Общая циркуляция атмосферы. Атмосферы циркуляция

Общая циркуляция атмосферы (ОЦА) – система воздушных потоков планетарного масштаба, охватывающая весь земной шар, тропосферу и нижнюю стратосферу. В циркуляции атмосферы выделяют зональные и меридиональные переносы. К зональным переносам, развивающимся в основном в субширотном направлении, относятся:

– западный перенос, господствующий на всей планете в верхней тропосфере и нижней стратосфере;

– в нижней тропосфере, в полярных широтах – восточные ветры; в умеренных широтах – западные ветры, в тропических и экваториальных широтах – восточные (рис.14).

Всамом деле, воздух на экваторе в приземном слое атмосферы сильно прогревается. Теплый и влажный воздух поднимается вверх, объем его возрастает, и в верхней тропосфере возникает высокое давление. У полюсов из-за сильного охлаждения приземных слоев атмосферы воздух сжимается, объем его уменьшается и наверху давление падает. Следовательно, в верхних слоях тропосферы возникает переток воздуха от экватора к полюсам. Благодаря этому масса воздуха у экватора, а значит, и давление у подстилающей поверхности уменьшаются, а на полюсах возрастает. В приземном слое начинается движение от полюсов к экватору. Вывод: солнечная радиация формирует меридиональную составляющую ОЦА.

29 Законы атмосферного давления. Барические центры.

Нормальное атмосферное давление – вес атмосферного столба сечением 1 см 2 на уровне океана при 0ºС на 45º широты. Нормальное атмосферное давление равно 760 мм ртутного столба или 1013,25 мб. Давление в СИ измеряется в паскалях (Па): 1 мб = 100 Па.

Давление с высотой понижается, так как мощность вышележащего слоя атмосферы уменьшается. Расстояние в метрах, на которое надо подняться или опуститься, чтобы атмосферное давление изменилось на 1 гПа, называется барической ступенью . Барическая ступень на высоте от 0 до 1 км составляет 10,5 м, от 1 до 2 км – 11,9 м, 2–3 км – 13,5 м. Величина барической ступени зависит от температуры: с повышением температуры она увеличивается на 0,4 %. В теплом воздухе барическая ступень больше, следовательно, теплые области атмосферы в высоких слоях имеют большее давление, чем холодные.

Давление по земной поверхности распределено зонально. На экваторе в течение года располагается пояс пониженного давления – экваториальная депрессия (менее 1015 гПа).

В июле она перемещается в Северное полушарие на 15–20º с.ш., в декабре – в Южное, на 5º ю.ш. В тропических широтах (между 35º и 20º обоих полушарий) давление в течение года повышенное – тропические (субтропические) барические максимумы (более 1020 гПа).

Зимой над океанами и над сушей возникает сплошной пояс повышенного давления (Азорским и Гавайский – СП; Ю-Атлантический, Ю-Тихоокеанский и Ю-Индийский – ЮП). Летом повышенное давление сохраняется только над океанами, над сушей давление уменьшается, возникают термические депрессии (Ирано-Тарский минимум – 994 гПа).

В умеренных широтах СП летом формируется сплошной пояс пониженного давления , однако барическое поле дисимметрично: в ЮП в умеренных и субполярных широтах над водной поверхностью весь год существует полоса пониженного давления (Приантарктический минимум - до 984 гПа); в СП в связи с чередованием материковых и океанических секторов барические минимумы выражены только над океанами (Исландский и Алеутский – давление в январе 998 гПа), зимой над материками из-за сильного охлаждения поверхности возникают барические максимумы. В полярных широтах, над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии давление в течение года повышенное – 1000 гПа (низкие температуры – воздух холодный и тяжелый)

Объектами изучения общей циркуляции атмосферы являются перемещающиеся циклоны и анти­циклоны умеренных широт с их быстроизменяющейся метеорологической обстановкой: пассаты, муссоны, тропические циклоны и т. п. Типичные черты об­щей циркуляции атмосферы, устойчивые во времени или повторяющиеся чаще других, выявляются при осредне­нии метеорологических элементов за длительные много­летние периоды наблюдений,

На рис. 8, 9 приведено среднее многолетнее распре­деление ветра у земной поверхности в январе и июле. В январе, т. е. зимой, в Северном полушарии отчетливо видны гигантские антициклонические вихри над Север­ной Америкой и особенно интенсивный вихрь - над Центральной Азией. Летом антициклонические вихри над сушей разрушаются в связи с прогревом материка, а над океанами такие вихри значительно усиливаются и распространяются к северу.

В связи с тем, что в тропосфере воздух в экватори­альных и тропических широтах прогрет значительно ин­тенсивнее, чем в полярных областях, температура возду­ха и давление постепенно понижаются в направлении от экватора к полюсам.
Как говорят метеорологи, планетарный градиент тем­пературы и давления направлены в средней тропосфере от экватора к полюсам. (В метеорологии градиент тем­пературы и давления берется в обратном направлении, по сравнению с физикой.)
Воздух является легкоподвижной средой. Если бы Земля не вращалась вокруг своей оси, то в нижних сло­ях атмосферы воздух перетекал бы от экватора к полю­сам, а в верхних слоях возвращался бы обратно к эква­тору. Но Земля вращается с угловой скоростью 2п/86400 радиан в секунду. Частицы воздуха, переходя от низких широт в высокие, сохраняют большие линейные скоро­сти относительно земной поверхности, приобретенные в низких широтах, и поэтому отклоняются при своем движении к востоку. Образуется западно-восточный перенос воздуха в тропосфере, который отражен на рис. 10. Од­нако такой правильный режим течений наблюдается только на картах средних значений. «Моментальные снимки» воздушных течений дают очень разнообразные, каждый раз новые не повторяющиеся положения цик­лонов, антициклонов, воздушных потоков, зон встреч теплого и холодного воздуха, т. е. атмосферных фронтов. Атмосферные фронты играют большую роль в общей циркуляции атмосферы, поскольку в них проис­ходят значительные преобразования энергии воздушных масс из одного вида в другой.
На рис. 10 схематически представлено положение основных фронтальных разделов в средней тропосфере и у земной поверхности. С атмосферными фронтами и фронтальными зонами связаны многочисленные явления погоды. Здесь зарождаются циклонические и антицик­лонические вихри, происходит образование мощной облачности и зон осадков, усиление ветра. При прохожде­нии атмосферного фронта через данный пункт обычно отчетливо наблюдается заметное похолодание или по­тепление, резко изменяется весь характер погоды. Инте­ресные особенности обнаруживаются в структуре стра­тосферы.

