大気の大循環。大気循環

大気の大循環 (GCA)- 地球全体、対流圏、成層圏下部を覆う、惑星規模の空気の流れのシステム。大気循環中にそれらは放出されます 帯状移動と子午線移動。主に準緯度方向に発達するゾーン輸送には次のものがあります。

– 西風輸送。対流圏上部と成層圏下部で地球全体に支配的。

– 対流圏下部、極緯度 – 東風; V 温帯緯度– 熱帯および赤道緯度の西風 – 東風（図 14）。

実際、赤道付近の大気表層の空気は大きく暖まります。暖かくて湿った空気上向きに上昇し、その体積が増加し、対流圏上部に高圧が発生します。極では、大気の表層が強く冷却されるため、空気が圧縮され、その体積が減少し、上部の圧力が低下します。したがって、上位層対流圏では、空気は赤道から極に向かって流れます。このため、赤道の空気の質量、したがってその下にある地表の圧力が減少し、極では増加します。表層では極から赤道に向かって移動が始まります。結論: 太陽放射は GCA の子午線成分を形成します。

29 大気圧の法則。バリックセンター。

通常の大気圧– 緯度45度、0度Сの海面における断面積1cm 2 の大気柱の重量。通常の大気圧は 760 mmHg または 1013.25 mb です。 SI の圧力はパスカル (Pa) で測定されます: 1 mb = 100 Pa。

上にある大気の層の厚さが減少するにつれて、圧力は高度とともに減少します。大気圧が 1 hPa 変化するために上昇または下降する必要があるメートル単位の距離をといいます。 加圧ステージ。高度 0 ～ 1 km の気圧レベルは 10.5 m、1 ～ 2 km の気圧レベルは 11.9 m、2 ～ 3 km の気圧レベルは 13.5 m で、温度が上昇すると 0 ずつ増加します。 4%。暖かい空気では圧力レベルが高くなるため、上層の大気の暖かい領域は冷たい領域よりも圧力が高くなります。

圧力に応じて地球の表面ゾーン的に分布しています。赤道にてベルトは一年中あります低血圧 – 赤道鬱病(1015hPa以下) .

7月には北半球の北緯15～20度に移動し、12月には南半球の南緯5度に移動します。熱帯緯度（両半球の 35 度から 20 度の間）では、一年を通じて気圧が上昇します。 熱帯（亜熱帯）の最大気圧（1020hPa以上）。

冬になると、海と陸地に連続した帯が現れます。高血圧(アゾレス諸島とハワイ - SP、南大西洋、南太平洋、南インド - UP)。夏には、圧力の上昇は海洋上でのみ持続しますが、陸地では圧力が低下し、熱低気圧が発生します（イラン-タラ最低値 - 994 hPa）。

ノーザンテリトリーの温帯緯度では、夏に連続したベルトが形成されます。 低血圧ただし、圧力場は非対称です。温帯および亜極緯度の UP では、一年中水面上に低気圧の帯があります (南極最低値 - 最大 984 hPa)。北部地域では、大陸と海洋のセクターが交代するため、バリック極小値は海洋上でのみ発現します（アイスランドとアリューシャン列島 - 1 月の気圧 998 hPa）。冬には、強い寒冷化によりバリック極大値が大陸上に現れます。表面。南極とグリーンランドの氷床の上の極緯度では、一年を通して気圧がかかります。 増加した– 1000 hPa ( 低温– 空気が冷たくて重い）

大気の大循環の研究対象は、貿易風、モンスーン、気象条件が急速に変化する温帯緯度の低気圧と高気圧です。熱帯低気圧大気の大循環の典型的な特徴は、時間の経過とともに安定している、または他のものよりも頻繁に繰り返されるなど、複数年にわたる長い観測期間にわたる気象要素を平均することによって明らかになります。

図では、図8、9は、1月と7月の地表における風の長期分布の平均を示しています。北半球の1月、つまり冬には、北アメリカ上空に巨大な高気圧の渦がはっきりと見え、特に強い渦が北アメリカ上空に現れます。中央アジア。夏には、大陸の温暖化により陸上の高気圧渦が破壊され、海洋ではそのような渦が大幅に激化し、北に広がります。

対流圏では、赤道および熱帯緯度の空気が極地よりもはるかに激しく加熱されるという事実により、気温と圧力は赤道から極に向かう方向に徐々に低下します。
気象学者が言うように、惑星の温度と圧力の勾配は、赤道から極までの中央対流圏に向けられています。 (気象学では、温度と圧力の勾配は物理学とは逆の方向に解釈されます。)
空気は移動性の高い媒体です。地球が自転していない場合、大気の下層では空気は赤道から極に流れ、上層では赤道に戻ります。しかし、地球は毎秒 2n/86400 ラジアンの角速度で回転します。から移動する空気粒子低緯度高緯度までは、低緯度で取得された地表に対する高い線速度を保持するため、東に移動するにつれて逸脱します。対流圏では西から東への大気移動が形成されており、それが図に反映されています。 10. ただし、これは正しいモード電流は平均値のマップ上でのみ観察されます。気流の「スナップショット」は、低気圧、高気圧、気流、暖気と寒気が出会うゾーン、つまり大気前線の非常に多様な、毎回新しく繰り返されない位置を示します。大気前線は、あるタイプから別のタイプへの気団のエネルギーの大きな変換が起こるため、大気の大循環に大きな役割を果たします。
図では、図 10 は、対流圏中部および地表近くの主要な前線部分の位置を概略的に示しています。多くの気象現象は、大気前線や前線帯に関連しています。ここでは低気圧と高気圧の渦が発生し、厚い雲と降水帯が形成され、風が増加します。大気前線が特定の地点を通過すると、通常、顕著な寒冷化または温暖化がはっきりと観察され、天気全体の性質が急激に変化します。成層圏の構造には興味深い特徴が見られます。

