Un anticiclon este o zonă de presiune atmosferică ridicată cu izobare concentrice închise la nivelul mării și cu o distribuție corespunzătoare a vântului. Spre deosebire de un ciclon, vântul din emisfera nordică circulă în sensul acelor de ceasornic, în timp ce în emisfera sudică circulă în sens opus.
Într-un anticiclon scăzut - frig, izobarele rămân închise doar în straturile cele mai de jos ale troposferei (până la 1,5 km), iar în troposfera medie, presiunea crescută nu este detectată deloc; este, de asemenea, posibil să existe un ciclon de mare altitudine deasupra unui astfel de anticiclon .
Un anticiclon înalt este cald și reține izobarele închise cu circulație anticiclonică chiar și în troposfera superioară. Uneori anticiclonul este multicentric. Aerul din anticiclonul din emisfera nordică se mișcă în jurul centrului în sensul acelor de ceasornic (adică se abate de la gradientul baric spre dreapta), în emisfera sudică - în sens invers acelor de ceasornic.
Anticiclonul se caracterizeaza prin predominarea vremii senine sau usor innorate . Datorită răcirii aerului de la suprafața pământului în sezonul rece și noaptea în anticiclon, este posibilă formarea de inversiuni de suprafață și nori cu strat joasă (St) și ceață . Vara, este posibilă o convecție moderată în timpul zilei cu formarea de nori cumulus pe uscat. Convecția cu formarea de nori cumuluși se observă și la alizeele de la periferia anticiclonilor subtropicali orientați spre ecuator . Când un anticiclon se stabilizează la latitudini joase, apar anticicloni subtropicali puternici, înalți și caldi.
Stabilizarea anticiclonilor are loc și la latitudinile medii și polare. Anticiclonii înalți, cu mișcare lentă, care perturbă transferul general spre vest al latitudinilor mijlocii, se numesc anticicloni de blocare.
Sinonime: zonă de înaltă presiune, zonă de înaltă presiune, baric maxim.
Anticiclonii ating o dimensiune de câteva mii de kilometri în diametru. În centrul anticiclonului, presiunea este de obicei de 1020–1030 mbar, dar poate ajunge la 1070–1080 mbar. Asemenea ciclonilor, anticiclonii se deplasează în direcția transportului general al aerului în troposferă, adică de la vest la est, în timp ce deviază la latitudini joase. Viteza medie a mișcării anticiclonului este de aproximativ 30 km/h în emisfera nordică și de aproximativ 40 km/h în emisfera sudică, dar adesea anticiclonul devine inactiv pentru o lungă perioadă de timp.
Semne ale unui anticiclon:
În perioada de vară, anticiclonul aduce vreme caldă, înnorată, astfel încât sunt posibile incendii de pădure, ceea ce duce la formarea de smog intens . Iarna, anticiclonul aduce înghețuri severe, uneori este posibilă și ceață geroasă.
O caracteristică importantă a anticiclonilor este formarea lor în anumite zone. În special, anticiclonii se formează peste câmpurile de gheață. Și cu cât stratul de gheață este mai puternic, cu atât anticiclonul este mai pronunțat; de aceea anticiclonul de peste Antarctica este foarte puternic, iar peste Groenlanda este de putere redusă, peste Arctic este de severitate medie. Anticicloni puternici se dezvoltă și în zona tropicală .
Eurasia este un exemplu interesant de schimbări sezoniere în atmosferă. Vara, peste regiunile sale centrale se formează o zonă de joasă presiune - un ciclon , unde aerul este aspirat din oceanele învecinate. Acest lucru este deosebit de pronunțat în Asia de Sud și de Est : un șir nesfârșit de cicloane transportă aer cald umed adânc în continent. În timpul iernii, situația se schimbă dramatic: se formează o zonă de înaltă presiune peste centrul Eurasiei - un anticiclon ( maxim asiatic ), vânturi reci și uscate din centrul căruia ( Mongolia , Tyva , Siberia de Sud ), divergente în sensul acelor de ceasornic, duce frigul până la periferia de est a continentului și provoacă o vreme senină, geroasă, aproape fără zăpadă în Orientul Îndepărtat și China de Nord . În partea de vest a Eurasiei, influența acestui anticiclon este mai slabă și se observă mult mai rar. Scăderile bruște ale temperaturii sunt posibile numai dacă centrul anticiclonului se deplasează spre vest, deoarece cu o astfel de mișcare a anticiclonului, direcția vântului la punctul de observare se va schimba de la sud la nord. Procese similare sunt adesea observate în Câmpia Europei de Est . Din anii 1990, acest anticiclon s-a slăbit semnificativ, ceea ce duce la pătrunderea ciclonilor atlantici în adâncime în Eurasia, iar în anii 2010, până în Oceanul Pacific, unde se regenerează și se contopesc cu ciclonii din Pacific.