Если в тропосфере у экватора располагаются теплы; воздушные массы, а у полюсов - холодные, то в стра­тосфере, особенно в теплую половину года, дело обстоит как раз наоборот, у полюсов здесь воздух относительно более теплый, а у экватора - холодный. Градиент тем­пературы и давления направлены в обратную по отно­шению к тропосфере сторону. Влияние отклоняющей си­лы вращения Земли, которое приводило в тропосфера к образованию западно-восточного переноса, создает в стратосфере зону восточно-западных ветров.

Наибольшие скорости ветра, а следовательно, и наи­большая кинетическая энергия воздуха наблюдаются в струйных течениях. Образно говоря, струйные те­чения - это воздушные реки в атмосфере, реки-, текущие у верхней границы тропосферы, в слоях, отделяющих тропосферу от стратосферы, т. е. в слоях, близких к тропопаузе (рис. 11 и 12). Скорость ветра в струйных те­чениях достигает 250 - 300 км/ч - зимой; и 100 - 140 км/ч - летом. Таким образом, тихоходный самолет, попадая в такое струйное течение, может лететь «вспять».

Протяженность струйных течений достигает несколь­ких тысяч километров. Ниже струйных течений в тропосфере наблюдаются более широкие и менее быстрые воздушные «реки» - планетарные высотные фронтальные зоны, также играющие большую роль в общей циркуляции атмосферы. Возникновение боль­ших скоростей ветра в струйных течениях и в планетар­ных высотных фронтальных зонах происходит из-за на­личия здесь большой разницы температур воздуха меж­ду соседними воздушными массами. Наличие разницы в температуре воздуха, или, как говорят, «температурно­го контраста», приводит к увеличению ветра с высотой. Теория показывает, что такое увеличение про­порционально горизонтальному градиенту температуры рассматриваемого слоя воздуха. В стратосфере в связи с обращением меридионального градиента температуры воздуха на обратный, интенсивность струйных течений идет на убыль, и они исчезают. Несмотря на большую протяженность планетарных высотных фронтальных зон и струйных течений, они, как правило, не опоясывают весь земной шар, а оканчиваются там, где горизонталь­ные контрасты температуры между воздушными масса­ми ослабевают. Наиболее часто и резко контрасты тем­пературы проявляются в полярном фронте, отделяющем воздух умеренных широт от тропического воздуха.

Планетарные высотные фронтальные зоны и струй­ные течения часто возникают в системе полярно­го фронта. Хотя в среднем планетарные высотные фрон­тальные зоны имеют направление с запада на восток, в конкретных случаях направление их осей весьма разно­образно. Чаще всего в умеренных широтах они имеют волнообразный характер. На рис. 13, 14 представлены положения осей высотных фронтальных зон в случаях устойчивого западно-восточного переноса и в случаях развитого меридионального обмена воздушных масс. Существенная особенность воздушных течений в стра­тосфере и мезосфере над экваториальной и тропической областями заключается в существовании там несколь­ких слоев воздуха с почти противоположным направле­нием сильных ветров. Возникновение и развитие этой многослойной структуры поля ветра здесь меняется че­рез определенные, но не вполне точно совпадающие про­межутки времени, что также может служить некоторым прогностическим признаком. Если добавить к этому, что явление резкого потепления в полярной стратосфере, ре­гулярно происходящее зимой, некоторым образом свя­зано с процессами в стратосфере, происходящими в тро­пических широтах, и с тропосферными процессами уме­ренных и высоких широт, то станет ясно, как сложно и прихотливо развиваются те атмосферные процессы, ко­торые непосредственно влияют на режим погоды в уме­ренных широтах.

Огромное значение для формирования атмосферных процессов большого масштаба имеет состояние подсти­лающей поверхности, особенно состояние верхнего дея­тельного слоя воды Мирового океана. Поверхность Ми­рового океана составляет почти 3/4 всей поверхности Земли (рис. 15).

Благодаря большой теплоемкости и способности легко перемешиваться, океанические воды надолго запа­сают тепло во время встреч с теплым воздухом в уме­ренных широтах и в течение всего года в южных широ­тах. Запасенное тепло с морскими течениями выносится далеко к северу и отепляет близлежащие районы.
Теплоемкость воды в несколько раз больше, чем теп­лоемкость почвы и горных пород, составляющих сушу. Нагретая водная масса служит как бы аккумулятором тепла, которым она снабжает атмосферу. Следует отме­тить при этом, что суша отражает солнечные лучи зна­чительно лучше, чем поверхность океана. Особенно хо­рошо отражает солнечные лучи поверхность снега и льда; 80-85% всей солнечной радиации, падающей на снег, отражается от него. Поверхность моря, наоборот, поглощает почти всю радиацию, которая на нее падает (55-97%). В результате всех этих процессов атмосфе­ра непосредственно от Солнца получает только 1/3 всей приходящей энергии. Остальные 2/3 энергии она получа­ет от нагретой Солнцем подстилающей поверхности, прежде всего от водной поверхности.
Передача тепла от подстилающей поверхности в атмос­феру происходит несколькими путями. Во-первых, большое количество солнечного тепла затрачивается на ис­парение влаги с поверхности океана в атмосферу. При конденсации этой влаги освобождается тепло, которое нагревает окружающие слои воздуха. Во-вторых, под­стилающая поверхность отдает тепло в атмосферу путем турбулентного (т. е. вихревого, неупорядоченного) теп­лообмена. В-третьих, тепло передается путем теплового электромагнитного излучения.
В результате взаимодействия океана с атмосферой в последней происходят важные изменения. Слой атмос­феры, в который проникает тепло и влага океана, в слу­чаях вторжения холодного воздуха на теплую океани­ческую поверхность достигает 5 км и более. В тех слу­чаях, когда на холодную водную поверхность океана вторгается теплый воздух, высота, на которую распрост­раняется влияние океана, не превышает 0,5 км. В слу­чаях вторжения холодного воздуха толщина его слоя, на которую распространяется влияние океана, зависит прежде всего от величины разности температуры вода - воздух. Если вода теплее воздуха, то развивается мощ­ная конвекция, т. е. неупорядоченные восходящие дви­жения воздуха, которые и приводят к проникновению тепла и влаги в высокие слои атмосферы. Наоборот, ес­ли воздух теплее воды, то конвекция не возникает и воздух изменяет свои свойства только в самых нижних слоях. Над теплым течением Гольфстрим в Атлантическом океане при вторжении очень холодного воздуха теплоотдача океана может доходить до 2000 кал/см2 в сутки и распространяется на всю тропосферу. Теплый воздух может потерять над холодной океанической по­верхностью 20-100 кал/см2 в сутки.
Изменение свойств воздуха, попадающего на теплую или холодную океаническую поверхность, происходит довольно быстро - такие изменения можно заметить на уровне 3 или 5 км уже через сутки после начала втор­жения. Какие же приращения температуры воздуха мо­гут быть в результате его трансформации (изменения) над водной подстилающей поверхностью? Оказывается, в холодное полугодие атмосфера над Атлантикой в сред­нем прогревается на 6°, а иногда может прогреться и на 20° в сутки. Охладиться атмосфера может на 2-10° в сутки. Подсчитано, что на севере Атлантическо­го океана, т. е. там, где происходит наиболее интенсивная передача тепла от океана в атмосферу, океан отдает в 10-30 раз тепла больше, чем получает его от атмос­феры. Естественно при этом, что запасы тепла в океане восполняются притоком теплых океанических вод из тропических широт. Потоки воздуха распространяют по­лученное от океана тепло на тысячи километров. Отеп­ляющее’ влияние океанов в зимнее время приводит к тому, что разница температуры воздуха между северо-восточными частями океанов и континентов составляет на широтах 45-60° у земной поверхности 15-20°, в сред­ней тропосфере 4-5°. Хорошо изучено, например, отеп­ляющее влияние океана на климат Северной Европы.
Северо-западная часть Тихого океана зимой находит­ся под влиянием холодного воздуха Азиатского конти­нента, так называемого зимнего муссона, распро­страняющегося на 1-2 тыс. км в глубь океана в привод­ном слое и на 3-4 тыс. км в средней тропосфере (рис. 16).