熱が赤道付近の対流圏にある場合。気団そして、極では寒く、成層圏では、特に一年の暖かい半分では、状況はまったく逆で、ここの極では空気が比較的暖かく、赤道では寒いです。温度と圧力の勾配は、対流圏に対して反対方向に向いています。地球の自転による偏向力の影響により、対流圏での西から東への移動が形成され、成層圏に東西風のゾーンが形成されます。

最高の風速、したがって空気の最高の運動エネルギーはジェット気流で観察されます。比喩的に言えば、ジェット気流は大気中の空気の川であり、対流圏の上部境界、対流圏と成層圏を隔てる層、つまり対流圏界面に近い層を流れる川です（図11および12）。冬にはジェット気流の風速が 250 ～ 300 km/h に達します。夏には100〜140km/h。したがって、そのようなジェット気流に陥った低速航空機は「後方」に飛行する可能性があります。

ジェット気流の長さは数千キロメートルに達します。対流圏のジェット気流の下には、より広くて速度の遅い大気の「川」が観察されます。これは惑星の高高度前線地帯であり、大気の大循環にも大きな役割を果たしています。ジェット気流や惑星の高高度前線帯での高風速の発生は、隣接する気団間の気温に大きな差が存在するために発生します。気温の違い、または「温度コントラスト」の存在は、高度に応じて風を増加させます。理論によれば、このような増加は問題の空気層の水平温度勾配に比例します。成層圏では子午線大気温度勾配の逆転によりジェット気流の強さが弱まり、消滅します。惑星の高高度前線帯とジェット気流は広範囲にわたっているにもかかわらず、原則として地球全体を取り囲むわけではなく、気団間の水平温度のコントラストが弱まるところで終わります。最も頻繁で劇的な温度差は、温帯の空気と熱帯の空気を隔てる極前線で発生します。

惑星の高高度前線帯とジェット気流は、極前線系でよく発生します。平均して、惑星の高高度前線帯は西から東の方向を持っていますが、特定の場合には、その軸の方向は非常に多様です。ほとんどの場合、温帯緯度では波のような性質を持っています。図では、図１３、１４は、安定した西東輸送の場合と、気団の子午線交換が発達した場合の高高度前線帯の軸の位置を示している。赤道および熱帯地域の成層圏と中間圏の気流の重要な特徴は、ほぼ反対方向の空気の層がいくつか存在することです。強い風。ここでの風場のこの多層構造の出現と発展は、一定の時間間隔で変化しますが、完全に一致するわけではなく、ある種の予兆としても機能します。これに、冬に定期的に起こる極成層圏の急激な温暖化現象が、熱帯緯度で起こる成層圏のプロセスや中緯度および高緯度の対流圏のプロセスと何らかの形で関係していると付け加えれば、これらの大気条件が、温帯緯度の気象状況に直接影響を与えるプロセスをいかに複雑かつ奇妙に発展させているかが明らかになってきました。

世界の海洋の下層表面の状態、特に水の上部活性層の状態は、大規模な大気プロセスの形成にとって非常に重要です。世界の海洋の表面は地球の全表面のほぼ 3/4 を占めています (図 15)。

海洋水は、その高い熱容量と容易に混合する能力により、温帯地域では暖かい空気に遭遇する際、また南緯地域では年間を通じて熱を長期間蓄えます。蓄えられた熱は海流によって遠く北まで運ばれ、近隣地域を暖めます。
水の熱容量は、土地を構成する土壌や岩石の熱容量の数倍です。加熱された水の塊は蓄熱器として機能し、それを大気中に供給します。陸上は海洋の表面よりもはるかによく太陽光線を反射することに注意する必要があります。雪や氷の表面は太陽光線を特によく反射します。雪の上に降り注ぐ太陽放射の 80 ～ 85% が雪から反射されます。それどころか、海面はそこに降り注ぐ放射線のほぼすべて（55～97％）を吸収します。これらすべてのプロセスの結果、大気が太陽から直接受け取るエネルギーは、入ってくるエネルギーの 1/3 のみになります。エネルギーの残りの 2/3 は、太陽によって加熱された下層の表面、主に水面から受け取ります。
下にある表面から大気への熱伝達は、いくつかの方法で発生します。まず、たくさんの太陽熱海洋表面から大気中への水分の蒸発に費やされます。この水分が凝縮すると熱が放出され、周囲の空気層が暖められます。第二に、その下にある表面は、乱流 (つまり、渦、無秩序) 熱交換を通じて大気中に熱を放出します。第三に、熱は熱電磁放射によって伝達されます。
海洋と大気の相互作用の結果、大気では重要な変化が起こります。暖かい海面に冷たい空気が侵入した場合、海洋の熱や湿気が浸透する大気の層は5km以上にも達します。暖かい空気が海洋の冷たい水面に侵入する場合、海洋の影響が及ぶ高さは0.5kmを超えません。冷気の侵入の場合、その層の厚さは海洋の影響を受け、主に水と空気の温度差の大きさに依存します。水が空気よりも暖かい場合、強力な対流、つまり空気の無秩序な上昇運動が発生し、大気の上層への熱と湿気の浸透につながります。逆に、空気が水よりも暖かい場合、対流は発生せず、空気は最下層でのみその性質を変化させます。その上暖流大西洋のメキシコ湾流は、非常に冷たい空気の侵入により、海洋からの熱伝達が1日あたり最大2000 cal/cm2に達し、対流圏全体に広がります。暖かい空気は冷たい海面上で 1 日あたり 20 ～ 100 cal/cm2 失われます。
暖かい海面または冷たい海面に降る空気の性質の変化は非常に急速に起こります。そのような変化は、侵入の開始後 1 日以内に 3 ～ 5 km のレベルで気づくことがあります。下にある水面上での気温の変化（変化）の結果、どのような気温の上昇が発生する可能性がありますか? 一年の寒い半分には、大西洋上の大気は平均して 6 度温暖化し、場合によっては 1 日あたり 20 度も温暖化することがあることがわかっています。大気は 1 日に 2 ～ 10° 冷却されることがあります。大西洋の北部、つまり海洋から大気への熱伝達が最も激しい場所では、海洋は大気から受け取る熱の 10 ～ 30 倍の熱を放出すると推定されています。当然のことながら、海洋の熱埋蔵量は暖かい海の流入によって補充されます。海洋水熱帯の緯度から。気流は海洋から受け取った熱を数千キロメートルにわたって分散させます。海洋の温暖化の影響冬時間このことから、海洋の北東部と大陸の間の気温の差は、地表近くの緯度 45 ～ 60 度では 15 ～ 20 度、対流圏中部では 4 ～ 5 度であるという事実が導き出されます。たとえば、北欧の気候に対する海洋温暖化の影響はよく研究されています。
冬には、太平洋の北西部はアジア大陸の冷たい空気、いわゆる冬季モンスーンの影響下にあり、表層では深さ1〜2千km、深さでは3〜4千kmまで広がります。対流圏中部の km (図 16) 。

