Etapele dezvoltării ciclonilor frontali. Apariţia şi dezvoltarea ciclonilor şi anticiclonilor Principalele semne ale regenerării ciclonilor sunt

Sarcina si copiiProcese în care începutul umplere este înlocuită de o adâncire, şidistrugere anticiclon este înlocuit de intensificare, numitregenerare formațiuni de presiune.

Regenerarea ciclonilor apare in urmatoarele cazuri:

În primul caz (tip I) – când un nou front principal intră (trage) într-un ciclon de umplere (Fig. 3.11);

În al doilea caz (tipul II) - cu formarea și dezvoltarea unui nou ciclon în apropierea centrului unui ciclon de umplere, urmată de fuzionarea ambelor centre.

Fig.3.11. Schema de regenerare a ciclonilor de tip I

I – perioada inițială și II – perioada finală

Conform tipului I de regenerare a ciclonului (Fig. 3.11), aerul rece este injectat în partea din spate a ciclonului de umplere. Acest proces creează contraste suplimentare de temperatură și rupe simetria stabilită a temperaturii în vecinătatea centrului acestui ciclon. Pe noul front principal, apare un ciclon esențial independent, a cărui dezvoltare are loc pe fundalul vechiului ciclon.

Conform tipului II de regenerare ciclonică (Fig. 3.12), ciclonul care a apărut pe frontul rece al unui ciclon sedentar de umplere, în curs de dezvoltare și adâncire, se va amesteca în direcția sa. În acest caz, câmpul de presiune este rearanjat în așa fel încât vechiul ciclon să fie umplut rapid, iar în locul său apare un nou ciclon de adâncire.

Orez. 3.12. Schema de regenerare a ciclonilor de tip II.

eu - stadiu inițial; II – etapa finală

Regenerarea anticiclonilor apare în următoarele condiții:

– În primul caz (tip I) – când anticiclonul final se contopește cu un anticiclon vechi sedentar;

– În al doilea caz (tip II) – cu dezvoltarea unui nou anticiclon în pintenul unuia existent.

Regenerarea unui anticiclon are loc atunci când în câmpul termobaric se observă o nouă creștere a gradienților de temperatură orizontal și se creează condiții favorabile anticiclogenezei. Ambele procese de regenerare au o bază comună - un anticiclon vechi, în colaps, sedentar (Fig. 3.13).

Orez. 3.13. Regenerarea anticiclonului de tip II

I – stadiu inițial; II – stadiu intermediar; III – etapa finală

În procesele considerate de regenerare a ciclonilor (anticicloni), o nouă formare de presiune, care se dezvoltă pe fondul celei vechi, trece prin toate etapele, ca orice nou formată. Unicitatea procesului de regenerare constă în faptul că câmpul termobaric în acest caz corespunde vechii formațiuni barice de slăbire.

3.3 Cicloni tropicali

Informații generale. Ciclonii tropicali sunt cei mai puternici, având o putere distructivă enormă și energie ca fenomene naturale. Un ciclon eliberează energie egală cu 5·10 16 kJ, ceea ce echivalează cu 500 de mii de bombe atomice aruncate de americani în august 1945 asupra orașelor japoneze Hiroshima și Nagasaki.

În timpul unui uragan din septembrie 1932, 2,5 10 9 au căzut în zona Puerto Rico T precipitare. Puternicul uragan Sandy a lovit coasta de vest America de Nord în octombrie 2012.

Deținând o energie enormă, ciclonii tropicali, trecând peste insule și zone de coastă, provoacă distrugeri catastrofale și moartea unui număr mare de oameni. O astfel de distrugere este cauzată de vânturile de uragan a căror viteză ajunge până la 100 Domnișoară, valurile de furtună și inundațiile catastrofale asociate cu precipitații abundente și valuri de apă ating înălțimi de 8-10 în golfuri înguste, golfuri și gurile de râu m.

Ciclonii tropicali care au atins intensitatea maximă au propriul nume local - taifun, uragan, willy-welly(Australia), wili-wow(Oceania), Baguio(Filipine) etc.

Cicloanele care ating forța uraganului sunt numite cu nume feminine, iar din 1977, cu nume masculine.

În Oceanul Pacific, pe lângă nume, pentru fiecare ciclon sunt indicate anul apariției și numărul de serie ( De exemplu: 7809 – 1978 Nr. 9 Zn).

Zone de origine și traiectorii de mișcare. Ciclonii tropicali se formează cel mai adesea în zone latitudinale de la 10° la 20° de ambele părți ale ecuatorului. Cel mai mare număr Ciclonii apar în zona tropicală de nord a Oceanului Pacific (aproximativ 30 de cicloni pe an) și în Oceanul Atlantic (aproximativ 10 cicloni pe an). În Oceanul Indian, ele apar cel mai adesea în Golful Bengal, Marea Arabiei iar în regiuni Insulele MascareneŞi la est de insula Madagascar.

Ciclonii tropicali se formează aproape în orice moment al anului. Frecvența maximă de apariție a acestora are loc la august – septembrie V părţile nordice Oceanele Pacific și Atlantic, pe mai și noiembrieîn Golful Bengal și în Marea Arabiei și mai departe ianuarieîn sud-vestul Oceanului Pacific.

Cicloni tropicali cu originea la periferiile sudice ale anticiclonului Azore din Oceanul Atlantic și Liceul Honoluluîn Oceanul Pacific, se deplasează spre vest și pe măsură ce se apropie de țărmurile estice America de Nordși Asia, întoarce spre nord-vest, nordși apoi, după ce și-a pierdut energia, spre nord-est, deja ca niște cicloni obișnuiți.

Când ciclonii tropicali se deplasează spre interior cu 100 - 200 km, intensitatea lor scade semnificativ. Viteza lor este de aproximativ 20 km/h. Durata de viață a unor astfel de cicloane este de 2 ÷ 18 zile. Traiectoria taifunurilor și uraganelor este o parabolă uriașă cu vârful său la 20° latitudine, unde ciclonul atinge stadiul de maturitate. În această etapă, presiunea din centru atinge valorile minime 950 – 960 hPa, cu un minim absolut 875 hPa, viteza maximă a vântului și intensitatea precipitațiilor.

Ajuns la stadiul de maturitate, ciclonul începe să se umple și își mărește viteza de mișcare până la 30 – 40 km/h

Structura și condițiile meteorologice în ciclonii tropicali. Dimensiunile verticale ale ciclonilor tropicali ating 8–15 km. Dimensiunile orizontale sunt mici în comparație cu cicloanele de latitudini temperate și se ridică la 80 ÷ 1000 km.

Diferența de presiune între centru și periferie tropical ciclonul este

14÷17hPa/100 km, valoarea maximă poate fi 60 hPa/100 km.

