Циркуляція атмосфери загальна, система великомасштабних повітряних течій над земною кулею. У тропосфері сюди відносяться пасати, мусони, повітряні течії, пов'язані з циклонами і антициклонами, в стратосфері — переважно зональні (західні і східні) перенесення повітря з накладеними на них т.з. довгими хвилями. Створюючи перенесення повітря, а з ним тепло і волога з одних широт і регіонів в інших, Ц. а. є найважливішим кліматообразующим процесом. Характер погоди і його зміни в будь-якому місці Землі визначаються не лише місцевими умовами теплооборота і вологообороту між земною поверхнею і атмосферою, але і Ц. а.
Існування Ц. а. обумовлено неоднорідним розподілом атмосферного тиску (наявністю баричного градієнта ) , викликаним перш за все неоднаковим припливом сонячної радіації в різних широтах Землі і різними фізичними властивостями земної поверхні, особливо у зв'язку з її розділенням на сушу і море. Нерівномірний розподіл тепла на земній поверхні і обмін теплом між нею і атмосферою приводять в результаті до постійного існування Ц. а., енергія якої витрачається на тертя, але безперервно поповнюється за рахунок сонячної радіації.
Унаслідок Коріоліса сили рух повітря при загальній Ц. а. є квазігеострофічним, тобто за виключенням пріекваторіальних широт і пограничного шару воно достатнє близький до геострофічному вітру, направленому по ізобарах, перпендикулярно баричному градієнту. А т.к. атмосферноє тиск розподіляється над земною кулею загалом зонально (ізобари близькі до широтних кругів), то і перенесення повітря має загалом зональний характер. У ніжніх 1—1,5 км. вітер знаходиться ще під впливом сил тертя і істотно відрізняється від геострофічного за швидкістю і напряму. Крім того, розподіл атмосферного тиску над земною поверхнею, а з ним і перебіг Ц. а. зональні лише у загальних рисах. Насправді Ц. а. знаходиться в безперервній зміні як у зв'язку з сезонними змінами в розподілі джерел і стоків тепла на земній поверхні і в атмосфері, так і у зв'язку з циклонною діяльністю (освітою і переміщенням в атмосфері циклонів і антициклонів). Циклонна діяльність додає Ц. а. складний і швидко змінний макротурбулентний характер. З висотою зональність Ц. а. зростає, у верхній тропосфері і стратосфері замість вихрових обурень переважають хвилеві обурення зонального перенесення. Саме пов'язані з циклонною діяльністю меридіональні складові вітру здійснюють обмін повітря між низькими і високими широтами Землі. У низьких широтах Земля отримує більше тепла від Сонця, чим втрачає його шляхом власного випромінювання, у високих широтах — навпаки. Междуширотний обмін повітрям приводить до перенесення тепла з низьких широт у високих і холоди з високих широт в низькі, чим зберігається теплова рівновага на всіх широтах Землі.
Оскільки температура повітря в тропосфері в середньому убуває від низьких широт до високих, атмосферний тиск в середньому також убуває в кожній півкулі від низьких широт до високих. Тому починаючи приблизно з висоти 5 км., де вплив материків, океанів і циклонної діяльності на структуру полий тиск і рухи повітря стає малим, встановлюється західне перенесення повітря ( мал. , а і карти 1 , 2 ) майже над всією земною кулею (за винятком пріекваторіальной зони). Взимку в даній півкулі західне перенесення захоплює не лише верхню тропосферу, але і всю стратосферу і мезосферу. Проте влітку стратосфера над полюсом сильно нагрівається і стає значно теплішим, ніж над екватором, тому меридіональний градієнт тиску починаючи приблизно з 20 км. міняє свій напрям і зональне перенесення повітря відповідно міняється із західного на східний ( мал. , би) .
В земної поверхні і в нижній тропосфері зональний розподіл тиску складніший, оскільки воно більшою мірою визначається циклонною діяльністю. В процесі останньої циклони, переміщаючись загалом до Ст, в той же час відхиляються у вищі широти, а антициклони — в нижчі. Тому в нижній тропосфері (і в земної поверхні) утворюються дві субтропічні зони підвищеного тиску по обидві сторони від екватора ( мал. , в), уздовж якого тиск знижений (екваторіальна депресія); у субполярних широтах утворюються дві зони зниженого тиску (субполярні депресії); у найвищих широтах тиск підвищений. Цьому розподілу тиску відповідають західне перенесення в середніх широтах кожної з півкуль і східне перенесення в тропічних і високих широтах.
Вказані зони тиску і вітру в нижній тропосфері навіть на багатолітніх середніх картах представляються розчленованими на окремі області низького і високого тиску з властивими їм циклонними і антициклонними циркуляціями, наприклад ісландська депресія, азорський антициклон та інші. Розподіл суші і моря вносить ускладнення в розподіл центрів дії, створюючи, окрім вказаних перманентних центрів, ще і сезонні центри дії атмосфери (такі, як зимовий азіатський антициклон, літня азіатська депресія). У Південній півкулі, переважно океанічній, зональність Ц. а. виражена краще, ніж в Северном.