夏には、海洋の上は大陸よりも寒いため、そこから入ってくる空気は大西洋、ヨーロッパを冷やし、アジア大陸の空気を温めます。太平洋。ただし、上で説明した図は平均的な循環状態の典型的なものです。下層表面から大気中へ、そして再び戻る熱流束の大きさと方向の日々の変化は非常に多様であり、大きな影響力大気プロセス自体の変化に影響します。地表のさまざまな部分と大気の間での熱交換の発達の特殊性が、長期間にわたる大気プロセスの安定した性質を決定するという仮説があります。
北半球の温帯緯度にある世界の海洋の一部または別の地域で、異常に（通常よりも高い）暖かい水面の上で空気が暖まると、中部対流圏に高圧の領域（圧力尾根）が形成されます。、東周縁に沿って北極からの冷気団の移動が始まり、その西部に沿って - 移動暖かい空気熱帯緯度から北部まで。この状況は、特定の地域の地表で長期にわたる気象異常の持続につながる可能性があります。夏は乾燥して暑く、または雨が降って涼しく、冬は霜が降りて乾燥し、または暖かくて雪が降ります。
曇りは、地表への太陽熱の流れを調節することにより、大気プロセスの形成に非常に重要な役割を果たします。雲に覆われていると反射放射線の割合が大幅に増加し、それによって地表の加熱が減少し、それが総観過程の性質に影響を与えます。それはフィードバックのようなものであることが判明しました。大気循環の性質は雲システムの作成に影響を与え、雲システムは循環の変化に影響を与えます。私たちは、天候と空気循環の形成に影響を与える、研究された「地球」要因のうち最も重要なものだけをリストしました。
太陽の活動は、大気の大循環の変化の原因の研究において特別な役割を果たします。ここでは、いわゆる太陽定数の値の変動の結果として、太陽から地球に来る熱の総流量の変化に関連した地球上の空気循環の変化を区別する必要があります。しかし、彼らが示すように、最新の研究、実際には厳密に一定の値ではありません。
大気循環エネルギーは太陽から送られるエネルギーによって継続的に補充されています。したがって、太陽から送られる総エネルギーが変動すると、かなりのサイズ、すると、これは地球上の循環や天候の変化に影響を与える可能性があります。この問題はまだ十分に研究されていません。
太陽活動の変化に関しては、太陽の表面でさまざまな擾乱が起こっていることが知られていますが、黒点これらの擾乱は、太陽放射の組成に一時的な変化を引き起こし、紫外線成分と太陽からの粒子（つまり、荷電粒子、主に陽子からなる）放射が増加します。
気象学者の中には、太陽活動の変化が地球の大気中の対流圏プロセス、つまり天候に関連していると信じている人もいます。
この最後の声明にはさらなる研究が必要ですが、その主な理由は、太陽活動の明確な 11 年周期が地球上の気象条件でははっきりと見えないという事実です。しかし、問題の複雑さとそのような影響のメカニズムが不確実であるため、太陽活動の変化が対流圏プロセスに与える影響を完全に不可能と考えるのは明らかに間違っています。太陽活動の変化に関連して天気を予測することに非常に成功している気象予報士の学校が存在することが知られています。

他ではov、C. a。最も重要な気候形成プロセスです。地球上のあらゆる場所での天気の性質とその変化は、地表と大気の間の熱と湿気の循環の局所的な条件だけでなく、気候によっても決まります。

C.a.の存在大気圧の不均一な分布によるもの (大気圧を参照) (気圧勾配の存在 (気圧勾配を参照)) , これは主に、地球の異なる緯度および異なる場所での不均等な太陽放射の流入によって引き起こされます。物理的特性地球の表面、特に陸と海への分割に関連して。地表での熱の不均一な分布と地表と大気との間の熱交換により、中心空気が常に存在し、そのエネルギーは摩擦に費やされますが、太陽放射によって継続的に補充されます。