Viteza maximă a vântului într-un ciclon tropical este 90 Domnișoarăși obținute din estimări indirecte – 110 Domnișoară(Fig. 3.14). Viteza vântului într-un ciclon tropical este distribuită neuniform pe orizontală.

Orez. 3.14.Graficul modificărilor vitezei vântului într-un ciclon tropical

În partea centrală a ciclonului (diametru 20÷50 km), numită „ ochiul furtunii „, viteza vântului este scăzută și vântul este instabil în direcție (vezi Fig. 3.15). În centrul ciclonului, există înnorări la nivel superior sau vreme fără nori poate fi observată și o undă staționară până la înălțime. 10 m. „Ochiul furtunii” nu ocupă mai mult de 1% din suprafața totală a ciclonului.

Mișcarea aerului în cicloanii tropicali are loc în același mod ca și în cicloanii de latitudini temperate.

Ieșind, sub influența convergenței fluxurilor, ordonat ascendent cursuriîn aer umed, instabil, contribuie la formareîn acești cicloni cumulonimbus și alte forme de nor, care înconjoară „Ochiul Furtunii” cu un zid. Lățimea acestui zid de nori (vezi Fig. 3.15) este de câteva sute de kilometri și coincide cu centura vitezelor catastrofale ale vântului. Înălțimea norilor variază între 300 și 500 m pana la 12-15 km.

Fig.3.15. Secțiune verticală a unui ciclon tropical

Precipitaţii razele care cad din acesti nori sunt extrem de intense. În timpul trecerii unui ciclon printr-un punct de observare, o medie de până la 500 mm, iar în cazuri excepționale până la 2500 mm precipitare.

Ciclonii tropicali apar doar acolo unde temperatura apei pe suprafaţa oceanului ajunge la 26°÷27° CUși la umiditate relativă ridicată. Astfel de cicloane apar numai în cazurile în care există o intruziune de aer rece în troposfera medie și superioară dinspre nord în latitudinile joase ale Oceanului Indian. Acest lucru contribuie la creșterea instabilității termice și la apariția unor mișcări convective intense ale aerului.

În timpul mișcării, aerul rece curge în regiunea ciclonului în principal în troposfera medie și superioară sub formă de jeturi. Sub influența fluxului de aer, ciclonul se adâncește și capătă o componentă a vitezei de mișcare, care, suprapusă vitezei fluxului de conducere, duce la o traiectorie foarte complexă.

Următoarele condiții contribuie la formarea ciclonilor tropicali:

prezența unei perturbări ciclonice inițiale în zona de convergență extratropicală;

instabilitate baroclinica in functie de gradientul orizontal de temperatura;

o valoare a forței Coriolis suficientă pentru a crea un efect de răsucire;

temperatura suprafeței oceanului nu mai puțin de 26° CU;

instabilitate convectivă a atmosferei, favorabilă convecției penetrante.

Taifunurile care intră în Marea Japoniei și în Teritoriul Primorsky se regenerează adesea sub influența afluxului de frig în partea din spate din regiunile mai nordice. Drept urmare, taifunurile își păstrează puterea pentru o lungă perioadă de timp și pătrund departe spre nord, până la Marea Okhotsk și Peninsula Kamchatka.

„Ochiul furtunii” este un fenomen fenomenal și misterios al unui ciclon tropical. În această porțiune aproape că nu există acoperire cu nori, iar viteza vântului scade brusc de la 40 la 50. Domnișoară la

3 – 5 Domnișoară. Ola mării devine haotică. Valurile sunt mari și dezordonate și au o abruptitate mare (zdrobire). Înălțimea valului mai mare de 4 m.

Se crede în mod tradițional că „ochiul furtunii” este caracterizat de mișcări de aer în jos. Cu toate acestea, această concluzie nu corespunde faptului că într-un ciclon curenții ascendente converg către partea centrală și nu pot decât să provoace o mișcare ascendentă a aerului, a cărei viteză este maximă tocmai în partea centrală.

Principalul motiv pentru scăderea bruscă a nebulozității în partea centrală a ciclonului tropical este creșterea temperaturii aerului cauzată de transferul de căldură de la suprafața oceanului în atmosferă printr-un flux ascendent. Transferul de căldură crește ca urmare a perturbării puternice a suprafeței apei. Ca urmare, aria de contact a aerului rece cu apa bine încălzită crește semnificativ. Din acest motiv transferul de căldură din ocean este maximîn partea centrală a ciclonului, unde valorile vitezelor verticale ale aerului sunt maxime.

Într-un ciclon tropical, precum și într-un ciclon de latitudini temperate, viteza verticală se modifică odată cu înălțimea și atinge un maxim în troposfera mijlocie. Prin urmare, în această parte a troposferei fluxul de căldură convectiv este maxim.

O creștere a temperaturii aerului în partea centrală a ciclonului cu câteva grade (de la 5° la 15° CU) duce la scăderea conținutului de apă în această zonă și provoacă evaporarea picăturilor de apă, adică. dispersarea norilor.

Acesta este motivul principal pentru formarea „ochiului furtunii” într-un ciclon tropical.

În partea principală a ciclonului, unde se formează peretele de nori, fluxul de căldură din ocean în atmosferă joacă, de asemenea, un rol. Cu toate acestea, în această parte temperatura suprafeței oceanului este mai mică decât în ​​partea centrală, iar viteza curenților în creștere este mai mică. Prin urmare, afluxul de căldură în această parte nu este atât de semnificativ încât să modifice semnificativ conținutul de apă al norii cumulonimbus care se formează în curentul ascendent.

Etape de dezvoltare. Ciclonii tropicali, ca și ciclonii de latitudini temperate, trec prin patru etape de dezvoltare:

Etapa de formare.În această etapă, presiunea în centru este de cel puțin 1000 hPa. Vântul este moderat. În această etapă pot exista 2 tipuri de dezvoltare a unui ciclon tropical - lentă - câteva zile și explozivă - pentru cel mult 12.

h Etapa unui ciclon tânăr. hPa Presiune centrală mai mică de 1000 . Vânturi cu forță de uragan sunt observate în cel puțin o parte a acestui ciclon. În această etapă, indiferent de stadiul de dezvoltare, este și posibil

doua tipuri dezvoltare: La primul tip după

doua tipuri perioadă scurtă uraganul bate într-o parte a unui ciclon tropical, începe să se umple și apoi există pentru o lungă perioadă de timp ca o depresiune tropicală.

al doilea tip Dezvoltarea ciclonului se adâncește brusc. Presiunea din centru scade brusc. Vânturile forțate de uragan formează un inel dens de nori în jurul centrului ciclonului. Din norii împrăștiați se formează un sistem de nori armonios, format din dungi înguste spiralate convergente în centru, care acoperă o altă zonă mică. Etapa de maturitate.În această etapă se întâmplă oprirea căderii de presiune în centrul ciclonului. km Nu mai crește viteza vântului, ci zona km vânturi de uragan

se extinde.Începutul umplerii ciclonului înseamnă trecerea acestuia la stadiul de atenuare. Cel mai adesea acest lucru se întâmplă când un ciclon se deplasează dintr-o zonă de latitudini tropicale și într-o zonă de vânt de vest sau când intră pe continent.

