південної півкулі з екваторіальною периферією південно-західного мусонного потоку. Між двома зонами конвергенції віють сильні вітри західної чверті горизонту (5-10 м/с). Ці екваторіальні західні вітри захоплюють шар від земної поверхні до висоти 3-5 км.

В перехідні сезони екваторіальна зона західних вітрів над Індійським океаном має в ширину всього декілька градусів широти і розміщується симет­рично відносно екватору. Західний напрямок вітру в ній пояснюється, мабуть, тим, що поблизу екватору вітер не є квазігеострофічним і дме по баричному градієнту, а останній на великих ділянках екватору направлений з заходу на схід.

Літом даної півкулі екваторіальна зона західних вітрів розширюється, об'єднуючись з літнім мусоном. При цьому одна із двох ВЗК, що обмежує зо­ну західних вітрів, залишається поблизу екватору, а друга зміщується на північ разом з рухаючим мусоном. Над заходом тихого океану друга ВЗК цілий рік знаходиться в Південній півкулі і простягається з північного заходу на південний схід, проникаючи навіть в помірні широти.

*' Ф 18.3.2. Мусони- це стійкі сезонні режими повітряних течій з різкою зміною

переважаючого напряму вітру від зими до літа і від літа до зими, мусони спо­стерігаються в тих районах, де циклони і антициклони володіють достатньою стійкістю і різким сезонним переважанням одних над іншими.

Найбільш різкіше виражені і стійкі мусони спостерігаються в тропічних широтах в басейні Індійського океану.

Безпосередньою причиною тропічних мусонів є сезонна зміна положення субтропічних антициклонів і екваторіальної улоговини. Внаслідок сезонного пе­реміщення в областях розвитку мусонів по обидві сторони екватору відбувається різка сезонна зміна напрямку переважаючих баричних градієнтів і, отже, пере­важаючих вітрів. Сезонне перетворення середнього поля тиску пов'язано з пе­рерозподілом мас повітря між материками і океанами: зимою переважає перене­сення повітря з охолодженого материка а океан, а влітку - з порівняно холод­ного океану на теплий материк.

Таким чином, першопочатковою причиною виникнення мусонів - сезон­них режимів вітру - є відмінність в нагріванні материків і океанів на протязі ро­ку. Крім цього, на напрям і швидкість мусонного потоку впливає сила Коріоліса, обриси материків, їх орографія і характер підстилаючої поверхні.

Напрям вітру в пасатах - в цілому східний і зберігається на протязі року.

Класичним прикладом тропічного мусону є Індійський мусон. Над південно-західними течіями літнього мусону панують хідні повітряні течії верх­ньої тропосфери.

Переважання перенесення повітря зимою з материка на океан, а влітку з океану на материк приводить до важливих особливостей погоди і клімату в Індії. Літній мусон несе вологе екваторіальне повітря, рясні дощі і деяке зниження тем­ператури. В Індії 75 всієї суми дощів випадає під час літнього мусону.

Повітряні течії літнього мусону в південній і Південно-Східній Азії в загальному південно-західні, а у В'єтнамі і південному Китаї - південно-східні у відповідності з баричним полем в цьому районі (ізобари тут проходять ме­ридіональне і зимою і літом, а внаслідок тертя вітер відхиляється від ізобар в сторону низького тиску).

Зимовий мусон змінює свій переважаючий напрямок від північно-західного в центральному Китаї до північно-східного над Південне-Китайським морем, В'єтнамом, Малайзією і Індонезією. Перетинаючи екватор, зимовий му­сон стає північно-західним із-за впливу сили Коріоліса і поширюється до півночі Австралії. В Південному Китаї найбільша кількість дощів випадає з квітня до вересня під час літнього мусону, але і в період зимового мусону з жовтня до березня дощі не припиняються (їх місячна кількість коливається від 10 до 90 мм). Дальше на південь дощі під час зимового мусону збільшуються і в північній частині Індонезії значні дощі (200-300 мм) випадають на протязі всіх місяців року.

