• 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

Погода в тропічному циклоні.

Райони виникнення тропічних циклонів.

1. Найбільша кількість їх (в середньому за рік 27, із них біля половин з ура­
ганною силою вітру більше 33 м/с) спостерігається в районі Жовтого моря,
Філіппінських островів; на схід від них до 170° сх.д. над Тихим океаном (їх
називають тайфунами).

2. В районі Тихого океану на захід від Мексики в середньому за рік виникають
15 тропічних циклонів з штормовими (інколи ураганними) вітрами.

3. В тропіках на півночі Атлантичного океану на заході (в Карібському морі,
районі Малих Антільских островів і Мексіканській затоці) і на сході (біля
островів Зеленого Мису) в середньому за рік виникає 9 тропічних циклонів.
Місцева їх назва - урагани.

4. Над Бенгальською затокою в середньому за рік виникає 4 циклони.

5. В Аравійському морі в середньому за рік виникає менше двох циклонів
(весною і восени).

6. На схід від Нової Гвінеї і в північній Австралії до островів Самоа виникає
14 циклонів в рік.

7. В Індійському океані між Мадагаскаром і Маскаренськими островами вини­
кає в середньому 8 циклонів в рік.

8. В Індійському океані між північно-західним узбережжям Австралії і Кокосо­
вими островами циклони дуже рідкісні - в середньому дів в рік. Місцева на­
зва - віллі-віллі.В грудні 1974 р. ураган «Трейлісі» зруйнував місто Дарвін.

Всього на земній кулі виникає за рік в середньому біля 80 тропічних циклонів з штормовими і ураганними вітрами. Максимум їх припадає на літо і осінь даної півкулі, коли ВЗК найдальше зміщена від екватору.

Тропічний циклон, що сформувався, має вигляд трохи розтягнутої об­ласті низького тиску діаметром від 300 до 800 км, рідше до 1000 км. Тиск в центрі циклону в період максимального розвитку складає в середньому 950-960 гПа, т.т. такий тиск, як і в глибоких циклонах позатропічних широт (960-970 гПа). В одному випадку спостерігалось рекордне падіння до 855 гПа. Внаслідок малої площі і великої глибини циклону баричні градієнти і швидкості

вітру в ньому дуже великі: максимальні градієнти доходять до 20 гПа на градус широти, а в окремих випадках і значно більші. Швидкості вітру біля поверхні землі в середньому циклоні складає 40-50 м/& (бувають і 60-80 м/с, а окремі пориви - 100 м/с). Ця область великих градієнтів і штормових вітрів різко об­межена від оточуючого району з розмитим баричним полем і слабкими вітрами.

На початку утворення тропічного циклону циклонічна циркуляція захоп­лює нижню половину тропосфери, але в зрілому тропічному циклоні вона про­стягається і в верхню половину. В середньому дотична складова швидкості вітру в радіусі 2,5-3° широти від центру циклону майже не змінюється з висо­тою від Землі до 300 гПа. Вище вона послаблюється, і на поверхні 150 гПа рух стає антициклонічним. Хмарність в зрілому тропічному антициклоні має вигляд суцільної гігантської грозової хмари, в яку втягуються спіральні гряди хмар. В самому центрі циклоні знаходиться невелика зона (десятки кілометрів в діаметрі), вільна від потужних хмар і з слабими вітрами, - так зване око бурі. Навколо «ока бурі» амфітеатром розміщені стіни купчасте-дощових хмар, із яких випадають сильні дощі, а грозові явища досягають великої інтенсивності. В одному тайфуні хмари навколо «ока» піднімались до 14 км. Сильні висхідні ру­хи, що панують в більшій частині тропічного циклону, в «оці» поступаються місцем для низхідного руху повітря, що відокремлює його від конденсації.

Температура повітря в тропічному циклоні загалом підвищена порівняно з навколишньою атмосферою в зв'язку з виділенням великої кількості прихова­ного тепла при конденсації. Розподіл температури рівномірний і симетричний відносно центру, а вертикальна стратифікація дуже нестійка. В «оці бурі», од­нак, спостерігаються ще вищі температури, що зв'язано з низхідними рухами повітря, та стійка стратифікація атмосфери.

При своєму просуванні тропічний циклон викликає сильне хвилювання в морі. Плоскі береги, поблизу яких він проходить, інколи затоплюються гігантськими (до 10-25 м висотою) хвилями.

Виходячи на сушу, тропічний циклон може спричинити спустошення ба­гатьох населених пунктів ураганними вітрами і повенями.