În funcție de intensitatea lor, ciclonii tropicali sunt împărțiți în formațiuni de presiune prezentate în Tabelul 3.1.

Ciclon- un vortex atmosferic cu presiune scazuta in centru. Vânturile într-un ciclon în emisfera nordică bat în sens invers acelor de ceasornic, iar în stratul inferior se abat spre centru, în emisfera sudică - în sensul acelor de ceasornic.

Ciclonii sunt creați în mod constant și natural de rotația Pământului, datorită forței Coriolis. Trecerea unui ciclon este asociată cu formarea de nori grei și precipitații.

Există două tipuri principale de cicloni: extratropicali și tropicali. Primele se formează în latitudini temperate sau polare și au un diametru de o mie de kilometri la începutul dezvoltării și până la câteva mii în cazul așa-numitului ciclon central. Acestea din urmă se formează la latitudini tropicale și au dimensiuni mai mici (sute, rar mai mult de o mie de kilometri), dar gradiente mari de presiune și viteze ale vântului care ating viteze de furtună. Ciclonii tropicali pot deveni extratropicali în timpul dezvoltării lor.

Sub 8-10 ° latitudini nordice și sudice, ciclonii apar foarte rar, iar în imediata apropiere a ecuatorului nu apar deloc.

Ciclonii apar nu numai în atmosfera Pământului, ci și în atmosferele altor planete. De exemplu, în atmosfera lui Jupiter, așa-numita Mare Pată Roșie a fost observată de mulți ani, care este, aparent, un ciclon de lungă durată. Cu toate acestea, ciclonii din atmosferele altor planete nu au fost suficient studiati. Ciclogeneza - formarea unui ciclon, în latitudini temperate ia naștere pe fronturi.

Ciclogeneza— dezvoltarea sau intensificarea circulației ciclonice în atmosferă (zona de joasă presiune). Acesta este un termen general pentru mai multe procese diferite, toate conducând la dezvoltarea unui tip de ciclon.

Există două tipuri principale de cicloni - extratropicale și tropicale. Primele se formează la latitudini temperate sau polare și au un diametru de la o mie de kilometri la începutul dezvoltării și până la câteva mii în cazul așa-numitului ciclon central. Ciclonii extratropicali se formează sub formă de valuri de-a lungul fronturilor meteorologice înainte ca aceste fronturi să convergă într-un front de ocluzie care ulterior se formează în fronturile lor. ciclu de viață miezul rece al ciclonului.

Ciclonii tropicali se formează datorită prezenței unor cantități mari de căldură latentă, determinând activitate de furtună mare și nuclee de căldură. Ele pot fi extrem de periculoase. Practic, pentru formarea unui ciclon tropical este nevoie de o temperatură a apei oceanului de suprafață de cel puțin 26,5 °C la o adâncime de cel puțin 50 m Un alt factor necesar este răcirea rapidă a aerului cu înălțimea, care permite eliberarea condensului energie, principala sursă de energie a unui ciclon tropical. De asemenea, pentru formarea unui ciclon tropical este necesar umiditate ridicată aer în straturile inferioare și medii ale troposferei; cu condiția să existe o cantitate mare de umiditate în aer, condițiile sunt favorabile pentru formarea instabilității.

Teoriile de bază ale formării

Până în secolul al XX-lea, ideile despre mecanismul formării ciclonului nu erau clare și erau foarte simplificate. În secolul al XX-lea s-au dezvoltat teorii termice (condensare), mecanice, ondulatorii, divergente, advective-dinamice ale formării ciclonilor, care au fost mai complete, dar au continuat să fie insuficient de complete și nu au luat în considerare toți factorii.

S-a stabilit acum că marea majoritate a ciclonilor care apar în latitudinile temperate sunt perturbări ale valurilor frontale.

Cicloni frontali (și anticicloni) este rezultatul apariției undelor baroclinice instabile dinamic pe frontul troposferic. Instabilitatea baroclinică este definită ca o instabilitate dinamică în transportul principal în atmosferă, asociată cu prezența unui gradient de temperatură meridional și, prin urmare, a vântului termic. Atmosfera este în echilibru cvasi-geostrofic (o stare de mișcare în care componenta orizontală a forței de rotație a Pământului echilibrează forța gradientului de presiune orizontal în toate punctele câmpului, adică în punctele geostrofice ale câmpului, care poate să fie presupus într-o atmosferă liberă, cu excepția latitudinilor ecuatoriale) și are stabilitate statică.

Stadiul apariției

Durata etapei de apariție a ciclonului durează de la primele semne ale apariției formării presiunii până la apariția primei izobare închise pe harta meteorologică de suprafață. Procesul durează aproximativ o zi. În stadiul inițial de dezvoltare, presiunea ciclonică și gradienții vântului sunt slabe, frontul atmosferic este slab perturbat. Un ciclon în stadiul inițial este de obicei o formațiune de joasă presiune.

Stadiul unui ciclon frontal tânăr corespunde deformării benzii frontale de nor. În punctul de origine a valului, în partea frontală, banda de nor se extinde spre aerul rece și prezintă o îndoire anticiclonică (spre aerul rece). Aici, ca urmare a alunecării în sus a aerului cald, începe să se formeze o bandă de nor a unui front cald. Emisiile sunt vizibile pe periferia nordică a norilor frontului cald nori cirus, ceea ce indică un proces activ de ciclogeneză. În spatele valului există o curbă ciclonică, se formează un front rece.

Spre deosebire de valul slab dezvoltat, benzile de nori ciruri dinaintea valului activ indică faptul că aici se desfășoară aer cald în jumătatea superioară a troposferei și se formează o creastă termică. În spatele valului activ, banda de nori se îngustează și se îndoaie spre aerul cald. Aici, în jumătatea inferioară a troposferei, aerul rece se răspândește și se formează un jgheab termic.

Astfel, se formează zone conectate de advecție la rece și advecție la căldură, așa-numitul cuplu termic advectiv. Cu cât este mai mare gradientul de advecție orizontal în zona undei, cu atât se va produce ciclogeneza mai intensă și se va dezvolta tulbureala. La suprafața Pământului, presiunea atmosferică scade, apar izobare închise, iar zona de precipitații crește.

