Подібно тому як берегові й морські бризи виникають через розходження температури суши й моря, що породжує горизонтальний градієнт тиску, так і основні планетарні особливості в розподілі вітру обумовлені розходженням у температурі повітря в низьких і високих широтах. Якби Земля не оберталася, а такі характеристики, як альбедо, теплоємність, теплопровідність поверхні й прозорість атмосфери, не змінювалися б по горизонталі, то можна було б очікувати утворення в тропосфері по одному конвективному осередку в кожній півкулі. Обертання ж Землі й неоднорідність її поверхні роблять реальну картину циркуляції значно більше складної.
Розподіл тиску й вітру в поверхні
Якщо провести осереднення по широтних колах з метою усунути зональні розходження, пов'язані з розподілом материків і океанів, то в результаті ми одержимо ряд зональних поясів тиску й вітри. Така картина мала б місце за умови однорідності поверхні Землі. Осереднене поле вітру над Атлантичним і Тихим океанами дуже нагадує цю ідеалізовану картину. Поряд з поясом низького тиску на екваторі й областю високого тиску на полюсах - особливостями, характерними для найпростішої циркуляційної комірки, додатково з'являються субтропічний пояс високого тиску й пояс низького тиску на широті близько 60°. Ці останні, таким чином, повинні мати не термічне, а скоріше динамічне походження, у результаті чого відсутня прямий зв'язок між вітрами помірних широт і термічних умов.
Тут можна відзначити, що якби мав місце градієнт тиску на всім протязі від полюса до екватора, то вітер у поверхні обертової Землі мав би східний, тобто був би спрямований проти обертання Землі на всіх широтах. Атмосфера й Земля зв'язані між собою фрикційною взаємодією, і якщо швидкість обертання Землі не міняється, то повинне існувати така рівновага між східними й західними вітрами на поверхні Землі, що сумарний фрикційний момент крутіння дорівнює нулю. У помірних широтах цей перенос можуть забезпечувати два механізми, у яких вітер не зв'язаний безпосередньо з термічними умовами. Один - це горизонтальні рухи у вихрах великого масштабу, іншій - хвильові рухи в зональному потоці. В обох випадках тридцятимільйонні плини, спрямовані до полюса, переносять тепле повітря, а спрямовані до екватора - холодний. Завдяки цьому й відбувається обмін теплом з повітрям, що прилягає до полярної й екваторіальної границь потоку.
Експерименти в баку й комірка циркуляції Гадлея
Найпростіший конвективний осередок, можна отримати в наступному експерименті. У циліндричну судину (бак) налита рідина. Дно бака нагрівається на периферії (що відповідає екватору) і прохолоджується в центрі (полюс). Якщо тепер обертати бак навколо вертикальної осі, то можна одержати різноманітні складні картини руху рідини щодо бака. Характер руху залежить від різниці температур у центрі бака й на його стінках і від швидкості його обертання. У міру збільшення швидкості обертання рух здобуває усе більше зональний характер. При подальшому збільшенні обертання утвориться ряд петель, розділених замкнутими лініями токовища. На сферичній Землі тридцятилітній кутової швидкості обертання навколо локальної вертикальної осі тим менше, чим менше широта; подібно силі Коріолиса, вона пропорційна синусу широти. Тому появи комірки термічної конвекції варто очікувати в низьких широтах. Саме це й спостерігається в атмосфері, де ця комірка називається коміркою Гадлея. У нижніх шарах атмосфери уздовж термічного екватора тиск знижений, і обумовлена цим конвергенція приводить до підйому повітря. У субтропіках повітря, опускаючись, створює область підвищеного тиску. У результаті встановлюється меридіональний градієнт тиску. Обумовлені ним вітри відхиляються до заходу завдяки силі Коріолиса, здійснюючи стійку систему пасатів: північно-східних у північній півкулі й південно-східних - у південній.