Переходячи в помірні широти, тропічний циклон змінює напрямок пе­реміщення, розширюється за площею; градієнти тиску в ньому , як і швидкості вітру, зменшуються - він приймає характер позатропічного циклону.

На протязі року в позатропічних широтах кожної півкулі виникають сотні циклонів різних розмірів: від 1000 і до 2-3 тис. км діаметром.

Переважна більшість циклонів помірних широт виникає на головних ат­мосферних фронтах тропосфери, т.т. на полярному і арктичному фронтах. В еволюції циклону виділяється ряд стадій.

Початкова стадіяциклону - це стадія хвилі. Процес зарядження ци­клонів можна розглядати як виникнення на поверхні головного фронту великих хвиль з довжинами 1000 і більше кілометрів. Хвильове збурення, яке виникло, поширюється вздовж фронту у вигляді хвилі з заходу на схід, захоплюючи з собою систему вітрів, що утворилася. Сама поверхня фронту і лінія фронту біля земної поверхні зазнає хвилеподібної деформації. На початковій стадії розвитку циклон має вигляд хвилеподібного збурення на квазістаціонарному фронті, при­чому амплітуда збурення мала порівняно з довжиною хвилі. З появою хвилі тепле повітря починає просуватись до високих широт в сторону холодного повітря в передній частині хвилі, а холодне повітря - до низьких широт в сторону теп­лого повітря в тиловій частині. При цьому тиск біля гребня хвилі знижується і досягає характерних значень біля поверхні Землі - 1000-1010 гПа. Як правило, виникає одна замкнута ізобара. Проте вже на невеликій висоті ізобари над цен­тром хвилі розмикаються і в фронтальній зоні, в якій розвивається хвиля, вони утворюють лише невеликий хвилеподібний прогин.

Хмарна система фронтів в стадії хвилі згущується біля вершини хвилі. В передній частині хвилі хмарна система розширюється в сторону холодного повітря, а її межі зі сторони теплої і холодної повітряних мас згинаються в зв'язку з тим, що в стадії хвилі повітряні течії у фронтальній зоні набувають хвилеподібної форми.

Якщо довжина хвиль на головних фронтах досягає 1000 і більше кілометрів, то вони будуть нестійкими, т.т. амплітуда хвиль з часом збільшиться. В процесі розвитку хвилі тиск біля землі в її центрі продовжує знижуватись і досягає типових величин (1000-990 гПа), а вітри утворюють характерну циклонічну циркуляцію навколо центра і посилюються. Наступає стадія молодого циклону.Тепле повітря в передній частині молодого циклону продовжує просуватись в північніші широти, а фронт, на якому розвивається циклон, набуває характерних рис теплого фронту. В тиловій частині циклону продовжується просування холодного повітря в низькі широти, а фронт, в тилу якого рухається холодне повітря, має характерні риси холодного фронту. Теплий і холодний фронти з'єднуються в центрі циклону. Вони представляють ділянки єдиного головного фронту, на якому розвивається циклон. Хмарність і опади в передній частині циклону відповідають хмарній системі і зливовим опадам теп­лого фронту, а в тиловій частині - хмарній системі і опадам холодного фронту. Тепле повітря, що утягнене в циклон між теплим і холодним фронтами, утворює теплий сектор циклону, так званий «язик» теплого повітря. Тут найвищі темпе­ратури біля землі і найвища (тропічна) тропопауза. Найнижчі температури і найнижча тропопауза спостерігаються за холодним фронтом. У вільній атмо­сфері в передній частині циклону, де повітряні течії виносять тепле повітря,

формується гребінь високого тиску, а в тиловій частині циклону, де вторгається холодне повітря, утворюється улоговина низького тиску. Таким чином, хвиле­подібні повітряні течії, що з'явилися в стадії хвилі у фронтальній зоні в тропо­сфері набувають великої амплітуди. У верхній тропосфері амплітуда хвиле­подібної деформації ізогіпс і ліній струй поступово зменшується з висотою. В цій стадії у вільній атмосфері замкнутої циркуляції ще немає.

Весь циклон як єдина система рухається на схід або на північний схід. Холодний фронт в циклоні завжди рухається швидше, ніж теплий, через це по­ступово догоняє теплий фронт і змикається з ним. Відбувається так зване ок-люзіювання циклону і утворення фронту оклюзії. На початку процесу ок-люзіювання в центрі циклону біля поверхні землі зникає теплий сектор, а тепле повітря витісняється уверх і вперед. Теплий сектор поки що залишається на пе­риферії циклону.