Formarea unui ciclon pe un front atmosferic staționar indică faptul că în ziua următoare gradienții de temperatură vor crește și precipitațiile pe frontul cald se vor intensifica. Condițiile meteo nu se vor schimba semnificativ în timpul frontului rece.

Un ciclon care are loc în față, adică la granița celor doi masele de aer. Marea majoritate a ciclonilor în mișcare latitudini extratropicale, și, aparent, majoritatea ciclonilor tropicali (dacă nu toți) aparțin F.C. Există diferite etape de dezvoltare a F.C.: ciclon val, ciclon tânăr, ciclon oclus. Ocluzia este procesul de tranziție a unui ciclon frontal de la stadiul unui ciclon tânăr cu un sector cald la suprafața pământului la etapa finală ulterioară - un ciclon oclus. Ocluzia constă în închiderea frontului rece al unui ciclon cu un front cald care se mișcă mai încet. În acest caz, sectorul cald de la suprafața pământului este eliminat, iar aerul cald este din ce în ce mai deplasat de aerul rece în straturile superioare ale troposferei. Ocluzia este asociată cu o creștere a puterii verticale a ciclonului (de la medie devine mare), o scădere a vitezei de mișcare înainte a acestuia și o atenuare ulterioară datorită eliminării contrastelor de temperatură și o scădere a energiei labile. Un ciclon oclus este un ciclon frontal aflat în stadiul final de dezvoltare, rezultat în urma procesului de ocluzie, un sistem de înaltă presiune relativ inactiv, cu o înclinare abruptă a axei. Cauza ciclonilor termici este, de exemplu, încălzirea neuniformă a suprafeței subiacente și formarea de mișcări locale ascendente stabile de aer pe zone relativ mari pe o rază de 100-200 km, precum și apariția unor zone locale de cădere de presiune. Într-un câmp de presiune cu gradient scăzut, apare cu ușurință o circulație ciclonică închisă. În condiții favorabile, atunci când un front intră în sistemul unui astfel de ciclon, se poate dezvolta în continuare și se poate transforma într-un ciclon frontal obișnuit. Din momentul apariției până în scenă cea mai mare dezvoltare Pe măsură ce un ciclon progresează, presiunea din centrul său scade. Rata de scădere a presiunii pe unitatea de distanță, sau gradientul de presiune orizontal, crește și vânturile devin mai puternice, adesea la forța furtunii. Fronturile atmosferice se intensifică, precipitațiile scad cel mai intens. Apoi, ciclonul slăbește și se umple, adică presiunea în centrul său crește, vânturile slăbesc, fronturile sunt spălate, precipitațiile scad și se opresc treptat. În centrul cicloanelor situate peste Europa, Presiunea este adesea de 990-1000 mb (milibarul este o unitate de măsură presiunea atmosferică, exprimat în unități de forță - dine. 1 mb = 1000 dine/cm2, 1 mb == 0,75 mm Hg. Artă. Presiunea 990-1000 mb corespunde la 742-750 mm Hg. Artă. Ocazional scade la 940-950 mb. În astfel de cicloane, vântul atinge o forță distructivă.

Formarea fronturilor de ocluzie

Fronturile complexe (complexe) se formează prin închiderea fronturilor reci și calde în timpul ocluziei unui ciclon. La formarea frontului de ocluzie participă trei mase de aer: una caldă și două reci. În cazul în care masa de aer rece din spatele frontului rece este mai caldă decât masa rece din fața frontului, aceasta, deplasând aerul cald în sus, va curge simultan pe masa frontală, mai rece. Acest front se numește front de ocluzie caldă. În schimb, dacă masa de aer din spatele frontului rece este mai rece decât masa de aer din fața frontului cald, atunci acest aer va curge atât sub masa de aer cald, cât și pe cea frontală rece (relativ caldă). Frontul rezultat se numește front de ocluzie rece.

În dezvoltarea lor, fronturile de ocluzie trec prin trei etape. Condiții meteo deosebit de dificile pe fronturi sunt observate în momentul închiderii fronturilor calde și reci. Un sistem de nori este o combinație complexă de nori asociate atât cu fronturile calde, cât și cu cele reci. Precipitațiile pre-frontale din norii nimbostratus și cumulonimbus se transformă în averse direct în zona frontală. Direcția și viteza vântului la trecerea fronturilor de ocluzie se modifică în același mod ca pe fronturile simple. În timp, aerul cald este forțat în sus și frontul de ocluzie se estompează treptat, puterea verticală a sistemului de nori scade și apar goluri în acoperirea norilor. În același timp, norii nimbostratus se transformă treptat în stratus, altostratus în altocumulus și cirrostratus, la rândul lor, în cirrocumulus. Această restructurare a sistemelor de nori face ca precipitațiile să înceteze.

Regenerarea ciclonilor

Adâncirea secundară a ciclonului, care a început deja să se umple (după ocluzie); este însoțită de o creștere a vitezei de deplasare înainte a ciclonului. R.C este cel mai adesea rezultatul introducerii unei mase proaspete de aer rece în zona ciclonului și intensificării sau reapariției contrastului de temperatură în zona ciclonului. Acest proces are loc atunci când un ciclon cu front polar oclus se apropie de frontul arctic. Mai rar, R.C apare atunci când o masă de aer cald intră în zona ciclonului. R.C este posibilă și datorită trecerii unui ciclon de la uscat la mare, unde frecarea în straturile de suprafață de aer este mai mică, și datorită creșterii instabilității stratificării maselor de aer în ciclop; atunci când doi cicloni se îmbină, este posibilă și formarea unei perturbații mai profunde decât fiecare dintre cei fuzionați.

Conditii meteoîn cicloane

Ciclonii frontali au 4 stadii de dezvoltare: 1. Originea (depresia). Potrivit statisticilor, doar una din zece depresiuni se transformă într-un ciclon frontal. 2. Ciclon tânăr 3. Ciclon oclus (etapa de ocluzie), în această etapă vântul din ciclon atinge puterea maximă 4. Etapa de umplere, ciclonul este întins la lungimea sa maximă

Condiția principală pentru formarea unui ciclon frontal este apropierea de mase de aer cu proprietăți opuse: rece și cald, umed și uscat.

depresie tropicală. În această etapă, vortexul emergent este marcat pe harta vremii ca o zonă slabă tensiune arterială scăzută. Vremea în acești posibili embrioni ai viitoarelor uragane și taifunuri este doar puțin mai rea decât mediul înconjurător. Vântul nu atinge putere mare, iar presiunea scade la doar 1000 hPa. Un mic ciclon inofensiv poate fi urmărit la o înălțime de 1,5-3 km.

furtuna tropicala. Dezvoltarea unui ciclon tropical poate fi un proces lung, care necesită câteva zile, dar poate avea și un caracter „exploziv”, când un ciclon bine definit apare în decurs de 12 ore. În aceste cazuri, se observă o scădere rapidă a presiunii în centrul tânărului ciclon. Vânturile, care au atins deja putere mare, formează un inel de 40–50 km lățime în jurul centrului. Chiar în centru, cu un diametru de 20–30 km, este stabilit relativ vreme buna cu vânturi slabe sau chiar cu nori calmi și ușori. Aici, deja în timpul trecerii la o furtună tropicală puternică, se formează ochiul furtunii, unul dintre fenomene uimitoare natură. În stadiul de furtună, ciclonul poate fi urmărit la o înălțime de 7–9 km.