Західні вітри, струминні плини й хвилі Россбі
У помірних і високих широтах вітри у верхній тропосфері мають переважно західний напрямок. Тому що в тропосфері температура повітря убуває в напрямку полюсів, термічний вітер спрямований із заходу на схід в обох півкулях, а його швидкість зростає з висотою. Найбільшої сили термічний вітер досягає в тих областях, де меридіональний градієнт температури максимальний. У районах фронтів, що розділяють повітряні маси, де горизонтальні градієнти температури на деяких рівнях можуть досягати 1° на 10 км, ці вітри особливо сильні. У зимовий період їхня швидкість іноді перевищує 100 м/сек (близько 195 вузлів). Такі сильні вітри концентруються у вузьких струменях безпосередньо під тропопаузою й відомі за назвою струминних плинів. Їхнє існування можна виявити, спостерігаючи за рухом пір'ястих хмар. Основні особливості цих плинів стали відомі після того, як під час другої світової війни літаки почали літати на більших висотах. Картина зонального розподілу швидкості вітру в тропосфері показує, що струминні плини зосереджені на висотах 10-15 км. Струминні плини, середня швидкість яких досягає 50 м/сек, оперізують Землю.
У кожний даний момент часу, однак, картина може значно відрізнятися від середньої. Можна, наприклад, виділити субтропічний струминний плин і струминний плин полярного фронту, а також і інші плини, пов'язані із фронтальними зонами (з арктичним фронтом, наприклад).
Для розуміння механізму формування хвиль Россбі в потоці західних вітрів необхідно звернутися до поняття завихренності або вихру. Під завихренністю мають на увазі тенденцію до обертання навколо осі. Ми будемо розглядати завихренність щодо вертикальної осі, причому, як звичайно, за позитивне приймемо напрямок обертання проти годинникової стрілки, а за негативне - за годинниковою стрілкою.
Усюди, крім екватора, рідина, що перебуває на поверхні Землі, володіє завихренністю щодо вертикальної осі. Це так звана планетарна завихренність, величина якої дорівнює параметру Коріолиса. Вона негативна в південній півкулі й позитивна-у північному.
Західні вітри середніх широт
Розглянемо тепер докладніше вітер середніх широт і причини виникнення субтропічного пояса високого тиску й полярної області низького тиску, з якими цей вітер зв'язаний. Істотною його особливістю, в основному в північній півкулі, є мінливість. На Британських островах спостерігаються вітри всіх напрямків, і потрібний досить великий проміжок часу вимірів, щоб виявити пануючу роль західних або південно-західних вітрів. Причина полягає в тім, що розподіл тиску на цих широтах сильно варіює. Зокрема, області низького тиску на широті близько 60° виникають у результаті проходження одиночних депресій, що випливають переважно в східному напрямку. Ці депресії можуть зміщатися до півдня або до півночі й часом навіть заміщатися системами високого тиску.
Вони виникають звичайно в результаті дивергенції або конвергенції в потоці західних вітрів у верхній тропосфері. Антициклонічний їхній рух у гребені хвилі Россбі приводить до перевищення градієнтної швидкості над геострофичною. У балці, де кривизна має протилежний знак, градієнтна швидкість менше геострофичної. Існують і інші фактори, що визначають прискорення й уповільнення потоку західних вітрів, але в цілому можна сказати, що швидкість вітру зростає в напрямку від балки до гребеня й навпаки.
Збільшення швидкості в напрямку потоку викликає дивергенцію. Це у свою чергу змушує повітря підніматися з поверхні й створювати область зниженого тиску, або депресії, у поверхні. Навпаки, там, де швидкість потоку зменшується в напрямку руху, конвергенція змушує повітря опускатися й створювати антициклон з високим тиском у поверхні. Наступний рух цих систем визначається в основному висотним західним переносом, тому депресії рухаються на схід і до полюса (до гребенів хвиль Россбі), у той час як антициклони рухаються на схід і до екватора, де поглинаються субтропічною областю високого тиску.