Летом над океаном холоднее, чем над материками, поэтому воздух, поступающий с Атлантического океана, охлаждает Европу, а воздух Азиатского континента утепляет Тихий океан. Однако описанная выше картина ха­рактерна для средних условий циркуляции. Междусуточ­ные изменения в величине и в направлении потоков теп­ла от подстилающей поверхности в атмосферу и обрат­но очень разнообразны и оказывают большое влияние на изменение самих атмосферных процессов. Существуют гипотезы, согласно которым особенности развития теплообмена между различными участками подстилаю­щей поверхности и атмосферой обусловливают устойчи­вый характер атмосферных процессов в течение длитель­ных промежутков времени.
Если над аномально (свыше нормы) теплой водной поверхностью той или иной части Мирового океана в умеренных широтах Северного полушария воздух прог­ревается, то в средней тропосфере образуется область повышенного давления (барический гребень), по восточ­ной периферии которого начинается перенос холодных масс воздуха из Арктики, а по западной его части - пе­ренос теплого воздуха из тропических широт к северу. Такая ситуация может привести к сохранению у земной поверхности в определенных районах длительной анома­лии погоды - сухой и жаркой или дождливой и прох­ладной летом, морозной и сухой или теплой и снежной зимой.
Весьма значительную роль в формировании атмос­ферных процессов путем регулирования поступления солнечного тепла к земной поверхности играет облач­ность. Облачный покров значительно увеличивает долю отраженной радиации и этим уменьшает нагрев земной поверхности, что, в свою очередь, влияет на характер синоптических процессов. Получается некоторое подобие обратной связи: характер циркуляции атмосферы влияет на создание облачных систем, а облачные систе­мы, в свою очередь, влияют на изменение циркуляции. Мы перечислили только главнейшие из изучаемых «зем­ных» факторов, влияющих на формирование погоды и циркуляции воздуха.
Особую роль в исследовании причин изменения об­щей ЦИРКУЛЯЦИИ атмосферы играет деятельность Солнца. Здесь следует различать изменения циркуляции воздуха на Земле в связи с изменениями общего потока тепла, приходящего от Солнца на Землю в результате колебаний величины так называемой солнечной постоянной. Однако, как показывают последние исследования, в действительности она не является строго постоянной величиной.
Энергия циркуляции атмосферы непрерывно попол­няется за счет энергии, посылаемой Солнцем. Поэтому, если суммарная энергия, посылаемая Солнцем, колеб­лется в значительных размерах, то это может сказаться на изменении циркуляции и погоды на Земле. Этот воп­рос еще недостаточно изучен.
Что касается изменения солнечной активности, то хо­рошо известно, что на поверхности Солнца возникают различные возмущения, солнечные пятна, факелы, флокулы, протуберанцы и т. п. Эти возмущения вызывают временные изменения состава солнечной радиации, уве­личивается ультрафиолетовая составляющая и корпу­скулярное (т. е. состоящее из заряженных частиц, глав­ным образом протонов) излучение Солнца.
Некоторые метеорологи считают, что изменение сол­нечной активности связано с тропосферными процессами в атмосфере Земли, т. е. с погодой.
Последнее утверждение нуждается в дополнитель­ных исследованиях, главным образом вследствие того факта, что хорошо проявляющийся 11-летний цикл сол­нечной активности не четко выявляется в погодных ус­ловиях на Земле. Однако считать влияние изменения солнечной активности на тропосферные процессы пол­ностью невозможным из-за сложности вопроса и неяс­ности механизма такого влияния, очевидно, было бы не­правильно. Известно, что существуют целые школы метеорологов-прогнозистов, довольно удачно предсказы­вающих погоду в связи с изменениями солнечной актив­ности.

ов в другие, Ц. а. является важнейшим климатообразующим процессом. Характер погоды и его изменения в любом месте Земли определяются не только местными условиями теплооборота и влагооборота между земной поверхностью и атмосферой, но и Ц. а.

Существование Ц. а. обусловлено неоднородным распределением атмосферного давления (См. Атмосферное давление) (наличием барического градиента (См. Барический градиент)), вызванным прежде всего неодинаковым притоком солнечной радиации в различных широтах Земли и различными физическими свойствами земной поверхности, особенно в связи с её разделением на сушу и море. Неравномерное распределение тепла на земной поверхности и обмен теплом между ней и атмосферой приводят в результате к постоянному существованию Ц. а., энергия которой расходуется на трение, но непрерывно пополняется за счёт солнечной радиации.

