СИНОПТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ АНАЛИЗА АТМОСФЕРНЫХ

CL.?>
Министерство высшего и среднего специального образования РСФСР
ЛЕНИНГРАДСКИЙ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ
А. И. САВИЧЕВ
СИНОПТИЧЕСКИЕ М ЕТОДЫ А Н А Л И ЗА АТМОСФЕРНЫХ
ПРО ЦЕССОВ
Учебное пособие
I
Ленинградские ордена Ленина
политехнический институт
нм, М. И. Калинииа
'
.'{енинград
1980
УДК
,
551.& 15(07)
_ О добрено
ститута
У чен ы м
с о в ет о м
Л ен и н гр а дск о го
ги д р о м ет ео р о л о ги ч еск о го
ин­
В учебном прсобии излагаются физические основы атмосферных процессов
сиыоптического масштаба, приводящих к изменению погоды в различных геогра­
фических условиях, а также рассматриваются приемы анализа результатов Ме­
теорологических и аэрологических наблюдений.
Пособие предназначено для . студентов-гндрологов гидрометеорологических^
институтов и географических факультетов университетов
Лвнйнград©квй ■
Гйд^o,MeT€Op©Jtor>? -If; !БИБЯИОТЕН7
Л-д Ш 1 9 6 , М алооутв"
(С )
Ленинградский политехнический институт имени М. И. Калинина, 1979
Глава 1. ВВЕДЕНИЕ В СИНОПТИЧЕСКУЮ МЕТЕОРОЛОГИЮ
1.1. П РЕД М ЕТ С И Н О П ТИ Ч ЕС КО Й М Е Т ЕО РО Л О ГИ И
Синопт ической^ м ет еорологией называется наука, изучающая
физические закономерности развития атмосферных процессов,и из?ленений погоды''в целях предсказания последней.
П о г о д о й называется непрерывно меняющееся состояние атмос­
феры в данном районе земного шара.
■' Характеристики состояния атмосферы, т. е. хада.ктернстики ио-,
10 ДЫ, (давление, температура и влажность воздуха, ветер, атмос­
ферные осадки и прочее) н о с я т ^ щ щ а н щ м ет еорол огических величин.
Погода отличается большим разнообразием и изменчивостью.
Наглядное представление о состоянии погоды в данный момент
времени на обширной территории дает синоптическая карта. Синопт ическилш картами, или картами погоды, называют 'географи­
ческие карты, на которых пифр а мирили специальными условными.
знаками и а К
одновременных набюдений j\j.Hori,i,v
метеорологических станций. Такие карты, составляемые как по иаблю дёнйям'у повё|5х'ности земли, так и по аэрологическим наблю­
дениям для различных высот и изобарических иоверхкостей, дают
возможность представить пространственное распределение мегео, рологических величин, и явлений, а также определить состояние
погоды на обширных районах океанов, и суши. CgBoyynHocTb, .а'тмрсферных процессов, отображенных на,ка 1этах погоды,'Называется
синопт ческим п о м
В последние годы для оценки синоп­
тического положения'широко используются спул:н1'Ш0 вая информа­
ция lO погоде над океанами и труднодоступными частями матер,и'ков, где нет метеостанций, а также данные радиолокационных ме­
теостанций.
М етод изучения
.ДРЖНЛЗ.., логрды, ^основанный на выявлении
физических закономерностей развития атмосферных процессов с
'ПОМОЩЬЮ анализа синоптических Карт,;_цДзывается.:.С{«-Шх1;Ш'/^^^^
Этот' метод, являясь географическим' по форме, на основе законов
физики атмосферы позволяет исследовать причины изменения по’ Термин «синоптическая» происходит от греческого слова «сипоп'сикос», озна­
чающего «одновременно обозревающий».
годы, в настоящее время ои становится все более количественным
в связи с созданием расчетных методов анализа и прогноза полей
метеорологических величин.
- Д ля правильного анализа синоптиЧеских карт выработаны оп­
ределенные приемы и принципы, которыми следует руководство­
ваться.
'
.
,
i
OcHQBHbiM приемом синаптического анализа является оотщсхавлеиие,л,аыесе-ниь1х иа карты.харакхерисхик. цогоды, т. е. значений
метеоро.:(1огических величин, на отдельно взятых станциях и по
группам соседгах станций в текущий И- предшествующие моменты
времени. Этот -прием позволяет' не только выявить характер пого­
ды и определить расположение, свойства и пе'ремещеиие синопти­
ческих объектов, но и обнаружить ошибочные метеорологические
данные, нанесенные на карты.
