Faze razvoja frontalnih ciklonov. Nastanek in razvoj ciklonov in anticiklonov Glavni znaki regeneracije ciklonov so

Procesi, pri katerih je začetekpolnjenje ciklon se nadomesti s poglobitvijo inuničenje anticiklon se nadomesti z okrepitvijo, imenovanoregeneracijo tlačne tvorbe.

Ciklonska regeneracija se pojavi v naslednjih primerih:

V prvem primeru (tip I) – ko nova glavna fronta vstopi (potegne vase) v polnilni ciklon (slika 3.11);

V drugem primeru (tip II) - z nastankom in razvojem novega ciklona v bližini središča polnilnega ciklona, ​​ki mu sledi združitev obeh središč.

Slika 3.11. Shema regeneracije ciklona tipa I

I – začetno obdobje in II – končno obdobje

Glede na tip I ciklonske regeneracije (slika 3.11) se hladen zrak vbrizgava v zadnji del polnilnega ciklona. Ta proces ustvarja dodatne temperaturne kontraste in ruši ustaljeno temperaturno simetrijo v okolici središča tega ciklona. Na novi glavni fronti nastane v bistvu neodvisen ciklon, katerega razvoj poteka na ozadju starega ciklona.

V skladu z II tipom regeneracije ciklona (sl. 3.12) se bo ciklon, ki je nastal na hladni fronti polnilnega sedečega ciklona, ​​razvijal in poglabljal, mešal v svoji smeri. V tem primeru se tlačno polje preuredi tako, da se stari ciklon hitro napolni in na njegovem mestu se pojavi nov poglobljeni ciklon.

riž. 3.12. Shema regeneracije ciklona tipa II.

JAZ - Prva stopnja; II – zadnja faza

Regeneracija anticiklonov se pojavi pod naslednjimi pogoji:

– V prvem primeru (tip I) – ko se zadnji anticiklon spoji s sedečim starim anticiklonom;

– V drugem primeru (tip II) – z razvojem novega anticiklona v vzponu obstoječega.

Regeneracija anticiklona se zgodi, ko opazimo novo povečanje horizontalnih temperaturnih gradientov v termobaričnem polju in ustvarimo pogoje, ugodne za anticiklogenezo. Oba procesa regeneracije imata skupno osnovo - star, propadajoč, sedeč anticiklon (slika 3.13).

riž. 3.13. Regeneracija anticiklona tipa II

I – začetna stopnja; II – vmesna stopnja; III – zadnja faza

V obravnavanih procesih regeneracije ciklonov (anticiklonov) gre nova tlačna tvorba, ki se razvija na ozadju stare, skozi vse stopnje, kot vsaka novonastala. Edinstvenost procesa regeneracije je v tem, da termobarično polje v tem primeru ustreza stari oslabljeni barični tvorbi.

3.3 Tropski cikloni

Splošne informacije. Najmočnejši so tropski cikloni, ki imajo kot naravni pojavi ogromno rušilno moč in energijo. Ciklon sprosti energijo, ki je enaka 5·10 16 kJ, kar je enako 500 tisoč atomskim bombam, ki so jih Američani avgusta 1945 odvrgli na japonski mesti Hirošima in Nagasaki.

Med orkanom septembra 1932 je na območju Portorika padlo 2,5 10 9 T padavine. Močan orkan Sandy je udaril Zahodna obala Severna Amerika oktobra 2012.

Tropski cikloni, ki imajo ogromno energije, prehajajo čez otoke in obalna območja, povzročajo katastrofalno uničenje in smrt velikega števila ljudi. Takšno uničenje povzroča orkanski veter katerih hitrost sega do 100 gospa, nevihtni valovi in ​​katastrofalne poplave, povezane z močnimi padavinami in valovi vode, dosežejo višino 8–10 v ozkih zalivih, zalivih in rečnih ustih m.

Tropski cikloni, ki so dosegli največjo intenzivnost, imajo svoje lokalno ime - tajfun, orkan, willy-welly(Avstralija), wili-wow(Oceanija), Baguio(Filipini) in itd.

Ciklone, ki dosežejo orkansko moč, imenujemo z ženskimi imeni, od leta 1977 pa z moškimi.

V Tihem oceanu je poleg imena za vsak ciklon navedeno leto nastanka in serijska številka ( Na primer: 7809 – 1978 št. 9 Zn).

Območja izvora in poti gibanja. Tropski cikloni najpogosteje nastanejo v geografskih širinah od 10° do 20° na obeh straneh ekvatorja. Največje število Cikloni se pojavljajo v severnem tropskem pasu Tihega oceana (približno 30 ciklonov na leto) in Atlantskega oceana (približno 10 ciklonov na leto). V Indijskem oceanu se najpogosteje pojavljajo v Bengalski zaliv, Arabsko morje in v regijah Mascarenski otoki in vzhodno od otoka Madagaskar.

Tropski cikloni nastanejo skoraj kadar koli v letu. Največja pogostost njihovega pojavljanja se pojavi pri avg. sept V severnih delih Tihi in Atlantski ocean, naprej maja in novembra v Bengalskem zalivu in Arabskem morju in naprej januar v jugozahodnem Tihem oceanu.

Tropski cikloni, ki izvirajo iz južnih obrobij azorskega anticiklona v Atlantskem oceanu in Honolulu High v Tihem oceanu pomikajo proti zahodu in ko se približujejo vzhodnim obalam Severna Amerika in Azija, obrniti proti severozahodu, severu in potem, ko je izgubil energijo, proti severovzhodu, že kot običajni cikloni.

Ko se tropski cikloni premaknejo v notranjost celine za 100 - 200 km, se njihova intenzivnost znatno zmanjša. Njihova hitrost je približno 20 km/h. Življenjska doba takih ciklonov je 2 ÷ 18 dni. Pot tajfunov in orkanov je velikanska parabola z vrhom na zemljepisni širini 20°, kjer ciklon doseže svojo stopnjo zrelosti. Na tej stopnji tlak v središču doseže minimalne vrednosti 950 – 960 hPa, z absolutnim minimumom 875 hPa, največja hitrost vetra in intenzivnost padavin.

Ko doseže stopnjo zrelosti, se ciklon začne polniti in poveča hitrost gibanja na 30 – 40 km/h

Struktura in vremenske razmere v tropskih ciklonih. Navpične razsežnosti tropskih ciklonov dosežejo 8–15 km. Horizontalne dimenzije so majhne v primerjavi s cikloni zmernih zemljepisnih širin in znašajo 80 ÷ 1000 km.

Tlačna razlika med središčem in obrobjem tropski ciklon je

14÷17hPa/100 km, največja vrednost je lahko 60 hPa/100 km.