Вследствие Кориолиса силы (См. Кориолиса сила) движение воздуха при общей Ц. а. является квазигеострофическим, т. е. за исключением приэкваториальных широт и пограничного слоя оно достаточно близко к геострофическому ветру (См. Геострофический ветер), направленному по изобарам, перпендикулярно барическому градиенту. А т.к. атмосферное давление распределяется над земным шаром в общем зонально (изобары близки к широтным кругам), то и перенос воздуха имеет в общем зональный характер. В нижних 1-1,5 км ветер находится ещё под влиянием сил трения и существенно отличается от геострофического по скорости и направлению. Кроме того, распределение атмосферного давления над земной поверхностью, а с ним и течения Ц. а. зональны лишь в общих чертах. В действительности Ц. а. находится в непрерывном изменении как в связи с сезонными изменениями в распределении источников и стоков тепла на земной поверхности и в атмосфере, так и в связи с циклонической деятельностью (образованием и перемещением в атмосфере циклонов и антициклонов). Циклоническая деятельность придаёт Ц. а. сложный и быстро меняющийся макротурбулентный характер. С высотой зональность Ц. а. возрастает, в верхней тропосфере и стратосфере вместо вихревых возмущений преобладают волновые возмущения зонального переноса. Именно связанные с циклонической деятельностью меридиональные составляющие ветра осуществляют обмен воздуха между низкими и высокими широтами Земли. В низких широтах Земля получает больше тепла от Солнца, чем теряет его путём собственного излучения, в высоких широтах - наоборот. Междуширотный обмен воздухом приводит к переносу тепла из низких широт в высокие и холода из высоких широт в низкие, чем сохраняется тепловое равновесие на всех широтах Земли.

Поскольку температура воздуха в тропосфере в среднем убывает от низких широт к высоким, атмосферное давление в среднем также убывает в каждом полушарии от низких широт к высоким. Поэтому начиная примерно с высоты 5 км, где влияние материков, океанов и циклонической деятельности на структуру полей давления и движения воздуха становится малым, устанавливается западный перенос воздуха (рис. , а и карты 1 , 2 ) почти над всем земным шаром (за исключением приэкваториальной зоны). Зимой в данном полушарии западный перенос захватывает не только верхнюю тропосферу, но и всю стратосферу и мезосферу. Однако летом стратосфера над полюсом сильно нагревается и становится значительно теплее, чем над экватором, поэтому меридиональный градиент давления начиная примерно с 20 км меняет своё направление и зональный перенос воздуха соответственно меняется с западного на восточный (рис. , б).

У земной поверхности и в нижней тропосфере зональное распределение давления сложнее, поскольку оно в большей степени определяется циклонической деятельностью. В процессе последней циклоны, перемещаясь в общем к В., в то же время отклоняются в более высокие широты, а антициклоны - в более низкие. Поэтому в нижней тропосфере (и у земной поверхности) образуются две субтропические зоны повышенного давления по обе стороны от экватора (рис. , в), вдоль которого давление понижено (экваториальная депрессия); в субполярных широтах образуются две зоны пониженного давления (субполярные депрессии); в самых высоких широтах давление повышено. Этому распределению давления соответствуют западный перенос в средних широтах каждого из полушарий и восточный перенос в тропических и высоких широтах.

Указанные зоны давления и ветра в нижней тропосфере даже на многолетних средних картах представляются расчленёнными на отдельные области низкого и высокого давления (см. карты 3 и 4 ) со свойственными им циклоническими и антициклоническими циркуляциями, например исландская депрессия, азорский антициклон и другие. Распределение суши и моря вносит усложнение в распределение центров действия, создавая, кроме указанных перманентных центров, ещё и сезонные центры действия атмосферы (такие, как зимний азиатский антициклон, летняя азиатская депрессия). В Южном полушарии, преимущественно океаническом, зональность Ц. а. выражена лучше, чем в Северном.

Зональный перенос в тропосфере особенно хорошо выражен в тропиках. Здесь восточные течения у земной поверхности и в нижней тропосфере - пассаты - обладают большим постоянством, особенно над океанами. В верхней тропосфере они сменяются западным переносом, носящим в тропиках название антипассатов. Меридиональные составляющие в пассатах направлены чаще всего к экватору, а в антипассатах - к средним широтам. Поэтому систему пассат - антипассат можно приближённо рассматривать как замкнутую циркуляцию с подъёмом воздуха в экваториальной депрессии (внутритропической зоне конвергенции (См. Внутритропическая зона конвергенции)) и опусканием в субтропической зоне повышенного давления (ячейка Гадлея). Эта циркуляционная ячейка все же связана циклонической деятельностью с циркуляцией во внетропических широтах, откуда она пополняется холодным воздухом и куда передаёт свой тёплый воздух.

В некоторых регионах Земли, в особенности в бассейне Индийского океана, восточный перенос летом заменяется западным в связи с отходом внутритропической зоны конвергенции от экватора в более нагретое летнее полушарие. Противоположные по направлению переносы воздуха зимой и летом в низких широтах называются тропическими муссонами.

Слабые волновые возмущения в пассатах и в зоне конвергенции мало меняют характер циркуляции. Но иногда (в среднем около 80 раз в год) в некоторых районах внутритропические зоны конвергенции развиваются сильнейшие вихри - циклоны тропические (См. Циклон тропический) (тропические ураганы), резко, даже катастрофически, меняющие установившийся режим циркуляции и погоду на своём пути в тропиках, а иногда и за их пределами.

Во внетропических широтах развитие и прохождение циклонов (менее интенсивных, чем тропические) и антициклонов - явление повседневное; циклоническая деятельность в этих широтах является формой Ц. а., по крайне мере в тропосфере, отчасти и в стратосфере.

Она обусловлена постоянным образованием главных фронтов атмосферных (См. Фронты атмосферные) (тропосферных); с ними же связаны струйные течения (См. Струйное течение) в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Серийное возникновение циклонов и антициклонов на главных фронтах приводит к появлению в верхней тропосфере и над ней особенно крупномасштабных длинных волн, или волн Росби. Число таких волн чаще всего около четырёх над полушарием.

