meteorologiya_ta_klimatologiya Copy
.pdf
справді не вітер відхиляється від початкового напрямку відносно Землі, а Земля з своїми координатами повертається під рухливим повітрям у протилежний бік. Силу Коріоліса визначають
А = 2ω V sin φ,
де ω – кутова швидкість обертання Землі, V – швидкість вітру, φ - географічна широта.
Із рівняння видно, що відхиляюча сила обертання Землі на екваторі дорівнює нулю, а на полюсах найбільша – 2 ω·V. Звичайно ця сила відсутня, коли V=0, в інших випадках сила пропорційна швидкості вітру. Підрахунки показують, що відхиляюча сила обертання Землі має такий же порядок величин, як і сила баричного градієнта, тобто може зрівноважити останню силу.
Якщо ж повітря рухається вздовж криволінійних ізобар, тобто в циклонах та антициклонах, то з’являється третя сила – відцентрова
C=V2/r,
де r – радіус кривизни траєкторії руху. Ця сила спрямована вздовж радіуса кривизни траєкторії зовні у бік випуклості ізобар.
Нарешті четверта сила – це сила тертя, яка значно зменшує швидкість руху повітря. Вона спрямована проти руху повітря і визначається за виразом R=kV, де V – швидкість вітру, а k – коефіцієнт тертя, який завжди менше 1. Повітря рухається над нерівною шорсткою поверхнею і, відчуваючи опір цієї поверхні і наземних предметів, зменшує швидкість свого руху. Частки з малою швидкістю у процесі турбулентного обміну потрапляють у вищі шари атмосфери. Отже внаслідок турбулентності зменшення швидкості передається вверх на значну висоту. Найбільша сила тертя в приземному шарі повітря і поступово зменшується догори. Сила тертя практично зникає на висоті від 500 до 1500 м, а в середньому близько 1000 м. Цей нижній шар повітря називається шаром тертя або планетарним граничним шаром. Верхня межа цього шару називається рівнем тертя.
Вище цього шару розташована вільна атмосфера.
Товщина шару тертя залежить від Мал.. 6.12. Геострофічний вітер стратифікації атмосфери. При стійкій стратифікації шар тертя найменшої товщини. При нестійкій стратифікації розвивається ще й термічна турбулентність або конвекція, яка інтенсивно перемішує повітря до значної висоти. Тому шар тертя в цьому випадку досягає товщини 1500 м. На суходолі це спостерігається часто в теплу частину року.
В реальних умовах атмосфери на повітря може діяти різна кількість сил. Уявимо, що на одиничний об’єм повітря діють дві
Мал.. 6.13. Градієнтний вітер в циклоні:
161G – сила баричного градієнта, А – відхиляюча сила обертання Землі, С – відцентрова сила, Vgr – градієнтний вітер.
сили: це сила баричного градієнту та відхиляюча сила обертання Землі. Це можливо при прямолінійних ізобарах вище шару тертя. У даному випадку буде прямолінійний рівномірний рух повітря, який називається геострофічним вітром Vg(мал. 6.12). Баричний градієнт направлений у бік найменшого тиску, відхиляюча сила обертання Землі зрівноважує його і геострофічний вітер дме вздовж ізобар, залишаючи низький тиск ліворуч в північній півкулі та прраворуч в південній. Із рівноваги діючих сил видно -1/ρ·dр/dn=2ωVgsinφ
звідси Vg=-1/ρ2ωsinφ·dр/dn.
Підставивши значення густини повітря при стандартних умовах, кутову швидкість обертання Землі та баричний градієнт на 100 км, одержимо робочу формулу
Vg=-5,4/sinφ·∆p/∆n.