Cel mai mare anticiclon din sistemul solar este Marea Pată Roșie de pe Jupiter.
Un anticiclon de blocare este un anticiclon puternic aproape nemișcat, care are capacitatea de a împiedica alte mase de aer să intre pe teritoriul pe care îl ocupă. Durata medie de viață a unui astfel de anticiclon este de la trei până la cinci zile, doar 1% dintre anticicloni durează până la 15 zile. [unu]
Cu toate acestea, în 1972 , 1997 , 1999, 2002, 2010 , 2014 și 2015 , anticiclonii în timpul verii (pe teritoriul european al Rusiei) au existat în toate cazurile mai mult de o lună (în 2010 - aproape 2 luni), provocând o catastrofă secetă și căldură extremă (în unele zile temperatura aerului la Moscova a depășit +32-33 de grade, iar la sfârșitul lunii iulie-începutul lunii august 2010 și +37 de grade), precum și incendiile forestiere (ca fenomen natural).
În stadiul inițial de dezvoltare, anticiclonul de suprafață este situat sub partea din spate a jgheabului baric de mare altitudine , iar creasta barică la înălțimi este deplasată în spate în raport cu centrul baric de suprafață. Deasupra centrului de suprafață al anticiclonului din troposfera mijlocie este un sistem dens de izohipse convergente . Vitezele vântului deasupra centrului de suprafață al anticiclonului și oarecum spre dreapta în troposfera mijlocie ajung la 70-80 km/h. Câmpul termobaric favorizează dezvoltarea în continuare a anticiclonului.
La astfel de viteze, în zona de convergență a curenților de aer, are loc o abatere semnificativă a vântului de la gradient (adică mișcarea devine instabilă). Se dezvoltă mișcări de aer descendenți, presiunea crește, drept urmare anticiclonul se intensifică.
Pe o hartă meteorologică de suprafață, un anticiclon este conturat de o izobară. Diferența de presiune dintre centrul și periferia anticiclonului este de 5-10 mb. La o înălțime de 1–2 km, nu este detectat un turbionar anticiclonic. Zona de creștere a presiunii dinamice, datorită convergenței izohipselor, se extinde pe întreg spațiul ocupat de anticiclonul de suprafață.
Centrul de suprafață al anticiclonului este situat aproape sub jgheabul termic. Izotermele temperaturii medii a stratului din partea din față față de centrul suprafeței anticiclonului se abat de la izohipsă la stânga, ceea ce corespunde advecției la rece în troposfera inferioară. O creastă termică este situată în partea din spate în raport cu centrul suprafeței și se observă advecția termică.
Creșterea advectivă (termică) a presiunii în apropierea suprafeței pământului acoperă partea frontală a anticiclonului, unde advecția la rece este deosebit de vizibilă. În spatele anticiclonului, unde are loc advecția căldurii, se observă o cădere de presiune advectivă. Linia de advecție zero care trece prin creastă împarte zona de intrare a UFZ în două părți: partea din față, unde are loc advecția la rece (creșterea presiunii advective) și partea din spate, unde are loc advecția termică (căderea presiunii advective).
Astfel, în total, zona de creștere a presiunii acoperă părțile centrale și frontale ale anticiclonului. Cea mai mare creștere a presiunii în apropierea suprafeței Pământului (unde zonele de creștere advectivă și dinamică a presiunii coincid) se remarcă în partea din față a anticiclonului. În partea din spate, unde creșterea dinamică se suprapune căderii advective (advecția căldurii), creșterea totală a căldurii lângă suprafața Pământului va fi slăbită. Cu toate acestea, atâta timp cât zona de creștere semnificativă a presiunii dinamice ocupă partea centrală a anticiclonului de suprafață, unde schimbarea presiunii advective este egală cu zero, va exista o creștere a anticiclonului care a apărut.
