Возникновение и распространение местных ветров
1.1. Ветры с суточной периодичностью
1.1.1. Бризы. Существует много локально обусловленных или локально ограниченных ветров, носящих местные наименования. Среди местных ветров обособленную группу образуют морские и береговые бризы, а также горно-долинные ветры. Причиной их возникновения является суточный ход нагревания и охлаждения подстилающей поверхности.
Наиболее простой процесс возникновения ветра часто можно наблюдать летом у берега моря в ясную и тихую погоду (рис. 1).
Днем обычно приятный све¬жий ветер дует на берег, но¬чью, наоборот, ветер направ¬лен с берега на море. Эта осо¬бенность ветра на морском по-бережье объясняется разли¬чием в скорости нагревания и охлаждения воздуха над сушей и морем. Днем поверхность суши, а, следовательно, и при¬легающие к ней слои воздуха нагреваются быстрее, чем море и воздух над ним.
Рис. 1. Схема возникновения бриза: направление движе¬ния воздуха днем (а) и ночью (б). Стрелками обозначены направления вертикальных и горизонтальных движений воздуха
Поэтому создается разность между температурой воздуха над сушей и морем. Воздух над сушей, как более теплый и относительно легкий, поднимается вверх, а на его место устремляется более холодный воздух с моря. Ночью, наоборот, воздух над сушей охлаждается быстрее, чем над теплой водой. Поэтому воздух с берега устремляется на море, чтобы занять место поднимающегося здесь более теплого воздуха.
Ветер с моря приходит около 10 час. утра. Ему предшествует так называемый пляжный ветер (малый морской бриз, по Конраду). В северных широтах, где солнце летом восходит рано, смена берегового бриза на морской может происходить и в более ранние часы. В тропиках, с их почти постоянной 12-часовой продолжительностью дня, ветер с моря обычно начинает дуть не ранее 10 час. Он начинается спустя три часа после восхода солнца, а прекращается за два часа до захода. Утром смена ветра происходит сравнительно быстро и с высокой степенью постоянства. При градиентном потоке, направленном с суши, порывы ветра могут иметь характер шквалов холодного фронта, и появление ветра противоположного знака запаздывает. В послеполуденные часы смена морского бриза на береговой растягивается на более длительное время – вплоть до захода солнца. При этом пропадает и постоянство направления ветра. В ночные часы, когда поверхность суши выхолаживается сильнее, чем поверхность воды, циркуляция противоположна дневным условиям, благодаря тому, что ночью разница температур поверхностей суши и моря меньше, чем днем, и в результате большего трения над сушей ночной береговой бриз гораздо слабее и менее устойчив по направлению. Он достигает максимума прохладным утром при восходе солнца. Начинается же он, спустя два-три часа после захода солнца и заканчивается чрез два-три часа после восхода. Неравноценность ветра с моря и ветра с суши особенно бросается в глаза в середине лета в средних и высоких широтах, что связано с уменьшением «в направлении к полюсу» продолжительности ночи. Различие между двумя составляющими циркуляции проявляется как в их вертикальной мощности, так и в горизонтальной протяженности. В средних широтах морской бриз имеет максимальное развитие в высоту порядка 500 м, обычно же он простирается вверх на 200 – 300 м, в тропиках – 1 – 2 км. Вертикальная мощность берегового бриза составляет примерно лишь треть этих величин. В умеренных широтах ветер с моря проникает на 20 – 30 км в глубь суши в тропиках – на 50 – 65 и даже 100 км. Береговой бриз заходит и море не более чем на 9 км у побережья Англии – на 10 – 15 км. Ширина областей воздействия обоих ветров в полосе их зарождения приблизительно одинакова. Ветры с суточной периодичностью наблюдаются и на берегах больших внутренних озер (например, на Боденском озере, хотя и в более слабой форме). С другой стороны, острова удаленные от континентов, могут создавать свою собственную бризовую циркуляцию.