При баричному градієнті 1 гПа/100 км на широті 500 Vg=5,8 м/с, при градієнті 3 гПа/100 км – втричі більша. Отже, швид-
кість геострофічного вітру прямо пропор- |
|
|
|
ційна баричному градієнту. В реальних |
|
|
|
умовах атмосфери вище шару тертя дійс- |
|
|
|
ний вітер дуже близький до геострофіч- |
|
|
|
ного як за напрямком, так і з швидкістю. |
|
|
|
Поблизу земної поверхні вітер значно від- |
|
|
|
Мал.. 6.14. Градієнтний вітер в анти- |
|||
різняється від геострофічного. |
|||
Якщо ж вище шару тертя повітря ру- |
циклоні: G – сила баричного градієн- |
||
та, А |
– відхиляюча сила обертання |
||
хається вздовж криволінійних ізобар, тоб- |
|||
Землі, |
С – відцентрова сила, Vgr – |
||
то в циклонах та антициклонах, то до двох |
градієнтний вітер. |
||
перших сил додається відцентрова сила С, |
|
|
|
|
|
||
то цей вітер називається градієнтним (мал. 6.13, та 6.14).
Швидкість вітру у будь-якій точці траєкторії спрямована вздовж дотичної до колової траєкторії у цій точці. Відхиляюча сила обертання Землі завжди спрямована під прямим кутом до швидкості тобто вздовж радіуса кривизни праворуч в північній півкулі та ліворуч у південній. Відцентрова сила також спрямована вздовж радіуса кривизни у бік випуклості ізобар. Виходить, що сила градієнта повинна зрівноважити геометричну суму інших двох сил і бути з ними на одній прямій, тобто вздовж радіуса кривизни. Отже, баричний градієнт спрямований під прямим кутом до швидкості, тобто вітер дме вздовж ізобар. Такий теоретичний випадок рівномірного руху повітря вздовж колових траєкторій вище шару тертя називається градієнтним вітром.
До поняття градієнтного вітру можна включити і геострофічний вітер як граничний випадок градієнтного вітру при безмежно великому радіусі кривизни.
Відцентрова сила в атмосфері менша, ніж сила баричного градієнта. Тому в циклонах силу градієнта врівноважують дві сили – відхиляюча сила і відцентрова. В антициклонах відхиляючу силу врівноважують сила баричного градієнта та відцентрова. В результаті дії відхиляючої сили обертання Землі у північній півкулі градієнтний вітер дме проти годинникової стрілки, а в південній за годинни-
162
ковою стрілкою. В антициклонах навпаки у північній півкулі вітер дме за годинниковою стрілкою, а в південній – проти.
Швидкість градієнтного вітру Vg визначається за рівнянням, де зрівноважуються усі три названі сили
1/ρ·dp/dn+2ωVgsinφ±V2g /r=0.
Знак плюс відповідає градієнтному вітрі в циклоні, а знак мінус – в антициклоні. Звідси випливає, що при однакових баричних градієнтах швидкість градієнтного вітру в антициклоні більша, а в циклоні менша, ніж при прямолінійних ізобарах, тобто більша ніж швидкість геострофічного вітру. На мал. 6.13, 6.14 видно, що швидкість вітру пропорційна відхиляючій силі обертання Землі, але ж в антициклоні відхиляюча сила більша, а в циклоні менша, ніж сила баричного градієнта. Тому в антициклонах швидкість градієнтного вітру більша, ніж у циклонах, при умові однакових баричних градієнтів.
В умовах атмосфери дійсний вітер близький до градієнтного вище шару тертя, а в приземному шарі він значно відрізняється від градієнтного.
6.6.1. Зміна напрямку та швидкості вітру при підняті угору
Баричне поле при віддалені від земної поверхні змінюється і отже змінюється напрямок та швидкість вітру. Ми знаємо, що при зростанні висоти баричний градієнт одержує додаткову складову, спрямовану вздовж температурного градієнта і, отже, градієнтний вітер посилюється. Ця додаткова складова ∆V називається термічним вітром (мал. 6.15). Якщо баричний градієнт в приземному шарі повітря співпадає за напрямком з температурним градієнтом у вищих шарах, то при піднятті догори він збільшується, не змінюючи
напрямку. Тоді ізобари на всіх рівнях співпадають з ізотермами, а термічний вітер співпадає за напрямком з вітром на нижньому рівні. Отже, швидкість вітру при піднятті догори збільшується, а напрямок залишається сталим.