Вплив материків; мусони
Материки можуть порушувати картину, за рахунок ефектів як динамічного, так і термічного походження. Динамічні ефекти максимальні в тих випадках, коли на материках є гірські хребти. Західний потік повітря, що перетинає Скелясті гори, при підйомі відхиляється до полюса, а при опусканні - до екватора, у результаті чого утвориться балка хвилі. Тому Скелясті гори почасти є причиною утворення депресій над Атлантичним океаном і області низького тиску навколо Ісландії.
Більше очевидний механізм впливу материків на атмосферну циркуляцію - це тепловий контраст між сушею й морем. Улітку повітря над материками більше теплий і менш щільний, чим над океанами, тому області низького тиску мають тенденцію розташовуватися над материками, а області високого тиску - над океанами. Узимку, коли над материками повітря більше холодний і більше щільний, чим над океанами, спостерігається зворотна ситуація. Розходження між літніми й зимовими умовами особливо помітно в північній півкулі, де два сектори відповідають сухіше, а два - океани.
Із сезонними змінами розподілу тиски зв'язані мусони - вітри, що міняють напрямок від сезону до сезону. Причини їхнього виникнення в основному ті ж, що й у берегових і морських бризів, однак мусони мають більші просторово-тимчасові масштаби й взаємодіють із вітрами верхньої тропосфери. Серед них найбільше виділяється район Індійського субконтиненту й прилягаючих областей Індійського океану. Ми будемо говорити про мусон цього району нижче. Існують і інші райони мусонів: уздовж західного берега Африки від 5° до 15° північ.ш., Південно-Китайське море, район Північної Австралії. Розвиток мусонів супроводжується й змінами вітрів у верхній тропосфері й переміщеннями струминних плинів, однак ми розглянемо тільки вітер, розподіл тиску й погодні умови, пов'язані з мусоном Індійського океану.
Узимку над Азіатським континентом встановлюється високий тиск, тому над Індією й Індійським океаном виникає горизонтальний градієнт тиску з півночі на південь до широт близько 10° півден.ш. До півночі від екватора вітри мають переважно північно-східний напрямок-напрямок пасатів у комірці циркуляції Гадлея. При перетинанні екватора вони відхиляються вліво під дією сили Коріолиса й назад до північно-західного напрямку. Ці вітри, що переносять із півночі континентальне повітря, несуть із собою суху прохолодну погоду.
Навесні суша починає нагріватися, і тиск над північною частиною Індії падає. У результаті підвищення температури конвекція породжує жорстокі шторми, однак на цій стадії вологи ще недостатньо й повітря залишається сухим. Не раніше кінця травня або в червні виникає, немов вибух, південно-західний мусон, що несе вологе морське повітря. Під дією градієнта тиску, викликаного дуже низьким тиском над долинами Інду й Гангу, цей потік рухається з південних районів Індійського океану, перетинаючи екватор, і в міру просування над Аравійським морем запасає вологу. «Вибух» мусону супроводжується випаданням рясних опадів, пов'язаним із впливом орографії в західній частині Індії, і конвективними штормами у внутрішніх районах. Мусонні депресії рухаються на захід, перетинаючи північну частину Індії, і приносять опади в долину Гангу.
Циклони й антициклони
Більші вихри, як циклонічні, так і антициклонічні, є істотними елементами загальної циркуляції атмосфери. Їх можна розглядати як причини виникнення зон, що чергуються, високого й низького тиску між полюсами й екватором, які можна побачити на баричних картах. З іншого боку, ці вихри самі можуть розглядатися як наслідок існування цих зон. Зокрема, утворення циклонів середніх широт, або депресій, як їх іноді називають, тісно пов'язане із фронтальною зоною, створюваної при конвергенції тропічного й полярного повітря-процесу, що є важливою рисою загальної циркуляції атмосфери. У даній главі ми розглянемо основні риси депресій і антициклонів середніх широт, а також тропічних циклонів і пов'язані з ними погодні умови.
