На северном полюсе находится область какого давления

Давление, структура и циркуляция атмосферы

Изучением распределения атмосферного давления в центральной части Северного Ледовитого океана и построением схем циркуляции воздушных масс занимались многие ученые. Однако большинство этих схем было построено в значительной степени на умозрительных заключениях, так как конкретных данных, характеризующих состояние атмосферы над Арктикой, вначале совсем не было, а потом, когда они появились («Фрам», «Мод» и др.), их все-таки было недостаточно. Совершенно ясно, что циркуляционные схемы, лишенные конкретного обоснования, в большинстве случаев были неопределенны, противоречивы, часто сопровождались всякого рода оговорками и ограничениями. И только в последние годы благодаря работам советских экспедиций (дрейфующие станции «Северный полюс», воздушные высокоширотные экспедиции), а также в результате наблюдений советских полярных метеорологических станций, расположенных по окраинам Арктического бассейна, удалось накопить огромный фактический материал, позволивший пересмотреть все существовавшие раньше циркуляционные схемы и создать новые, более точные и соответствующие уровню современной метеорологии.

На земном шаре существуют области с более или менее устойчивой погодой. В этих областях формируются воздушные массы, приобретающие свои особые характерные свойства. Претерпевая в течение года большие изменения, эти, как их иногда называют, «центры действия атмосферы» не остаются постоянными. Они перемещаются, захватывая то большие, то меньшие площади, в соответствии с чем изменяется и циркуляция атмосферы.

Как установили советские ученые, в приполярной области районы высокого давления расположены над обоими материками (Евразийским и Северо-Американским) и над значительной площадью Арктического бассейна. Область пониженного атмосферного давления простирается от юга Гренландии через Гренландское, Баренцево и Карское моря почти до берегов Северной Земли.

В распределении атмосферного давления выделяются зимний (октябрь — март) и летний (апрель — сентябрь) режимы.

Анализируя карты распределения давления воздуха в приземном слое Центральной Арктики, советский синоптик Б. Л. Дзердзеевский установил, что для зимней половины года характерно наличие в центральной части Северного Ледовитого океана довольно устойчивой области высокого давления. Эта область не остается постоянной: она то увеличивается, то уменьшается в своих размерах и, кроме того, от месяца к месяцу меняет свое положение, оставаясь несколько смещенной к западному полушарию.

В летнюю половину года картина меняется. Уже в июне над Центральной Арктикой формируется область низкого давления, которая устойчиво держится в течение июля и августа. Область низкого давления все время меняет свое положение, не выходя, однако, за пределы Арктического бассейна. В это время резко возрастает количество циклонов.

Среднее давление воздуха в январе и июле в миллибарах (по 3. М. Прик) точками отмечено местоположение дрейфующих станций

Май и октябрь являются переходными месяцами.

Долгое время ученые были убеждены в том, что над центральной частью Арктики устойчивый полярный антициклон (область высокого давления), или, как его иногда называли, полярная шапка, сохраняется в течение всего года. Поэтому они отрицали возможность циклонической деятельности в этой области.

Теперь доказано существование в приполюсной области интенсивной циклонической деятельности. Так, по данным наблюдений станции «Северный полюс-1» (1937—1938 годы), обработанным Б. Л. Дзердзеевским, было установлено, что в околополюсных районах в летние месяцы число дней с циклонами равно числу дней с антициклонами или даже превышает его. Так, например, общая продолжительность циклонов за шесть месяцев наблюдений составила 78 дней. Циклоны эти проходили по двум направлениям: либо с востока на запад, либо с северо-запада на юго-восток. Прохождение циклонов, связанное с резким изменением давления воздуха, направления и скорости ветра, вызывает неустойчивую погоду, изменение температуры воздуха, появление пасмурного неба, образование осадков и туманов.

Таким образом, наблюдения показали, что в тех районах Северного Ледовитого океана, где ранее предполагалось существование устойчивой и постоянной области высокого давления, а стало быть, и существование более или менее однородных воздушных масс с их характерными свойствами, в летнее время одна воздушная масса часто сменяется другой.

Весьма распространенным было также ошибочное мнение о том, что зимой в нижних слоях тропосферы центральной части Арктики, в так называемой холодной пленке, условия погоды однородные и что в это время отсутствует арктический фронт . В результате анализа метеорологических наблюдений дрейфующей станции «Северный полюс-1» и экспедиции на «Г. Седове» Б. Л. Дзердзеевский дал первые более или менее обоснованные схемы атмосферной циркуляции в Центральной Арктике и доказал неизбежность существования арктического фронта и арктического воздуха как самостоятельной воздушной массы.