До початку оклюзіювання циклон вступає в стадію найбільшого роз­витку:тиск в його центрі падає до найнижчих значень (до 980-990, інколи і до 940 гПа), він оформлений багатьма замкнутими ізобарами, циклонічна сис­тема вітрів розширюється за площею, і швидкість вітру в центрі циклону стає максимальною. Замкнута циклонічна циркуляція поширюється і на найвищі ша­ри, захоплюючи шар атмосфери до 5 км. Хмарні системи холодного і теплого фронтів зливаються, а хмарна система фронту оклюзії набуває вигляду великої спіралі, що закручується біля центру циклону.

Утворення спіралі пов'язано з поширюючою уверх замкнутою ци­клонічною циркуляцією.

Після початку оклюзіювання на протязі 1-2 діб зміна тиску в циклоні незначна, холодне повітря продовжує поширюватись в низькі широти, займає всю область циклонічної циркуляції. Теплий сектор остаточно зникає, тепле повітря повністю витісняється у верхню частину тропосфери, де воно охолод­жується шляхом випромінювання. Циклон поступово уповільнює свій рух. В ре­зультаті циклон вступає в кінцевустадію свого існування: він стає холодним, високим і малорухомим - замкнута циклонічна циркуляція охоплює всю тропо­сферу, а центральна частина заповнена холодним повітрям, фронти відтісняються на периферію, тиск в центрі циклону починає зростати і він по­ступово заповнюється. Хмарні системи на початковій стадії заповнення в центрі циклону набуває вигляду декілька раз закрученої спіралі, що складається із менших за розмірами смуг хмар, ніж раніше, а фронтальна хмарна смуга зміщується на периферію циклону. На кінець свого існування циклон представ­ляє поле низького тиску, яке обмежене біля землі 1-2 замкнутими ізобарами, що охоплюють великий простір радіусом 1500-2000 км. Вся область циклону зайнята холодним повітрям, хмарна система деградує і розбивається на окремі

хмарні острови, ізігнуті, проте вздовж циклонічних ліній струй. Урешті, циклон повністю зникає. Весь життєвий цикл циклону триває 5-7 днів.

На кожному полярному фронті виникає серія циклонівіз декількох (3) членів, що переміщуються вздовж фронту один за одним. Внаслідок зменшення швидкості переміщення після оклюзії циклони серії наздоганяють один одного і в кінці об'єднуються в одну обширну високу і малорухому депресію - централь­ний циклон. Він утворюється в досить високих широтах, субполярних або близьких до субполярних і може існувати навіть більше одного тижня.

Циклони переміщуютьсяв напрямку загального перенесення повітря в середній і верхній тропосфері в напрямку ведучого потоку (частіше з заходу на схід).

Швидкість переміщення циклону на 25-35 /о менша від швидкості веду­чого потоку. В середньому вона рівна 30-40 км/год, (інколи може досягати 80 км/год.).

Погода в циклоні.При проходженні циклону посилюється вітер і змінюється його напрямок: в передній (східній) частині циклону спостерігаються вітри з південною складовою, в тиловій (західній) частині - з північною складо­вою. З цим зв'язані і коливання температури при проходженні циклону.

Циклонічні області характеризуються підвищеною хмарністю і опадами.

І все-таки місцем найгіршої погоди можна вважати острів Ян-Майєн, розташований у північній Атлантиці між Норвегією і Гренландією. Тут на сти­ку теплої Північно-Атлантичної та холодної полярної течії не вщухають циклони і шторми, а весь рік буває в середньому лише три дні порівняно гарної погоди. З островом Ян-Майєн «конкурують» розташовані в Берінговому морі Тихого океану Командорські острови - «острови вітрів і туманів», де щорічно буває не більш як чотири ясних дні.

В передній частині циклону опади затяжні упорядкованого висхідного руху, що випадають із хмар теплого фронту оклюзії. В тиловій частині - опади зливові із купчасте-дощових хмар, які властиві для холодного фронту, але в основному для холодних повітряних мас. В південній частині циклону, яка зайнята теплою повітряною масою, інколи спостерігаються моросящі опади.

В результаті розвитку циклонічної серії при посередництві циклонів і ан­тициклонів відбувається обмін повітрям між низькими і високими широтами землі.