^ О сн о в и ы о принципы сииоптического анализ.а,:,,
"комплфссндсть. Характеристики погоды анализируются не
из'олированво, а в комплексе,,- определяющей! их, взаимосвязь и
вза1™ообуслрдленность;^?';1А4г ’
2) TpexjdejjH ocTb. Особенности атмосферных .процессов рассматриваТбтся'на различных'урбвд^^
что ‘позволяет выявить
фШйчёс1Й1е пространственные связи мЁжду различными метеоро­
логическими величинами;
,
3) ист орическая последовательность, т. е. сопоставление анали...i|a исходной карты..погоды с анализом карт за предшествующие
’ сроки, что дает возможность обдар.ужить физические связи во врелГёни меж ду различными , атмосферными проц.ессами и явлениями';
Достоинствами сииоптического метода является его наглядность
и оперативность. На основе этого метода можно дать прогноз по­
годы по любому району земного шара, что очень важно для обес­
печения полетов самолетов по авиатрассам большого протяжения,
морского судоходства, океанического рыболовного промысла и т. д.
В пасадящее время синоптический метод является основным ме­
тодом, применяемым при составлении официальных крапкосррчпых
(до двух суток) и долгосрочных прогнозов.
Понятия синопчгической метеорологии
Атмосфера находится в постоянном движении. Причиной этого
движения является неравномерное распределение лучистой энергии
Солнца, притекающей к поверхности Земли и вызывающей соот­
ветствующее распределение температуры и атмосферного давле­
ния. Совокупность движения синоптичес''кого. масштаба получила
название атмосферной циркуляции. От атмосферной цирк^'Ляции
зависит погода, е е , изменение. При всей сложности атмосферной
циркуляции в ней молено выделить 0 !преде»пенные структурные эле4
'
... ..
а д ,.
( менты'— сино п т ческие объекты: воздушные массы, атмосферные
гфрОнты' ёарические системы.
^/'^—Тропосфера всегда разделена на относительно однородные по
•!усло'виям погоды в о з д у ш н ые м а ссы , занимающие обширные про­
странства, соизмеримые с ДоТьшй'ми частями материков. В оздуш ­
ная масса, находясь длительное время над определенным геогра­
фическим районом, называемым очагом ее формирования, приоб­
ретает физические свойства, характерные в данное время года для
этого района, и при перемещении в другой географический район
обусловливает в нем изменение'погоды.
J./
Узкая переходная зона меж ду соседними воздушными массами
' с различными свойствами называется
С
прохождением атмосферных фронтов через определенный пункт
или район связаны наиболее резкие непериодические изменения
гргоды.
■'
Б а р и ч е ск и м и системами называют„_^обдасти_пон
,.но-„
'вышенного атмос,ф^фнь1х давлений. К областятя'пониженного даЁлёййя относят цикло'ны и ложбины, к областям повышенного — ,
антициклоны и гребни (отроги). Поскольку поле давления тесно
связано с полем ветра, барическим системам присуще характерное
распределение воздушных течений. Совокупность барических си­
стем образует барический рельеф. Для определения барических
систем на приземных картах погоды проводят изолинии р = const,
называемые и зоб а р ам и , которые представляют собой следы пере-_
сечения изобарических поверхностей Мирового океана.
Ц и кл о н — область пониженного, давления с минимальным его
значением в центре. Изобары в циклоне замкнуты. Изобарические
поверхности понижаются от периферии к центру, т. е. имеют вид
неправильной впадины. Диаметр циклона составляет ,10.0.0—3000 км, ‘
а высота достигает 15—20 км. В поле течений циклон представляет
собой гигантский воздушный вихрь с циркуляцией в северном по­
лушарии против часовой стрелки, в южном — по часовой. В слое
трения'Центр циклона— точка сходимости линий тока. В св обод­
ной атмосфере линии тока почти совпадают с изобарами. Б циклоне
преобладают восходящие движения воздуха и облачная, с осад­
ками погода.