コリオリ力 (コリオリ力を参照) による、一般的な中心空気での空気の動き。準地衡風です。つまり、赤道付近の緯度と境界層を除いて、地衡風に非常に近いです（地衡風を参照） , 圧力勾配に垂直な等圧線に沿った方向。そして、なぜなら大気圧は地球全体にほぼ帯状に分布しているため (等圧線は緯度の円に近い)、航空輸送は一般に帯状の性質を持っています。下位1-1.5 km風はまだ摩擦力の影響下にあり、速度と方向が地衡風とは大きく異なります。さらに、地表上の大気圧の分布とそれに伴う中心気流。一般的にはゾーンのみです。実際、C. a. は、地表と大気中の熱源と熱吸収源の分布の季節変化と、低気圧活動（大気中の低気圧と高気圧の形成と移動）に関連して、継続的に変化しています。サイクロン活動によって色が与えられます。複雑かつ急速に変化する大乱流の性質。標高に応じて、C. a.のゾーニングが行われます。が増加すると、対流圏および成層圏上部では、渦擾乱の代わりに、帯状移動の波擾乱が支配的になります。地球の低緯度と高緯度の間で空気を交換するのは、低気圧活動に関連する子午線風の成分です。低緯度では、地球は自らの放射によって失う熱よりも多くの熱を太陽から受け取りますが、高緯度ではその逆になります。緯度間の空気交換により、熱は低緯度から高緯度へ、寒さは高緯度から低緯度へ移動し、それによって地球のすべての緯度で熱平衡が維持されます。

対流圏の気温は低緯度から高緯度に向かって平均的に低下するため、気圧も各半球の低緯度から高緯度に向かって平均的に低下します。したがって、高さ約5から始めてください。 km、大陸、海洋、低気圧活動が圧力場の構造や空気の動きに及ぼす影響が小さくなった場所では、西方向の航空輸送が確立されます（米。、そして カード1 , 2 ）ほぼ地球全体（赤道帯を除く）に分布しています。この半球の冬には、西風輸送は対流圏上部だけでなく、成層圏と中間圏全体をカバーします。しかし、夏には、極の上の成層圏は非常に加熱され、赤道上よりもはるかに暖かくなります。そのため、子午線の気圧勾配は約20度から始まります。 km方向が変わり、それに応じて地域の航空輸送も西から東に変わります（米。、b）。

地球の表面と対流圏下部では、気圧の帯状分布は主に低気圧活動によって決まるため、より複雑です。後者のプロセスでは、一般に東に向かって移動する低気圧は同時に高緯度に偏向され、高気圧は低緯度に偏向されます。したがって、対流圏下部 (および地表近く) では、赤道の両側に高圧の 2 つの亜熱帯帯が形成されます ( 米。、c）それに沿って圧力が減少します（赤道低気圧）。亜寒帯緯度では、2 つの低圧ゾーン (亜寒帯低気圧) が形成されます。最高緯度では圧力が増加します。この気圧分布は、各半球の中緯度における西方向の輸送と、熱帯および高緯度における東方向の輸送に対応しています。

対流圏下部の示された気圧と風のゾーンは、長期平均地図上でも、低気圧と風の別々の領域に分割されているように見えます。高圧（cm。 カード3 そして 4 ）、アイスランド低気圧、アゾレス諸島高気圧など、特徴的な低気圧と高気圧の循環を伴います。陸地と海の分布は作用中心の分布に複雑さをもたらし、示された恒久的な中心に加えて、大気の季節的な作用中心（冬のアジア高気圧、夏のアジア低気圧など）も生じます。大部分が海洋である南半球では、中央アジアのゾーンが形成されます。北方よりもよく表現されています。

対流圏の帯状輸送は、特に熱帯で顕著です。ここでは、地表近くおよび対流圏下部の東流、つまり貿易風が、特に海洋上では非常に一定しています。対流圏上部では偏西風に代わって、熱帯では逆貿易風と呼ばれます。貿易風の子午線成分はほとんどの場合赤道に向かい、反貿易風の場合は中緯度に向かいます。したがって、貿易風と反貿易風システムは、赤道低気圧 (熱帯収束帯 (熱帯収束帯を参照)) で空気が上昇し、赤道低気圧で空気が下降する閉じた循環とほぼ考えることができます。亜熱帯高圧（ハドレーセル）。この循環セルは依然として低気圧活動によって温帯緯度の循環とつながっており、そこから冷たい空気が補充され、そこから暖かい空気が移送されます。

地球の一部の地域、特にインド洋盆地では、熱帯収束帯が赤道から暖かい夏半球へ離れるため、夏には東向きの輸送が西向きの輸送に置き換わります。低緯度における冬と夏の逆方向の空気移動は熱帯モンスーンと呼ばれます。

貿易風や収束帯における弱い波の乱れは、循環の性質をほとんど変えることはありません。しかし、熱帯収束帯の一部の地域では時折（平均して年に約 80 回）、強い渦が発生します。熱帯低気圧（熱帯低気圧を参照）（熱帯ハリケーン）は、確立された循環体制と天候を急激に、さらには壊滅的に変化させます。熱帯地方、そして時にはそれを超えて。

温帯緯度では、低気圧（熱帯ほど強くない）や高気圧の発達と通過は日常的な現象です。これらの緯度での低気圧活動は、少なくとも対流圏と成層圏の一部では、中心大気の一種です。

これは、主要な大気前線の絶え間ない形成によって引き起こされます (大気前線を参照) (対流圏); それらはまた、対流圏上部と成層圏下部のジェット気流 (「ジェット気流」を参照) にも関連しています。主前線で低気圧と高気圧が連続して発生すると、対流圏上部とその上空で特に大規模な長波、つまりロスビー波が発生します。このような波の数は、ほとんどの場合、半球全体で約 4 つです。

低気圧活動に関連する中心大気の子午線成分。温帯緯度では急速かつ頻繁に変化します。ただし、数日または数週間にわたって、広範囲かつ高気圧の位置がほとんど変わらない状況があります。この点に関して、長期にわたる子午線方向の大気移動は、時には対流圏の厚さ全体にわたって、広い範囲にわたって、さらには半球全体にわたって、反対方向に発生します。したがって、温帯緯度では、半球またはその広い範囲にわたって 2 つのタイプの循環が区別できます。1 つは帯状、ほとんどの場合西方向の輸送が優勢な帯状循環、もう 1 つは低緯度および高緯度に向かう隣接する航空輸送を伴う子午線です。子午面循環では、緯度間の熱伝達が帯状循環よりもはるかに大きくなります。