Največja hitrost vetra v tropskem ciklonu je 90 gospa, in pridobljeno iz posrednih ocen – 110 gospa(slika 3.14). Hitrost vetra v tropskem ciklonu je vodoravno neenakomerno porazdeljena.

riž. 3.14.Graf sprememb hitrosti vetra v tropskem ciklonu

V osrednjem delu ciklona (premer 20÷50 km), imenovano " oko nevihte ", je hitrost vetra majhna in smer vetra je nestabilna (glej sliko 3.15). V središču ciklona je zgornja oblačnost ali vreme brez oblačka, opazimo lahko tudi stojni val do višine. 10 m. "Oko nevihte" ne zavzema več kot 1% celotne površine ciklona.

Gibanje zraka v tropskih ciklonih poteka na enak način kot v ciklonih zmernih zemljepisnih širin.

Nastajanje, pod vplivom konvergence tokov, je urejeno naraščajoče tokovi v vlažnem, nestabilnem zraku, prispevati k nastankuv teh ciklonih kumulonimbusi in druge oblike oblakov, ki z obzidjem obkrožajo »Eye of the Storm«. Širina te stene oblakov (glej sliko 3.15) je nekaj sto kilometrov in sovpada s pasom katastrofalnih hitrosti vetra. Višina oblakov se giblje od 300 do 500 m do 12-15 km.

Slika 3.15. Vertikalni prerez tropskega ciklona

močne padavine Padavine iz teh oblakov so izjemno intenzivne. Med prehodom ciklona skozi opazovalno točko v povprečju do 500 mm, v izjemnih primerih pa do 2500 mm padavine.

Tropski cikloni se pojavljajo samo tam, kjer temperatura vode na površini oceana doseže 26°÷27° Z in pri visoki relativni vlažnosti. Takšni cikloni nastanejo le v primerih, ko pride do vdora hladnega zraka v srednji in zgornji troposferi s severa v nizke zemljepisne širine Indijskega oceana. To prispeva k povečanju toplotne nestabilnosti in pojavu intenzivnih konvektivnih gibanj zraka.

Med gibanjem priteka hladen zrak v območje ciklona predvsem v srednji in zgornji troposferi v obliki curkov. Pod vplivom dotoka zraka se ciklon poglobi in pridobi komponento hitrosti gibanja, ki v kombinaciji s hitrostjo vodilnega toka povzroči zelo zapleteno trajektorijo.

Naslednji pogoji prispevajo k nastanku tropskih ciklonov:

prisotnost začetne ciklonske motnje v zunajtropskem konvergenčnem območju;

baroklinična nestabilnost v odvisnosti od horizontalnega temperaturnega gradienta;

vrednost Coriolisove sile, ki zadostuje za ustvarjanje učinka zvijanja;

temperatura površine oceana ni nižja od 26 ° Z;

konvektivna nestabilnost ozračja, ugodna za prodorno konvekcijo.

Tajfuni, ki vstopajo v Japonsko morje in Primorsko, se pogosto obnavljajo pod vplivom dotoka mraza v njegov zadnji del iz bolj severnih regij. Zaradi tega tajfuni dolgo časa ohranjajo svojo moč in prodirajo daleč na sever, vse do Ohotskega morja in polotoka Kamčatka.

"Oko nevihte" je fenomenalen in skrivnosten pojav tropskega ciklona. V tem delu skoraj ni oblačnosti, hitrost vetra pa močno upade od 40 do 50 gospa prej

3 – 5 gospa. Valovanje morja postane kaotično. Valovi so veliki in neurejeni ter imajo veliko strmino (drobitev). Višina valov več kot 4 m.

Tradicionalno velja, da je za "oko nevihte" značilno gibanje zraka navzdol. Vendar ta sklep ne ustreza dejstvu, da se v ciklonu vzpenjajoči tokovi konvergirajo proti osrednjemu delu in ne morejo povzročiti gibanja zraka navzgor, katerega hitrost je največja ravno v osrednjem delu.

Glavni razlog za močno zmanjšanje oblačnosti v osrednjem delu tropskega ciklona je povišanje temperature zraka, ki ga povzroča prenos toplote s površine oceana v ozračje z navzgornjim tokom. Prenos toplote se poveča zaradi močnih motenj vodne površine. Zaradi tega se kontaktna površina hladnega zraka z dobro ogrevano vodo znatno poveča. Zaradi tega razloga prenos toplote iz oceana je največji v osrednjem delu ciklona, ​​kjer vrednosti navpičnih hitrosti zraka so največje.

V tropskem ciklonu, pa tudi v ciklonu zmernih zemljepisnih širin, se navpična hitrost spreminja z višino in doseže največjo vrednost v srednji troposferi. Zato je v tem delu troposfere konvekcijski toplotni tok največji.

Povišanje temperature zraka v osrednjem delu ciklona za nekaj stopinj (od 5° do 15° Z) povzroči zmanjšanje vsebnosti vode na tem območju in povzroči izhlapevanje vodnih kapljic, tj. razpršitev oblakov.

To je glavni razlog za nastanek "očesa nevihte" v tropskem ciklonu.

V glavnem delu ciklona, ​​kjer nastane stena oblakov, ima določeno vlogo tudi toplotni tok iz oceana v ozračje. Vendar je v tem delu temperatura gladine oceana nižja kot v osrednjem delu, hitrost naraščajočih tokov pa manjša. Zato dotok toplote v tem delu ni tako velik, da bi bistveno spremenil vsebnost vode v kumulonimbusnem oblaku, ki nastaja v vzgornjem toku.

Faze razvoja. Tropski cikloni, tako kot cikloni zmernih zemljepisnih širin, gredo skozi štiri stopnje razvoja:

Stopnja oblikovanja. Na tej stopnji je tlak v središču vsaj 1000 hPa. Veter je zmeren. Na tej stopnji lahko obstajata dve vrsti razvoja tropskega ciklona - počasen - več dni in eksploziven - ne več kot 12 h.

Stopnja mladega ciklona. Sredinski tlak manjši od 1000 hPa. Vsaj v enem delu tega ciklona opazimo orkanske vetrove. Na tej stopnji je ne glede na stopnjo razvoja možna tudi dve vrsti razvoj:

pri prva vrsta po kratko obdobje orkanski veter v enem delu tropskega ciklona se začne polniti in nato dolgo obstaja kot tropska depresija.

pri druga vrsta Razvoj ciklona se močno poglobi. Tlak v središču se močno zmanjša. Vetrovi orkanske sile tvorijo gost obroč oblakov okoli središča ciklona. Iz razpršenih nevihtnih oblakov se oblikuje harmoničen sistem oblakov, sestavljen iz ozkih spiralnih trakov, ki se zbirajo v središču in pokrivajo drugo majhno območje.