Л о ж ё-ина ■
— вытянутая часть циклона с ясно выраженной осью
. (це 1?гральиой линией, вблизи_т<оторой изобары имеют наибольшую
кривизну). В ложбине изобарические поверхности понижаются от
периферии к оси; поле воздушных течений имеет циклонический
характер, причем в слое трения ось ложбины является, линией схо­
димости воздушных течений; преобладают..ж)£х:.аддцше-лаиж.ения
воздуха и облачная с осап'кажй-Фютааа.
.Анти ц и кл о н — область повышенного давления с максимальным
его'з'начением в центре. Изобары в антициклоне замкнуты. И зоба5
рические поверхности повышаются от периферии к центру. Д и а­
метр антициклона несколько больше диаметра циклона и состав­
ляет 2000— 4000 км, а высота может достигать 15— 20 км. В поле
течений антициклон •— гигантский воздушный вихрь с циркуляцией
р северном полушарии по часовой, стрелке, а в южном — против
часовой стрелки. В слое трения центр антициклона— точка .рас­
ходимости линий тока. В свободной атмосфере линии тока почти
совпадают с изобарами. В антициклоне преобладают нисходящие
движения воздуха и малооблачная погода.
Г р е бень — вытянутая часть антициклона с хорошо выраженной
осью, вдоль которой изобары имеют наибольшую кривизну. Внутри
гребней нередко образуются самостоятельные центры высокого
давления, называемые отрогам,И- Изобарические поверхности в
гребне повышаются от периферии к его оси, которая в слое трения
является линией расходимости воздушных течений. В гребне пре­
обладают нисходящие движения воздуха и малооблачная погода.
_С ей л ов и н а — облась, заключенная, меж ду двумя накрест лежа;цими циклонами и _антициклонами. Изобарические поверхности
имеют вид седла: они повышаются в сторону антициклонов и понил<аются в' сторону циклонов.
В пределах тропосферы и нижней стратосферы существуют пе­
реходные зоны меж ду высокими холодными циклонами и высокими
теплыми антициклонами. Эти переходные зоны получили название
высотных фронтальных зон (В Ф З ). Они характеризуются значи­
тельными горизонтальными градиентами температуры и давления
и скоростью ветра более 100 км/ч. ВФ З обычно связана с одним,
или несколькими фронтами; она играет существенную роль в Ьбраиовянии и развитии циклонов и антициклонов.
Помимо рассмотренных видов движения воздуха, связанных с
существованием синоптических объектов, в атмосфере устанавли­
вается ряд крупномасштабных течений, обусловленных разностью
температур меж ду экв-атором и полюсами, м еж ду материками и
океанами и пр. Совокупность основных видов движений, благодаря
которым осуществляется обмен больших масс воздуха >в горизон­
тальном и вертикальном направлениях, называется: общей циркулящ^eй атмосферы (О Ц А )Н е с м о т р я иа то, что ОЦА имеет слож ­
ный и постоянно меняющийся характер, ее основные черты сохра­
няются из года в год. Изучение ОЦА имеет- ие только теоретиче­
ское, но и большое практическое значение. Без знания закономер­
ностей ОЦА невозможна разработка методов прогноза погоды
и на длительный Срок (сезон, месяц), и на более короткие проме­
жутки времени.
В ажно подчеркнуть, что воздушные массы, атмосферные; фрон­
ты, циклоны и антициклоны являются носителями определенных
типов погоды и, следовательио, изучение закономерностей возник­
новения, эволюции и перемещения этих синоптических объектов
оказывается ключом к пониманию изменений погоды и ее пред­
сказанию.
Проблемы и методы научного прогноза погоды
(
Любой научный прогноз возможен в том случае, если известны
закономерности возникновения и развития предсказываемых явле­
ний или процессов. Прогнозы погоды относятся к категории наибо­
лее сложных и трудных научных прогнозов, поскольку изменения
погоды зависят от Очень многих факторов.
.Различают пщ иодщщкй£.Д 1 непериодичес^^
ногоды.
Первые являются следствием ^вращения Земли и обращ ения'ее 6о1ф у г Солнца, т. е., по существу, суточным и г 0|Д0 вым ходом метео­
рологических величин. Н аиболее существегшые нмериодические
изменения погоды связаны с циркуляциШ Мшн факторами: с р аз­
витием и перемещением циклонов, антициклонов, воздушных масс
и фронтов. Они нарушают суточный и годовой ход метеорологиче­
ских величии. Дополнительно на формирование погоды влияют
местные факторы: рельеф, состояние подстилающей поверхности
и т. д.