При розвитку циклонів швидкості вітру в них зростають, отже, виділяєтьсявелика кількість кінетичної енергії.Частково це енергія, яку повітряні течії мали ще до циклоноутворення. В більшості випадків кінетична енергія циклону виникає заново за рахунок потенціальної енергії положення повітряних мас, що розділяються фронтом, на якому відбувається циклоноутво-

рення. В циклоні відбуваються зміни взаємного положення повітряних мас. На початку розвитку циклону маси теплого повітря лежать біля земної поверхні; вони поділяються нахиленою поверхнею фронту. В результаті еволюції циклону тепле повітря витісняється від земної поверхні після оклюзії і виявляється все над холодним повітрям. При такому перерозподілі повітряних мас в циклоні за­гальний центр тяжіння системи двох повітряних мас знижується і, значить, по­тенціальна енергія системи зменшується, а за рахунок її зростає кінетична енергія. Крім цього, одночасно з переходом потенціальної енергії положення в кінетичну енергію відбувається перехід і внутрішньої енергії повітряних мас в кінетичну енергію: швидкість вітру зростає за рахунок зниження температури повітряних мас в циклоні. Основною умовою приросту кінетичної енергії цикло­ну є температурний контраст повітряних мас на фронті: саме він визначає по­тенціальну енергію системи двох повітряних мас в циклоні. Велике значення має також звільнення енергії нестійкості вертикальної стратифікації повітряних мас при піднятті повітря в циклоні (включаючи звільнення прихованої теплоти фазо­вих переходів).

19.2.Виникнення і розвиток антициклонівтісно зв'язане з розвитком ци­клонів. Це єдиний процес, який відбувається у фронтальній зоні, в результаті якого в одному районі створюється недостача маси повітря і виникає циклон, а в іншому районі - надлишок маси повітря і виникає антициклон. Як і циклони, антициклони в своєму розвитку проходять ряд стадій:це низький холодний і рухомий антициклон, теплий високий, так званий блокуючий антициклон і зруй­нований антициклон. Як правило, антициклон виникає в тилу холодного фронту молодого циклону (в холодній повітряній масі). В цій стадії замкнута антици­клонічна циркуляція існує тільки в нижніх шарах. Вище, в тропосфері, панують повітряні течії тилової частини улоговини, під попередньою частиною якої роз­вивається молодий циклон. В цій стадії розміри антициклону і молодого цикло­ну, а також швидкості їх руху приблизно однакові. Але якщо рух молодих ци­клонів має складову, яка направлена до полюсу, то в антициклонів переважає складова, яка направлена до низьких широт. Рухомі антициклони виникають і розвиваються між циклонами. В цьому випадку їх розвиток обмежується цією першою стадією. Однак після серії циклонів кінцевий антициклон продовжує посилюватись і розширятись за площею. Антициклонічна циркуляція поступово поширюється на всю атмосферу, і антициклон вступає в свою другу стадію• стає високим.

В антициклонах панують низхідні рухи повітря, що зв'язано з витіканням повітря в шарі тертя від центру до периферії. В процесі розвитку антициклона потужні шари повітря в ньому у верхній і середній тропосфері повільно осідають, що приводить до їх адіабатичного нагрівання і виникнення інверсій температури. Холодне повітря залишається в нижніх 1-2 км під інверсією. В цій стадіїантициклон стає малорухомим, його антициклонічна циркуляція, що поширилась на свою тропосферу, стає перешкодою для західних повітряних течій помірних широт, т.т. блокує західні перенесення. Через це в стадії макси­мального розвитку антициклон називають блокуючим. З утворенням блокуючого антициклону обривається циклонічна серія.

Завдяки осіданню повітря в антициклоні віддаляється від насичення, і погода в антициклонах переважає малохмарна і суха. Тільки в нижніх шарах в холодний період доби і року можливе утворення туманів і шаруватих хмар, що зв'язане з охолодженням від земної поверхні або перенесенням їх в холодній масі повітря, яке утворює нижній шар антициклону. Можливе також утворення хвилеподібних хмар і найвищих шарах, під інверсіями. Але потужних хмарних систем фронтального походження з випаданням затяжних опадів в антициклонах не буває. Баричні градієнти і вітри в центральній області слабі; біля земної по­верхні часті штилі. Однак на периферії антициклону вітри можуть досягати штормової сили, створюючи штормові зони.

З часом температура повітря в тропосфері антициклону завдяки осіданню стає вищою; добре розвинутий високий антициклон - тепла область тропосфери. Виключеннями є нижні шари антициклону зимою над сушею. При ясній погоді в антициклоні земна поверхні буде в цей період року сильно охо­лоджуватися випромінюванням, а від неї будуть охолоджуватися й прилеглі до неї шари холодної повітряної маси, в якій почався розвиток антициклону.