Депресії середніх широт
Ще до того, як за допомогою висотних вимірів було виявлене існування струминних плинів, Бергенська школа метереологів у Норвегії розробила модель утворення депресії на полярному фронті. Циклон, або депресія, утвориться там, де на полярному фронті розвивається хвиля, що приводить до проникнення язика теплого тропічного повітря в область полярної повітряної маси. Оскільки вся система рухається на схід, теплий фронт, уздовж якого переміщається тепле повітря, витісняючи собою холодне повітря, відрізняється від холодного фронту, що випливає за ним, у якому ситуація протилежна. Повітряні маси сходяться уздовж полярного фронту, і тепле повітря прагне розташуватися над холодним повітрям у теплому фронті, у те час як у холодному фронті холодне повітря підтікає під теплий. Підйом повітря приводить до зниження тиску на поверхні; при цьому ізобари оточують центр низького тиску. Біля поверхні вітри дмуть поперек ізобар під кутом, величина якого визначається характеристиками поверхні. У результаті виходить, що повітря рухається по спіралях до центра депресії й одночасно піднімається. У міру того як повітря в теплому секторі поступово піднімається, холодний фронт зближається з теплим наступає фаза депресії. Хоча нагорі є присутнім тепле повітря, а ізобари й поле вітру усе ще вказують на циклонічний характер рухів, однак єдиним фронтальним контрастом на поверхні є границя розділу між холодним повітрям, що знову надійшло, що розташовується в тиловій частині депресії, і трансформованим холодним повітрям у передній частині. Така оклюзія може бути як холодною, так і теплою залежно від процесів, що визначили трансформацію холодного повітря. Час існування цих депресій залежить від тривалості процесу перетворення потенційної енергії в кінетичну; вони руйнуються, коли зникає контраст між сусідніми
Теплі фронти звичайно мають нахили менш 1/100. Таким чином, підйом повітря відбувається поступово (до моменту, поки тепле повітря не стане нестійким), з утворенням шаруватих форм хмар. Перший знак наближення теплого фронту - поява пір'ястих хмар на висотах порядку 10 км. У міру наближення фронту хмари стають могутніше й висота їх зменшується. Сама поверхня фронту поводиться як стійкий шар, іноді як інверсія, тому всі хмари, що формуються в холодному повітрі за фронтом, мають обмежену вертикальну потужність. Хмари найчастіше несуть із собою дощ, що мрячить, перебуваючи в 500 км поперед фронту, і поступаються місцем у міру його просування шарувато-дощовим хмарам, що приносять сильний дощ.
Поперед теплого фронту тиск поступово падає, температура повільно росте, а вітри (у північній півкулі) дмуть в основному з півдня, причому зі зростаючою силою. Після проходження фронту вони міняють напрямок на південно-західне.
У теплому секторі депресії температура, тиск і вітер залишаються приблизно постійними. Кількість хмар і опадів залежить істотно від характеристик теплої повітряної маси. Як правило, вона є стійкої, але в ряді випадків (особливо коли елементи орографії викликають підйом повітря) можуть розвиватися шаруваті хмари, що приносять дощ, що мрячить, а в сонячний полудень утворяться купчасті хмари. Над відносно холодною поверхнею моря спостерігається адвективний туман і видимість звичайно погана.
Наближення холодного фронту означає різка зміна погоди. Холодне повітря підтікає під теплий, при цьому нахил холодного фронту становлять близько 1/50 і збільшується в поверхні, де просування фронту вповільнене через тертя. Висхідні потоки, таким чином, більше сильні, тому в них легше розвивається нестійкість. Це приводить до утворення дощових хмар у вигляді веж і випаданню значних злив, супроводжуваних грозами. Вітер звичайно при проходженні фронту різко міняє напрямок на північне або північно-західне (у північній півкулі) і різко підсилюється, переходячи в шквал. Температура при цьому різко падає, тиск починає рости, і видимість істотно поліпшується (за винятком районів, де йдуть зливи). Погода за холодним фронтом залежить від характеристик холодної повітряної маси. Нестійкість атмосфери приводить до встановлення ясної погоди, але з більшою кількістю злив.