Taifun (uragan sau altul nume local). În această etapă a unui ciclon tropical matur, scăderea presiunii centrale și creșterea vitezei vântului încetează treptat. Sistemul de circulație se extinde în zonă. Această etapă este stabilă - poate dura o săptămână întreagă. Zona furtunilor și averselor se extinde mult mai mult spre dreapta centrului (în direcția de mișcare) decât spre stânga. Mărimea ciclonilor tropicali în stadiul de maturitate poate varia foarte mult. La presiune scăzută în centru (950 hPa sau mai puțin), raza ciclonului nu poate depăși 100 km, dar poate ajunge la 600 km. Ciclonii adânci în această etapă ating o înălțime de 15-16 km, adică limita superioară a unui ciclon tropical matur se extinde până la înălțimea tropopauzei tropicale. Peste 16–18 km, curenții stratosferici estici rămân netulburați.

Dezvoltarea unei rețele de stații aerologice și creșterea plafonului pentru radiosondarea atmosferei au făcut posibilă clarificarea structurii cicloanilor și anticiclonilor, precum și a caracteristicilor circulației atmosferice și a vremii asociate acestora. Au fost dezvoltate și teorii despre originea și dezvoltarea acestor vârtejuri gigantice. Teoriile ciclonilor pornind de la mijloc XIXsecolului și până în prezent, au apărut destul de multe, dar majoritatea au doar interes istoric.

Unele dintre aceste teorii există de destul de mult timp, dar până în prezent nu a fost creată o teorie completă riguroasă din punct de vedere matematic și coerentă din punct de vedere fizic, care să descrie corect și complet procesul de apariție și dezvoltare a ciclonilor și anticiclonilor.

În studiile teoretice moderne, problema apariției și dezvoltării acestor vârtejuri este identificată cu problema schimbărilor de presiune. Dezvoltarea unei teorii care explică schimbările de presiune bazate pe legile hidrodinamicii face posibilă acoperirea unei game atât de mari de procese atmosferice încât, în principiu, este posibil să se precalculeze (calcularea valorilor așteptate) presiunea în orice punct. S-ar părea că dacă este posibil să se precalculeze modificarea presiunii prin teritoriu mare, atunci aceasta ar trebui să aibă ca rezultat o prognoză a dezvoltării și mișcării ciclonilor și anticiclonilor existenți, precum și apariția altora noi. Cu toate acestea, acest lucru nu funcționează, deoarece luarea în considerare a căderii de presiune (pentru formarea unui ciclon) și creșterea acesteia (pentru formarea unui anticiclon) este o condiție importantă, dar nu singura. Este necesar să se țină cont de o serie de factori suplimentari care nu pot fi cuantificați. Printre acestea vom numi cum ar fi calculul exact al semnului modificării presiunii, adică trecerea de la o creștere la o scădere a presiunii sau, dimpotrivă, de la o scădere la o creștere, denivelarea modificărilor de presiune în zonele învecinate, absența sau prezența la momentul inițial de timp a gradienților mari de presiune orizontală (modificarea acestuia pe unitatea de distanță), natura suprafeței subiacente, condițiile de temperatură, reflectivitate (albedo) și alți factori.

La sfârșitul XIXde secole, meteorologii au presupus că ciclonii se formează din cauza încălzirii aerului pe o suprafață subiacentă caldă, iar anticiclonii - din cauza răcirii aerului pe o suprafață rece subiacentă. Această ipoteză a fost justificată de faptul că, conform datelor climatice, peste continente și oceane, presiunea atmosferică la latitudinile mijlocii în jumătatea rece și caldă a anului este distribuită inegal. Într-adevăr, dacă ne uităm la hărțile presiunii medii lunare pentru ianuarie și iulie (vezi Fig. 32 și 33), este ușor de descoperit că peste continente răcite emisfera nordică Iarna presiunea este mare, iar peste apele calde ale Oceanului Atlantic de Nord și Pacific este scăzută. Vara imaginea se schimba radical. Presiunea ridicată predomină asupra apelor relativ reci ale oceanelor, iar presiunea scăzută predomină asupra continentelor calde. Mai mult, chiar și peste atât de mici, dar calde bazine cu apă, precum Marea Mediterană sau Marea Neagră, hărțile de presiune medie în timpul iernii arată clar zonele de presiune scăzută. Originea lor se datorează diferenței de temperatură dintre uscat și mare.

Cu toate acestea, deja la începutXXsecolului, pe baza observațiilor aerologice făcute la acea vreme cu ajutorul baloanelor, această ipoteză a fost respinsă. Datele observaționale au arătat că, în medie, temperatura în troposferă într-un sistem ciclonic este mult mai scăzută decât într-un sistem anticiclon.

Concepte despre cauzele ciclonilor și anticiclonilor. În anii 20 XXsecolul, meteorologii norvegieni au dezvoltat analiza frontologică (V. Bjerknes, J. Bjerknes, T. Bergeron etc.), care a fost dezvoltată în URSS (S.P. Khromov, A.I. Asknaziy etc.). În analiza proceselor de formare a vremii (sinoptice), s-a acordat atenție principală caracteristici fizice mase de aer rece și cald și fronturi atmosferice, în sistemul cărora se dezvoltă nori multistratificați. Autorii analizei frontologice au prezentat o ipoteză despre natura ondulatorie a dezvoltării ciclonilor. Ei credeau că ciclonii apar ca urmare a mișcărilor valurilor (oscilatorii) ale interfețelor (fronturilor) existente în atmosferă între masele de aer de diferite densități. O soluție teoretică la problema apariției unei perturbări ciclonice a fost propusă de N. E. Kochin. Cu toate acestea, teoria valurilor nu a oferit niciun indiciu cu privire la dezvoltarea ulterioară a ciclonilor. Mai mult decât atât, teoria valurilor nu a conectat apariția și dezvoltarea ciclonilor cu cauzele modificărilor presiunii atmosferice. Ca urmare, anticiclonii au fost în afara câmpului de vedere al teoriei valurilor.