V0 – вітер на нижньому рівні, ∆V – термічний вітер, V – вітер на верхньому
рівні.
Якщо баричний градієнт в приземному шарі протилежно спрямований до температурного градієнта, то він зменшується при піднятті догори і разом з ним зменшується швидкість вітру до нуля, не змінюючи напрямку. Вище цього шару виникне вітер протилежного напрямку.
Якщо між баричним та температурним градієнтами є кут менше 1800, то термічний вітер буде спрямований праворуч чи ліворуч, залежно від того у якій бік баричний градієнт відхиляється від температурного. Ось чому при піднятті догори градієнтний вітер повертає або праворуч, або ліворуч. У передній (східній) частині циклону, де баричний градієнт спрямований на захід, а температурний – на північ, вітер наближаючись до ізотерми повертає у вищих шарах праворуч, а в західній (тиловій) частині циклону – ліворуч. В антициклоні навпаки – у східній частині ліворуч, а в тиловій – праворуч.
163
6.6.2. Вплив тертя на швидкість і напрямок вітру
На висоті 10-15 м від земної поверхні внаслідок дії сили тертя швидкість дійсного вітру над суходолом вдвічі менша від градієнтного, а над морями становить 2/3 швидкості градієнтного вітру. З підняттям догори сила тертя зменшується і швидкість вітру поступово збільшується до швидкості градієнтного вітру на висоті близько 1000 м. Сила тертя впливає також на напрямок вітру. При рівномірному пря-
молінійному русі в приземному шарі повинно зрівноважуватись три сили: сила Мал. 6.16.Вітер у шарі тертя.
баричного градієнта, відхиляюча сила та сила тертя (мал. 6.16). Сила тертя протидіє руху, вона спрямована проти руху, то вона не може діяти на одній прямій з відхиляючою силою обертання Землі. Тому і сила баричного градієнта, яка
зрівноважує суму цих двох сил, не може |
|
|
Мал.. 6.17. Графік зміни напрямку та |
||
діяти на одній прямій з відхиляючою |
||
силою обертання Землі. На мал. 6.16 |
швидкості вітру в шарі тертя (спіраль |
|
видно, що між силою баричного градіє- |
Екмана) |
|
|
нта і швидкістю вітру не прямий, а гострий кут. Можна стверджувати, що напрямок вітру спрямований не вздовж ізобар, а відхиляється від них ліворуч у північній півкулі на кут в середньому 300. Над морем цей кут зменшується до 10-200, над суходолом збільшується до 40-500. На величину цього кута впливає термічна стратифікація атмосфери та швидкість вітру.
При підняті догори кут відхилення від ізобар поступово зменшується і на висоті близько 1000 м дорівнюватиме нулю градусів, тобто вітер наблизиться до геострофічного. Оскільки поблизу земної поверхні вітер відхилявся від ізобар ліворуч, то при піднятті догори вітер повертає праворуч за годинниковою стрілкою. Одночасно швидкість вітру з віддаленням від землі збільшується (мал. 6.17). На графіку представлено напрямок та швидкість вітру на висотах 10, 300, 700 та 1000 м. Криву, яка з’єднує кінці цих напрямків, називають спіраллю Екмана.
При рівномірному русі повітря в циклонах та антициклонах, тобто при криволінійних ізобарах в шарі тертя сила тертя також не співпадає з відхиляючою силою. Тому і сила баричного градієнта не
Мал.. 6.18. Ізобари (1) та траєкторії перенесення повітря (2) в приземних шарах циклону (а) та антициклону (б).
співпадає за напрямком з відхиляючою силою обертання Землі. Напрямок вітру також буде відхилятись від ізобар до центру циклону проти годинникової стрілки у північній півкулі та за годинниковою – у південній. В антициклоні в нижніх шарах повітря буде рухатись за годинниковою стрілкою в північній півкулі, одночасно повітря розтікається від центру до периферії (мал. 6.18).