温帯緯度の一部の地域では、陸地と海の加熱が不均等であるため、温暖な季節には陸地に低気圧が広がり、隣接する海域では気圧の上昇が起こり、寒い季節にはその逆になります。大陸と海洋の郊外に沿った中間地域では、それに応じて温帯モンスーンの体制が形成されます。これは、かなり安定した季節による一方向への空気の輸送であり、別の季節には反対方向への同じ輸送に置き換えられます。これは極東ソ連を含む東アジアの風力体制である。

中央アジア全体の流れが弱まる時期、一部の限られた地域で。局所的な中規模循環は、地形や陸地と水の近さによって引き起こされる大気加熱の局所的な違いに関連して、毎日の周期性で発生します。それがブリーズです貯水池のほとり、山と谷の風。大都市では、都市の発展と都市内の熱の生成に関連した都市風さえあります。

C の最も一般的で安定した特徴を明らかにする。さまざまな大気レベルでの大気圧と風の長期観測の平均が使用されます。このような平均化により、低気圧活動に伴う中心大気の変動は、より大きな程度まで互いに打ち消し合います。これに加えて、C. a 体制の日々の変化も研究されています。総観マップによる (総観マップを参照) - 地表と高高度、および雲の衛星画像から。これにより、表色系の種類、その頻度、変形、変化を区別することが可能になります。

色の理論的研究 a. 結局のところ、数値実験、つまり、大気 (および海洋) の対応する流体力学および熱力学方程式系の時間にわたる数値積分を通じて、その特徴と条件を特定し説明することになります。一般的な中枢活動の実証的研究とその数学的モデリングの両方が、重要問題を解決するために長期予測天気。

点灯:ローレンツ E.N.、大気循環の性質と理論、トランス。英語から、L.、1970。ポゴシアン Kh. P.、大気の大循環、レニングラード、1972 年。 Palmen E.、Newton Ch.、大気の循環システム、trans。英語、L.、1973 年より。

S.P.クロモフ。

等圧面の平均高さ - 300 MB海抜。

地表における大気圧と卓越風の長期平均分布。

大気の大循環中の帯状移動のスキーム（上）異なる高さ地表より上）。

大きいソ連の百科事典。 - M.: ソビエト百科事典. 1969-1978 .

他の辞書で「大気循環」が何であるかを見てください。

地表上の気流の全体。水平方向の寸法は大陸や海洋のサイズに相当し、厚さは数倍です。キロから数十キロ。 Cの構造大気の空間分布によって決まります... 物理百科事典

大気循環- 地球全体を覆う惑星の気流システムとその完全な統計的記述。 →図 22 Syn.: 大気循環... 地理辞典

1) 地表上の一般的な（地球規模の）気流システム。その水平方向の寸法は大陸や海洋に匹敵し、厚さは数 km から数十 km です。たとえば、温帯緯度を越える一般的な西風輸送や... 大百科事典

この地域の大気、気圧形成（特に低気圧と高気圧）の分布と発達で頻繁に繰り返される特徴グローブおよびこれらのタイプのそれぞれに対応するシステム内の気団の輸送方向...海洋辞典

大気循環- — JA 大気循環大気の異なるレベル間でエネルギーを伝達する、空気の一般的な動きと循環。循環の仕組みはとても… 技術翻訳者向けガイド

地球規模の大気循環のスキーム大気循環は、半球スケールで現れる気団の閉じた流れのシステムです... ウィキペディア

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大気循環は、地球の表面上の気流の惑星システムです。これには、モンスーン、低気圧や高気圧での空気の動きなどが含まれます。特定の地域の風のモードと速度、温度条件、湿度を説明するのは大気循環です。それは気候を形成する主な原因であり、熱エネルギーそして、ある場所から別の場所へ湿気が移動します。大気循環の原因は吸収太陽光エネルギー大気と地球自体の表面の両方。すべての気流は、地球が不均一に加熱され、ある場所では少し暑く、ある場所では少し寒くなるという事実によって存在します。不均一な加熱は地表の大気圧の不均一な分布にもつながり、気流の存在は大気圧の分布に依存します。追加の貢献大気循環私たちの惑星が常にその軸の周りを回転しているという事実も寄与しており、特に、サイクロンや高気圧などの大きな渦の形成につながります。暖気団も寒気団も移動することができます。それらは、大気中の渦、つまりサイクロンと高気圧の影響下で輸送されます。