В субтропиках, по крайней мере, летом, преобладает антициклональный тип погоды, способствующий беспрепятственному поступлению солнечной радиации. Для этой зоны ветры с моря и с суши – явление в высшей степени характерное, регулярное и устойчивое. Бризы имеют большую вертикальную мощность (1000 – 1600 м) и значительный радиус действия по горизонтали. Морской бриз может здесь быть не только свежим ветром, но и достигать штормовой силы. Он улучшает климат субтропических портов, поскольку умеряет дневное повышение температур и своим вентилирующим действием способствует понижению температуры кожи. Он играет важную климатическую роль во всей Средиземноморской области. На побережье Каталонии ветер с моря, носящий здесь название «маринада», появляется уже в начале марта. Число дней с ним составляет в марте – 30%, в начале июня – 82, в конце июня – 91 и в конце октября – все еще 36% общего числа дней.
В засушливом субтропическом Западном Пакистане (станция Карачи) даже в самый прохладный месяц инсоляция настолько велика, что повторяемость ветра с моря равна в октябре – ноябре 8 – 9%. За период с мая по сентябрь она возрастает до 100%. иными словами – морской бриз дует здесь ежедневно. По Раманатану, его вертикальная мощность достигает, по меньшей мере, 1000 – 1500 м, а в период летнего максимума – даже 2000 м. Его сила составляет 8 – 10 узлов, в период максимума – 15 узлов. Однако здесь следует помнить, что в Западном Пакистане летний морской бриз имеет общее с градиентным ветром направление или лишь слегка от него отклоняется. Поэтому часто он воспринимается лишь как дополнительное усиление. Наоборот, ветер с суши ослабляется. В засушливую зиму верны обратные соотношения. В среднем воздух движется с суши, и поэтому дневной ветер с моря способен перекрыть общее направление лишь изредка. Хорошим примером может служить морской бриз у побережья Сенегала с его поздним началом в послеполуденные часы. Этот ветер должен перекрыть дующий ему навстречу северо-восточный пассат; поэтому он не только запаздывает, но иногда начинается в несколько этапов.
Таким образом, морской бриз в одном случае преодолевает дующий ему навстречу градиентный ветер, а в другом он всего лишь усиливает ветер, направленный в ту же сторону. Во втором случае бриз, естественно, начинается раньше. Эффект взаимного дополнения может возникнуть при соответствующих синоптических ситуациях и в умеренном климате.
Морской бриз во влажных тропиках – также регулярное явление большой вертикальной мощности, силы и устойчивости. Наибольшего развития он достигает в августе – сентябре, когда амплитуды суточного хода температуры становятся максимальными, а рисовые поля сухими и могут быстро прогреваться, так как поступающее тепло не тратится на испарение. Именно испарение препятствует формированию морского бриза над заболоченными территориями лагунами или выдвинутыми в море островами. Морской бриз в Джакарте начинается между 10 и 11 час. достигает наивысшей интенсивности и мощности между 14 и 17 час. К этому времени он охватывает слой воздуха высотой 1100?1400 м. Ветер с суши, напротив, здесь слаб и маломощен. Примечательна его повторяемость. В период дождей она превышает 80%, а в сухое время года составляет лишь 70 – 80%. Такая регулярная смена ветра имеет большое значение в жизни рыбаков индонезийского побережья: ночью она отплывают с попутным ветром в море, а днем, подгоняемые морским бризом, возвращаются домой.
К системам бризовой циркуляции относится также высотное компенсационное течение. Днем оно направлено от суши и располагается выше бризового потока с моря. Этим обусловливается понижение давления над сушей и повышение его над морем, что приводит к возникновению морского бриза. Ночью устанавливается циркуляция обратного знака. Она имеет аналогичный пусковой механизм, но происходит на меньших высотах, в направлении с моря на сушу. Часто можно также наблюдать скопление кучевых облаков, возникающих как следствие питаемой влажным морским ветром конвекции над прибрежной частью суши. В поздние послеполуденные часы облака исчезают. Наиболее хорошо вы решено это явление там, где морской бриз особенно мощен и силен.