Провівши лінії плину в нижніх шарах циклону побачимо, що вони мають вигляд спіралі, яка закручується проти годинникової стрілки і сходиться до центру циклону. Для цих ліній центр циклону є точкою сходження ліній або точкою конвергенції.
В нижніх шарах антициклону лінії плину також як спіраль, яка розходиться від центру за годинниковою стрілкою. У цьому випадку центр антициклону є точкою розходження ліній плину або точкою дивергенції. У південній півкулі лінії плину спрямовані за годинниковою стрілкою в циклоні та проти – в антициклоні.
Враховуючи усе наведене вище можна зробити такий висновок: якщо стати лицем у напрямку вітру, то найнижчий тиск буде ліворуч і дещо попереду, а найвищий – праворуч і дещо позаду. Таке розташування областей низького та високого тиску було знайдено емпірично ще в першій половині XIX ст. І одержало назву баричного закону вітру або закону Бейс-Бало.
6.6.3.Добовий та річний хід швидкості вітру
Уприземному шарі атмосфери швидкість вітру постійно змінюється. Але
все ж таки на фоні цих змін спостерігається досить чіткий добовий хід швидкості вітру. Це помітно не лише в середньому за багато років, а й в окремі сонячні дні влітку. На суходолі найсильніший вітер спостерігається в середині дня, найчастіше між 12 та 16 годинами. Найменша швидкість вітру (аж до нуля) спостерігається вночі та вранці. Амплітуда добового ходу швидкості вітру на суходолі становить близько половини середньої добової швидкості вітру. Над морем добовий хід незначний.
Добовий максимум швидкості вітру пояснюється нерівномірністю нагрівання різних ділянок земної поверхні в результаті чого виникають місцеві горизонтальні баричні градієнти. Другою причиною денного посилення вітру є інтенсивний турбулентний обмін. Посилене денне переміщування вирівнює швидкості вітру в приземному шарі і вищими шарами. Повітря із значною швидкістю вітру зверху в процесі турбулентного обміну опускається вниз і збільшує швидкість вітру.
Посилення швидкості вітру до середини дня супроводжується поворотом напрямку вітру праворуч, за годинниковою стрілкою. Зменшення швидкості вітру увечері та вночі супроводжується поворотом вітру ліворуч. Це в північній півкулі, у південній – навпаки. Це також пов’язано із збільшенням турбулентності. При вирівнюванні швидкості вітру на різних рівнях відбувається наближення приземного вітру до геострофічного, тобто до напрямку ізобар.
У річному ході найбільша швидкість вітру спостерігається взимку. Це пов’язано з тим, що в цей час спостерігаються найбільші горизонтальні градієнти температури між полюсом та екватором. Крім того, взимку значно зменшується шорсткість земної поверхні: все вкрито снігом, на деревах відсутнє листя і вітру є де розгулятись.
165
6.7. Повітряні маси. Атмосферні фронти
6.7.1. Повітряні маси
Повітряні маси – це великі об’єми повітря у тропосфері з порівняно однаковою температурою, вмістом вологи та пилу. У процесі загальної циркуляції атмосфери великі об’єми повітря можуть тривалий час перебувати над однорідними ділянками земної поверхні. Під впливом радіаційного та теплового балансів цих ділянок поверхні це повітря набуває певних властивостей. Зміщуючись в інші райони земної кулі, повітряні маси переносять сюди свої властивості, а отже змінюють тип погоди. Переважаючи у певному районі протягом усього року чи окремих сезонів, повітряні маси формують характерний клімат даної місцевості. Звичайно, у процесі перенесення з одних районів в інші поступово змінюються їх властивості, тобто відбувається трансформація повітряних мас.
Відповідно до районів формування на земній кулі існує чотири типи повітряних мас. Це арктична (у південній півкулі антарктична), помірна (або полярна), тропічна та екваторіальна повітряні маси. Усі вони мають свої характерні властивості. Так, екваторіальне повітря дуже тепле з великим вмістом водяної пари, тропічне повітря так само дуже тепле, але дуже сухе, особливо на суходолі, помірне повітря дуже змінюється упродовж основних сезонів, а арктичне (антарктичне) холодне і має дуже мало водяної пари.