2 つの気団が互いに接触すると、大気前線。通常、非常に急速な変化が起こります気象条件- 温度と気圧の変化、風の方向と強さの変化、雨や雪。それが、私たちが天気の絶え間ない変化を観察している理由です - 地球上のある場所から別の場所に移動する気団が、それらをもたらします新しい温度、曇りや湿気。大気循環の結果、竜巻、ハリケーン、台風、その他人間にとって非常に不快な災害が発生する可能性があります。自然現象。数年ごと、あるいは毎年、地球上に非常に強力なハリケーンが出現するため、特別な名前が付けられます。 2005 年にアメリカ合衆国南部を襲った恐ろしいハリケーンカトリーナは誰もが覚えているでしょう。 大気循環地球規模で起こっているだけではありません。局所的な大気循環も区別されます。たとえば、谷の風や竜巻がこのタイプに起因する可能性があります。
大気循環の性質は、まず第一に、太陽エネルギーの吸収の程度に依存するため、太陽光の吸収の小さな変化でさえ、大気循環自体と地球の気候の両方に非常に大きな影響を与えます。これが、温室効果とその影響について今非常に話題になっている理由です。温度体制。温室効果の影響により、大気の下層の温度は平均温度と比較して上昇します。しかし、温室効果自体とその影響は依然として大規模かつ白熱した議論の対象となっていますが、大気循環は研究可能であり、研究すべきであることは気象学者にとって長い間明らかでした。大気循環を研究し、その数学的モデルを作成するために、科学者は地球の大気のパラメータを監視します。最も一般的な観測値は、風速、大気圧、気温です。歴史的には、これらの大気の特性は最初は地上で測定されましたが、現在では高さ 30 km まで上昇できるラジオゾンデがこれらの目的に最もよく使用されています。最初の起動後人工衛星、大気循環が宇宙から観察され始めました。通常、気象衛星には、圧力と温度だけでなく、大気放射や大気によって散乱された太陽放射も記録できる高度な機器が搭載されています。衛星の使用により、観測範囲はほぼ2倍になりました。現在、科学者たちは衛星の助けを借りて、世界中の大気循環を一度に研究することができます。
大気の完全なモデルを作成することはまだ現実的な作業ではないようですが、この方向に向けたいくつかのステップはすでに講じられています。すでに現在、製造中に航空機は風洞で吹き飛ばされています。これも一種の「雰囲気のミニチュア写し」と言えるでしょう。ただし、この問題の方程式はかなり昔に Navier と Stokes によって開発されましたが、風洞を完全に放棄してすべてをコンピューターで計算することはまだ不可能です。科学者は、研究対象の大気を 3 次元空間グリッドの小さなセルに分割し、このグリッドの各ノードでの速度、温度、圧力を個別に計算することを学んだだけです。これは非常に複雑で非常に複雑です非効率な仕事。だからこそボーイングは、ナビエ・ストークス方程式の正確な解を見つけた人に賞金 100 万ドルを与えると約束したのです。

講義 16. 大気の大循環

1. 大気の大循環。大気の大循環を決定する要因。

2. 高度の気圧帯と風。

3. 大気の作用中心。

1. 大気の大循環

下 大気循環 通常、水平方向と垂直方向に空気が交換される一連の大規模な空気の流れを理解します。

言い換えれば、大気の大循環は、地球全体にわたる大規模な気流（つまり、大陸や海洋の大部分に匹敵する大きさの流れ）のシステムです。

主な大規模な大気の動きは、地表付近や高地における異なる緯度間の温度差によって引き起こされる気流です。これらには、低気圧と高気圧の気流、対流圏と成層圏のジェット気流、貿易風、モンスーンも含まれます。天気や気候の形成に重要な役割を果たすのは、この種の気流です。小規模な動き（微風、山谷の風、スコール、竜巻など）は局所的に重要ですが、それらは大規模な循環の影響で発生するか（スコール、竜巻）破壊されます。

大気の大循環に関する研究は 17 ～ 18 世紀に始まりました。貿易風の循環を説明する試みとともに。 19 世紀半ば、森はすでに地球全体の大気循環の図を示していました。 19 世紀から 20 世紀にかけて。大気の大循環を研究するための基礎は、気象要素（温度、圧力、風、降水量）の平均値の地図でした。風、気圧、気温などの季節特性共通の特徴地球のさまざまな地域の気候。しかし、これらの値は、さまざまな非周期的なプロセスに関する包括的な情報を提供することはできません。高所での気象要素の分布に関するデータがなかったため、困難が増大しました。

地表気圧と風の平均マップの役割が再評価された結果、低緯度における大気プロセスの性質の変動性が低いという考え、亜熱帯高気圧の安定性、そして冬のシベリア高気圧が長い間支配的であった時間。シノプティックマップの開発により、非周期的なプロセスを研究することが可能になりました。

大気フロント解析の導入により、大気の大循環パターンを作成するためにいくつかの試みが行われてきました。これらのスキームでは非常に重要緯度間の交換では、閉じた車輪と開いた車輪の形で表される垂直循環が与えられました。赤道と熱帯の間の緯度間の交流を描くとき、すべての研究者は貿易風の循環という古典的な考え方を受け入れました。その基礎はハレー（1686）とハドレー（1735）によって与えられました（ハドレーセル）。

高地での緯度間交換も研究されました。それはジェット流が主な役割を果たす水平輸送によって行われることが示されている。

明らかに、一年のさまざまな季節における大陸と海洋にわたるその性質の多様性を完全に反映する大気の大循環の 1 つのスキームを構築することは不可能です。現在、大気大循環スキームを構築する際には、大気循環流の準地衡度の立場から進められています。地衡風に近い。摩擦層では、流れは風の地成性および等圧線から逸脱しますが、平均逸脱角度がわかれば、圧力場から風場を再構成することが可能です。

自由大気では、風の地栄養性からの大循環流の偏差が小さいため、流れは準地栄養性と呼ぶことができます。準地衡性の条件は赤道では満たされません（コリオリの力はゼロか無視できる程度であり、水平方向の圧力勾配の力と釣り合うことができません）。

大気の大循環を決定する要因:

太陽の放射エネルギー。

地球の自転。

下にある表面の影響。

摩擦力。

太陽からの放射エネルギー それは地表の加熱につながり、そこから熱交換によって大気が加熱されます。入ってくるエネルギーの約 2% が運動エネルギーに変換されます。

仮定のケースを考えてみましょう。地球は回転しません。極地は寒く、高気圧の安定した領域が形成されています。赤道では暑いです、つまり。地域が形成された低圧、一定の上向きの空気の流れがあり、降水量が減少します。地球の表面に沿って、風は極から赤道に向かって吹き、そこで空気が上昇して極に向かって広がります (図 68)。

図 68 – 回転していない惑星の大気循環

極付近の高気圧の領域と赤道近くの低気圧の領域は、その出現が熱条件（温度領域）に関連しており、熱極大値と極小値と呼ばれます。 V.V.シュレイキンの比喩表現によると、赤道にはヒーターがあり、極には冷蔵庫があります。それらは最初の種類の熱機関を生成し、緯度間の空気交換を引き起こします。緯度間の温度差により、大気循環の子午線成分が生じます。