Схема распределения давления над центральной частью Северного Ледовитого океана и схемы атмосферной циркуляции, созданные Б. Л. Дзердзеевским, сохраняют свою силу в основном и в настоящее время. Однако наблюдения советских воздушных высокоширотных экспедиций и дрейфующих станций внесли много принципиально нового в эти схемы и значительно дополнили их.

Так, например, еще не так давно считалось, что циклоническая деятельность в притихоокеанской части Центральной Арктики развита значительно слабее, чем в приатлантической, и что теплые массы воздуха не проникают далеко на север.

Однако наблюдения последних лет показали, что со стороны Тихого океана в центральную часть Арктики проникает значительное количество циклонов, несущих большие запасы тепла. Эти теплые воздушные массы иногда распространяются над холодным приземным слоем воздуха, толщина которого составляет 100-200 метров, и заполняют мощный слой тропосферы, достигая высоты 7-8 километров. Часто они распространяются по периферии высотного антициклона, расположенного над Аляской. В этих случаях холодные массы арктического воздуха проникают из околополюсных районов в более южные широты, распространяясь на Восточную Европу и Западную Сибирь.

Существенно изменилось и представление о вертикальной структуре атмосферы над Центральной Арктикой. Так, раньше считали, что в Арктике тропопауза располагается очень низко, что температура ее несколько выше, чем в других районах, и что здесь тропопауза довольно устойчива и не обнаруживает сколько-нибудь заметных изменений. Все эти положения оказались неправильными.

Наблюдениями было установлено, что высота и температура тропопаузы обнаруживают значительные изменения как за длинные, так и за короткие промежутки времени. Например, по данным воздушной высокоширотной экспедиции 1948 года, в районе Северного полюса высота тропопаузы в конце апреля за 4 дня изменилась более чем на 4 километра (от 6250 до 10 500 метров).

Кроме того, было установлено, что высота и температура тропопаузы имеют определенный годовой ход. Зимой тропопауза располагается ниже, чем летом.

Средние максимальные температуры тропопаузы (около минус 47 градусов) приходятся на лето, минимальные (около минус 57 градусов) — на зиму, при абсолютном максимуме минус 37,5 и абсолютном минимуме минус 64,2 градуса.

Изучение распределения по высоте температуры, давления, влажности и других метеорологических элементов привело к важным и весьма интересным результатам. Прежде всего было установлено, что атмосфера в Арктике характеризуется ярко выраженной слоистостью. Первый слой (слой возникновения и разрушения инверсии) располагается вблизи подстилающей поверхности; второй (слой адвекции ) — в средней части тропосферы; третий (слой колебания тропопаузы) находится над тропопаузой.

Инверсией температуры называется возрастание температуры воздуха в тропосфере с высотой вместо обычного ее падения.

Слой инверсии температуры образуется в результате проникновения в высокие широты Арктики теплого легкого тропического воздуха. Постепенно он вытесняется более холодным и тяжелым воздухом в верхние слои тропосферы. В результате иногда наблюдается напластование холодных и теплых слоев воздуха. Инверсия в Арктике также может возникать вследствие опускания вышележащего слоя воздуха и его нагревания при одновременном радиационном охлаждении воздуха в приземном слое.

Первый слой существует весь год, причем в более теплое время года (май — сентябрь) он отделен от подстилающей поверхности так называемой холодной пленкой. Раньше считали, что наибольшая мощность пленки холодного воздуха наблюдается летом, наименьшая — зимой. Теперь установлено, что максимальная мощность ее (около 370 метров) приходится на осень, минимальная (приблизительно 220 метров) — на лето. Ночью холодная пленка выражена слабее, чем днем. Слой возникновения и разрушения инверсии, наоборот, выражен ночью более резко, чем днем.

Анализ наблюдений над вертикальной структурой атмосферы показал также, что максимальные среднемесячные температуры воздуха в тропосфере приходятся на июль, а в стратосфере — на июнь; минимальные же температуры наблюдаются в нижней части тропопаузы в самое холодное время, т. е. в апреле и октябре.

Ночью температура стратосферы всегда ниже, чем днем, в то время как температура всей тропосферы ночью ниже, чем днем, только в июне — августе (в слое до 200 метров еще и в апреле-мае).