Оклюзіям також супроводжують хмарність і опади. Тепла оклюзія по своїх рисах нагадує теплий фронт, але при цьому поперед приземного фронту розташовується верхній холодний фронт, який супроводжують купчаста й дощова хмарність і зливи. При проходженні холодної оклюзії спостерігаються деякі особливості холодного фронту з тією різницею, що йому передує (і в якімсь ступені за нею треба) хмарність, характерна для теплого фронту. Рідка хмарність після проходження холодної оклюзії не настільки характерна, як у випадку холодного фронту.
Фронтальні депресії південної півкулі в принципі такі ж, як і в північній півкулі, однак якщо на фронтах північної півкулі вітер повертає за годинниковою стрілкою, то в південній півкулі він повертає у зворотному напрямку (з півночі на північний захід на теплому фронті й із заходу на південний захід - на холодному).
Подібні моделі дозволяють робити прогноз погоди на добу у фронтальних депресіях за умови, що синоптичні спостереження охоплюють досить більшу площу. Для Європи район спостережень повинен простиратися на захід, охоплюючи прилягаючі райони Атлантичного океану, оскільки депресії звичайно рухаються зі швидкістю 1000 км у день (напрямок і 70% швидкості приземного вітру в теплому секторі дають зразкову оцінку для переміщення депресії). Кожна депресія має свої індивідуальні особливості, і жодна ідеалізована модель не може описати якусь конкретну депресію. Однак загальні риси представлених вище моделей можна знайти в кожному окремому випадку. Спостереження у верхніх шарах атмосфери істотно полегшують прогноз погоди в районі, зайнятому депресією, завдяки двом обставинам. По-перше, відомо, що між дивергенцією західного потоку верхньої тропосфери й утворенням депресії (циклогенезом) є зв'язок.
У середніх широтах крім класу фронтальних депресій, описаних вище, зустрічаються й інші типи депресій. Фронтальні депресії часто рухаються уздовж полярного фронту цілими сімействами, і часто вторинні депресії утягуються в рух навколо великого циклона. Найпоширеніші серед них депресії, що утворяться «на хвості» холодного фронту первинного циклона й стають «зчепленими» з ним. Як правило, кожний наступний член сімейства депресій рухається по траєкторії, розташованої ближче до екватора, чим траєкторія попередні.
Тропічні циклони
Це відносно невеликі, але яскраво виражені циклони, відомі також під назвами тайфунів, ураганів і під іншими місцевими назвами. Моряки називають їх «тропічні обертові шторми». По визначенню, сила вітру в них досягає 12 балів по шкалі Бофорта (швидкість вітру більше 33 м/сек, або 64 вузлів). Менш сильні циклони називають «тропічними депресіями» і «тропічними штормами». Тропічні циклони не мають фронтальної границі, але швидкість вітру в них звичайно набагато вище, ніж у депресіях середніх широт, і часто перевершує 50 м/сек (100 вузлів). Тому вони становлять серйозну небезпеку для судів і викликають значні руйнування, коли виходять на сушу. Розміри тропічних циклонів звичайно менше половини розміру типової депресії середніх широт, але тиск у їхньому центрі опускається до 960 Мб і нижче, так що різниця між тиском у центрі й на периферії досягає 50 Мб, у порівнянні з депресіями середніх широт, де ця різниця має порядок 30 мб.