Stopnja zrelosti. Na tej stopnji se zgodi zaustavitev padca tlaka v središču ciklona. Hitrost vetra se ne povečuje več, širi pa se območje orkanskih vetrov. Če na stopnji mladega ciklona orkanske vetrove opazimo le v polmeru 30 - 50 km, potem je do konca zrelosti to območje že 300 - 350 km. Trajanje te stopnje traja več dni.

Stopnja razpadanja Začetek polnjenja ciklona pomeni njegov prehod v stopnjo dušenja. Najpogosteje se to zgodi ko se ciklon premakne iz območja tropskih širin v območje zahodnih vetrov ali ob vstopu na celino.

Glede na intenzivnost delimo tropske ciklone na tlačne formacije, prikazane v tabeli 3.1.

Ciklon- atmosferski vrtinec z nizkim tlakom v središču. Vetrovi v ciklonu na severni polobli pihajo v nasprotni smeri urinega kazalca, v spodnji plasti pa odstopajo proti središču, na južni polobli - v smeri urinega kazalca.

Cikloni nenehno in naravno nastajajo zaradi rotacije Zemlje, zahvaljujoč Coriolisovi sili. Prehod ciklona je povezan z nastankom močne oblačnosti in padavinami.

Obstajata dve glavni vrsti ciklonov - ekstratropski in tropski. Prvi nastajajo v zmernih ali polarnih širinah in imajo na začetku razvoja premer tisoč kilometrov, v primeru tako imenovanega centralnega ciklona pa do nekaj tisoč. Slednji se oblikujejo v tropskih zemljepisnih širinah in imajo manjše velikosti (na stotine, redko več kot tisoč kilometrov), vendar velike gradiente tlaka in hitrosti vetra, ki dosegajo nevihtne hitrosti. Tropski cikloni lahko med svojim razvojem postanejo ekstratropski.

Pod 8-10 ° severne in južne zemljepisne širine se cikloni pojavljajo zelo redko, v neposredni bližini ekvatorja pa se sploh ne pojavijo.

Cikloni ne nastajajo le v atmosferi Zemlje, ampak tudi v atmosferi drugih planetov. Na primer, v atmosferi Jupitra že vrsto let opažamo tako imenovano Veliko rdečo pego, ki je očitno dolgotrajen ciklon. Vendar pa cikloni v atmosferi drugih planetov niso dovolj raziskani. Ciklogeneza - nastanek ciklona, ​​v zmernih širinah nastane na frontah.

ciklogeneza— razvoj ali okrepitev ciklonskega kroženja v ozračju (območje nizkega tlaka). To je splošni izraz za več različnih procesov, ki vodijo k razvoju ene vrste ciklona.

Obstajata dve glavni vrsti ciklonov - ekstratropski in tropski. Prvi nastajajo v zmernih ali polarnih širinah in imajo na začetku razvoja premer tisoč kilometrov, v primeru tako imenovanega centralnega ciklona pa do nekaj tisoč. Ekstratropski cikloni nastanejo kot valovi vzdolž vremenskih front, preden se te fronte združijo v okluzijsko fronto, ki se kasneje oblikuje v življenski krog hladno jedro ciklona.

Tropski cikloni nastanejo zaradi prisotnosti velikih količin latentne toplote, kar povzroča veliko nevihtno aktivnost in toplotna jedra. Lahko so izjemno nevarni. V bistvu je za nastanek tropskega ciklona potrebna temperatura vode na površini oceana vsaj 26,5 °C na globini vsaj 50 m. Drug nujen dejavnik je hitro ohlajanje zraka z višino, ki omogoča sproščanje kondenza energija, glavni vir energije tropskega ciklona. Prav tako je potrebno za nastanek tropskega ciklona visoka vlažnost zrak v spodnjih in srednjih plasteh troposfere; če je v zraku velika količina vlage, so pogoji ugodni za nastanek nestabilnosti.

Osnovne teorije nastajanja

Do 20. stoletja ideje o mehanizmu nastanka ciklonov niso bile jasne in so bile zelo poenostavljene. V 20. stoletju so se razvile toplotna (kondenzacijska), mehanska, valovna, divergentna, advektivno-dinamična teorija nastanka ciklonov, ki so bile popolnejše, a še vedno premalo popolne in niso upoštevale vseh dejavnikov.

Zdaj je ugotovljeno, da je velika večina ciklonov, ki se pojavljajo v zmernih zemljepisnih širinah, motnje čelnih valov.

Frontalni cikloni (in anticikloni) je posledica pojava dinamično nestabilnih barokliničnih valov na troposferski fronti. Baroklinična nestabilnost je definirana kot dinamična nestabilnost v glavnem transportu v ozračju, povezana s prisotnostjo meridionalnega temperaturnega gradienta in s tem termičnega vetra. Atmosfera je v kvazigeostrofičnem ravnovesju (stanje gibanja, v katerem horizontalna komponenta rotacijske sile Zemlje uravnoteži silo horizontalnega gradienta tlaka na vseh točkah polja, to je na geostrofičnih točkah polja, kar lahko v prosti atmosferi, z izjemo ekvatorialnih zemljepisnih širin) in ima statično stabilnost.

Stopnja nastanka

Trajanje faze nastajanja ciklona traja od prvih znakov pojava nastajanja tlaka do pojava prve zaprte izobare na površinski vremenski karti. Postopek traja približno en dan. V začetni fazi razvoja so ciklonski tlak in gradienti vetra šibki, atmosferska fronta je šibko motena. Ciklon je v začetni fazi običajno formacija z nizkim tlakom.

Stopnja mladega frontalnega ciklona ustreza deformaciji čelnega pasu oblakov. Na mestu nastanka vala se v sprednjem delu pas oblakov razširi proti hladnemu zraku in ima anticiklonalni ovinek (proti hladnemu zraku). Tu se začne zaradi drsenja toplega zraka navzgor oblikovati oblačni pas tople fronte. Emisije so vidne na severnem obrobju oblakov tople fronte cirusni oblaki, kar kaže na aktiven proces ciklogeneze. V zadnjem delu vala je ciklonski ovinek, nastaja hladna fronta.

V nasprotju s šibko razvitim valom pasovi cirusov pred aktivnim valom kažejo, da se topel zrak prenaša tukaj v zgornjo polovico troposfere in nastaja toplotni greben. V zadnjem delu aktivnega vala se oblačni trak zoži in upogne proti toplemu zraku. Tu se v spodnji polovici troposfere širi hladen zrak in nastane toplotna kotlina.