Тропопауза над високим антициклоном припіднята у вигляді купола на 2 км і більше порівняно із середнім її положенням, а температура нижньої стра­тосфери понижена. Таким чином, теплій тропосфері у високому антициклоні відповідає високопочинаюча холодна стратосфера.

Рухомі антициклони мають складову, направлену до низьких широт. В результаті відбувається нагромадження антициклонів в субтропічних широтах. Взимку також відбувається переважний розвиток нагромадження і посилення антициклонів над охолодженими материками, особливо над Азією. Коли ж в помірних широтах утворюється блокуючий антициклон, то в низьких широтах він має основу субтропічний антициклон і таким чином блокування західного перенесення відбувається на величезному просторі - від субтропіків до полярних широт. Тривалість життя блокуючого антициклону 5-7 днів.

ТЕМА:МІСЦЕВА ЦИРКУЛЯЦІЯ. 21.1. Місцеві вітри.

21.1.1. Бризи.

21.1.2. Гірське -долинні вітри.

21.1.3. Льодовикові вітри.

21.1.4. Фен.

21.1.5. Бора.

21.1.6. Шквали.

21.1.7. Дрібномасштабні вихори.
22.1. Служба погоди.

21.1. Місцеві вітри- це вітри, які характерні тільки для певних географічних районів. Походження їх різне. По-перше,місцеві вітри можуть бути проявом місцевих циркуляцій, що виникають в системі загальної циркуляції атмосфери при слабих великомасштабних повітряних течіях. Такі, наприклад, бризи і гірсько-долинні вітри.

По-друге,місцеві вітри можуть представляти собою місцеві зміни
(збурення) течій загальної циркуляції атмосфери під впливом орографії або то­
пографії місцевості. Такі, наприклад, фен, бора і місцеві вітри (вітри гірських
ущелин, проходів і горловинні вітри, що виникають при орографічних звуженнях
в гирлі долин).

По-третє,місцевими вітрами називають і такі сильні або вітри, що во­лодіють особливими властивостями в деякому районі, які, по суті, є течіями за­гальної циркуляції. Це такі, наприклад, сірокко, самум, хамсин, афганець.

21.1.1. Бризи- це вітри біля берегової лінії моря або великого озера, що ма­ють різку добову зміну напрямку. Удень морський бриз віє в напрямку на бе­рег, а вночі береговий бриз віє з берега на море. Швидкість вітру при бризах 3-5 м/с, в тропіках і більше. Бризи виразно проявляються в тих випадках, коли погода ясна і загальне перенесення повітря слабе (це буває у внутрішніх рай­онах антициклонів).

Бризи зв'язані з добовим ходом температури поверхні суші.

Бризи захоплюють шар до 1-2 км; денний морський бриз спо­стерігається в потужнішому шарі, ніж нічний. Зворотня протитечія вище бризу

також має потужність 1,5-2 км. В тропіках потужність бризів більша, ніж у ви­соких широтах, і від берегової лінії бризи поширюються вглиб суші або моря на десятки кілометрів. Тут вторгнення морського бризу на сушу має спільні ри­си з вторгненням холодного фронту.

Денний морський бриз трохи знижує температуру на суші і збільшує відносну вологість. Наприклад, в Мадрасі морський бриз знижує температуру повітря на узбережжі на 2-3°С, в Західній Африці - на 10°С, в Сан-Франциско - на 5-7°С влітку (взимку - на 2-3°С) та підвищує вологість на 10-20% (в Мадрасі) і 40% - в Західній Африці.

21.1.2.Гірсько-долинні вітри добре виражені в багатьох долинах Альп, Кав­казу, Тянь-Шаню, Паміру в основному в тепле півріччя. Удень долинний вітер віє із гирла долини уверх по долині, а також уверх по гірських схилах. Вночі гірський вітер віє униз по схилам і униз по долині, в сторону рівнини. Верти­кальна потужність їх значна і вимірюється середньою висотою хребтів, які утворюють борти долини: вітри заповнюють весь поперечний перетин долини аж до гребнів її бічних хребтів. Швидкість їх інколи досягає 10 м/с. Причини виникнення гірсько-долинних вітрів:

1) денне піднімання або нічне опускання повітря по гірських схилах - вітри
схилів;

2) загальне перенесення повітря уверх по долині удень і униз вночі - гірсько-
долинні вітри.

21.1.3.Вітер, який віє униз по льодовику в горах, називається льодовиковим.Цей вітер не має добової періодичності, бо температура поверхні льодовика на протязі всієї доби нижча від температури повітря. Повітря охолоджується найбільше біля поверхні льодовика. Над льодовиком панує інверсія температури, і холодне повітря стікає униз. Над деякими льодовиками Кавказу швидкість льодовикового вітру 3-7 м/с. Вертикальна потужність потоку льодовикового вітру досягає декілька десятків, в особливих випадках - сотень метрів.