Зональне перенесення в тропосфері особливо добре виражене в тропіках. Тут східні течії в земної поверхні і в нижній тропосфері — пасати — володіють великою постійністю, особливо над океанами. У верхній тропосфері вони змінялися західним перенесенням, що носить в тропіках назву антипасатів. Меридіональні складові в пасатах направлені найчастіше до екватора, а в антипасатах — до середніх широт. Тому систему пасат — антипасат можна приблизно розглядати як замкнуту циркуляцію з підйомом повітря в екваторіальній депресії (внутрішньотропічній зоні конвергенції ) і опусканням в субтропічній зоні підвищеного тиску (вічко Гадлея). Ета циркуляційне вічко все ж зв'язане циклонною діяльністю з циркуляцією в позатропічних широтах, звідки вона поповнюється холодним повітрям і куди передає свій теплий повітря.
В деяких регіонах Землі, особливо в басейні Індійського океану, східне перенесення літом замінюється західним у зв'язку з відходом внутрішньотропічної зони конвергенції від екватора в більш нагріту літню півкулю. Протилежні по напряму перенесення повітря взимку і літом в низьких широтах називаються тропічними мусонами.
Слабкі хвилеві обурення в пасатах і в зоні конвергенції мало міняють характер циркуляції. Але інколи (в середньому близько 80 раз на рік) в деяких районах внутрішньотропічні зони конвергенції розвиваються сильні вихори — циклони тропічні (тропічні урагани), різко, навіть катастрофічно, що міняють сталий режим циркуляції і погоду на своїй дорозі в тропіках, а інколи і за їх межами.
В позатропічних широтах розвиток і проходження циклонів (менш інтенсивних, чим тропічні) і антициклонів — явище повсякденне; циклонна діяльність в цих широтах є формою Ц. а., по украй мірі в тропосфері, частково і в стратосфері.
Вона обумовлена постійною освітою головних фронтів атмосферних (тропосферних); з ними ж пов'язані струминний перебіг у верхній тропосфері і нижній стратосфері. Серійне виникнення циклонів і антициклонів на головних фронтах приводить до появи у верхній тропосфері і над нею особливо великомасштабних довгих хвиль, або хвиль Росбі. Число таких хвиль частіше всього біля чотирьох над півкулею.
Пов'язані з циклонною діяльністю меридіональні складові Ц. а. у позатропічних широтах швидко і часто міняються. Проте бувають такі ситуації, коли в перебіг декількох діб або навіть тижнів обширні і високі циклони і антициклони мало міняють своє положення. У зв'язку з цим виникають тривалі меридіональні перенесення повітря в протилежних напрямах, інколи у всій товщі тропосфери, над великими площами і навіть над всією півкулею. Тому в позатропічних широтах можна розрізняти 2 типи циркуляції над півкулею або великим його сектором: зональний, з переважанням зонального, частіше за все західне перенесення, і меридіональний, з суміжними перенесеннями повітря у напрямі до низьких і високих широт. При меридіональному типові циркуляції междуширотний перенесення тепла значно більше, чим при зональному.
В деяких регіонах позатропічних широт унаслідок неоднакового нагрівання суші і моря над сушею в теплий сезон переважає знижений тиск, а над суміжними водами — підвищене, в холодний сезон — навпаки. У проміжних областях, по околицях материка і океану, відповідно створюється режим позатропічних мусонів — досить стійке сезонне перенесення повітря в одному напрямі, яке змінялося в іншому сезоні таким же перенесенням в протилежному напрямі. Такий режим вітру на Ст Азії, включаючи Радянський Далекий Схід.
В деяких обмежених областях при ослабінні перебігу загальної Ц. а. виникають місцеві мезомасштабниє циркуляції з добовою періодичністю, пов'язані з місцевими відмінностями в нагріванні атмосфери, обумовленою орографією і сусідством суші і води. Такі брізи на берегах водоймищ, гірничо-долинні вітри . У великих містах спостерігаються навіть міські брізи, пов'язані із забудовою міста і виробництвом тепла в нім.
Для з'ясування найбільш загальних і стійких особливостей Ц. а. застосовується усереднювання багатолітніх спостережень над атмосферним тиском і вітром на різних рівнях атмосфери. При такому усереднюванні вагання Ц. а., пов'язані з циклонною діяльністю, більшою мірою взаємно погашаються. Поряд з цим вивчаються також щоденні зміни режиму Ц. а. по синоптичним картам — приземним і висотним і по знімках хмар з супутників. Це дозволяє виділяти типів Ц. а., їх повторюваність, перетворення і зміни.
Теоретичне вивчення Ц. а. зводиться до виявлення і пояснення се особливостей і обумовленості шляхом чисельного експерименту, тобто чисельної інтеграції за часом відповідних систем рівнянь гідродинаміки і термодинаміки атмосфери (і океану). Як емпіричне вивчення загальної Ц. а., так і її математичне моделювання мають важливе значення для вирішення завдань довгострокового прогнозу погоди.
Літ.: Лоренц Е. Н., Природа і теорія загальної циркуляції атмосфери, пер.(переведення) з англ.(англійський), Л., 1970; Погосян Х. П., Загальна циркуляція атмосфери, Л., 1972; Пальмен Е., Ньютон Ч., Циркуляційні системи атмосфери, пер.(переведення) з англ.(англійський), Л., 1973.