Deci, ca urmare a intensificării creșterii dinamice a presiunii în partea frontală a intrării UFZ, câmpul termobaric este deformat, ducând la formarea unei creste de mare altitudine. Sub această creastă de lângă Pământ se formează un centru independent al anticiclonului. La altitudini la care creșterea temperaturii determină creșterea presiunii, zona de creștere a presiunii se deplasează în partea din spate a anticiclonului, spre zona de creștere a temperaturii.
Câmpul termobaric al unui anticiclon tânăr în termeni generali corespunde structurii etapei anterioare: creasta barică la înălțimi față de centrul suprafeței anticiclonului este deplasată vizibil în spatele anticiclonului, iar un jgheab baric este situat deasupra acestuia. Partea frontală.
Centrul anticiclonului de lângă suprafața Pământului este situat sub partea frontală a crestei barice în zona cu cea mai mare concentrație de izohipse care converg de-a lungul fluxului, a căror curbură anticiclonică scade de-a lungul fluxului. Cu o astfel de structură de izohipză, condițiile pentru întărirea în continuare a anticiclonului sunt cele mai favorabile.
Convergența izohipselor deasupra părții anterioare a anticiclonului favorizează o creștere dinamică a presiunii. Aici se observă și advecția la rece, care favorizează și creșterea advectivă a presiunii.
Advecția termică se observă în partea din spate a anticiclonului. Un anticiclon este o formațiune barică asimetrică termic. Creasta termică rămâne oarecum în urmă creasta barică. Liniile de modificări ale presiunii advective și dinamice zero în această etapă încep să convergă.
În apropierea suprafeței Pământului, se observă o creștere a anticiclonului - are mai multe izobare închise. Odată cu înălțimea, anticiclonul dispare rapid. De obicei, în a doua etapă de dezvoltare, un centru închis deasupra suprafeței AT700 nu este urmărit.
Etapa unui anticiclon tânăr se încheie cu trecerea sa la stadiul de dezvoltare maximă.
Un anticiclon este o formațiune barică puternică cu presiune ridicată în centrul suprafeței și un sistem divergent de vânturi de suprafață. Pe măsură ce se dezvoltă, structura vortexului se răspândește din ce în ce mai sus. La altitudini deasupra centrului suprafeței, există încă un sistem dens de izohipse convergente cu vânturi puternice și gradienți semnificativi de temperatură.
În straturile inferioare ale troposferei, anticiclonul este încă situat în masele de aer rece. Cu toate acestea, deoarece anticiclonul este umplut cu aer cald omogen, la înălțimi apare un centru închis de presiune ridicată. Prin partea centrală a anticiclonului trec liniile de modificări de presiune advective și dinamice zero. Acest lucru indică faptul că creșterea dinamică a presiunii în centrul anticiclonului s-a oprit, iar regiunea cu cea mai mare creștere a presiunii s-a mutat la periferia sa. Din acest moment începe slăbirea anticiclonului.
În a patra etapă de dezvoltare, un anticiclon este o formațiune barică înaltă cu o axă cvasi-verticală. Centrele închise de presiune ridicată pot fi urmărite la toate nivelurile troposferei, coordonatele centrului de mare altitudine coincid practic cu coordonatele centrului de lângă Pământ.
Din momentul întăririi anticiclonului, temperatura aerului la înălțimi crește. În sistemul anticiclon, aerul coboară și, în consecință, este comprimat și încălzit. În partea din spate a anticiclonului, aerul cald (advecția căldurii) intră în sistemul său. Ca urmare a advecției continue a căldurii și a încălzirii adiabatice a aerului, anticiclonul este umplut cu aer cald omogen, iar zona cu cele mai mari contraste de temperatură orizontală se deplasează la periferie. Pe deasupra centrului suprafeței există un centru de căldură.