地球の回転 。大気の大循環に関する理論的問題を解決する場合、地球の自転速度は通常一定であると仮定されますが、地球は季節変化や季節内変化の影響を受けることがわかっています。

地球の自転により、上記のスキームは大幅に複雑になります。コリオリの偏向力が作用します。赤道から大気の上層に広がる気団は、北半球では徐々に右に、南半球では左に偏っていきます（これが大気循環の帯状成分が生じる仕組みです）。緯度 20 ～ 30 度では、それらの動きは赤道と平行になり、それ以上曲がる場所はなくなり、赤道から来る空気によってサポートされます。空気が混雑しているように見え、高気圧の帯が形成されますが、その形成は温度ではなく空気の動きの性質に関連しています。したがって、それは高圧の動的領域と呼ばれ、それらは比較的低い大気圧の動的領域によって周極熱波から分離されています（図69）。

図 69 – 大気の大循環

高気圧の動的な領域では、空気が下降し始め、下降するにつれて湿度が低くなります。これらの緯度では（多少の誤差はありますが）、地球のすべての大陸にわたって砂漠、半砂漠、乾燥草原の帯をたどることができます。北半球では、メキシコ、アラビア、サハラ砂漠、イラン、アフガニスタンの砂漠、中央アジア、タール、タクラマカン、ゴビ、チベットの山砂漠などが挙げられます。南部 - アタカマ、ナミブ、カラハリ、オーストラリアの砂漠。

熱帯の緯度に位置するダイナミックな極大地から、風は赤道と中緯度の 2 方向に吹きます。北半球の赤道に向かって吹く一定の風は右に偏り、北から北東へ（南半球では同様に南から南東へ）向きを変えます。赤道付近では両者の方向が東に近くなります。これらの風を貿易風 1 と呼びます。

温帯緯度に向かって吹く風は、コリオリの力によって最終的に西風になります。したがって、中緯度 45 ～ 60 度では偏西風が優勢となり、偏西輸送 2 (温帯緯度の偏西気流) を構成します。

亜極地の熱圧極大は独自の風体系を生み出し、極から中程度の緯度まで広がり、右（北半球）または左（南半球）に偏って北東および南東になります。

6 月から 8 月には北半球の熱帯緯度で太陽が天頂に達し、12 月から 2 月には南半球で太陽が頂点に達します。したがって、最大の暖房の緯度（熱赤道）は季節によって多少変化し、それに伴って熱低圧ゾーン 3 と高圧および低圧の動的領域も変化します。しかし、それらの相対的な位置は変わりません。

大気の大循環に関するそのような計画は、惑星の表面が完全に均質であり、地表に入る同じ量の太陽放射が地球上のどこでも同じ量だけ温度上昇を引き起こすという条件で与えられる。同じ戻りエネルギーで、温度は同様に低下しました。実はこれは真実ではありません！

大陸と海洋の加熱の違いにより、第二種の熱機関の出現が引き起こされます（V.V.シュレイニンによると）。

下地のサーフェスの影響 大気の大循環の季節的特徴を作り出すことは素晴らしいことです。両半球の地表は不均一に分布しており、陸地は北半球では面積の 39.3%、南半球では 19.1% を占めています。同時に、赤道帯両半球の大陸はほぼ同じ面積を占めていますが、高緯度および中緯度ではその違いが顕著です。南半球では、南極大陸のおかげで、南緯 80 度から 90 度の間にあることが特に重要です。土地は面積の 100% を占め、南緯 40 度から 60 度の間です。わずか0〜4％です。北半球では北緯 80 ～ 90 度。 – 0 ～ 20%、北緯 40 ～ 60 度 – 43.5 ～ 61%。

大陸は複雑な輪郭を持ち、山系によって風の方向が変わります。これらすべてが大気の大循環を調整します。

大陸や海洋による気温への影響は表層のみにとどまらず、乱流混合を通じて対流圏全体にまで及びます。

したがって、同じ緯度の冬には、大陸の温度は T1 になり、海洋の温度は T2 になります (T2>T1)。これらの条件に従って、単一の空気が孤立している場合、空気は大陸の上を東海岸まで通過するときに冷却されます。空気が西海岸から遠ざかるほど、寒冷化は遅くなります。海に入ると、最初は急速に温まり、次にゆっくりと温まります。その結果、等温線は波のような外観になります (図 70)。

図 70 – 気温の分布に対する下層表面の影響

1 月の相対気圧地形図上の等温線の実際の位置は、等温線の位置に近いです。夏には、大陸と海洋の影響が逆転するため、等温線は反対に位置します（陸地では熱波、海洋では寒波）が、多少は平滑化されます。

南半球では、等温線は緯度方向に従います。ここ中緯度では陸地と海洋が交互に存在せず、南極は北極よりも低い気温の形成に貢献しています。

摩擦力 風速が低下し、元の風向から逸れます。

したがって、循環の帯性は、気圧勾配の子午線成分が緯度成分よりも優勢であること、そしてその結果、風の緯度成分が子午線成分よりも優勢であることによって現れます。この場合、地球上の重要な緯度帯では、いずれかの風向き (西または東) が同時にまたは常に優勢になります。熱帯地方 - 東部。温帯緯度 - 西側（しかし急激に変化する）。東アジアでは子午線成分が大きくなります。

2. 高度の気圧帯と風

対流圏上部や成層圏では、気圧の高さが多かれ少なかれ一致します。高温、低圧 – 低温 (図 71)。

図 71 – 対流圏上部と成層圏下部の圧力と空気の流れのゾーン分布。右側は、対応するゾーンの子午線に沿った気圧勾配の方向です。

対流圏の温度は低緯度から高緯度に向かって低下します。したがって、水平気圧勾配は低緯度から高緯度に向かう方向にあります。これは、300 mb (hPa) の等圧面の高さでも見ることができます。冬には、赤道の上では高度 9700 m にありますが、極の上ではそれははるかに低い、8100 ～ 8400 m です。