Связанные с циклонической деятельностью меридиональные составляющие Ц. а. во внетропических широтах быстро и часто меняются. Однако бывают такие ситуации, когда в течение нескольких суток или даже недель обширные и высокие циклоны и антициклоны мало меняют своё положение. В связи с этим возникают длительные меридиональные переносы воздуха в противоположных направлениях, иногда во всей толще тропосферы, над большими площадями и даже над всем полушарием. Поэтому во внетропических широтах можно различать 2 типа циркуляции над полушарием или большим его сектором: зональный, с преобладанием зонального, чаще всего западного переноса, и меридиональный, со смежными переносами воздуха в направлении к низким и высоким широтам. При меридиональном типе циркуляции междуширотный перенос тепла значительно больше, чем при зональном.

В некоторых регионах внетропических широт вследствие неодинакового нагревания суши и моря над сушей в тёплый сезон преобладает пониженное давление, а над смежными водами - повышенное, в холодный сезон - наоборот. В промежуточных областях, по окраинам материка и океана, соответственно создаётся режим внетропических муссонов - достаточно устойчивый сезонный перенос воздуха в одном направлении, который сменяется в другом сезоне таким же переносом в противоположном направлении. Такой режим ветра на В. Азии, включая Советский Дальний Восток.

В некоторых ограниченных областях при ослаблении течений общей Ц. а. возникают местные мезомасштабные циркуляции с суточной периодичностью, связанные с местными различиями в нагревании атмосферы, обусловленными орографией и соседством суши и воды. Таковы Бризы на берегах водоёмов, Горно-долинные ветры . В больших городах наблюдаются даже городские бризы, связанные с застройкой города и производством тепла в нём.

Для выяснения наиболее общих и устойчивых особенностей Ц. а. применяется осреднение многолетних наблюдений над атмосферным давлением и ветром на различных уровнях атмосферы. При таком осреднении колебания Ц. а., связанные с циклонической деятельностью, в большей мере взаимно погашаются. Наряду с этим изучаются также ежедневные изменения режима Ц. а. по синоптическим картам (См. Синоптические карты) - приземным и высотным и по снимкам облаков со спутников. Это позволяет выделять типы Ц. а., их повторяемость, преобразования и смены.

Теоретическое изучение Ц. а. сводится к выявлению и объяснению сё особенностей и обусловленности путём численного эксперимента, т. е. численного интегрирования по времени соответствующих систем уравнений гидродинамики и термодинамики атмосферы (и океана). Как эмпирическое изучение общей Ц. а., так и её математическое моделирование имеют важное значение для решения задач долгосрочного прогноза погоды.

Лит.: Лоренц Э. Н., Природа и теория общей циркуляции атмосферы, пер. с англ., Л., 1970; Погосян Х. П., Общая циркуляция атмосферы, Л., 1972; Пальмен Э., Ньютон Ч., Циркуляционные системы атмосферы, пер. с англ., Л., 1973.

С. П. Хромов.

Средние высоты изобарической поверхности - 300 мб над уровнем моря.

Многолетнее среднее распределение атмосферного давления и преобладающего ветра у земной поверхности.

Схема зональных переносов при общей циркуляции атмосферы (на различной высоте над земной поверхностью).

Большая советская энциклопедия. - М.: Советская энциклопедия . 1969-1978 .

Смотреть что такое "Циркуляция атмосферы" в других словарях:

О б щ а я совокупность воздушных течений над земной поверхностью, имеющих горизонтальные размеры, соизмеримые с размерами материков и океанов, а толщину от неск. км до десятков км. Структура Ц. а. определяется пространственным распределением атм … Физическая энциклопедия

циркуляция атмосферы - Планетарная система воздушных течений, охватывающая весь земной шар, и ее полное статистическое описание. → Рис. 22 Syn.: атмосферная циркуляция … Словарь по географии

1) общая (глобальная) система воздушных течений над земной поверхностью, горизонтальные размеры которой соизмеримы с материками и океанами, а толщина от нескольких км до десятков км. Напр., общий западный перенос над внетропическими широтами и в … Большой Энциклопедический словарь

Характерное, часто повторяющееся в атмосфере распределение и развитие барических образований (в частности циклонов и антициклонов) в данном районе земного шара и соответствующее каждому из таких типов направление переноса воздушных масс в системе … Морской словарь

циркуляция атмосферы - — EN atmospheric circulation The general movement and circulation of air, which transfers energy between different levels of the atmosphere. The mechanisms of circulation are very… … Справочник технического переводчика

Схема глобальной циркуляции атмосферы Циркуляция атмосферы система замкнутых течений воздушных масс, проявляющихся в масштабах полуш … Википедия

1) общая (глобальная) система воздушных течений над земной поверхностью, горизонтальные размеры которой соизмеримы с материками и океанами, а толщина от нескольких километров до десятков километров. Например: общий западный перенос над… … Энциклопедический словарь

Атмосферной циркуляцией называют обще-планетную систему воздушных течений над поверхностью земли. К ней можно отнести , муссоны, движения воздуха в циклонах и антициклонах, и многое другое. Именно атмосферной циркуляцией объясняется режим и скорость ветра, тепловой режим и влажность в конкретной местности. Она является главной климатообразующей причиной, так как переносит тепловую энергию и влагу из одних мест в другие. Причиной атмосферной циркуляции является поглощение солнечной энергии как атмосферой, так и самой поверхностью Земли . Все воздушные течения существуют благодаря тому, что наша планета нагревается неодинаково, в каких-то местах она чуть горячее, в каких-то чуть холоднее. Неравномерность нагрева приводит и к неравномерности распределения атмосферного давления над поверхностью Земли, а ведь именно от распределения атмосферного давления зависит наличие любых воздушных течений. Дополнительный вклад в атмосферную циркуляцию вносит и тот факт, что наша планета постоянно вращается вокруг своей оси, что приводит, в частности, к образованию крупных вихрей - циклонов и антициклонов. Перемещаться могут как теплые, так и холодные воздушные массы. Перенос их происходит под действием вихрей в атмосфере - циклонов и антициклонов.