Tako nastanejo povezana področja advekcije mraza in advekcije toplote, tako imenovani advektivni toplotni par. Večji kot je horizontalni advekcijski gradient v valovnem območju, intenzivnejša bo ciklogeneza in nastajala bo oblačnost. Na zemeljskem površju se atmosferski tlak zniža, pojavijo se zaprte izobare in padavinsko območje se poveča.

Nastanek ciklona na mirujoči atmosferski fronti nakazuje, da se bodo v naslednjem dnevu temperaturni gradienti povečali in padavine na topli fronti okrepile. Vremenske razmere se v času hladne fronte ne bodo bistveno spremenile.

Ciklon, ki se pojavi na sprednji strani, torej na meji dveh zračne mase. Velika večina premikajočih se ciklonov ekstratropske zemljepisne širine, in očitno večina tropskih ciklonov (če ne vsi) pripada F.C. Obstajajo različne stopnje razvoja F.C.: valoviti ciklon, mladi ciklon, zaprti ciklon. Okluzija je proces prehoda frontalnega ciklona iz faze mladega ciklona s toplim sektorjem na površju zemlje v naslednjo končno stopnjo - okludirani ciklon. Okluzija je sestavljena iz zaprtja hladne fronte ciklona s počasneje premikajočo se toplo fronto. V tem primeru se topli sektor na površju zemlje izloči, topel zrak pa vse bolj izpodriva hladen zrak v zgornje plasti troposfere. Okluzija je povezana s povečanjem navpične moči ciklona (iz povprečja postane visoka), zmanjšanjem hitrosti njegovega gibanja naprej in kasnejšim dušenjem zaradi odprave temperaturnih kontrastov in zmanjšanja labilne energije. Okludirani ciklon je frontalni ciklon v končni fazi razvoja, ki je posledica procesa okluzije, razmeroma neaktivnega visokotlačnega sistema s strmim nagibom osi. Vzrok za nastanek toplotnih ciklonov je na primer neenakomerno segrevanje podzemne površine in nastanek stabilnih lokalnih dvigajočih se zračnih gibanj na razmeroma velikih območjih v radiju 100-200 km, pa tudi pojav lokalnih območij padec tlaka. V polju nizkega gradienta tlaka se zlahka pojavi zaprto ciklonsko kroženje. Ob ugodnih razmerah, ko fronta vstopi v sistem takega ciklona, ​​se lahko le ta razvije naprej in preide v navaden frontalni ciklon. Od trenutka nastanka do odra največji razvoj Ko ciklon napreduje, se tlak v njegovem središču zmanjšuje. Hitrost padca tlaka na enoto razdalje ali horizontalni gradient tlaka se poveča in vetrovi postanejo močnejši, pogosto do nevihtne moči. Atmosferske fronte se okrepijo, padavine najbolj intenzivno padajo. Nato ciklon oslabi in se napolni, to pomeni, da se tlak v njegovem središču poveča, vetrovi oslabijo, fronte se izperejo, padavine se zmanjšajo in postopoma ponehajo. V središču ciklonov, ki se nahajajo nad Evropo, je tlak pogosto 990-1000 mb (milibar je merska enota zračni tlak, izraženo v enotah za silo - dinih. 1 mb = 1000 dynov/cm2, 1 mb == 0,75 mm Hg. Umetnost. Tlak 990-1000 mb ustreza 742-750 mm Hg. Umetnost. Občasno pade na 940-950 mb. V takih ciklonih doseže veter uničevalno moč.

Oblikovanje okluzijskih front

Kompleksne (kompleksne) fronte nastanejo z zapiranjem hladnih in toplih front med okluzijo ciklona. Pri oblikovanju okluzijske fronte sodelujejo tri zračne mase: topla in dve hladni. V primeru, da je hladna zračna masa za hladno fronto toplejša od hladne mase pred fronto, bo ta, izpodriva topel zrak navzgor, hkrati stekla na sprednjo, hladnejšo maso. To fronto imenujemo topla okluzijska fronta. Nasprotno, če je zračna masa za hladno fronto hladnejša od zračne mase pred toplo fronto, potem bo ta zrak pritekal tako pod toplo kot pod sprednjo hladno (relativno toplo) zračno maso. Nastala fronta se imenuje fronta hladne okluzije.

V svojem razvoju gredo okluzijske fronte skozi tri stopnje. Posebno težke vremenske razmere na frontah so opazne v trenutku zaprtja toplih in hladnih front. Sistem oblakov je kompleksna kombinacija oblakov, povezanih s toplimi in hladnimi frontami. Padavine pred frontalnim pokrovom iz nimbostratusov in kumulonimbusov se spremenijo v plohe neposredno v čelni coni. Smer in hitrost vetra pri prehodu okluzijskih front se spreminjata enako kot pri preprostih frontah. Sčasoma se topel zrak potisne navzgor in okluzijska fronta se postopoma zamegli, navpična moč oblačnega sistema se zmanjša in v oblačnem pokrovu se pojavijo vrzeli. Ob tem se oblaki nimbostratusi postopoma spreminjajo v stratuse, altostratusi v altokumuluse, cirostratusi pa v cirokumuluse. To prestrukturiranje oblačnih sistemov povzroči prenehanje padavin.

Ciklonska regeneracija

Sekundarna poglobitev ciklona, ​​ki se je že začel polniti (po okluziji); spremlja povečanje hitrosti premikanja ciklona naprej. R.C. je najpogosteje posledica vnosa sveže mase hladnega zraka v območje ciklona in okrepitve ali ponovnega pojava temperaturnega kontrasta v območju ciklona. Ta proces se zgodi, ko se okludirani ciklon s polarnim sprednjim delom približa arktični fronti. Manj pogosto se R.C. pojavi, ko masa toplega zraka vstopi v območje ciklona. R.C. je možen tudi zaradi prehoda ciklona s kopnega na morje, kjer je trenje v površinskih plasteh zraka manjše, in zaradi povečanja nestabilnosti stratifikacije zračnih mas v kiklopu; ob združitvi dveh ciklonov je možen tudi nastanek motnje, ki je globlja od vsakega od združenih.

Vreme v ciklonih

Frontalni cikloni imajo 4 stopnje razvoja: 1. Izvor (depresija). Po statističnih podatkih se le ena od desetih depresij spremeni v frontalni ciklon. 2. Mladi ciklon 3. Zamašen ciklon (stopnja okluzije), v tej fazi veter v ciklonu doseže največjo moč 4. Stopnja polnjenja, ciklon se raztegne do največje dolžine.