1.1.2. Горно-долинные ветры
Бризовой циркуляции в принципе родственна имеющая аналогичный термический генезис, те же масштабы и ту же 24-часовую периодичность смена горно-долинных ветров. С ней приходится сталкиваться в горных районах при сильно расчлененном рельефе и не только в Средних широтах «Альпы», но и в горах субтропической зоны, где эта циркуляция развита особенно сильно (например, на Памире ила в Абиссинии). Ее возникновению также благоприятствует спокойная солнечная антициклоническая погода. На гористых тропических островах «Самоа» может наблюдаться сочетание морского бриза со склоновым ветром или берегового бриза с горным ветром. В таких случаях циркуляция достигает особой силы.
Вагнер в ряде исследований это явление разделил на три самостоятельных процесса:
1) склоновые ветры на отдельно стоящих горах или гребнях гор (днем – вверх по Склону, ночью – вниз); они приводят к дневной конденсации;
2) компенсационные ветры между высокими плато и низменностями;
3) собственно горно-долинные ветры, обычно сопровождаемые склоновыми ветрами, при которых возникает замкнутая циркуляция с противотечением на высотах. В случае 2 компенсационное высотное течение отсутствует, и выравнивание обеспечивается полусуточным чередованием ветров .
Горно-долинные ветры воз¬никают подобно морскому бризу (рис. 2). Днем они направ¬лены из долины вверх по горным склонам, а ночью, наоборот, с гор в долины. Это вызвано неодинаковым нагреванием и охлаждением гор и долин, днем воздух над горными склонами, на-греваясь, имеет более высо¬кую температуру, чем воз¬дух на тех же высотах над долиной. Поэтому воздух над склонами, как более легкий, поднимается вверх, а воздух со стороны долин устремляется на склоны гор. Ночью, наоборот, склоны гор охлаждаются больше, чем
Рис. 2. Схема горно-долинных ветров в Альпах
воздух над долинами. Поэтому более холодный воздух с гор устремляется в долины.
В средних широтах горно-долинные ветры наблюдаются летом при тихой погоде до высоты 1 – 3 км. Скорость их обычно не превышает 3 – 5 м/сек. Но в редких случаях, при определенном рельефе и состоянии атмосферы, скорость горно-долинного ветра может достигать 6 м/сек и более. При ненастной погоде горно-долинные ветры не наблюдаются, так как они нарушаются циркуляцией атмосферы более крупного масштаба.
Если долинный ветер при подъеме переваливает через сравнительно невысокий хребет, за которым гор¬ная страна продолжается, повыша¬ясь, то в следующей за перевалом долине ветер продолжает дуть в первоначальном направлении, то есть вниз, по долине. Они дуют здесь круглые сутки в одном и том же направлении вдоль долины Энгадин. Таким образом, они не со¬ответствуют указанным выше кри¬териям для горно-долинных ветров лишь внешне.
Как это видно из последовательности фаз, долинный ветер начинается около 9 час. в самых низких местах, но одновременно по всей долине.
К 10 час. он уже охватывает максимальный слой своего распространения высотой 700 –800 м. Однако его скорость продолжает ус-тойчиво возрастать и достигает предельных значений к 15 – 17 час. Наибольшие скоро¬сти наблюдаются приблизительно на высоте 200 м над дном долины, что объясняется влиянием трения о подстилающую поверх¬ность в слое, расположенном в непосредст-венной близости к почве(рис. 3). Ночной горный ветер обычно слабее, но его вертикальная мощность не меньше, чем у долинного ветра. В местах сужений или там, где до¬лина открывается в сторону предгорья, за¬полненного теплым воздухом, ветер часто достигает и больших скоростей.
Рис. 3. Профили скоростей долин¬ного ветра в Цейском ущелье в раз¬личное время суток
В долинах с крутыми склонами, направленных с запада на восток, могут развиваться в поперечные ветры, дующие от затененного склона к склону, освещенному солнцем.
Что касается отдельно стоящих не рассечен¬ных долинами гор, то местная циркуляция проявляется здесь в том, что днем к вершине направлены со всех сторон склоновые ветры, вызывающие образование над нею, венца кучевых облаков. Такой режим осо¬бенно характерен для вулканических кону¬сов во влажных тропиках (Ява).