Если две воздушные массы соприкасаются друг с другом, то на их границе образуется атмосферный фронт. В нем, как правило, происходят очень быстрые изменения в погодных условиях - перепады температуры и давления, изменение направления и силы ветра, выпадение дождя или снега. Поэтому-то мы и наблюдаем постоянное изменение погоды - воздушные массы, двигаясь из одного места Земли в другое, приносят с собой новую температуру, облачность и влажность. В результате атмосферной циркуляции могут возникать смерчи, ураганы, тайфуны, и множество других, очень неприятных для человека природных явлений. Каждые несколько лет, или, даже, каждый год на Земле появляется ураган такой силы, что ему дается особое имя. Все помнят ужасный ураган Катрина, обрушившийся в 2005 году на южную часть Соединенных Штатов Америки. Атмосферная циркуляция бывает не только глобальной. Выделяют и местную циркуляцию атмосферы. Например, ветры в долинах или смерчи можно отнести именно к такому типу.
Так как характер атмосферной циркуляции зависит, прежде всего, от степени поглощения солнечной энергии, то даже малое изменение поглощения Солнечного света будет оказывать очень большое воздействие как на саму атмосферную циркуляцию, так и на климат нашей планеты. Именно поэтому сейчас идет столько разговоров о парниковом эффекте и о его влиянии на температурный режим . Под действием парникового эффекта повышаются температуры нижних слоев атмосферы по сравнению со средним значением их температуры. Но, хотя сам парниковый эффект и его последствия это, пока еще, тема для больших и бурных дискуссий, но метеорологам уже давно стало понятно, что атмосферную циркуляцию можно и нужно изучать. Чтобы исследовать атмосферную циркуляцию и составить ее математическую модель ученые наблюдают за параметрами земной атмосферы. Чаще всего наблюдают за скоростью ветра, атмосферным давлением и температурой воздуха. Исторически, первыми данные характеристики атмосферы измеряли на земле, но сейчас чаще всего для этих целей используют радиозонды, которые могут подниматься до высоты в 30 км. После запуска первых искусственных спутников, атмосферную циркуляцию стали наблюдать и из космоса. Как правило, на метеорологических спутниках находится сложное оборудование, которое может записывать не только давление и температуру, но и излучение атмосферы, а также излучение Солнца, рассеянное атмосферой. Применение спутников расширило границы наблюдений почти вдвое. Именно с помощью спутников ученые в настоящее время могут исследовать атмосферную циркуляцию сразу по всему земному шару.
Хотя создание полной модели атмосферы пока не выглядит реальной задачей, какие-то шаги в этом направлении уже сделаны. Уже сейчас самолеты при производстве продуваются в аэродинамических трубах. Это можно считать неким "копированием атмосферы в миниатюре". Однако полностью отказаться от аэродинамических труб, и посчитать все на компьютере пока невозможно, хотя уравнения для этой проблемы были разработаны Навье и Стоксом уже достаточно давно. Ученые лишь научились делить изучаемую атмосферу на маленькие ячейки трехмерной пространственной сетки, и считать скорость, температуру и давление в каждом узле этой сетки отдельно. Это очень сложная и крайне неэффективная работа. Вот почему фирма Боинг обещала премию в 1 миллион долларов тому, кто найдет точное решение уравнения Навье-Стокса.

Лекция 16. Общая циркуляция атмосферы

1. Общая циркуляция атмосферы. Факторы, определяющие общую циркуляцию атмосферы.

2. Зоны давления и ветер на высоте.

3. Центры действия атмосферы.

1. Общая циркуляция атмосферы

Под общей циркуляцией атмосферы обычно понимают совокупность течений воздуха крупных масштабов, благодаря которым осуществляется обмен его по горизонтали и вертикали.

Другими словами общая циркуляция атмосферы – система крупномасштабных воздушных течений по Земле (т.е. течений, соизмеримых по размерам с большими частями материков и океанов).

Основными крупномасштабными атмосферными движениями являются воздушные течения, обусловленные разностью температуры между различными широтами вблизи земной поверхности и на высотах. К ним относятся также воздушные течения в системе циклонов и антициклонов, тропосферные и стратосферные струйные течения, пассаты и муссоны. Именно эти виды воздушных течений играют важную роль в формировании погоды и климата. Мелкомасштабные движения (бризы, горно-долинные ветры, шквалы, смерчи и пр.) имеют местное значение, они зарождаются (шквалы, смерчи) или разрушаются под влиянием крупномасштабной циркуляции.

Исследования общей циркуляции атмосферы начались в XVII–XVIII вв. с попыток объяснить пассатную циркуляцию. В середине XIX века Мори уже дал схему циркуляции атмосферы на всем земном шаре. В XIX–XX вв. основой для изучения общей циркуляции атмосферы служили карты средних значений метеоэлементов (температуры, давления, ветра, осадков). Были установлены сезонные характеристики ветра, давления, температуры и общие черты климата в разных районах земного шара. Но эти значения не могли дать исчерпывающей информации о многообразии непериодических процессов. Отсутствовали данные о распределении метеоэлементов на высотах, что увеличивало трудности.

В результате переоценки роли средних карт приземного давления и ветра долгое время главенствовало представление о малой изменчивости характера атмосферных процессов в низких широтах, об устойчивости субтропических антициклонов, зимнего сибирского антициклона. С развитием синоптических карт появилась возможность изучать непериодические процессы.

С введением анализа атмосферных фронтов было сделано несколько попыток создать схемы общей циркуляции атмосферы. В этих схемах большое значение в междуширотном обмене придавалось вертикальной циркуляции, представляемой в виде замкнутых и незамкнутых колес. При изображении междуширотного обмена между экватором и тропиками всеми исследователями принималось классическое представление о пассатной циркуляции, основу которой дали Галлей (1686) и Гадлей (1735) (ячейка Гадлея).

Изучался и междуширотный обмен на высотах. Показано, что он осуществляется путем горизонтального переноса, в котором главную роль играют струйные течения.

Очевидно, невозможно построить одну схему общей циркуляции атмосферы, которая бы полностью отражала многообразие ее характера над материками и океанами в разные сезоны года. В настоящее время при построении схем общей циркуляции атмосферы исходят из положения квазигеострофичности течений обшей циркуляции, т.е. приближены к геострофическому ветру. В слое трения течения отклоняются от геострофичности ветра и от изобар, но зная средний угол отклонения, можно восстановить по полю давления поле ветра.

В свободной атмосфере, где отклонения течений общей циркуляции от геострофичности ветра невелики, течения можно назвать квазигеострофичным. Условия квазигеострофичности не выполняется на экваторе (сила Кориолиса равна нулю или ничтожно мала и не может уравновесить силу горизонтального барического градиента).

Факторы, определяющие общую циркуляцию атмосферы:

лучистая энергия Солнца;

вращение Земли;

влияние подстилающей поверхности;

сила трения.

Лучистая энергия Солнца приводит к нагреванию земной поверхности, а от нее путем теплообмена нагревается атмосфера. Около 2% поступающей энергии превращается в кинетическую.