Glavni pogoj za nastanek čelnega ciklona je bližina zračnih mas z nasprotnimi lastnostmi: hladno in toplo, mokro in suho.

tropska depresija. Na tej stopnji je nastajajoči vrtinec na vremenski karti označen kot šibko območje nizek krvni tlak. Vreme v teh možnih zametkih prihodnjih orkanov in tajfunov je le malo slabše od okolice. Veter ne doseže velike moči, tlak pa pade na vsega 1000 hPa. Majhnemu neškodljivemu ciklonu je mogoče slediti do višine 1,5–3 km.

tropska nevihta. Razvoj tropskega ciklona je lahko dolgotrajen proces, ki traja več dni, lahko pa ima tudi »eksploziven« značaj, ko se jasno definiran ciklon pojavi v 12 urah. V teh primerih opazimo hiter padec tlaka v središču mladega ciklona. Vetrovi, ki so že dosegli veliko moč, tvorijo okoli središča 40–50 km širok obroč. V samem središču s premerom 20–30 km je vzpostavljena relativno lepo vreme z rahlim vetrom ali celo mirno in rahlo oblačnostjo. Tukaj že ob prehodu v močno tropsko nevihto nastane nevihtno oko, eno izmed neverjetni pojavi narave. V fazi nevihte lahko ciklon izsledimo do višine 7–9 km.

Tajfun (orkan ali drugo krajevno ime). V tej fazi zrelega tropskega ciklona se padec centralnega tlaka in povečanje hitrosti vetra postopoma prenehata. Obtočni sistem se razširi po površini.Ta stopnja je stabilna - lahko traja cel teden. Območje neviht in ploh sega precej bolj desno od sredine (v smeri gibanja) kot levo. Velikost tropskih ciklonov v zreli fazi je lahko zelo različna. Pri nizkem tlaku v središču (950 hPa ali manj) polmer ciklona ne sme preseči 100 km, lahko pa doseže 600 km. Globoki cikloni na tej stopnji dosežejo višino 15–16 km, tj. Zgornja meja zrelega tropskega ciklona sega do višine tropske tropopavze. Nad 16–18 km ostanejo stratosferski vzhodni tokovi nemoteni.

Razvoj mreže aeroloških postaj in povečanje zgornje meje za radijsko sondiranje ozračja je omogočilo razjasnitev strukture ciklonov in anticiklonov ter značilnosti atmosferskega kroženja in vremena, povezanega z njimi. Razvite so bile tudi teorije o nastanku in razvoju teh velikanskih vrtincev. Teorije ciklonov, ki se začnejo od sredine XIXstoletja in vse do danes se je pojavilo precej, vendar je večina le zgodovinskega pomena.

Nekatere od teh teorij obstajajo že precej dolgo, vendar popolna matematično stroga in fizično koherentna teorija, ki bi pravilno in v celoti opisala proces nastanka in razvoja ciklonov in anticiklonov, do danes ni bila ustvarjena.

V sodobnih teoretičnih študijah se problem nastanka in razvoja teh vrtincev identificira s problemom spreminjanja tlaka. Razvoj teorije, ki pojasnjuje spremembe tlaka na podlagi zakonov hidrodinamike, omogoča pokritje tako širokega spektra atmosferskih procesov, da je načeloma možno vnaprej izračunati (izračunati pričakovane vrednosti) pritisk na katerikoli točki. Zdi se, da če je mogoče vnaprej izračunati spremembo tlaka z veliko ozemlje, potem naj bi to rezultiralo v napovedi razvoja in gibanja obstoječih ciklonov in anticiklonov ter pojava novih. Vendar to ne deluje, saj je upoštevanje padca tlaka (za nastanek ciklona) in njegovega povečanja (za nastanek anticiklona) pomemben, a ne edini pogoj. Upoštevati je treba številne dodatne dejavnike, ki jih ni mogoče kvantificirati. Med njimi bomo navedli natančen izračun predznaka spremembe tlaka, to je prehod od povečanja do zmanjšanja tlaka ali, nasprotno, od zmanjšanja do povečanja, neenakomernost sprememb tlaka v sosednjih območjih, odsotnost ali prisotnost velikih horizontalnih gradientov tlaka v začetnem trenutku (njegova sprememba na enoto razdalje), narava spodnje površine, njeni temperaturni pogoji, odbojnost (albedo) in drugi dejavniki.

Na koncu XIXstoletja so meteorologi domnevali, da cikloni nastanejo zaradi segrevanja zraka nad toplo podlago, anticikloni pa zaradi ohlajanja zraka nad hladno podlago. Ta predpostavka je bila utemeljena z dejstvom, da je po podnebnih podatkih nad celinami in oceani atmosferski tlak v srednjih zemljepisnih širinah v hladni in topli polovici leta neenakomerno porazdeljen. Dejansko, če pogledamo zemljevide povprečnega mesečnega tlaka za januar in julij (glej sliki 32 in 33), je zlahka ugotoviti, da nad ohlajenimi celinami Severna polobla Pozimi je pritisk visok, nad toplimi vodami severnega Atlantika in Tihega oceana pa nizek. Poleti se slika korenito spremeni. Visok pritisk prevladuje nad razmeroma hladnimi vodami oceanov, nizek pa nad toplimi celinami. Še več, tudi čez tako majhne, ​​a tople vodni bazeni, tako kot Sredozemsko ali Črno morje, zemljevidi povprečnega tlaka pozimi jasno kažejo območja nizkega tlaka. Njihov izvor je posledica temperaturne razlike med kopnim in morjem.

Vendar že na začetkuXXstoletju na podlagi takratnih aeroloških opazovanj z baloni je bila ta hipoteza zavrnjena. Podatki opazovanj so pokazali, da je v povprečju temperatura v troposferi v ciklonskem sistemu precej nižja kot v anticiklonskem sistemu.

Pojmi o vzrokih za nastanek ciklonov in anticiklonov. V 20. letih XXstoletju so norveški meteorologi razvili frontološko analizo (V. Bjerknes, J. Bjerknes, T. Bergeron itd.), ki je bila razvita v ZSSR (S.P. Khromov, A.I. Asknazi itd.). Pri analizi vremensko-tvornih (sinoptičnih) procesov je bila glavna pozornost namenjena fizične lastnosti hladne in tople zračne mase ter atmosferske fronte, v sistemu katerih se razvijejo večplastni oblaki. Avtorji frontološke analize so postavili hipotezo o valovni naravi razvoja ciklonov. Menili so, da cikloni nastanejo kot posledica valovnih (nihajnih) gibanj mejnih površin (front), ki obstajajo v ozračju med zračnimi masami različnih gostot. Teoretično rešitev problema nastanka ciklonske motnje je predlagal N. E. Kochin. Vendar pa teorija valov ni zagotovila nobenega znaka poznejšega razvoja ciklonov. Poleg tega valovna teorija ni povezala nastanka in razvoja ciklonov z vzroki za spremembe atmosferskega tlaka. Zaradi tega so bili anticikloni zunaj vidnega polja valovne teorije.