Anticiclonul devine o formațiune barică simetrică termic. În funcție de scăderea gradienților orizontali ai câmpului termobaric al troposferei, modificările de presiune advective și dinamice în zona anticiclonului sunt slăbite semnificativ.
Datorită divergenței curenților de aer din stratul de suprafață al atmosferei, presiunea din sistemul anticiclonului scade și se prăbușește treptat, ceea ce în stadiul inițial al distrugerii este mai vizibil în apropierea suprafeței pământului.
Evoluția ciclonilor și a anticiclonilor diferă semnificativ din punctul de vedere al deformării câmpului termobaric. Apariția și dezvoltarea unui ciclon este însoțită de apariția și dezvoltarea unui jgheab termic, în timp ce un anticiclon este însoțită de apariția și dezvoltarea unei creste termice.
Ultimele etape ale dezvoltării formațiunilor barice se caracterizează prin combinarea centrelor baric și termic, izohipselor și devin aproape paralele, un centru închis poate fi urmărit la înălțimi, iar coordonatele centrelor de mare altitudine și de suprafață practic coincid (ele vorbim despre cvasi-verticalitatea axei de mare altitudine a formațiunii barice). Diferențele de deformare în câmpul termobaric în timpul formării și dezvoltării unui ciclon și a unui anticiclon duc la faptul că ciclonul este umplut treptat cu aer rece, iar anticiclonul cu aer cald.
Nu toți ciclonii și anticiclonii în curs de dezvoltare trec prin patru etape de dezvoltare. În fiecare caz individual, poate apărea una sau alta abatere de la imaginea clasică a dezvoltării.
Adesea, formațiunile barice care apar în apropierea suprafeței Pământului nu au condiții pentru o dezvoltare ulterioară și pot dispărea deja la începutul existenței lor. Pe de altă parte, există situații în care vechea formațiune barică amortizată renaște și se activează. Acest proces se numește regenerarea formațiunilor barice.
Dar dacă diferiți cicloni au o asemănare mai clară în etapele de dezvoltare, atunci anticiclonii, în comparație cu ciclonii, au diferențe mult mai mari de dezvoltare și formă. Destul de des, anticicloanele apar ca sisteme lente și pasive care umplu spațiul dintre sistemele ciclonice mult mai active. Uneori, un anticiclon poate atinge o intensitate semnificativă, dar o astfel de dezvoltare este asociată în mare parte cu dezvoltarea ciclonică în zonele învecinate.
Având în vedere structura și comportamentul general al anticiclonilor, le putem împărți în următoarele clase (conform lui Khromov S.P.).
Înălțimea până la care se extinde anticiclonul depinde de condițiile de temperatură din troposferă.
Anticiclonii mobili și finali au temperaturi scăzute în straturile inferioare ale atmosferei și asimetrie de temperatură în cele de deasupra. Ele aparțin formațiunilor barice medii sau joase.
Înălțimea anticiclonilor staționari de latitudini temperate crește pe măsură ce se stabilizează, însoțită de încălzirea atmosferei. Cel mai adesea aceștia sunt anticicloni înalți cu izohipse închise în troposfera superioară. Anticiclonii de iarnă pe un teren foarte rece, de exemplu, peste Siberia, pot fi scăzuti sau medii, deoarece straturile inferioare ale troposferei sunt foarte reci aici.
Anticiclonii subtropicali sunt înalți - troposfera din ele este caldă.
Anticicloanele arctice, care sunt în principal termice, sunt scăzute.
Adesea, anticiclonii înalți caldi și cu mișcare lentă care se dezvoltă la latitudinile mijlocii creează perturbări la scară macro în transportul zonal pentru o perioadă lungă de timp (de ordinul unei săptămâni sau mai mult) și deviază traiectoriile ciclonilor și anticiclonilor mobili din direcția vest-est. Astfel de anticicloni se numesc anticicloni de blocare. Ciclonii centrali împreună cu anticiclonii de blocare determină direcția curenților principali ai circulației generale în troposferă.
Anticiclonii înalți și caldi și ciclonii reci sunt, respectiv, centre de căldură și frig în troposferă. În zonele dintre aceste centre se creează noi zone frontale, contrastele de temperatură se intensifică, iar vortexurile atmosferice reapar, care trec prin același ciclu de viață.