Интересные данные были получены также о распределении по вертикали влажности и ветра. Среднемесячная относительная влажность воздуха с высотой сначала увеличивается, а затем уменьшается, причем минимальные величины влажности в тропосфере наблюдаются в июле, а в стратосфере — в июне, максимальные — в мае и октябре.

В слое от 0 до 200 метров резко увеличиваются скорости ветра; при этом максимальные скорости наблюдаются обычно под тропопаузой. Максимальные среднемесячные скорости ветра на больших высотах отмечены в августе, а минимальные — в апреле.

Широкие наблюдения, проведенные за последнее время, позволили достаточно подробно изучить явление инверсии в арктических условиях. Ученые установили, что наиболее часто инверсия температуры наблюдается в апреле и мае и меньше всего — в сентябре. При этом в апреле — мае инверсия наблюдается в слое около 500-1000 метров, а в остальное время года — в слое 100-600 метров. Инверсии нередко имеют ряд разрывов по высоте.

Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter.

Источник

Атмосферное давление

Воздух имеет массу, пусть и небольшую. Масса 1 л воздуха на уровне моря равна 1,3 г. Но огромный объем земной атмосферы приводит к тому, что на каждый квадратный сантиметр земной поверхности атмосфера давит с силой, равной 1 кг! Это среднее давление воздуха над уровнем океана у широты 45° при температуре 0 °C принято за нормальное давление. Оно соответствует весу ртутного столбика высотой 760 мм и сечением 1 см?. Миллиметр ртутного столба (мм рт. ст.) является внесистемной единицей измерения давления.

С увеличением высоты атмосферное давление уменьшается потому что чем выше расположена точка, тем меньшей высоты воздушный столб давит на нее. Кроме этого с увеличением высоты воздух разряжается, становится легче и его давление понижается.

Воздух также разряжается и с повышением температуры. Чем сильнее нагрет воздух, тем ниже атмосферное давление.

Географическая широта также влияет на величину атмосферного давления, поскольку она определяет толщину, а следовательно и массу тропосферы. Чем больше масса воздуха, тем выше атмосферное давление. Давайте вспомним, что тропосфера толще всего над экватором. Казалось бы, что на экваторе атмосферное давление должно быть выше, чем на полюсах. Но, с другой стороны, воздух на экваторе сильно нагревается, становится разреженным, относительно легким, а это способствует понижению давления. Также на величину атмосферного давления влияет направление вертикального движения воздуха. При опускании воздуха атмосферное давление у земной поверхности возрастает, а при подъеме воздуха – понижается. На экваторе преобладают восходящие потоки теплого воздуха, нагревшиеся от земной поверхности. В верхней тропосфере эти потоки оттекают в сторону полюсов (полярных широт), где опускаются и образуют области повышенного давления.

В результате возле экватора находится пояс (область) постоянно низкого атмосферного давления, а в районах полюсов – постоянно высокого.

Подобно температуре атмосферное давление изменяется по широте и высоте. По широте оно изменяется зонально и азонально, то есть – вне связи с широтой, неравномерно.

По широтам земная поверхность делится на семь широтных поясов атмосферного давления, которые называются барическими поясами – один экваториальный, два тропических, два умеренных и два полярных.

Экваториальный пояс низкого атмосферного давления расположен по обе стороны экватора между 10° северной и 10° южной широты.

Тропические пояса высокого атмосферного давления расположены между 10° и 30° -40° северной и южной широты.

Умеренные пояса низкого атмосферного давления расположены между 30° – 40° и 60° – 70° северной и южной широты.

Полярные пояса высокого атмосферного давления лежат выше 60° – 70° северной и южной широты, то есть практически внутри полярных кругов.

Границы поясов атмосферного давления очерчены нечетко, поскольку в зависимости от времени года они несколько смещаются к северу или к югу.

Почему пояса высокого и низкого атмосферного давления чередуются? Почему не происходит постепенного повышения атмосферного давления при движении от экватора к полюсам?

Дело в особенностях движения воздуха.

На экваторе земная поверхность сильно нагревается и передает много тепла воздуху. Воздух расширяется и поднимается вверх, ввиду чего атмосферное давление понижается и образуется экваториальный пояс низкого давления.

По мере подъема, теплый воздух остывает. У верхней границы тропосферы экваториальные воздушные массы движутся на север и на юг. В области 30-ых параллелей они опускаются вниз, образуя тропические пояса высокого атмосферного давления.