この温度と圧力の分布により、水平方向の気圧勾配は赤道から両極に向かい、地衡風は両半球で西から東に向かいます。

したがって、上部対流圏と下部成層圏には、極付近に中心を持ち、西風による空気輸送が支配的な 2 つの惑星低気圧渦が存在します。東風が吹く赤道緯度を除いて… 赤道に近い比較的狭い領域では、気圧勾配は赤道に向かうことになります。

成層圏では成層圏風循環現象が起こります。この現象は、成層圏の温度の季節変化に関連しています。夏の極地の成層圏は熱帯よりもはるかに暖かいです（気温はそれぞれ-45°Сと-70°〜90°С）。したがって、夏の子午線気圧傾度も逆に変化します。これは、サイクルの一時停止またはストラトンゼロから開始して追跡できます (図 72)。夏半球の成層圏上部の水平気圧勾配の方向に応じて、周極性高気圧と東部の航空輸送が発生します。

冬には、西風による空気輸送が成層圏の全厚にわたって持続します。

図 72 – 20 ～ 25 km を超える成層圏の圧力と空気の流れのゾーン分布 (北半球の夏)。右側は子午線に沿った気圧勾配の方向です。

3. 大気の作用中心

長期にわたる平均海面気圧の分布を示す地図上で 1月または 7月閉じた等圧線で囲まれた高圧または低圧の領域に気づくことができます。このような領域はこう呼ばれます 大気の活動の中心(CDA)。

大気作用中心 (CAA) は、長期にわたって低気圧または高圧の領域です。平均的なマップこれは、特定の領域における、ある星座の気圧システムが別の星座の気圧システムよりも優勢であることを示す統計結果です。

それらは常設と季節に分けられます。

永続 (緯度から。 永久的です– 永続的、継続的） – 年間を通じて有効です。これらには、赤道低気圧、海洋亜熱帯高気圧、海洋亜極地低気圧が含まれます。それらの強さは年によって変動する可能性があります。夏の亜熱帯の山々はより発達し、高緯度まで広がります。高緯度の海洋低気圧は冬に最大の深さに達し、夏の地図ではあまり表現されません。

季節限定 – 夏限定の地図で見つかる、または冬の間。逆の季節には星座が変わります。これらは、シベリアとカナダの最大値、アジアの最小値などです。

1 月の地図では、赤道低気圧は北緯 15 度の間にあります。および25°S、最小圧力値は5°Sと10°Sの間です。 (圧力は 1015 hPa 未満)。大陸南部には閉じた等圧線の 3 つの領域が検出されています。

亜熱帯高圧帯緯度30～35度。南半球では、海洋の上に閉じた等圧線の領域があり、大陸の上に比較的気圧の低い領域があります。北半球の海の向こうで閉じた等圧線(アゾレス諸島とハワイ (ホノルル) の最大値)。

南半球の温帯および亜極地の緯度は、ほぼ連続した低気圧地帯によって占められています。北半球では、海洋上にのみ低圧の領域があります。アイスランド低気圧とアリューシャン低気圧です。大陸の上には、アジアとカナダの高気圧という高気圧の領域があります。

極緯度は、特に南極上空の比較的高圧の領域によって占められています。

地球の平均気圧値は海面レベルで 1013.25 hPa、地形レベルでは 982 hPa です。

大気の大循環は、相互接続されたいくつかの帯状リンクとして表すことができます。

高緯度 (極) リンクは、極から緯度 65 度まで伸びます。高さは2～3kmまで。東風が優勢で、西風が優勢です。南半球の極地では氷に覆われているため、東風が特に強くなります。北半球では、グリーンランド、シベリア、カナダでこの風が最も速くなります。極地の空気をもたらすこれらの東風は、より暖かい西風と出会い、北極前線を形成します。

中緯度 (中度) リンクは緯度 65 度から 30 ～ 25 度の間に位置します。亜熱帯高圧極と亜寒帯低気圧の間。北半球では、この地域は南西から北東への空気の流れが支配的です。南では、北西から南東へ。一般に偏西風と呼ばれるこれらの風は、各半球の緯度 30 度から 60 度の間に保たれます。この地域では、一年を通じて嵐、雷雨、スコールが頻繁に発生します。この風は年間を通じてここで観測されますが、その速度は夏より冬の方が速くなります。南半球では、このような風が観測される地域は「轟音40度」と呼ばれているためです。ここの風は非常に安定しており、大きな大陸によって遮られることなく、連続した水面上で特に高速で発達します。西風輸送は高度が上がるにつれて強まります。熱と寒さの緯度間の交換は、低気圧と高気圧によって行われます。

低緯度 e (トロピカル) リンクは、緯度 25 ～ 30 度から赤道の間に位置します。ここでは貿易風が支配的です。地表近くの空気は強い東の成分で赤道に向かって移動します。赤道の上では空気が上昇します。高度1～2kmからスタート。熱帯付近から赤道付近の対流圏の上部境界まで、つまり貿易風の上を西風が吹きます。

1 スペイン語から ビエント ディ パサダ– 移行の風。トランジションに有利な風。帆船艦隊の時代、船員は貿易風をうまく利用できました。その理由はまさにその一貫性のためです。

2人の住民西ヨーロッパ彼らは「天気は西から来る」ことを知っているので、都市の住宅地は西、工業地帯は東になります。

7月の3日は北緯35度の間に位置します。南緯5度。 1月 - 北緯15度の間南緯25度。 R<1013гПа; параллель с самым низким атмосферным давлением в июле – 15° с.ш., в январе – 5–10º ю.ш.

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