Усі ці типи повітряних мас у свою чергу поділяються на морські та континентальні. Особливо дуже відрізняються підвиди морського та континентального повітря тропічної повітряної маси та помірної.
За своїми термічними властивостями повітряні маси можуть бути теплими та холодними. Повітряні маси, які рухаються на холодніші ділянки (у вищі широти), називаються теплими. Вони зумовлюють підвищення температури, але самі охолоджуються у нижніх шарах. Тому тут бувають малі вертикальні градієнти температури, а часто навіть інверсії температури. Отже, це стійка стратифікація атмосфери, конвекція не розвивається, переважають шаруваті хмари та тумани .
Повітряні маси, які переносяться з холодної земної поверхні на теплу (з високих широт у нижчі), називаються холодними. У нових широтах вони знижують температуру повітря, часто дуже різко. Але на шляху перенесення холодна повітряна маса у нижніх шарах нагріваються від земної поверхні і в ній виникають великі вертикальні градієнти температури. Це призводить до розвитку конвекції, формування конвективних хмар і, як наслідок, випадіння опадів зливового характеру.
Інколи виділяють ще так звані місцеві повітряні маси, які довго перебувають у даному районі. Їхні властивості визначаються нагріванням чи охолодженням у нижніх шарах залежно від сезону.
6.7.2. Атмосферні фронти
Коли дві сусідні повітряні маси з різними характеристиками перебувають у спокійному стані, то між ними є широка перехідна зона, в якій поступово змінюється температура, вологість та інші характеристики. Якщо ж під дією різних чинників повітряні маси починають рухатись, то перехідна зона між ними різко
166
скорочується, або іншими словами між ними утворюється фронтальна поверхня
(мал. 6.19).
У місці перетину фронтальної поверхні з земною поверхнею утворюється атмосферний фронт. У зоні фронту при переміщенні від однієї повітряної маси до іншої досить різко змінюється тем-
пература, вологість, вітер та хара- |
|
|
Мал. 6.19. Вертикальний розріз фронта- |
||
ктер зміни атмосферного тиску. |
||
Фронтальні поверхні завжди на- |
льної поверхні |
|
хилені у бік холодного повітря. |
|
|
|
Кут нахилу поверхонь дуже малий, усього кілька кутових мінут. Тангенс кута нахилу фронтальної поверхні змінюється в межах від 0,01 до 0,001. Кут нахилу залежить від температури повітряних мас, швидкості руху, географічної широти тощо. Отже, фронтальні поверхні дуже пологі. Тому на відстані від лінії фронту на сотні кілометрів фронтальна поверхня буде на висоті кількох кілометрів. Важке холодне повітря вузьким клином завжди буде перебувати під легким теплим повітрям.
Ширина фронту в горизонтальному напрямку мала у порівнянні з розміром повітряних мас, але все ж таки це не просто лінія. Ширина фронту становить кілька десятків кілометрів, найчастіше 30-40 км. Атмосферні фронти завжди розміщені в улоговині, інколи ці улоговини на синоптичній карті не чітко прослідковуються внаслідок великих відстаней між метеорологічними станціями.
Фронтогенез або механізм формування фронтів – це зближення об’ємів повітря з різними фізичними властивостями, тобто різні повітряні маси рухаються в зустрічних потоках хоч і з дуже малими кутами зустрічі. Коли ж характер руху повітряних мас змінюється, то існуючі фронти поступово розмиваються, тобто перетворюються в широкі перехідні зони (фронтоліз).
Інколи атмосферні фронти виникають під впливом характеру підстильної поверхні, наприклад, вздовж межі снігового покриву, вздовж межі полів криги.
Залежно від напрямків руху та інших причин атмосферні фронти поділяються на теплі, холодні та фронти оклюзії.