Uporaba višinskih vremenskih kart – kart tlačne topografije – je v drugi polovici 30. let razširila možnosti za obsežne raziskave, povezane s proučevanjem polj tlaka, temperature in vlažnosti v višinah. Skupna analiza površinskih in višinskih vremenskih kart je omogočila odkritje številnih prej neznanih značilnosti v razvoju atmosferskih procesov. Že v zgodnjih tridesetih letih prejšnjega stoletja je bilo na podlagi empiričnih študij ugotovljeno, da se anticikloni v bližini zemeljske površine okrepijo, če so v srednji troposferi (približno 5 km) zračni tokovi se stekajo (konvergirajo). Ko se tokovi razhajajo (divergenca) na višinah, anticikloni oslabijo (V M. Mikhel, 1932). Poleg tega se je izkazalo, da se anticikloni, tako kot cikloni, premikajo v smeri zračnih tokov na ravni 5-6 km(S.I. Troitsky, V.M. Mikhel). Ta in druga pravila so konec 30-ih let po razjasnitvi in ​​pomembnih dopolnitvah tvorila osnovo metode za analizo atmosferskih procesov, imenovane advektivno-dinamično(X. P. Pogosyan in N. L. Taborovsky, 1939-1946). Po advektivno-dinamični teoriji nastane sprememba tlaka na določenem območju kot posledica delovanja dveh dejavnikov: sprememb tlaka zaradi horizontalnega prenosa (advekcije), zračnih mas in sprememb tlaka, ki nastanejo zaradi odstopanje dejanskega vetra od gradientnega (ageostrofičnost). Prva komponenta je bila imenovana advektivno, drugi - dinamično. Po advektivno-dinamični teoriji je gibanje ciklonov ali anticiklonov brez spreminjanja tlaka v njihovem središču določeno z advekcijo, nastanek novih in njihov razvoj pa dinamična sprememba tlaka. Zgrajena je bila prostorska struktura ciklonov in anticiklonov (N.L. Taborovsky, 1947), ki je bila kasneje le nekoliko posodobljena (X. P. Pogosyan, A. I. Burtsev, 1957). Advektivno-dinamična teorija je v preučevanje ciklonov in anticiklonov vnesla veliko novega. Če so pojav njihovega nastanka in razvoja prej preučevali ločeno od sprememb atmosferskega tlaka, so se ti procesi zdaj izkazali za poseben primer splošnega problema sprememb tlaka. Po advektivno-dinamični analizi pride do največjih advektivnih in dinamičnih sprememb tlaka v conah velikih horizontalnih temperaturnih in tlačnih gradientov, t.j. v čelnih conah. V tem primeru je dinamični faktor pomemben na tistih odsekih čelnih območij, kjer v smeri zračnih tokov na višinah (troposfera) prihaja do spremembe hitrosti vetra vzdolž toka (divergenca in konvergenca), krivuljasta oblika izobare itd. Pri advektivno-dinamični analizi je tako kot pri frontološki podan velika pozornost cone ostrega prehoda med hladnimi in toplimi zračnimi masami, to so frontalne cone in fronte.

Advektivno-dinamična teorija ciklonov in anticiklonov je upoštevala le del dejavnikov dinamičnega spreminjanja tlaka. Zato številne določbe te analize niso bile dovolj utemeljene. Vendar pa so številni zaključki, ki so jih pridobili njegovi avtorji, postali osnova za nadaljnji razvoj znanja o atmosferskih procesih. Meteorologom-napovedovalcem (prognostikom) so odprli široke možnosti za razumevanje fizike atmosferskih procesov. Napovedovalci imajo možnost, da se ne omejijo na opazovalne podatke na površju zemlje, temveč učinkovito uporabljajo aerološka opazovanja. Vse to je prispevalo k opaznemu izboljšanju kakovosti kratkoročnih vremenskih napovedi v vseh oddelkih Hidrometeorološke službe ZSSR.

Trenutno študije o nastanku in razvoju ekstratropskih vrtincev ne upoštevajo le advektivnih sprememb temperature, temveč tudi tiste spremembe, ki jih povzročajo vertikalna gibanja zraka, to je adiabatske spremembe. Kasneje je bilo ugotovljeno, da ko se ciklon poglablja v svojem sistemu po trenutku nastanka, prihaja do stalnega zniževanja temperature, v anticiklonskem sistemu pa, nasprotno, do povišanja temperature.

Tako je advektivno-dinamična teorija povezala procese nastanka in razvoja ciklonov in anticiklonov s spremembami atmosferskega tlaka.

Težava pri oblikovanju stroge kvantitativne teorije o nastanku in razvoju ciklonov in anticiklonov je v dejstvu, da do danes še ni bila ustvarjena teorija, ki bi dovolj popolno opisala kompleksen proces sprememb atmosferskega tlaka.

Znano je seveda, da je atmosferski tlak določen s težo zračnega stebra. Sprememba teže je odvisna tako od sprememb gostote zraka, ki lahko nastanejo kot posledica temperaturnih sprememb, kot od procesov, ki vodijo do povečanja ali zmanjšanja zračne mase. Zato je treba pri določanju sprememb tlaka, ki vodijo do nastanka in razvoja ciklonov in anticiklonov, upoštevati toplotne in dinamične dejavnike.

Vpliv toplotnih dejavnikov je tesno povezan s prenosom zračnih mas različnih gostot, ki povzročajo spremembe horizontalnih gradientov temperature, tlaka in s tem polja toka. Toda temperatura zraka in s tem tlačna polja in zračni tokovi so podvrženi nenehnim spremembam, ki nastanejo kot posledica navpičnega gibanja zraka in adiabatnih sprememb njegove temperature, dotoka toplote s spodnje površine, izgube toplote zaradi izhlapevanja in sproščanje latentne toplote pri kondenzaciji vodne pare.

Pri kvantitativnem upoštevanju teh dejavnikov so velike težave. Slednje nastanejo predvsem zaradi pomanjkanja zanesljivih opazovalnih podatkov o zračni vlagi, turbulenci, vertikalnih premikih v različnih plasteh troposfere itd. Potrebni so tudi natančnejši podatki o porazdelitvi in ​​spremembah temperature nad troposfero. Zato se moramo pri ocenjevanju vpliva temperature na spremembo tlačnega polja omejiti na približne in povprečne podatke. Tudi dinamičnih sprememb tlaka še ni mogoče kvantitativno upoštevati, saj vloga različnih dejavnikov pri spremembah atmosferskega tlaka ni natančno določena. Ni načina za natančno količinsko opredelitev divergence (konvergence) vetra, ukrivljenosti izobar itd. To pojasnjuje pomanjkanje kvantitativne teorije, ki bi zadovoljivo opisala fizikalni procesi spremembe tlaka, pojav in razvoj ciklonov in anticiklonov.