На периферії Антарктиди виникають стокові вітри(частіше всього південно-східні) - перенесення охолодженого повітря по схилу місцевості в сто­рону океану. Крім баричного градієнту на це перенесення повітря впливає сила ваги; таке наближення повітря до берегової лінії в нижніх 100-200 м може роз­вивати дуже великі швидкості вітру (до 20 м/с) з різко вираженою порив­частістю.

Низькі температури в Антарктиді, як правило, супроводжуються шквальними вітрами. Протягом року буває до 300 днів з вітряною погодою.

На землі Аделі міститься ще один «рекордсмен» - «полюс вітрів». Швидкість вітру тут перевищує 80 км за годину, а в окремі періоди - навіть досягає 240 км.

А де міститься «полюс безвітря», не встановлено. Та й чи є таке місце на землі?

21.1.4. Фен- це теплий, сухий поривчастий вітер, який віє часто з гір в доли­ни. Температура повітря при фені значно і швидко підвищується, а відносна во­логість різко знижується, інколи до 10-20%. На початку фена можуть спо­стерігатися різкі і швидкі коливання температури і вологості внаслідок зустрічі теплого повітря фена з холодним повітрям долини. Поривчастість фена вказує на сильну турбулентність фенового потоку. Тривалість фена може бути від декількох годин до декількох діб, інколи з паузами.

Середньорічна кількість фенів: в Кутаїсі - 114, в Тбілісі - 45, у Влади -кавказі - 36, на Телецькому озері - до 150, в Інсбрукі - 75.

Висока температура повітря при фені обумовлена його адіабатичним нагріванням при низхідному русі. Вертикальний градієнт температури в набігаючій струї завжди менший від сухоадіабатичного, т.т. менше 1°С/100 м. Також він менший і від сухоадіабатичного градієнту в повітрі долини до фена. Повітря фена, яке опускається по гірських схилах в долину, нагрівається сухо-адіабатично, т.т. на 1°С на кожні 100 м спуску. Через це в долину він прихо­дить з вищою температурою, ніж температура повітря, що раніше займало до­лину. Температура фенового повітря тим вища, чим більша висота, з якої він опускається. Відносна вологість в ньому знижується по мірі підвищення темпе­ратури.

При сильному розвитку фена на підвітряній стороні хребта часто на навітряній стороні спостерігаються висхідні рухи повітря по гірському схилі. Якщо хребет високий, то висхідне повітря, досягнувши рівня конденсації буде

охолоджуватись вже не сухоадіабатично, а вологоадіабатично. При цьому на

навітряній стороні відбудеться утворення хмар і виділення тепла конденсації.

Буває і так, що фен, особливо на початку, зводиться до поступового осідання і динамічного нагрівання повітря в антициклоні, що займає гірський район. По мірі зниження інверсії осідання високі температури захоплюють нижчі місця, однак до найнижчих долин потепління може і не дійти, вони зали­шаться зайнятими холодним повітрям. При такому антициклональному фені швидкості вітру невеликі, а фенове підвищення температури може відбуватися

на обидвох схилах хребта одночасно, як це неодноразово спостерігалось а Кав­казі і в Альпах.

Тривалий і інтенсивний фен може привести до бурного танення снігу в горах, до підвищення рівня гірських рік, сходження снігових лавин. Влітку фен внаслідок високо температури і сухості може згубно діяти на рослинність. На­приклад, на північних схилах Копетдагу відомий вітергармсиль, який пред­ставляє фен, що розвивається в тропічному повітрі Іранського нагір'я і перева­лює через хребет. Температури при гармсилі досягають 48-49°С, а відносна вологість знижується до 4-5%, - це згубно діє а рослини.

Фен може спостерігатися і в арктичному повітрі, якщо останній, наприк­лад, перетікає через Альпи або Кавказ і опускається по південних схилах. (Навіть в Гренландії стікання повітря з 3 км висоти льодовикового плат на фіорди створює дуже сильне підвищення температури.

В Ісландії при фенах спостерігалось підвищення температури майже на 30°С за декілька годин.

При перевалюванні через хребет в повітряній течії можуть виникати сто­ячі хвилі (фенові хвилі), з амплітудою в декілька кілометрів, які інколи приво­дять до утворення чечевицеподібних хмар. Ці хвилі захоплюють шар висотою в декілька разів більшу за висоту хребта.