Utilizarea hărților meteorologice de mare altitudine - hărți topografice de presiune - în a doua jumătate a anilor 30 a extins posibilitățile de cercetare amplă legată de studiul câmpurilor de presiune, temperatură și umiditate la altitudini. O analiză comună a hărților meteorologice de suprafață și de mare altitudine a făcut posibilă descoperirea unui număr de caracteristici necunoscute anterior în dezvoltarea proceselor atmosferice. La începutul anilor 30, pe baza unor studii empirice, s-a stabilit că anticiclonii de lângă suprafața pământului se intensifică dacă în troposfera mijlocie (aproximativ 5 km) curenţii de aer converg (converg). Când curenții diverg (divergență) la înălțimi, anticiclonii slăbesc (V M. Mikhel, 1932). În plus, s-a dovedit că anticiclonii, ca și cicloanii, se mișcă în direcția curenților de aer la nivelul 5-6. km(S.I. Troitsky, V.M. Mikhel). Acestea și alte reguli de la sfârșitul anilor 30, după clarificări și completări semnificative, au stat la baza unei metode de analiză a proceselor atmosferice numită advectiv-dinamic(X. P. Pogosyan și N. L. Taborovsky, 1939-1946). Conform teoriei advective-dinamice, o modificare a presiunii într-o zonă dată are loc ca urmare a acțiunii a doi factori: modificări ale presiunii ca urmare a transferului orizontal (advecție), masele de aer și modificările presiunii care apar datorită abaterea vântului real de la cel de gradient (ageostroficitate). Prima componentă a fost numită advective, a doua - dinamic. Conform teoriei advective-dinamice, deplasarea ciclonilor sau a anticiclonilor, fără modificarea presiunii din centrul lor, este determinată de advecție, iar apariția altora noi și evoluția lor este determinată de o modificare dinamică a presiunii. A fost construită o structură spațială de cicloni și anticicloni (N.L. Taborovsky, 1947), care ulterior a fost doar puțin modernizată (X. P. Pogosyan, A. I. Burtsev, 1957). Teoria advectiv-dinamică a introdus o mulțime de lucruri noi în studiul ciclonilor și anticiclonilor. Dacă fenomenul apariției și dezvoltării lor a fost studiat anterior izolat de modificările presiunii atmosferice, acum aceste procese s-au dovedit a fi un caz special al problemei generale a modificărilor presiunii. Conform analizei advective-dinamice, cele mai mari modificări de presiune advective și dinamice au loc în zonele cu gradienți orizontali mari de temperatură și presiune, de exemplu. în zonele frontale. În acest caz, factorul dinamic este semnificativ în acele secțiuni ale zonelor frontale în care, în direcția curenților de aer la înălțimi (troposferă), are loc o modificare a vitezei vântului de-a lungul curgerii (divergență și convergență), o formă curbilinie de izobare etc. În analiza advectiv-dinamică, ca și în analiza frontologică, este dat mare atentie zone de tranziție bruscă între mase de aer rece și cald, adică zone frontale și fronturi.

Teoria advectiv-dinamică a ciclonilor și anticiclonilor a luat în considerare doar o parte din factorii schimbărilor dinamice de presiune. Prin urmare, o serie de prevederi ale acestei analize nu au fost suficient de justificate. Cu toate acestea, multe dintre concluziile obținute de autorii săi au devenit baza pentru dezvoltarea ulterioară a cunoștințelor despre procesele atmosferice. Acestea au deschis oportunități largi pentru meteorologi-pronosticatorii (prognozorii) de a înțelege fizica proceselor atmosferice. Meteorologii au ocazia să nu se limiteze la datele observaționale de la suprafața pământului, ci să folosească în mod eficient observațiile aerologice. Toate acestea au contribuit la o îmbunătățire vizibilă a calității prognozelor meteo pe termen scurt în toate diviziile Serviciului Hidrometeorologic al URSS.

În prezent, studiile privind apariția și dezvoltarea vârtejurilor extratropicale iau în considerare nu numai modificările advective ale temperaturii, ci și acele modificări care sunt cauzate de mișcările verticale ale aerului, adică modificările adiabatice. Ulterior, s-a constatat că pe măsură ce ciclonul se adâncește în sistemul său după momentul apariției sale, are loc o scădere continuă a temperaturii, iar în sistemul anticiclon, dimpotrivă, o creștere a temperaturii.

Astfel, teoria advectiv-dinamică a conectat procesele de apariție și dezvoltare a ciclonilor și anticiclonilor cu modificările presiunii atmosferice.

Dificultatea de a crea o teorie cantitativă strictă a apariției și dezvoltării ciclonilor și anticiclonilor constă în faptul că până în prezent nu a existat încă o teorie creată care să descrie suficient de complet procesul complex de modificări ale presiunii atmosferice.

Se știe, desigur, că presiunea atmosferică este determinată de greutatea coloanei de aer. Modificarea greutății depinde atât de modificările densității aerului, care pot apărea ca urmare a schimbărilor de temperatură, cât și de procesele care conduc la creșterea sau scăderea masei de aer. Prin urmare, la determinarea modificărilor de presiune care conduc la apariția și dezvoltarea ciclonilor și anticiclonilor, trebuie să se țină seama de factorii termici și dinamici.

Influența factorilor termici este strâns legată de transferul maselor de aer de diferite densități, provocând modificări ale gradienților orizontali de temperatură, presiune și, în consecință, câmpul de curgere. Dar temperatura aerului, și odată cu ea câmpurile de presiune și curenții de aer, sunt supuse unor schimbări continue care apar ca urmare a mișcărilor verticale ale aerului și a modificărilor adiabatice ale temperaturii acestuia, a influxului de căldură de la suprafața de bază, a pierderilor de căldură pentru evaporare și a degajarea de căldură latentă în timpul condensării vaporilor de apă.

Există mari dificultăți în luarea în considerare cantitativă a factorilor de mai sus. Acestea din urmă sunt cauzate în principal de lipsa datelor de observație fiabile privind umiditatea aerului, turbulențe, mișcări verticale în diferite straturi ale troposferei etc. Sunt necesare și informații mai precise despre distribuția și schimbările de temperatură deasupra troposferei. Prin urmare, atunci când se evaluează influența temperaturii asupra modificării câmpului de presiune, trebuie să se limiteze la date aproximative și medii. De asemenea, modificările dinamice ale presiunii nu pot fi luate în considerare cantitativ, deoarece rolul diferiților factori în modificările presiunii atmosferice nu a fost determinat cu precizie. Nu există nicio modalitate de a cuantifica cu acuratețe divergența (convergența) vântului, curbura izobarelor etc. Aceasta explică lipsa unei teorii cantitative care să descrie în mod satisfăcător procese fizice modificări ale presiunii, apariția și dezvoltarea ciclonilor și anticiclonilor.