Оскільки в низьких широтах немає помітних фронтальних контрастів, тропічні циклони повинні породжуватися динамічними причинами, які супроводжують термічній нестійкості. Першою стадією їхнього утворення звичайно є розвиток хвилі в потоці східних пасатів над океаном. Вона пов'язана з регіоном зниженого тиску, що простирається в область пасатів з боку Екваторіальної балки. Поперед балки має місце горизонтальна конвергенція - повітря піднімається й конденсація водяної пари приводить до утворення хмарності. З багатьох східних хвиль лише деякі переростають у тропічні циклони. Установлено, що для розвитку останніх істотними є наступні умови: температура поверхні океану перевищує 27°С, є досить потужний шар вологого нестійкого повітря, широта району більше 5°, вертикальний зрушення швидкості мале. Перші дві умови визначають можливість живлення циклона достатньою кількістю потенційної енергії, третє необхідно для встановлення циклонічної циркуляції (поблизу екватора сила Коріолиса мала), четверте визначає вертикальний розвиток циклона, при якому не відбувається скривлення осі. Навіть при наявності всіх перерахованих умов лише невелика частина збурювань розвивається в тропічні циклони. Загальне їхнє число в році на всій земній кулі досягає 50. Ще одна необхідна умова для утворення тропічного циклона - це існування у верхній тропосфері антициклона, що забезпечує дивергенцію на своїй верхній границі й пов'язаний з нею приплив повітря знизу.
Тропічний циклон, що сформувався, можна розглядати як симетричний. Сильні вітри спрямовані по спіралі до центра, проти годинникової стрілки в північній півкулі й по вартовий - у південному. У центрі розташовується область затишку, піднебіння часто безхмарне - це очей циклона. На найбільшому видаленні від центра циклона спостерігаються спіральні смуги пір'ястих і шаруватих хмар. Чим ближче до центра, тим могутніше хмарність, супроводжувана сильними опадами. Око циклона оточене щільними й потужними дощовими хмарами. Саме тут відбувається швидкий підйом повітря й при конденсації водяної пари виділяється величезна кількість схованої енергії. Тут, ідуть зливові дощі, супроводжувані грозами. Розвитий циклон має тепле ядро завдяки виділенню схованої теплоти. Це підсилює антициклон у верхній тропосфері, що визначає у свою чергу конвергенцію повітря. У самому оці циклона, що звичайно має діаметр близько 40 км, повітря осідає, що приводить до його адіабатичного нагрівання.
Траєкторії тропічних циклонів зв'язані в основному з розташуванням субтропічних областей високого тиску над океаном. Спочатку циклони рухаються на захід, але потім часто повертають на північ, рухаючись навколо центра високого тиску, і далі рухаються в східному напрямку. Швидкість їхнього переміщення менше, ніж у депресій середніх широт. Спочатку вони рухаються зі швидкістю не більше 15 вузлів, але після повороту на схід їхня швидкість може зрости до 25 вузлів. Руйнування циклонів майже завжди пов'язане з їхнім видаленням від джерел тепла й вологи. Зустрівши на своєму шляху сушу, вони викликають величезні руйнування, але швидко руйнуються й самі, оскільки припиняється надходження тепла й вологи й зростає тертя на поверхні. Після повороту на схід циклони починають рухатися в більше холодні райони океану й поступово загасають. Типові траєкторії тропічних циклонів. Зі схеми видно, що вони не заходять у південну частину Атлантичного океану й у південно-східну частину Тихого океану.
Це пояснюється відносно низкою температурою поверхні океану в зазначених районах і пов'язаним з таким фактом обставиною, що навіть улітку південної півкулі екваторіальна депресія не проникає тут південніше 5° півден.ш. Сезон тропічних циклонів - це звичайно три-чотири місяці після літнього сонцестояння, коли температура води максимальна. Однак в Аравійському морі й у Бенгальській затоці вони можуть утворюватися в будь-який час року, крім лютого й березня.