В климате Средней Европы долинные ветры развива¬ются лишь летом в и преимущественно в дни с интенсивной радиацией. В июле – ав-густе в 3альцбурге такие случаи составляют 25% всех наблюдений. В теплых климатах с сезонным увлажнением горные ветры воз¬никают чаще в сухой период и дуют с боль¬шой регулярностью. Даже в альпийских до-линах они могут стать причиной ветровой деформации крон деревьев.
Термическое происхождение имеют также такие микромасштабные циркуляции, как лесной и полевой ветры. Днем лесной массив прохладное, а ночью теплее, чем соседнее с ним открытое поле. Сюда относится и так называемый городской бриз, особенно ощутимый ранним утром, когда возникает перенос воздуха к более теплому центру от окраин.
Ветры с суточной периодичностью играют значительную роль в климате тропических гор и влияют на характер растительного покрова. Выше уже указывалось, что эти ветры, по сути дела, представляют собой характерную особенность термически обусловленного суточного хода климата в тропиках.
Речь идет о термически обусловленных ветрах конвекции (склоновых), при которых формируются дополуденные кучевообразные облака, и о ночной тенденции оседания, способствующей размыванию облаков.
1.2. Нисходящие ветры
1.2.1. Фёны. Наряду с ветровыми системами с суточной повторяемостью особый климатологический интерес представляют системы, возникающие не периодически, но в четкой зависимости от форм рельефа. Такие ветры способны создать на ограниченных пространствах микро мозаику климатов. Правда при этом вовсе не обязательно, чтобы воздушное течение переваливало через горную цепь, преграждающую ему путь; однако оно всегда испытывает, по крайней мере, частичное отклонение – вынуждено обтекать препятствие или менять направление в соответствии с ним. Если горная цепь имеет большое протяжение, а барический градиент достаточно велик, то воздух вынужден преодолевать препятствие. При этом возникают характерные течения на подветренной стороне, носящие общее название нисходящих ветров .
Фён – это теплый и сухой ветер, дующий со стороны гор в долины. Такие ветры имеют продолжительность от нескольких часов до нескольких суток. Хотя фёны наблюдаются в определенных районах и относятся к местным ветрам, они, в противоположность горно-долинным ветрам, возникают лишь в тех случаях, когда мощные воздушные течения, вызванные макроциркуляционными процессами, переваливают через горный хребет средней высоты. Скорости фёнового ветра бывают значительны и нередко достигают 20 – 25 м/сек.
Сравнительно высокая температура воздуха при фёнах определяется адиабатическим нагреванием его при опускании с вершины хребта в долину. Температура воздуха на одних и тех же высотах на наветренной стороне заметно ниже, чем на подветренной. Это объясняется тем, что на наветренной стороне вертикальный градиент температуры меньше адиабатического. Переваливая через хребет и опускаясь на противоположной стороне в долину, воздух нагревается по адиабатическому закону. Фёны часто наблюдаются в горах Кавказа, Средней Азии, Алтая, в Альпах, Скалистых горах и других горных районах земного шара. В зависимости от времени года температура воздуха бывает разная. Летом она может повыситься до 35 – 40? и более при относительной влажности 10 – 20%. Иногда при фёнах температура в долине возрастает очень быстро. За несколько часов она может повыситься даже на 30 – 40°. На Кавказе фёны наиболее часты в Рионской долине. Здесь они наблюдаются в среднем более 100 дней в году .
Классическим примером является альпийский южный фен (рис. 4) Впервые механизм его действия правильно разъяснил Ханн, исходивший при этом из идей Эспи. Синоптическая обстановка, при которой возникает фён, такова. Отрог высокого давления располагается над северной Италией ("фёновый изгиб") и над Центральными Альпами.