Datorită datelor de observație aerologică, meteorologii au acum o înțelegere mai clară a caracteristicilor structurale ale cicloanilor și anticiclonilor. Apariția ca urmare a scăderii sau creșterii presiunii atmosferice la suprafața pământului sub formă de mici vârtejuri (până la 400-600 în diametru km), pe măsură ce se dezvoltă, se extind treptat, atragând mase uriașe de aer în sistemul lor.

Etapele dezvoltării ciclonilor și anticiclonilor. Viața fiecărui ciclon sau anticiclon este de obicei caracterizată prin trei etape: apariție, dezvoltare și îmbătrânire. Durata fiecărei etape variază de la câteva ore până la 1-2 zile. În cazurile în care condițiile de circulație nu sunt propice dezvoltării unui ciclon sau anticiclon, acestea nu trec prin toate etapele și dispar rapid.

În prima etapă, inițială, ciclonii sunt mici perturbări de presiune, conturate de una sau două izobare, cu o diferență de presiune între centru și periferie de până la 5-10. mbși cu un sistem eolian definit la suprafața pământului. La altitudini 2-3 km izobarele închise nu sunt detectate.

A doua etapă este etapa celei mai mari dezvoltări a formării presiunii cu o presiune minimă în centrul ciclonului și un maxim în centrul anticiclonului. Diferența de presiune dintre centru și periferie depășește adesea 20-30 mb.În această etapă, un sistem de circulație corespunzător se găsește în troposfera superioară și stratosfera inferioară.

În a treia etapă - etapa distrugerii, un sistem concentric de izobare poate fi urmărit nu numai la suprafața pământului, ci și la înălțimi. În aceste cazuri, circulația ciclonică acoperă de obicei nu numai întreaga troposferă, ci și straturile inferioare ale stratosferei. Cu toate acestea, ciclonii se umple treptat.

În figura 51, O prezintă o diagramă a unui ciclon în stadiul inițial de dezvoltare. În sistemul său, prima izobară închisă a apărut la suprafața pământului (linii groase). Vânturile sunt slabe. Frontul atmosferic(linie groasă zimțată) la suprafața pământului este doar ușor deranjată. În stânga centrului, în partea din spate a ciclonului, există un front rece, iar în dreapta, un front cald. Deasupra centrului suprafeței în troposfera mijlocie (la altitudini 5-6 km) Există un sistem dens de izohipse (linii continue subțiri), cu presiune scăzută la nord de centrul suprafeței și presiune mare spre sud. Această structură a câmpului de presiune de mare altitudine determină vânturi de vest cu viteze de 60-80 deasupra centrului de suprafață al ciclonului. km/h si mai mult. La astfel de viteze ale vântului în zona izohipselor divergente, vântul se abate de la gradient, dezvoltarea mișcărilor de aer în sus și o scădere a presiunii.

În Figura 51, b ciclonul este reprezentat aproximativ o zi mai târziu. La suprafața pământului s-a adâncit, iar presiunea din centrul său a scăzut la 980 mbîn loc de 1005 în stadiul inițial de dezvoltare. Vânturile au devenit mai puternice. Perturbarea frontului a atins aproape maximul, după care apare de obicei ocluzia. Sistemul de izohips la aceleași înălțimi a fost deformat semnificativ. Zona cu cea mai mare densitate de izohipse, cu viteze mari ale vântului, sa deplasat la sud de centrul suprafeței. La altitudini 5-6 km a început formarea centrului său înalt. În a doua etapă a dezvoltării ciclonului, mișcările de aer în sus sunt cele mai mari. Prin urmare, de obicei, în această etapă a sistemului de cicloni, în special în partea frontală (de-a lungul mișcării sale), se formează nori frontali puternici, iar precipitațiile de pătură cad în zona caldă a frontului. Aer rece se află într-o zonă de presiune scăzută, la altitudini, iar aerul cald este într-o zonă presiune mare. În sistemul în curs de dezvoltare

ciclonii, diferențele de temperatură dintre aerul rece și cel cald, ca în prima etapă, depășesc de obicei 8 - 10° la o distanță de 1000 km peste zona frontală.

În a treia etapă de dezvoltare - etapa de umplere, în ciclon este prezent doar aer rece. Acest lucru se întâmplă din cauza advecției frigului în spatele său și a răcirii aerului ca urmare a mișcărilor în sus. Figura 51, c prezintă o diagramă a unui astfel de ciclon. După cum putem vedea, centrul său la suprafața pământului și la înălțimi aproape coincid. Datorită avansului său rapid, frontul rece l-a prins din urmă pe cel cald și s-a produs ocluzia. Odată cu trecerea frontului rece la periferia ciclonului, acolo s-a deplasat și zona cu cele mai mari contraste de temperatură și viteze ale vântului. În centrul ciclonului, presiunea a crescut deja. Ciclonul se umple. În ultima etapă de dezvoltare, mișcările de aer în sus din partea centrală a ciclonului slăbesc și se opresc, iar norii se prăbușesc.

Ciclonul a devenit deja complet un centru de frig în troposferă, iar procesele active de modificare a presiunii se deplasează la periferia sa, unde se formează o nouă zonă frontală de mare altitudine. În condiții adecvate, aici pot apărea noi cicloni și anticicloni.

Astfel, ca urmare a advecției la rece în spatele ciclonului, a prezenței mișcărilor în sus și a răcirii adiabatice, întregul ciclon este umplut cu aer rece și se stabilește o circulație ciclonică puternică în troposferă, ca și în stratosfera inferioară, adică, ciclonul devine o formațiune de înaltă presiune. În această ultimă etapă, contrastele orizontale de temperatură, care sunt sursa de energie a ciclonului, se deplasează la periferie, iar ciclonul se estompează. Procesul de deplasare a temperaturii în contrast cu periferia este în esență procesul de ocluzie a ciclonului.

Schema anticiclonului în stadiul inițial de dezvoltare, cu sistemul eolian și izobar, este prezentată în Figura 52, O. Ca de obicei, fronturile sunt situate la periferia sa. Aerul rece din sistemul anticiclon este pe partea dreaptă, iar aerul cald este pe partea stângă. Spre deosebire de ciclon, mișcările de aer în jos și creșterea adiabatică a temperaturii caracteristice unui anticiclon de întărire și advecția căldurii în jumătatea stângă a acestuia provoacă aproape continuu o creștere generală a temperaturii în sistemul anticiclon. Ca urmare a creșterii adiabatice a temperaturii, vaporii de apă se îndepărtează de starea de saturație, norii se disipă și precipitațiile încetează.