Рассмотрим гипотетический случай: Земля не вращается. На полюсах холодно, образовались устойчивые области высокого давления. На экваторе жарко, т.е. сформировалась область низкого давления, идет постоянный восходящий поток воздуха, выпадают осадки. Вдоль земной поверхности ветры дуют от полюсов к экватору, где воздух поднимается и растекается к полюсам (рисунок 68).

Рисунок 68 – Циркуляции атмосферы на невращающейся планете

Область высокого атмосферного давления вблизи полюсов и область низкого давления вблизи экватора, появление которых связано с термическими условиями (температурным режимом) называются термическими максимумами и минимумом. По образному выражению Шулейкина В.В., на экваторе находится нагреватель, а на полюсах – холодильники. Они создают тепловую машину, первого рода, вызывающую межширотный обмен воздуха. Термическая разница между широтами вызывает меридиональную составляющую атмосферной циркуляции.

Вращение Земли . При решении теоретических задач по общей циркуляции атмосферы скорость вращения Земли обычно принимается постоянной, хотя установлено, что она подвержена сезонным и внутрисезонным изменениям.

Вследствие вращения Земли значительно усложняется рассмотренная выше схема. В действие вступает отклоняющая сила Кориолиса. Массы воздуха, растекающиеся в верхних слоях атмосферы от экватора постепенно отклоняются в северном полушарии вправо, в южном – влево (так возникает зональная составляющая циркуляции атмосферы). На широтах 20–30° их движение становится параллельным экватору, и дальше им заворачивать некуда: подпирает идущий от экватора воздух. Воздуху как бы становится тесно, создаются полосы высокого атмосферного давления, образование которых связано с характером движения воздуха, а не с его температурой. Поэтому она называется динамическими областями высокого давления, от приполярных термических мах они отделяются динамическими областями относительно пониженного атмосферного давления (рисунок 69).

Рисунок 69 – Общая циркуляция атмосферы

В динамических областях высокого атмосферного давления воздух начинает опускаться, при опускании влажность его становится низкой. В этих широтах (с некоторыми отклонениями) по всем континентам Земли прослеживается полоса пустынь, полупустынь и сухих степей. В северном полушарии это пустыни Мексики, Аравии, Сахара, Ирана и Афганистана, Средней Азии, Тар, Такла-Макан, Гоби, горные пустыни Тибета; в южном – Атакама, Намиб, Калахари, пустыни в Австралии.

От динамических максимумов, находящихся в тропических широтах, ветры устремляются в 2 стороны: к экватору и средним широтам. Постоянные ветры, дующие к экватору в северном полушарии, отклоняются вправо и из северных превращаются в северо-восточные (в южном аналогично, из южных в южно-восточные). В приэкваториальной области направление и тех, и других становится близким к восточному. Эти ветры носят название пассатов 1 .

Ветры, дующие в сторону умеренных широт, под действием силы Кориолиса в конечном итоге превращаются в западные. Поэтому в средних широтах 45–60º преобладают западные ветры, составляющие западный перенос 2 (западные воздушные течения умеренных широт).

Приполярные термические максимумы давления создают свои системы ветров, которые, растекаясь от полюсов к умеренным широтам и отклоняясь вправо (в северном полушарии) или влево (в южном) становятся северо-восточными и юго-восточными.

В июне–августе Солнце находится в зените над тропическими широтами Северного полушария, соответственно в декабре–феврале – Южного полушария. Поэтому широта наибольшего прогревания (термический экватор) несколько смещается по сезонам, а вместе с ней – и термическая зона низкого давления 3 и динамические области повышенного и пониженного давления. Но их взаимное расположение сохраняется.

Такая схема общей циркуляции атмосферы была бы при условии, что поверхность планеты была бы совершенно однородной, что одно и тоже количество солнечной радиации, поступающей на земную поверхность вызывало бы в любом месте земного шара повышение температуры на одну и ту же величину, а при одинаковой отдаче энергии – температура одинаково понижалась. На самом деле это не так!

Различия в нагревании материков и океанов вызывают возникновение тепловой машины второго рода (по В.В. Шулейнину).

Влияние подстилающей поверхности в создании сезонных особенностей общей циркуляции атмосферы велико. Поверхность суши в обоих полушариях распределяется неравномерно: суша занимает 39,3% площади в северном полушарии и 19,1% в южном. При этом в экваториальной зоне обоих полушарий материки занимают примерно одинаковую площадь, а в высоких и средних широтах отличия значительны. Особенно существенно то, что в южном полушарии благодаря Антарктиде между 80 и 90° ю.ш. суша занимает 100% площади, а между 40 и 60º ю.ш. только 0–4%. В северном полушарии 80–90ºс.ш. – 0–20%, 40–60º с.ш. – 43,5–61%.

Материки имеют сложные очертания, горные системы заставляют ветры менять направление. Все это вносит свои коррективы в общую циркуляцию атмосферы.

Влияние материков и океанов на температуру воздуха не ограничивается лишь приземным слоем, а распространяется на всю тропосферу путем турбулентного перемешивания.

Так, в зимнее время на одинаковой широте материки имеют температуру Т 1 , а океаны – более высокую температуру Т 2 (Т 2 >Т 1). В соответствии с этими условиями, если выделить единичный объем воздуха, то он, проходя над материком вплоть до восточного берега, будет охлаждаться. Охлаждение будет тем медленнее, чем дальше от западного берега удалится воздух. Вступая на океан, он будет сначала быстро, а затем медленнее нагреваться. В результате изотермы примут волнообразный вид (рисунок 70).

Рисунок 70 – Влияние подстилающей поверхности на распределение температуры воздуха

Фактическое расположение изогипс на картах относительной барической топографии января близко к расположению изотерм. Летом влияние материков и океанов обратное, поэтому изотермы располагаются противоположно (волны тепла над сушей и холода над океанами), хотя и несколько сглажено.

В южном полушарии изотермы следуют в широтном направлении, т.к. здесь в средних широтах нет чередующихся массивов суши и океанов, а Антарктида способствует формированию более низких температур, чем в Арктике.

Сила трения уменьшает скорость ветра и отклоняет его направление от первоначального.

Таким образом, зональность циркуляции проявляется в преобладании меридиональных составляющих барического градиента над широтными, а следовательно в преобладании широтных составляющих ветра над меридиональными. При этом то или иное направление ветра (западное или восточное) преобладает одновременно или постоянно в значительной по широте зоне земного шара. В тропиках – восточное; в умеренных широтах – западное (но резко меняется); на востоке Азии – велика меридиональная составляющая.