Рис. 4. Схема южного фена в Альпах
Область низкого давления перемещается с Британских островов или с Бискайского залива по направлению к центральным областям Европы. Над ними при наблюдающемся обычно в таких ситуациях падении давления возникает общее южное течение, распространяющееся от Северной Италии до Средней Европы. Иногда этот поток смыкается с сирокко, дующим из Северной Африки. Это подтверждается осадками и явлением помутнения, вызванного пылью пустынь Сахары, имеющей окраску от желтой до красной. Отсюда название мощного фёна в Швейцарии – Dimmerfohn. Следовательно, после того как произойдет сток вниз холодного воздуха, заполняющего долины и предгорья, южный поток приносит более теплые воздушные массы. Их слои, наиболее близкие к земной поверхности, в конечном счете, оказываются вынужденными подниматься вверх, вдоль южных Склонов Альта. Это приводит к образованию облаков и распространению их до гребня Центральных Альп и к выпадению обильных осадков. При переходе к северным склонам, облачность, носящая название "фёновой стены", обычно резко обрывается. В северных долинах и предгорьях Альп ее сменяет ясная теплая фёновая погода с аномальной дальностью видимости. Для нее типичны фёновые просветы в облачности, чечевицеобразные остатки облаков. Стационарные облака – признаки стоячих фановых волн – или совершенно ясное небо.
Нисходящее движение этого адиабатически нагретого воздуха в подходящих для него долинах, как, например, Виппталь под Инсбруком, связанное со шквалистыми порывами, возникает, прежде всего, в верхних частях долин (где, следовательно, фён господствует наиболее длительное время) и представляет известные трудности для объяснения. Во всяком случае, феновый поток при этом движется рывками, поскольку сначала должен произойти отток весьма устойчивого холодного воздуха из долин и предгорий. Вначале предполагали, что отсасывание холодного воздуха из долин обусловливается в первую очередь усилением барических градиентов «теория Бильвиллера». Тем самым фён рассматривался как продвигающийся толчками сходящий ветер, которому, так сказать, уступает место уходящий холодный воздух. Другие исследователи, основываясь на шаропилотных данных, пришли выводу, что при усилении барических градиентов южный ветер создает своего рода эффект отсасывающего вентилятора. Иначе говоря, предполагалось что фён сам является действующей частью механизма, наконец, Фиккер дал объяснение, объединяющее эти две теории и широко принятое сегодня. Он различал три стадии фёна:
1) антициклональную предварительную: плотный холодный воздух медленно растекается в долинах, на высотах – сильное адиабатическое прогревание воздуха;
2) антициклональную фёновую: сухой теплый воздух опускается с вершин в долины - прорыв фёна;
3) стационарную фёновую: максимальная температура в долинах, несколько повышенная относительная влажность, восходящий подпор и осадки на южной стороне с образованием фёновой стены.
Однако не следует слишком обольщаться таким разъяснением, поскольку проявления фена очень разнообразны. В частности, Вальтер, изучив условия, типичные для Швейцарии, предложил следующую классификацию:
I. Циклонический фён (депрессия расположена севернее или южнее Альп, так что барический градиент направлен по меридиану).
А. Северный фён (низкое давление южнее Альп).
Б. Южный фён (низкое давление севернее Альп):
а) фёновая погода, фёновые прояснения (при слабых градиентах);
б) фён альпийских долин, жестокий фён (при градиентах от средних до больших);
в) диммерфён в альпийских долинах, фён альпийских предгорий в швейцарском среднегорье (при больших, быстро меняющихся градиентах).
II. Антициклональный фён (гребень высокого давления над Альпами, погода обычно лишь слабо феновая, с малыми скоростями ветра. В среднегорье частое образование озер холодного воздуха» с высоким туманом над ними).
Для южного фёна северных альпийских долин характерны порывистость ветра, сухость и высокие температуры воздуха. Эти свойства благоприятствуют таянию снега, высушиванию почвы, созреванию урожая. Фён имеет также и многие другие физические и географические следствия (лавины, повреждения от сильного ветра, опасность пожаров, возможность выращивания теплолюбивых культур, например маиса в Эцтальских Альпах, проникновение в горы субсредиземноморских растений). Значение фёна как «пожирателя снегов» особенно возрастает зимой и весной.