Максимум дощів припадає на жовтень-березень в Південній півкулі. Зимовий мусон на сході Азії має більші швидкості вітру, ніж літній мусон. Він часто проявляється у вигляді хвиль відносно холодного повітря, що періодично насувається на В'єтнам, Малайзію і Індонезію.

В деяких районах позатропічних широт переважаючі баричні градієнти різко змінюють свій напрямок від зими до літа.

Там, де розподіл тиску на протязі сезону володіє достатньою стійкістю і де він різко змінюється від сезону до сезону, зближуючі зміни повинні відбуватись і в режимі вітру. В одному сезоні вітри певного напрямку (квадранту або октанту горизонту) будуть переважати над вітрами всіх інших напрямків. В протилежному сезоні переважаючий напрямок зміниться на проти­лежний або близький до нього. Такий режим вітру і називається поза-тропічними мусонами.

Мусонний режим вітру в позатропічних широтах, як і в тропічних, не обмежується нижнім шаром повітря, а захоплює значну товщу атмосфери. Ще вище панує загальне, в основному західне, перенесення повітря.

Позатропічні мусони особливо добре виражені на сході Росії і північному сході Китаю та над прилеглими морями.

Зимою над Східною Азією утримуються стійкі антициклони. У відповідності з баричним полем повітряні течії над східною окраїною Азії мають в цей час переважно напрям з півночі або північного заходу. Це - зимовий му­сон.

Влітку над Азією переважає понижений тиск, а над прилеглими морями тиск підвищений. Через це над далеким Сходом переважають південні і південне-східні течії з моря - літній мусон. Позатропічні мусони Північно-Східного Китаю в більш південних широтах переходять в тропічні мусони Південно-Західного Китаю.

Отже, в мусонних районах є переважання одних баричних систем над іншими.

ЛЕКЦІЯ 8 ТЕМА:ПОВІТРЯНІ МАСИ І ФРОНТИ.

8.1. Повітряні маси.

8.2. Фронти в атмосфері.

8.1. Величезні маси повітря в тропосфері, що за розмірами збігаються з части­нами материків або океанів і мають однакові фізичні властивості, називають повітряними масами,або повітрям. За температурними умовами їх поділяють на теплі, що наступають на холодну підстилаючу поверхню, холодні - пе­реміщуються на теплу підстилаючу поверхню, місцеві - перебувають у районі свого формування. Залежно від району формування розрізняють географічні ти­пи повітря: арктичне (антарктичне) (АП), помірних широт (ПП), тропічне (ТП), екваторіальне (ЕП). Типи повітря в свою чергу поділяються на підтипи: морське й континентальне (крім екваторіального): мАП, кАП, мПП, кППII І, мТП, кТП.

При переміщенні на іншу підстилаючу поверхню змінюються фізичні властивості повітряних мас, т.т. відбувається їх трансформація.

8.2. На межі зіткнення двох повітряних мас виникають атмосферні фронти-вузькі перехідні зони, дуже нахилені до поверхні Землі. Між повітряними маса­ми різних географічних типів виникають головні фронти, а одного географічноготипу - вторинні.

Головні фронти між арктичним і помірним повітря називаються арктич­ним, між помірним і тропічним повітрям - полярним (їх ще називають кліматологічними фронтами). А середнє положення головних фронтів між тропічним і екваторіальним повітрям називають внутрітропічною зоною конвер­генції.

Фронтальні поверхні проходять в атмосфері нахилено. Кут нахилу зале­жить від швидкостей, прискорення і температур повітряних мас, а також від географічної широти й від прискорення вільного падіння. Гангес кута нахилу фронтальної поверхні називають нахилом фронту (тангес кута має порядок від 0,01 до 0,001). Таким чином, фронти проходять в атмосфері дуже полого. При віддалені від лінії фронту на декілька сотень кілометрів фронтальна поверхня буде на невеликій висоті (декілька кілометрів). Отже, в процесі руху повітряних мас і фронтальної поверхні, що їх розділяє, повітряні маси розміщуються не тільки одна рядом з іншою, але і одна ад іншою. При цьому густіше холодне повітря лежить під теплим повітрям у вигляді вузького клину, поступово збільшуючи свою товщину у міру віддалення від лінії фронту.