2. Зоны давления и ветры на высотах

В верхней тропосфере и стратосфере высокое атмосферное давление более-менее совпадает с высокой температурой, а низкое давление – с низкой температурой (рисунок 71).

Рисунок 71 – Зональное распределение давления и потоков воздуха в верхней тропосфере и в нижней стратосфере. Справа – направление барических градиентов вдоль меридиана в соответствующих зонах

Температура в тропосфере падает от низких широт к высоким. Поэтому и горизонтальный барический градиент направлен из низких широт в высокие. Это можно проследить и по высоте изобарической поверхности 300мб (гПа): зимой над экватором она лежит на высоте 9700 м., над полюсами гораздо ниже – 8100–8400м.

При таком распределении температуры и давления горизонтальный барический градиент направлен от экватора к полюсам, а геострофический ветер – с запада на восток в обоих полушариях.

Таким образом, в верхней тропосфере и нижней стратосфере мы имеем два планетарных циклонических вихря с центрами близ полюсов и господствующий западный перенос воздуха. За исключением экваториальных широт, где дуют восточные ветры, т.к. в сравнительно узкой зоне вблизи экватора барический градиент будет направлен к экватору.

В стратосфере имеет место явление стратосферного обращения ветра. Это явление связано с сезонным изменением температуры стратосферы. Полярная стратосфера летом значительно теплее тропической (температура соответственно -45ºС и -70º–90ºС). Поэтому меридиональный барический градиент давления летом также меняется на противоположный. Это можно проследить, начиная с велопаузы или стратонуля (рисунок 72). В соответствии с направлением горизонтального барического градиента в верхней стратосфере над летним полушарием возникнет околополюсный антициклон и восточный перенос воздуха.

Зимой во всей толще стратосферы сохраняется западный перенос воздуха.

Рисунок 72 – Зональное распределение давления и потоков воздуха в стратосфере выше 20–25 км (летом Северного полушария). Справа – направление барического градиента вдоль меридиана

3. Центры действия атмосферы

На картах, отображающих распределение среднее многолетнее давление на уровне моря в январе или июле можно заметить, области повышенного или пониженного давления, которые очерчены замкнутыми изобарами. Такие области называются центрами действия атмосферы (ЦДА).

Центр действия атмосферы (ЦДА) – область низкого или высокого давления на многолетней средней карте, являющаяся статистическим результатом преобладания в данном районе барических систем одного знака над барическими системами другого знака.

Они делятся на перманентные и сезонные.

Перманентные (от лат. permanentis – постоянный, беспрерывный) – действуют в течении всего года. К таким относятся экваториальная депрессия, океанические субтропические антициклоны, океанические субполярные депрессии. Они могут иметь годовой ход интенсивности: субтропические мах летом развиты лучше и распространяются на более высокие широты; океанические депрессии высоких широт достигают наибольшей глубины зимой и слабо выражены на летних картах.

Сезонные – обнаруживаются на картах только летних или зимних месяцев. В противоположном сезоне меняют свой знак. Это сибирский и канадский максимумы, азиатский минимум и др.

На карте января экваториальная депрессия лежит между 15º с.ш. и 25º ю.ш., минимальные значения давления между 5 и 10º ю.ш. (давление ниже 1015 гПа). Обнаруживаются три области замкнутых изобар над южными материками.

Субтропические зоны повышенного давления 30–35º широты. В южном полушарии над океанами области замкнутых изобар, над материками – области относительно низкого давления. В северном полушарии над океанами замкнутые изобары (Азорский и Гавайский (Гонолульский) максимумы).

Умеренные и субполярные широты Южного полушария заняты почти сплошной зоной пониженного давления. В Северном полушарии – область пониженного давления только над океанами: Исландский и Алеутский минимумы; над материками область повышенного давления – Азиатский и Канадский максимумы.

Полярные широты заняты областью относительно повышенного давления, особенно над Антарктидой.

Среднее значение давления для Земли на уровне моря 1013,25 гПа, а на уровне местности – 982 гПа.

Общую циркуляцию атмосферы можно представить как несколько взаимосвязанных зональных звеньев:

Высокоширотное (полярное) звено простирается от полюсов до широт 65°. До высоты 2–3 км. Преобладают восточные ветры, выше – западный перенос. Особенно сильны восточные ветры в полярной области южного полушария в связи с наличием здесь ледяного покрова. В северном полушарии эти ветры имеют наибольшую скорость в Гренландии, Сибири и Канаде. Эти восточные, приносящие полярный воздух ветры, встречаясь с более теплыми, западными ветрами, образуют арктический фронт.

Среднеширотное (умеренное) звено расположено между 65 и 30–25º широты, т.е. между субтропическим полюсом высокого давления и поясом субполярной депрессии. В северном полушарии в этой области преобладает движение воздуха с юго-запада на северо-восток; в южном – с северо-запада на юго-восток. Эти ветры, обычно называемые западным переносом, удерживаются между 30 и 60° широты каждого полушария. В течение всего года в этой области часты бури, грозы и шквалы. Указанные ветры наблюдаются здесь в течении всего года, но их скорость зимой больше, чем летом. В южном полушарии зону, где наблюдаются эти ветры, называют «ревущие сороковые», т.к. ветры здесь весьма устойчивы и развивают над сплошной водной поверхностью, непрерывающейся крупными материками, особенно большую скорость. С высотой западный перенос усиливается. Междуширотный обмен тепла и холода осуществляют циклоны и антициклоны.

Низкоширотно е (тропическое) звено находится между 25–30º широты и экватором. Здесь господствуют пассаты: воздух вблизи земной поверхности двигается с сильной восточной составляющей к экватору. Над экватором наблюдается восходящее движение воздуха. Начиная с высоты 1–2 км. У тропиков и до верхней границы тропосферы у экватора, т.е. над пассатами дуют западные ветры.

1 от исп.Viento di pasada – ветер перехода; ветер, благоприятствующий переходу. В эпоху парусного флота пассаты, именно благодаря постоянству с успехом использовались мореплавателями

2 Жители Западной Европы знают, что «погода приходит с запада», поэтому спальные районы городов – западные, а промышленные – восточные.

3 в июле она распологается между 35° с.ш. и 5° ю.ш.; в январе – между 15° с.ш. и 25° ю.ш.; р <1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.