Якщо тепле повітря рухається у бік холодного то фронт називається теплим (мал. 6.20.а). Клин холодного повітря під натиском теплого повільно відступає і його місце займає тепле повітря.
Одночасно легке тепле повітря піднімається догори вздовж фронтальної поверхні, воно адіабатично охолоджується, відбувається конденсація водяної пари, утворюються потужні шаруватоподібні хмари. Висхідні рухи вздовж фронтальної поверхні повільні, це сантиметри за секунду. Харак-
167
терні хмари Сі, Сs, Аs, Ns. Ширина зони атмосферних опадів на теплому фронті досягає 300-500 км взимку та 200-300 км влітку.
Вітер перед теплим фронтом, як правило, має південно-східний напрямок, а за фронтом південний або південно-західний. Теплі фронти розташовані в передній частині циклонів. Отже при проходженні теплого фронту спостерігається хмарна погода з облоговими атмосферними опадами з підвищенням температури повітря.
Якщо холодне повітря рухається в бік теплого, то фронт називається холодним (мал. 6.20. б,в). Холодне повітря тяжке, тому воно підтікає під тепле і витісняє його угору. Залежно від швидкості руху холодні фронти поділяють на фронти першого і другого роду. Фронти другого роду швидкорухливі, дуже інтенсивно витісняють тепле повітря угору і біля лінії фронту утворюються потужні купчасто-дощові хмари, які
обумовлюють зливові опади з грозами та шквалами. Такий фронт швидко проходить і за ним настає малохмарна погода(мал. 6.20 в).
Холодні фронти першого роду мають меншу швидкість руху, тому при їх наближенні біля лінії фронту також утворюються купчасто-дощові хмари, а за лінією фронту шарувато подібні, як і на теплому фронті, але розташовані у зворотному порядку Сb, Ns, Аs, Сs, Сі. У цьому випадку зливові опади поступово переходять в опади облогового характеру за лінію фронту (мал. 6.20.б,в).
Перед холодним фронтом вітер, як правило, має південний або південнозахідний напрямок, а за холодним – західний або північно-західний, тобто при проходженні фронтів вітер повертає за годинниковою стрілкою. Отже, атмосферні фронти поблизу земної поверхні це лінії конвергенції, або лінії сходження повітряних потоків. Холодні фронти рухаються в тиловій (західній) частині циклонів. Тут після проходження основного холодного фронту всередині холодної повітряної маси можуть формуватись так звані вторинні холодні фронти, які менше виражені.
Холодні фронти завжди рухаються швидше, ніж теплі, тому вони наздоганяють останні. У цьому випадку, коли зливаються лінії теплого і холодного фронтів, новий фронт називається фронтом оклюзії. На фронтах оклюзії з’єднуються системи хмар
обох фронтів, які займають величезні території.
Фронти оклюзії бувають за типом теплого (6.21. а) та холодного (6.21. б) фронтів. Якщо за холодним фронтом повітря тепліше, ніж перед теплим, то це повітря натікає на холодніше і піднімається угору вздовж фронтальної поверхні (мал. 6.21. а). Якщо ж за холодним фронтом повітря холодніше, ніж перед теплим, то воно підтікає під холодне повітря перед теплим фронтом. В обох випадках тепле повітря витісняється угору, де воно поступово охолоджується.
На синоптичних картах теплі фронти проводять червоним кольором, холодні – синім, а фронти оклюзії – коричневим.
В умовах атмосфери інколи фронти розташовані вздовж ізобар і з обох боків вітер має один і той же на-
прямок. Такі фронти зміщуються мало і їх називають стаціонарними або квазістаціонарними. Вони поступово розмиваються і перетворюються в широку перехідну зону.
Атмосферні фронти не існують постійно. Вони виникають заново, загострюються, розмиваються і повністю зникають. Надалі вони знову виникають в інших частинах атмосфери, тобто існують повсякчасно і їх легко можна виявити на щоденних синоптичних картах.