21.1.5. Бора- це сильний холодний і поривчастий вітер, який віє з низьких гірських хребтів в сторону достатньо теплого моря. До типу бори, яка відома в районі М.Новоросійська і Трієста, відноситься і сармапоблизу Ольхонських воріт на Байкалі, нордв районі Баку, містраль на середземноморському узбе­режжі Франції від Монпельє до Тулона, нортсерв мексиканській затоці.

Бора виникає в новоросійську (і на Адріатиці) в тих випадках, коли хо­лодний фронт підходить до узбережжя хребта з північного заходу. Холодне повітря зразу ж перевалює через невисокий хребет. Звалюючись униз по гірському хребту під дією сили тяжіння, повітря набуває значної швидкості (20 м/с). Падаючи на поверхню води, цей низхідний потік викликає штормовий вітер, що створює сильне хвилювання. При цьому різко знижується температу­ра повітря. Тривалість бори - 1-3 доби.

21.1.6. Шквали- різке короткочасне посилення вітру. Швидкість вітру при шквалі раптово, поривом посилюється до 20 м/с і це може тривати декілька хвилин, а також змінити напрямок вітру.

Шквали в більшості випадків зв'язані з купчасто-дощовими (грозовими) хмарами або місцевою конвекцією, або холодного фронту. В першому випадку вони називаються внутрімасовими, в другому - фронтальними.

Внутрімасовий шквал обумовлений тим, що в передній частині купчасто-дощової хмари виникає сильний висхідний рух повітря, а в центральній і в ти­ловій частинах - низхідний, який створюється зливовими опадами, що втягують з собою повітря. В хмарі і під нею виникає таким чином, вихровий рух повітря з горизонтальною віссю, в яку втягується повітря із суміжних районів. При на­ближенні великої хмари конвекції відчувається посилення вітру і повернення його до хмари; в різко виражених випадках це явище приймає форму шквалу.

Подібні умови спостерігаються і у випадку фронтальних шквалів: тут та­кож відіграють роль висхідні рухи теплого повітря пред просуваючим холодним фронтом і низхідні рухи в голові холодного повітря за фронтом, що приймає форму різкого «обрушування». Фронтальні шквали спостерігаються вздовж фронту одночасно в декількох місцях. Шквал зв'язаний зі зливовими опадами і грозою, інколи з градом. Лише в умовах великої сухості повітря можливі шква­ли без утворення купчастих хмар.

21.1.7.В умовах великої нестійкості атмосферної стратифікації крім звичайних грозових шквалів можуть виникати особливі вихори з вертикальною віссю, що нагадують циклони, але мініатюрних розмірів. Це перш за все дуже невеликі пилові вихори, що виникають над нагрітим грунтом в пустинях. Поперечник їх від 1 до 100 м, висота до 1 км, швидкість переміщення 20-30 км/год. У вихорі спостерігається швидке обертання повітря при одночасному його підніманні уверх. Попадаючи у вихор пил, листя і інші предмети втягуються уверх по спіральних шляхах. В Сахарі на площі 10 км² таких вихорів спостерігалось інколи до 100 в день.

Велике значення мають крупніші вихори, які називаються над морем смерчами, а над сушею - тромбами (в Північній Америці їх називають тор­надо).

Вихор виникає в передній частині грозової хмари і проникає зверху до самої земної поверхні. В смерча діаметр вихору досягає декілька десятків метрів в тромбів - 100-200 м (а в торнадо ще більше).

Тромб має вигляд темного стовпа між хмарами і землею, що розши­рюється до верху і до низу, або як хобот, що звисає з хмар. Така форма пояс­нюється тим, що вихор утягує зверху хмару, а знизу пил або воду; крім цього, при сильному падінні тиску усередині вихору відбувається конденсація водяної пари.

Вихор переміщується разом з хмарою з швидкістю біля 30-40 км/год. Час існування смерчу - декілька хвилин, тромбів - десятки хвилин. За цей час вихор може просунутись над морем на декілька кілометрів, а над сушею - на десятки, інколи навіть на сотні кілометрів, знищуючи все на своєму шляху. Ат­мосферний тиск у вихорі сильно знижений - на десятки або навіть на сотню гПа. Повітря обертається навколо осі вихору, одночасно піднімаючись уверх. Швидкості вітру в тромбах можуть досягати 50-100 м/с; це може мати катаст­рофічні наслідки. Зниження тиску при проходженні тромбу може бути настільки швидким, що зовнішній тиск не встигає вирівнятись з тиском усередині будівель. Тому будівлі, що попадають в сферу дії тромбу, інколи вибухають зсередини. Смерчі володіють меншою руйнівною силою. Тромб супровод­жується грозою, зливовим дощем, градом. Водяні смерчі рідше зв'язані з гро­зами.