Вітер у тропічному циклоні породжує дуже більші хвилі, що поширюються від центра циклона. У міру просування циклона накладення хвиль один на одного утворить винятково хаотичне хвилювання, особливо за оком циклона. Моряки розрізняють безпечний для плавання півколо, що розташовується до екватора від траєкторії циклона (при русі його на захід), і небезпечне півколо, у якому вітер несе судно до передньої частини циклона й у якому напрямок вітру й рух циклона збігаються. Існують докладні інструкції для моряків щодо того, як розпізнати наближення тропічного циклона й що потрібно зробити, щоб уникнути влучення в небезпечне півколо й у центр циклона, якщо судно перебуває поблизу його.
Антициклони
Будучи пов'язані з опусканням повітря й дивергенцією, антициклони є джерелами повітряних мас і, як правило, характеризуються сухою спокійною погодою. Хоча при тому самому градієнті тиску швидкість вітру в антициклоні повинна бути більше, ніж у циклоні, у реальних умовах вітер в антициклоні більше слабкий через те, що самі градієнти тиску малі. У поверхні вітер, спрямований за годинниковою стрілкою в північній півкулі й проти годинникової стрілки в південному, перетинає ізобари в напрямку від центра. Повітря, таким чином, розходиться, характеристики повітряної маси залишаються приблизно постійними, і фронти малоймовірні. Повітря, що опускається, нагрівається, його відносна вологість падає, і наявні хмари поступово випаровуються. У нижній частині повітря, що опускається, звичайно виникає інверсія температури, що обмежує вертикальний розвиток хмарності, що могла бути викликана ефектами турбулентного перемішування в нижніх шарах або конвекції в сонячний день. Антициклони, як правило, рухаються повільно або взагалі стоять на місці й тому приносять сталу погоду на кілька днів або тижнів. Вони забезпечують такі умови, при яких улітку виникають морський і береговий бризи, а взимку - адвективний туман.
Великомасштабні антициклони розташовуються над субтропічними районами океану, а взимку у високих широтах над континентальними областями. Улітку й узимку в середніх широтах часто зустрічаються менш стійкі антициклони. Вони можуть бути розділені на теплі й холодні. Холодний антициклон має ядро підвищеного тиску за рахунок того, що повітря в ньому холодніше, ніж навколишній. Це невеликі по вертикалі утворення. Теплий антициклон виникає в результаті конвергенції повітря у високих шарах, що збільшує масу повітря в центрі в порівнянні з периферією. Такі утворення мають своїм походженням динамічні причини й пов'язані з потоком у верхній тропосфері. До зазначеного типу ставляться субтропічні пояси високого тиску й антициклони, що утворяться під хвилями Россбі в потоці західних вітрів верхньої тропосфери.
Холодні антициклони утворяться, як правило, над сушею й над полярними областями й мають сильну температурну інверсію. У результаті цього в нижніх шарах накопичується пил і різні, що приводить до зменшення видимості й створенню димки, що при наявності адвективного туману легко переходить у смог. Якщо повітря залишається чистим, можливі сильні морози. Теплий антициклон, що встановився летом над сушею, супроводжує ясна сонячна погода, причому спільний вплив сонячного випромінювання й адіабатичного нагрівання може привести до дуже високих температур. Над морем зміни температури поверхні менше й менше розходження в погодних умовах в антициклонах улітку й узимку. В антициклонах середніх широт улітку часто зустрічаються хмари, що виникли в результаті вертикального турбулентного перемішування. Узимку може спостерігатися суцільна хмарність. Однак ці хмари мають невелику вертикальну потужність, і з них рідко випадають опади.
Література
1. Некіс В.Е. Основи радіофізичної географії. - Харків, 1986
2.Одум Ю. Основи екології. - К, 1995
3. Павлов А.В. Теплофизика ландшафтов. – Новосибирск, 1999
4.Щульц Г.Э. Загальна фенологія. - К, 1989
5. Рябчиков А.М. Структура и динамика геосферы. – М, 2002