6.8. Струминні течії в атмосфері
Ми уже знаємо, що в зоні атмосферного фронту завжди великі горизонтальні градієнти температури. Якщо горизонтальний баричний градієнт досить добре співпадає з горизонтальним градієнтом температури, то при підняття догори баричний градієнт збільшується, а значить збільшується і швидкість вітру. Отже,
у випадку добре вираженого атмо- |
|
||||
сферного фронту над ним у верхній |
|
||||
тропосфері |
і нижній стратосфері |
|
|||
спостерігається паралельна фронту |
|
||||
висотна фронтальна зона, де вини- |
|
||||
кає потужна повітряна течія, яка |
|
||||
називається струминною. Довжина |
|
||||
струминної |
течії |
досягає |
кількох |
|
|
тисяч кілометрів, |
ширина – |
кількох |
|
||
сотень, товщина течії – кілька кі- |
|
||||
лометрів. Вісь струминної течії ро- |
|
||||
зташована під тропопаузою. На осі |
|
||||
струминної |
течії |
швидкість вітру |
|
||
Мал. 6.22. Поперечний перетин струминної |
|||||
може |
перевищувати 100 |
м/с (мал. |
течії, м/с |
||
6.22). |
Умовною межею струминної |
|
|||
|
|||||
течії є вітер 30 м/с. У стратосфері горизонтальний градієнт температури обернений, тому баричний градієнт зменшується і вітер поступово стихає.
169
Головні фронти в атмосфері – арктичний та полярний (помірний) простягаються в широтному напрямку. Тому пов’язані з ними струминні течії мають напрямок із заходу на схід, можливі незначні відхилення від широтного напрямку.
Струминні течії існують в тропосфері та стратосфері. Тропосферні струминні течії поділяють на течії помірних широт, субтропічні та екваторіальні. Вісь струминної течії помірних широт лежать на висоті 8-10 км зимою та 9-12 км влітку. Швидкість вітру на осі повітряної річки досягає 180-220 км/год. і більше (50-
60 м/с).
Субтропічна струминна течія зимою розташована на широті 250-350пн. ш., влітку – 35 0-450пн. ш. Вісь струминної течії на висоті 11-13 км, середня швидкість вітру на осі 150-200 км/год., а в окремих випадках над Японськими островами перевищує 300-400 км/год.
Екваторіальна струминна течія розташована між 50пн. ш. та 50 пд. ш. Її вісь лежить на висоті 15-20 км. Зимою стратосферна течія спостерігається на висотах 25-30 км зі швидкістю вітру понад 200 км/год. Екваторіальна струминна течія змінює свій напрямок за сезонами: взимку із заходу на схід, а влітку зі сходу на захід.
Врахування струминних течій важливе для авіації: зустрічна течія значно зменшує швидкість літаків, супутня течія – значно її збільшує.
6.9. Географічний розподіл атмосферного тиску.
Центри дії атмосфери
Географічні закономірності розподілу атмосферного тиску можна виявити лише на середніх багаторічних картах. Такі карти представлені для найхолоднішого і найтеплішого місяців. Ці карти демонструють досить чіткі зональні особливості атмосферного тиску.
6.9.1.Розподіл тиску в січні
Усічні вздовж екватора розташована зона низького атмосферного тиску. Вісь цієї зони зміщена в південну півкулю на широту 10-15 пд. ш. де в цей час літо. На осі зони середній тиск близько 1010 гПа із замкненими ізобарами близько 1008 гПа (мал. 6.23). Ці області найнижчого тиску розташовані над нагрітими материками південної півкулі (Африка, Австралія, Південна Америка).
На північ і на південь від зони низького тиску, на широтах переважно 300 – 350 обох півкуль, існують зони високого тиску. Ці зони неоднорідні, в них виділяються окремі області з тиском у центрі понад 1021 гПа. Ці області називаються субтропічними баричними максимумами або субтропічними антициклонами. У північній півкулі це Азорський максимум, розташований в субтропічних широтах Атлантичного океану з центром поблизу Азорських островів та Гавайський (або Гонолулський) максимум, розташований в субтропічних широтах Тихого океану з центром поблизу Гавайських островів.
170