Тромби проходять в одиночку, у торнадо часто спостерігаються по два або більше вихорів. Смерчі часто виникають серіями по декілька вихорів.

В Європі тромби - рідкісне явище; спостерігаються переважно в жарку літню погоду в післяобідній час в повітряних масах тропічного походження з ве­ликими вертикальними градієнтами температури і вмістом вологи. Були випадки (29 червня 1904 р. в Москві і 9 червня 1984 р. в Іванові), коли тромби дося­гали катастрофічної сили.

В США, між Скалистими і Аппалачськими горами, особливо на

південному сході, торнадо уже часті і володіють виключно руйнівною силою

(наприклад, 18 березня 1925 р. торнадо було вбито 700 людей; 20 червня 1967 р. в Північній Дакоті зруйновано 500 будівель на площі в одну квадрат­ну милю).

В тромбах спостерігається обертання вітру як в циклонічному, так і в антициклонічному напрямках, хоча тиск в тромбі завжди низький. Антици­клонічне обертання можливе, якщо центробіжна сила настільки велика, що пе­рекриває силу градієнту. Найнижчий тиск, що спостерігався в центрі торнадо, досягав 912 гПа.

Тромби (торнадо) спостерігаються в дуже теплому і вологому нестійкому стратифікованому повітрі, інколи поблизу фронтіві

22.1.Зміни, що безперервно відбуваються в стані погоди зв'язані в першу чергу з процесами загальної циркуляції атмосфери.

В зв'язку з сильною залежністю людської діяльності від змін погоди на протязі XX ст. практично у всіх країнах виникла національна служба погоди. В її завдання входить своєчасна інформація населення, адміністративних і госпо­дарських організацій про існуючі умови погоди і передбачення умов погоди на майбутній час.

Національні служби погоди спираються в своїй роботі на міжнародну програму всесвітньої метеорологічної організації - Всесвітню службу погоди ВСП. ВСП складається із трьох зв'язаних між собою компонентів: глобальної системи спостережень (ГСС), глобальної системи телезв'язку (ГСТ) і глобаль­ної системи обробки даних (ГСОД).

ГСС складається із національної сітки спостережень за станом атмосфе­ри. ГСС складається із:

1) підсистем наземних спостережень, яка має більше 8000 метео- і біля 800
аерологічних станцій; 50 автоматичних метеостанцій, 100 заякорених буїв, які
використовуються як автоматичні морські станції і декілька сотень дрейфую­
чих буїв; біля 7000 комерційних суден також ведуть систематичні метеоро­
логічні спостереження для попередження при сильних штормах використову­
ються біля 600 метеорадіолокаторів;

2) комічної підсистеми, яка складається із 4 полярно-орбітальних (які оберта­
ються навколо Землі на висоті від 800 до 1000 км і 5 геостаціонарних (які
знаходяться над екватором на висоті біля 36000 км на меридіанах 0,74, 140°
сх.д., 135 і 75 сх.д. і обертаються з цією ж кутовою швидкістю, що і земля)
метеорологічних супутників.

ГСТ складається із головної сітки телезв'язку (ГСЕТ), яка включає 21 магістральний ланцюг, що зв'язує три світові метеорологічні центри (Вашінгтон, Мельбурн, Москва) і 15 регіональні вузли зв'язку (Алжір, Бразилія, Бракнелл, Буенос-Айрес, Дакар, Джідда, Каїр, Найробі. Нью-Делі, Офенбах, Париж, Пекін, Прага. Софія, Токіо). Крім цього, регіональну сітку телезв'язку обслу­говують ще 16 регіональних вузлів зв'язку і 149 національних центрів. Ця сис­тема щоденно передає 15 млн. знаків буквенно-цифрових даних і 2000 карт погоди. З появою ЕОМ швидкість передачі даних складає 9600 біт/сек.

ГСОД складається із світових метеорологічних центрів (СМЦ) - це Вашінгтон, Мельбурн, Москва; регіональних метеорологічних центрів (РМЦ) і національних метеорологічних центрів (НМЦ). Існують ще спеціалізовані цен­три - Європейський центр середнєтермінових прогнозів погоди (ЄЦСТПП).

Читайте також:

1. Погода та небезпечні погодні явища
2. Погода. Періодичні та неперіодичні зміни погоди.

Переглядів: 1176