На поверхні фронту відбувається розрив баричних градієнтів. Із основ­ного рівняння статики випливає, що барична ступінь в теплому повітря більша, ніж в холодному. Отже, в теплому повітря вертикальна відтань між ізобаричними поверхнями більша, ніж в холодному. Отже, при геострофічному вітрі в двох повітряних масах можливі три основні тип розподілу тиску й вітру біля поверхні фронту (мал. 8.1, мал. 8.2).

Мал. 8.1.Типи розподілу тиску поблизу фронтальної поверхні у вертикальному розрізі: - ізобаричні поверхні; _-^_{ИИ1111І1—1ИИИИИ}. - фронтальна поверхня.

Мал. 8.2. Типи розподілу вітру по обидві сторони фронту в горизонтальній площині, що відповідає трьом типам розподілу тиску.

У випадку І баричний градієнт в теплому повітрі направлений на північ, через це в ньому спостерігається західна повітряна течія, а баричний градієнт в холодному повітря направлений на південь і, отже, в ньому панує східна течія.

У випадку II західна течія буде спостерігатися в обидпох повітряних ма­сах, причому в теплому повітрі більш сильніша, а в випадку III - східна течія в обидвох повітряних масах, причому в холодному повітря більш сильніше.

Фронти постійно виникають, загострюються, розмиваються і зникають. Звичайний механізмутворення фронтів в атмосфері кінематичний:фронти виникають в таких полях руху повітря, які зближують між собою повітряні час­тинки з різною температурою (і іншими властивостями). В такому полі руху го­ризонтальні градієнти температури зростають, і це приводить до утворення різкого фронту замість поступового переходу між повітряними масами. Процес утворення фронту називається фронтогенезом.Аналогічно в полях руху, які відокремлюють повітряні частинки одну від одної, вже існуючі фронти можуть розмиватися, т.т. перетворюватися в широкі перехідні зони, великі градієнти, що були в них, згладжуються.

В деяких випадках виникають фронти і під безпосереднім тепловим впливом підстилаючої поверхні, наприклад, вздовж краю льодів або на межі снігового покриву.

За температурними умовами і напрямом руху розрізняють фронти теплі, холодні й оклюзії. Теплий атмосферний фронт рухається в бік холодного (це значить, що клин холодного повітря відступає і місце, що звільнилось, займає тепле повітря), а холодний - в бік теплого повітря. Залежно від швидкості руху виділяють холодні фронти І (повільний) і II (швидкий) .

В області фронтів виникають вертикальні складові швидкості руху повітря. Коли тепле повітря знаходиться в стані упорядкованого висхідного ру-

Головні фронти тропосфери (полярні арктичні) проходять в основному в широтному напрямку, причому холодне повітря знаходиться в більш високих широтах. Через це пов'язані з ними струминні течії частіше направлені з заходу на схід. При різному відхиленні головного фронту від широтного напрямку відхиляється в струминна течія.

В субтропіках, де тропосфера помірних широт стикається з тропічною тропосферою, виникає субтропічна струминна течія, вісь якої знаходиться між тропічною і полярною тропопаузами. Субтропічна струминна течія тісно не пов'язана з яким-небудь фронтом і є в основному наслідком існування темпера­турного градієнту екватор - полюс.

Зустрічна струминна течія зменшує швидкість польоту літака, а попутня - збільшує. Крім цього, в зоні струминної течії може розвиватися сильна турбу­лентність. Через це врахування струминної течії важливе для авіації.

Переглядів: 1704