Un sistem dens de izohipse convergente este observat deasupra anticiclonului de suprafață în troposfera mijlocie. Vitezele vântului deasupra centrului anticiclonului și în dreapta acestuia depășesc 60-80 km/h La astfel de viteze, în zona de convergență a curenților, vântul se abate de la cel de gradient, adică mișcarea devine instabilă, dezvoltarea mișcărilor de aer în jos și creșterea presiunii - anticiclonul se intensifică. Aerul rece, ca întotdeauna, este în sistemul de joasă presiune la înălțimi.

În a doua etapă de dezvoltare, anticiclonul este deja o formațiune de presiune puternică (Fig. 52, b), cu presiune ridicată în centrul suprafeței și un sistem divergent de vânturi de suprafață relativ slabe, iar frontul de lângă suprafața pământului se deplasează către periferia anticiclonului. La înălțimi există încă un sistem dens de izohipse convergente, cu vânturi puterniceși contraste mari de temperatură. În această etapă, un mic centru închis, sau creastă, de înaltă presiune de la principalul anticiclon cald apare deja la altitudini. Ca urmare a advecției termice în curs și a încălzirii adiabatice, anticiclonul este umplut cu aer cald în întreaga troposferă și se transformă într-un centru de căldură cu o circulație anticiclonică bine definită (Fig. 52, c). În această ultimă etapă de dezvoltare

contrastele orizontale de temperatură, care sunt baza sa energetică, se deplasează la periferie și anticiclonul începe să se prăbușească.

Mișcarea cicloanelor și a anticiclonilor are loc atâta timp cât există un flux de aer deasupra acestora. Când devin formațiuni independente (în a treia etapă), mișcarea lor se oprește de obicei.

Ca urmare a divergenței curenților de aer în stratul de suprafață, presiunea din sistemul anticiclon scade, se prăbușește treptat sau datorită transformării câmp de presiune se contopește cu un alt anticiclon mai tânăr. Același lucru se întâmplă și cu ciclonii, cu singura diferență că, datorită convergenței vântului în stratul de suprafață, presiunea din centrul ciclonului crește și dispare treptat, umplându-se, sau se contopește cu altele mai tinere și mai puternice. ciclonii.

Mișcarea ciclonilor și a anticiclonilor are loc în direcția curenților de aer la înălțimi (în troposfera mijlocie), adică de-a lungul așa-numitului flux de conducere. Cu toate acestea, fluxul de conducere nu este constant. Se modifică din cauza proceselor atmosferice active în curs. În cazurile de modificări ale fluxului de conducere, adică atunci când câmpul curenților din troposferă este rearanjat, este cel mai dificil să se calculeze cu precizie viteza și direcția mișcării lor.

În cele mai multe cazuri, o scădere a presiunii atmosferice în orice punct indică apropierea unui ciclon și înrăutățirea vremii, iar o creștere a presiunii, dimpotrivă, indică îndepărtarea ciclonului, apropierea unui anticiclon și vreme îmbunătățită. Dar aceste reguli nu sunt întotdeauna justificate. În unele cazuri, vremea se poate înrăutăți atunci când presiunea crește, precum și se poate îmbunătăți atunci când scade. Aceasta depinde de conținutul de umiditate al aerului și de viteza mișcărilor verticale.

Pe măsură ce ciclonul se dezvoltă, din ce în ce mai multe mase de aer umed sunt atrase în sistemul său, aducând cu ele vapori de apă. Condensarea ulterioară a acestor vapori de apă duce adesea la precipitații abundente care acoperă suprafețe vaste. De exemplu, s-a calculat că într-un ciclon care a venit din Peninsula Balcanică pe teritoriul european al URSS, aproximativ 40 de miliarde de precipitații au căzut în trei zile. m 3 apă. Această cantitate de apă este suficientă pentru a umple un rezervor cu o adâncime de aproximativ 30 m și o suprafață de peste 1300 km 2 .

Pe măsură ce se dezvoltă anticiclonii, mase semnificative de aer sunt, de asemenea, atrase în sistemul lor de circulație.

Anticiclonii cu căldură ridicată și ciclonii reci sunt centre de căldură și frig. În zonele dintre aceste focare se creează noi zone frontale, contrastele de temperatură se intensifică și reapar. vortexuri atmosferice, trecând prin același ciclu de viață.

Recurența ciclonilor și a anticiclonilor. Vortexurile atmosferice în mișcare (latitudini extratropicale) nu apar și se dezvoltă în același mod peste tot.

ÎN perioada de iarnaÎn emisfera nordică, ciclonii se dezvoltă adesea în largul coastelor de est ale Asiei și Americii de Nord. Există aproape constant contraste mari de temperatură orizontală între continentele răcite și oceane calde. Peste Atlantic se îndreaptă spre Islanda și nordul Europei și peste Oceanul Pacific- spre Insulele Aleute și Alaska. Iarna, ciclonii apar adesea peste Marea Mediterană. Pe continentul asiatic apar mult mai rar.

Vara situația se schimbă. Frecvența ciclonilor peste oceane scade, iar peste continente crește. În zonă Marea Mediterană Vara, ciclonii apar foarte rar.

Anticiclonii au cea mai mare frecvență iarna regiunile nordice Asia și America. În zonele cu cea mai mare frecvență a cicloanilor, anticiclonii sunt rari.

Deoarece gradienții orizontale de temperatură și presiune scad de la iarnă la vară, atunci timp cald ani, procesele de ciclo- și anticiclogeneză au loc mai puțin intens. Cu toate acestea, chiar și vara, când, din cauza schimbului interlatitudinal de mase de aer, apar și se intensifică zone frontale cu contraste de temperatură de până la 10-15 ° sau mai mult la 1000. km La viteze semnificative ale curenților de aer, ciclonii individuali apar și se dezvoltă intens.

Zona de cea mai mare frecvență a ciclonilor iarna și vara coincide practic cu zonele cu cea mai mare densitate a izotermelor de pe hărțile de topografie relativă (Fig. 22 și 23). Iarna, cea mai mare densitate de izohipse de pe hărțile OT este concentrată în sudul continentelor și, cel mai important, în est. ÎN banda de mijloc contrastele de temperatură sunt neglijabile. Spre deosebire de iarnă, peste Siberia, în zona de contraste sporite, temperatura în cursurile superioare ale râurilor Ob și Yenisei vara, frecvența ciclonilor crește. Ocazional, se mută la direcția est, realizând cea mai mare dezvoltare peste Siberia de Estși Orientul Îndepărtat.

- Sursa -

Poghosyan, Kh.P. Atmosfera Pământului / H.P. Pogosyan [și alții]. – M.: Educație, 1970.- 318 p.

Vizualizări post: 162