Zahvaljujoč podatkom aeroloških opazovanj imajo meteorologi zdaj jasnejšo predstavo o strukturnih značilnostih ciklonov in anticiklonov. Nastane kot posledica padca ali povečanja atmosferskega tlaka na površini zemlje v obliki majhnih vrtincev (do 400-600 premera). km), ko se razvijajo, se postopoma širijo in v svoj sistem vlečejo ogromne mase zraka.

Stopnje razvoja ciklonov in anticiklonov. Za življenje vsakega ciklona ali anticiklona so običajno značilne tri stopnje: nastanek, razvoj in staranje. Trajanje vsake stopnje je od nekaj ur do 1-2 dni. V primerih, ko pogoji kroženja niso ugodni za razvoj ciklona ali anticiklona, ​​ne gredo skozi vse stopnje in hitro izginejo.

V prvi, začetni fazi so cikloni majhne tlačne motnje, označene z eno ali dvema izobarama, s tlačno razliko med središčem in obrobjem do 5-10. mb in z definiranim vetrovnim sistemom na površini zemlje. Na nadmorski višini 2-3 km zaprte izobare niso zaznane.

Druga stopnja je stopnja največjega razvoja nastajanja tlaka z najmanjšim tlakom v središču ciklona in največjim v središču anticiklona. Razlika v tlaku med središčem in periferijo pogosto presega 20-30 mb. Na tej stopnji najdemo ustrezen cirkulacijski sistem v zgornji troposferi in spodnji stratosferi.

V tretji fazi - stopnji uničenja, je mogoče zaslediti koncentrični sistem izobar ne samo na površini zemlje, ampak tudi na višinah. V teh primerih ciklonsko kroženje običajno ne zajame le celotne troposfere, temveč tudi nižje plasti stratosfere. Vendar se cikloni postopoma polnijo.

Na sliki 51 je A prikazuje diagram ciklona v začetni fazi razvoja. V njegovem sistemu se je na površju zemlje pojavila prva zaprta izobara (debele črte). Vetrovi so šibki. Atmosferska fronta (nazobčana debela črta) na površju zemlje je le malo motena. Levo od središča je v zadnjem delu ciklona hladna fronta, desno pa topla fronta. Središče nad površino v srednji troposferi (na nadmorski višini 5-6 km) Obstaja gost sistem izohips (tanke polne črte), z nizkim tlakom severno od središča površja in visokim tlakom na jugu. Ta struktura visokogorskega tlačnega polja določa zahodne vetrove s hitrostjo 60-80 nad površinskim središčem ciklona. km/h in več. Pri takšnih hitrostih vetra v območju razhajajočih se izohips pride do odstopanja vetra od gradienta, razvoja gibanja zraka navzgor in padca tlaka.

Na sliki 51, b je ciklon upodobljen približno en dan kasneje. Na površju zemlje se je poglobil, tlak v njegovem središču pa je padel na 980 mb namesto 1005 v začetni fazi razvoja. Vetrovi so postali močnejši. Motnja sprednjega dela je dosegla skoraj svoj maksimum, po katerem običajno nastopi okluzija. Sistem izohips na istih višinah je bil močno deformiran. Območje največje gostote izohips se je z velikimi hitrostmi vetra premaknilo južno od središča površja. Na nadmorski višini 5-6 km se je začelo nastajanje njenega stolpnega središča. V drugi fazi razvoja ciklona so premiki zraka navzgor največji. Zato običajno na tej stopnji v ciklonskem sistemu, zlasti v njegovem sprednjem delu (vzdolž njegovega gibanja), nastanejo močni čelni oblaki, v toplem čelnem pasu padajo odeje. Hladen zrak je v območju nizkega tlaka, na nadmorski višini, topel zrak pa je v območju visok pritisk. V sistemu v razvoju

cikloni, temperaturne razlike med hladnim in toplim zrakom, tako kot v prvi fazi, običajno presegajo 8 - 10 ° na razdalji 1000 kmčez čelno cono.

V tretji razvojni fazi - stopnji polnjenja je v ciklonu prisoten le hladen zrak. To se zgodi zaradi advekcije mraza v njegovem zadnjem delu in ohlajanja zraka zaradi gibanja navzgor. Slika 51, c prikazuje diagram takšnega ciklona. Kot lahko vidimo, se njegovo središče na površini zemlje in na višinah skoraj ujemata. Zaradi hitrega napredovanja je hladna fronta dohitela toplo in prišlo je do okluzije. Ob prehodu hladne fronte na obrobje ciklona se je tja premaknilo tudi območje največjih temperaturnih in hitrostnih kontrastov. V središču ciklona se je tlak že povečal. Ciklon se polni. V zadnji razvojni fazi oslabijo in ustavijo se premiki zraka navzgor v osrednjem delu ciklona, ​​oblaki se sesedejo.

Ciklon je že popolnoma postal središče mraza v troposferi, aktivni procesi spreminjanja tlaka pa se pomikajo na njegovo obrobje, kjer se oblikuje novo višinsko frontalno območje. V ustreznih razmerah lahko tu nastanejo novi cikloni in anticikloni.

Tako je zaradi advekcije mraza v zadnjem delu ciklona, ​​prisotnosti premikov navzgor in adiabatnega hlajenja celoten ciklon napolnjen s hladnim zrakom in v troposferi se vzpostavi močno ciklonsko kroženje, kot v spodnji stratosferi, t.j. ciklon postane visokotlačna tvorba. V tej zadnji fazi se horizontalni temperaturni kontrasti, ki so vir energije ciklona, ​​premaknejo na obrobje in ciklon zbledi. Proces premikanja temperaturnih kontrastov na obrobje je v bistvu proces ciklonske okluzije.

Shema anticiklona v začetni fazi razvoja z vetrom in izobarskim sistemom je prikazana na sliki 52, A. Kot običajno so sprednje strani nameščene na njegovem obodu. Hladen zrak v anticiklonskem sistemu je na desni strani, topel zrak pa na levi. V nasprotju s ciklonom premiki zraka navzdol in adiabatno povišanje temperature, značilno za krepitev anticiklona, ​​ter advekcija toplote v njegovi levi polovici skoraj nenehno povzročajo splošno povišanje temperature v anticiklonskem sistemu. Zaradi adiabatnega zvišanja temperature se vodna para odmakne od stanja nasičenosti, oblaki se razpršijo in padavine prenehajo.