Годовая повторяемость дней с феном в Северных Альпах составляет 70 – 125 дней (на высотах от 660 до 1960 м). Есть тенденция к увеличению повторяемости дней с фёном в некоторые сезоны. Например, в Инсбруке в марте и в апреле наблюдается около 6 дней с фёном, а в летние месяцы – лишь 1 – 2 (при сумме за год 42 дня). В Швейцарии южный фён наблюдался преимущественно в марте — апреле и сентябре – октябре. Однако, как это явствует из приведенной выше классификации Вальтера, барический градиент, возбуждающий фён, может возникать при многих синоптических ситуациях независимо от сезона. Происхождение этих ситуаций, как и предшествующие им в последующие пути перемещения барических систем, могут быть чрезвычайно разнообразными. Так, северный фён имеет максимальную повторяемость весной. Факт неожиданный, ибо синоптическая ситуация, способствующая его возникновению, должна быть противоположна той, которая существует при южном фёне. Это обстоятельство позволяет сделать вывод, что определяющими в этом процессе являются не только синоптические условия, но и структура самих воздушных масс и ее изменения в течение года, особенно когда это касается порывистости ветра.
Кроме того, альпийский фён приносит с собой теплый южный воздух из Средиземноморья, который при соответствующих обстоятельствах пересек море в виде сирокко африканского происхождения. Все это делает понятными высокие температуры в альпийских предгорьях хотя процесс динамического нагревания действует здесь не в полную силу, так как напротив долины. Если бы северные альпийские предгорья располагались бы на той же высоте, что и южные, то нагревающее действие фёна было бы еще на 5 – 6° больше.
Обратную картину дает северный фён, впервые описанный Вильдом в 1868 г. и называемый итальянцами "тедеско". Он оказывает меньшее феновое воздействие. Это объясняется тем, что в соответствии с характером создающих его синоптических процессов в его образовании, как правило, принимают участие более холодные воздушные массы, которые приходят из более северных широт – даже если это всего лишь холодный воздух из баварских предгорий Альп. Нагревание воздушных масс не достигает того порога, после которого человек начинает воспринимать фён как теплый воздушный поток. Тем не менее, в соответствии со схемой фёна в Северных Альпах возникает запруживание облачности, образуются фёновые разрывы и окна. Над Инзубрскими озерами или в Эцтале в Южном Тироле облачность может вообще отсутствовать. Все это создает маловажную динамическую составляющую весеннего климата Южных Альп.
Нисходящие ветры фёнового характера
Нисходящие ветры фёнового характера широко распространены. Их можно обнаружить даже в таких малых по площади горах, как Крконоше, или в сравнительно невысоких горах Скандинавии на севере Европы. Доккен указывал на существование феновых эффектов при западных ветрах в районе Осло. При этом он отмечал, что зимой над самим фьордом сохраняется холодный приземный воздух.
У восточного подножия Скалистых гор в Северной Америке наблюдается "чинук". Это сухой, теплый западный ветер. Зимой он приводит к исчезновению и без того скудного снежного покрова на предгорных равнинах и тогда оказывается возможным обрабатывать их даже в это время года. Разумеется, по сравнению с альпийским фёном, чинук, будучи западным ветром, имеет большую повторяемость, поскольку его направление в известной мере совпадает с нормальным западным переносом воздушных масс в пределах внетропической зоны над Северной Америкой. С другой стороны, в нем в большинстве случаев участвуют тихоокеанские воздушные массы от умеренно-теплых до холодных. При неоднократном пересечении высокогорных областей они зимой испытывают существенное дополнительное охлаждение, которое вначале нейтрализует приток тепла конденсации; лишь позднее они приобретают черты чинука. Достигая восточных склонов гор и подвергаясь здесь в результате сжатия при опускании сильному динамическому нагреванию. При этом температуры, как правило, поднимаются выше точки замерзания, отчего маломощный снежный покров быстро исчезает. Однако резкий скачок температуры при чинуке в большей степени является следствием того обстоятельства, что он вытесняет господствовавший над этим районом до вторжения чинука экстремально холодный континентальный воздух. Зимой в Монтане повышение температуры при чинуке часто достигает 22° за сутки. По данным Берроуза, в 1896 г. в Киппе «Канада» была зарегистрирована волна тепла с повышением температуры на 26° в течение 7 минут (от – 25° до +1,1?!). Следующее различие между феном и чинуком состоит в том, что фён – явление исключительно предфронтальное, в то время как чинук может наблюдаться как одновременно с прохождением фронта, так и в его тылу.