Опустившийся воздух быстро нагревается. Благодаря этому в тропиках наблюдается «парадоксальное» сочетание высоких температур с высоким атмосферным давлением.

На полюсах, в зонах низких температур, холодный воздух опускается к земной поверхности, образуя полярные пояса высокого давления. Отсюда воздух движется к более теплым умеренным широтам, причем движение это происходит близ земной поверхности, в нижней части тропосферы.

В умеренных широтах холодный полярный воздух нагревается, расширяется и поднимается вверх, образуя пояса низкого атмосферного давления. Поднявшись до верхней границы тропосферы, воздушные массы возвращаются к полюсам, где остывают и опускаются к земной поверхности.

Обратите внимание! Пояс низкого атмосферного давления Северного полушария существует только летом! Зимой вследствие резкого понижения температуры воздуха атмосферное давление над материками Северного полушария сильно повышается и пояс низкого давления сохраняется только над океанами в виде двух замкнутых областей пониженного давления – Исландского и Алеутского минимумов. Центр Исландского минимума находится вблизи острова Исландия, а центр Алеутского – близ Алеутских островов Тихого океана. Над материками Северного полушария, напротив, формируются зимние максимумы (области повышенного давления) – Азиатский и Северо-Американский.

Летом пояс пониженного атмосферного давления в умеренных широтах Северного полушария восстанавливается. Над Азией формируется огромная область пониженного атмосферного давления с центром в тропических широтах – Азиатский минимум или Азиатский антициклон.

Над океанами в тропических широтах в течение всего года существуют максимумы, также называемые циклонами – Северо-Атлантический (Азорский), Северо-Тихоокеанский, Южно-Атлантический, Южно-Тихоокеанский и Южно-Индийский. Это обусловлено тем, что океаны в тропиках всегда нагреты слабее, чем, материки и давление над ними выше.

Существование максимумов и минимумов на одних и тех же широтах является примером азонального изменения атмосферного давления. Наличие поясов и областей разного атмосферного давления оказывает значительное влияние на воздушные течения, погоду и климат.

На картах распределение атмосферного давления по земной поверхности показывают линиями, соединяющими точки с одинаковым давлением. Эти линии называются изобарами. Чаще всего на картах указывают изобары января и июля, месяцев с максимальным и минимальным атмосферным давлением.

Атмосферное давление непрерывно изменяется и основной причиной этих изменений является изменение температуры воздуха. Измеряют атмосферное давление при помощи специальных приборов – барометров. Первые барометры были ртутными и представляли собой открытую емкость с ртутью (тарелку) в которую отверстием вниз была опущена пробирка. Когда атмосферное давление повышалось и сильнее давило на ртуть в тарелке, уровень ртути в пробирке поднимался, когда же давление понижалось, то уровень ртути в пробирке опускался.

Ртутные барометры были неудобными в использовании. Со временем их заменили барометры-анероиды. Барометр-анероид состоит из герметически замкнутой полой тонкостенной коробки, внутри которой создано отрицательное давление воздуха (то есть – воздух разрежен). При изменении атмосферного давления стенки коробки вдавливаются или выпячиваются. Эти колебания передаются на связанную с коробкой стрелку, которая перемещается по шкале.

Как уже было сказано, атмосферное давление понижается с увеличением высоты. Расстояние по вертикали, на котором атмосферное давление уменьшается на 1 мм рт. ст., называется барической ступенью. В нижних слоях тропосферы до высоты в 1 км барическая ступень равна 10 м. Выше 1 км барическая ступень удлиняется, поскольку по мере увеличения высоты скорость понижения атмосферного давления замедляется.

Атмосферное давление изменяется не только в вертикальном, но и горизонтальном направлении. Существует показатель, характеризующий изменение атмосферного давления в пространстве (по вертикали и горизонтали), который называется барическим градиентом.

Барический градиент представляет собой вектор, то есть математическую величину, характеризующаяся численным значением и направлением. В метеорологии для изображения на картах обычно пользуются горизонтальной составляющей барического градиента на уровне моря или на каком-то другом уровне, которая называется горизонтальным барическим градиентом. Барический градиент направлен по нормали к изобаре в сторону убывания атмосферного давления.

Вместо вертикального барического градиента, отражающего изменение атмосферного давления по высоте, часто пользуются обратной величиной – барической ступенью.

Источник