Nad površinskim anticiklonom v srednji troposferi je opazen zgoščen sistem konvergentnih izohips. Hitrost vetra nad središčem anticiklona in desno od njega presega 60-80 km/h Pri takšnih hitrostih v območju konvergence tokov veter odstopa od gradientnega, t.j. gibanje postane neenakomerno, razvoj premikov zraka navzdol in povečanje tlaka - anticiklon se okrepi. Hladen zrak je kot vedno v nizkotlačnem sistemu na višinah.

V drugi fazi razvoja je anticiklon že močna tlačna tvorba (sl. 52, b), z visokim tlakom v središču površine in divergentnim sistemom razmeroma šibkih površinskih vetrov, fronta blizu zemeljske površine pa se premakne na obrobju anticiklona. Na višinah je še vedno gost sistem konvergentnih izohips, s močni vetrovi in velike temperaturne kontraste. Na tej stopnji se v višinah že pojavi majhno zaprto središče ali greben visokega tlaka iz glavnega toplega anticiklona. Zaradi stalne advekcije toplote in adiabatnega segrevanja je anticiklon napolnjen s toplim zrakom po vsej troposferi in se spremeni v toplotno središče z dobro definiranim anticiklonskim kroženjem (slika 52, c). V tej zadnji fazi razvoja

horizontalni temperaturni kontrasti, ki so njegova energetska osnova, se premaknejo na obrobje in anticiklon se začne sesedati.

Gibanje ciklonov in anticiklonov se dogaja, dokler obstaja zračni tok nad njimi. Ko postanejo samostojne formacije (v tretji fazi), se njihovo gibanje običajno ustavi.

Zaradi razhajanja zračnih tokov v površinski plasti se tlak v anticiklonskem sistemu zmanjša, postopoma propade ali zaradi preoblikovanja sosednjih tlačno polje združi z drugim mlajšim anticiklonom. Enako se dogaja s cikloni, le s to razliko, da se zaradi konvergence vetra v površinski plasti tlak v središču ciklona poveča in ta postopoma izgine, se zapolni ali združi z drugimi, mlajšimi in močnejšimi. cikloni.

Gibanje ciklonov in anticiklonov poteka v smeri zračnih tokov na višinah (v srednji troposferi), to je vzdolž tako imenovanega vodilnega toka. Vendar vodilni tok ni konstanten. Spreminja se zaradi tekočih aktivnih atmosferskih procesov. V primerih sprememb vodilnega toka, tj. ko se polje tokov v troposferi preuredi, je najtežje natančno izračunati hitrost in smer njihovega gibanja.

V večini primerov padec atmosferskega tlaka na kateri koli točki kaže na približevanje ciklona in poslabšanje vremena, povečanje tlaka pa, nasprotno, kaže na odstranitev ciklona, ​​približevanje anticiklona in izboljšanje vremena. Vendar ta pravila niso vedno upravičena. V nekaterih primerih se lahko vreme poslabša, ko se tlak dvigne, pa tudi izboljša, ko ta pade. To je odvisno od vsebnosti vlage v zraku in hitrosti navpičnih premikov.

Z razvojem ciklona v svoj sistem vleče vedno več vlažnih zračnih mas, ki s seboj prinašajo vodno paro. Naknadna kondenzacija te vodne pare pogosto povzroči močne padavine, ki pokrivajo velika območja. Na primer, izračunali so, da je v enem ciklonu, ki je prišel z Balkanskega polotoka na evropsko ozemlje ZSSR, padlo približno 40 milijard padavin v treh dneh. m 3 vodo. Ta količina vode zadošča za polnjenje rezervoarja z globino približno 30 m in površino več kot 1300 km 2 .

Z razvojem anticiklonov se v njihov krožni sistem potegnejo tudi znatne mase zraka.

Visoki topli anticikloni in hladni cikloni so središča toplote in mraza. Na območjih med temi izbruhi nastajajo novi. čelne cone, se temperaturni kontrasti okrepijo in ponovno pojavijo atmosferski vrtinci, ki gre skozi isti življenjski cikel.

Ponavljanje ciklonov in anticiklonov. Premikajoči se atmosferski vrtinci (ekstratropske zemljepisne širine) ne nastajajo in se ne razvijajo povsod na enak način.

Pozimi na severni polobli se cikloni pogosteje razvijejo ob vzhodnih obalah Azije in Severne Amerike. Med ohlajenimi celinami in topli oceani. Preko Atlantika se pomikajo proti Islandiji in severni Evropi ter čez Tihi ocean- na Aleutske otoke in Aljasko. Pozimi se nad Sredozemskim morjem pogosto pojavljajo cikloni. Nad azijsko celino se pojavljajo veliko manj pogosto.

Poleti se razmere spremenijo. Pogostost ciklonov nad oceani se zmanjšuje, nad celinami pa povečuje. blizu Mediteransko morje Poleti se cikloni pojavljajo zelo redko.

Anticikloni imajo največjo pogostnost pozimi severne regije Aziji in Ameriki. Na območjih največje pogostnosti ciklonov so anticikloni redki.

Ker se horizontalni gradienti temperature in tlaka od zime do poletja zmanjšujejo, torej topel čas letih se procesi ciklo- in anticiklogeneze odvijajo manj intenzivno. Toda tudi poleti, ko se zaradi interlatitudinalne izmenjave zračnih mas pojavijo in okrepijo frontalna območja s temperaturnimi kontrasti do 10-15 ° ali več na 1000. km Pri velikih hitrostih zračnih tokov nastajajo in se intenzivno razvijajo posamezni cikloni.

Območje največje pogostnosti ciklonov pozimi in poleti v bistvu sovpada z območji največje gostote izoterm na kartah relativne topografije (sl. 22 in 23). Pozimi je največja gostota izohips na zemljevidih ​​OT skoncentrirana na jugu celin, predvsem pa na vzhodu. IN srednji pas temperaturni kontrasti so zanemarljivi. Za razliko od zime, nad Sibirijo, na območju povečanih kontrastov, temperatura v zgornjem toku Ob in Jeniseja, poleti se poveča pogostost ciklonov. Občasno nastanejo, se preselijo v vzhodna smer, ki je dosegla največji razvoj med Vzhodna Sibirija in Daljni vzhod.

- vir-

Poghosyan, Kh.P. Atmosfera Zemlje / H.P. Poghosyan [in drugi]. – M.: Izobraževanje, 1970.- 318 str.

Ogledi objave: 162