в настоящее время существуют следующие методы прогноза
погоды, в большей или, меньшей степени учитывающие отмеченные
факторы:
1) синоптический, основанный на качественно-физических выБода(х из анализа карт погоды и количественных расчетах, ие тре­
бующих применения ЭВМ;
2) численный (гидродинамический), основанный на решении
ур.ав:нений гидродинамики и термодинамики с использованием
ЭВМ;
3) физико-статистический, основанный на учете статистических
закономерностей изменений шогодообразующих факторов и х;арактеристик погоды.
Перечисленные методы дополняются один другим и исполь­
зуются ком'плексно с учетом преимуществ и недостатков каждого.
Проблема прогноза погоды является одной из важнейших в
современной науке. П оэтому синоптическая метеорология занимает
особое место среди других разделов метеорологии. Правильные
прогнозы погоды имеют огромное значение для авиации и других
видов транспорта, для многих отраслей промышленности и сель­
ского хозяйства. Умелое использование прогнозов погоды позво­
ляет лучше планировать производственную работу предприятий, а
в ряде случаев — сохранить материальные ценности и жизнь мно­
гих людей.
'
’
;
7
7
История развития синоптической метеорологий
/
Вопросы прогноза погоды интересовали ученых давно. Однако
предпосылки научного прогнозирования появилиоь только в сере­
дине XVII в., когда были заложены основы физики и изобретены
первые метеорологические приборы.
.
Впервые научные взгляды на возможность предвидения погоды
были высказаны в середине
М-.. В. ,Лом^^
(17,11—
1765). Р1м ж е были намечены пути изу^шия. хар аетщ а ,движения
в оздуха с учетом особеж остей обш ей цир.куляц.ии атмосферы" над
земным шаром и организованы метеорологические наблюдения в
различных пунктах России.
Первые синоптические карты были составлены е..-1В26;^г. в Гермадаи. На них по одновремещгым наблюдениям нескольких стан­
ций были нанесены лишь отклонения давления воздуха от нормы
для двух синоптических ситуаций. С изобретением электрического
телеграфа Шиллингом' (1832) появилась возможность быстрого
сбора метеорологической информации. Однако практические шаги
в этом направлении были предприняты только после знаменитой
балаклавской |бури 14 ноября 1854 г.
П рф 1]посылкой для организации службы погоды в 1856 г. стал
|)егулярный обмен , метеорологическими сводками то телеграфу
меж ду Россией и Францией, а позж е и другими странами. В. Рос.сии начало регулярной службы погоды было положено изданием с
1 января 1872 г. Главной физической обсерваторией Ежедневного
бюллетеня погоды. Примерно это время следует считать началом
оформления синоптической метеорологрш как научного направле­
ния, в развитии которой можно выделить четыре периода.
i
В п е р в ы й период (I860— 1920 гг.) — период изобарической си­
ноптики — были разработаны приемы прогнозов погоды на основе
анализа погоды в циклонах и антициклонах и особенностей их
перемещения.
д
Во второй период (1920— 1940 гг.) — период фрднтдлогической
>синоптаки и' В1зёдё 1« я в’“'опёративную работу адалдаа_дезультатов
радиозолдиро-вания^— на основе развития , учения о воздушных
маврах и фронхах углубилось понимание физической природы' из­
менении погоды; прогнозы стали содерж ать более четкие характе­
ристики ожидаемой погоды. Основные успехи в это время достиг­
нуты повседневным синоптическим анализом щросшюпхи,ческих
наблюдений,. Последние стали возможны после изобретения в
1930 г. fi. А. Молчановым радиозондов. В 1922 г. начали состав­
ляться первые систематические долгосрочные прогнозы погоды си­
ноптическим
методом,
основоположником
которого
был
Б. П. Мультановский.
г,
В треадщ . период (1.940— 1960 тг.) --п е р и о д ..лцеративиого прцisiewcuiiT высотных.4<арт погоды и численных методов прогнозов по­
годы — благодаря картам барической топографии синоптический
анализ стал трехмерным. Тогда ж е были разработаны и успешно
применены (с использованием ЭВМ) первые схемы численного
прогноза барического поля.
J : / Начиная с 1960 г. и, по настоящее время стали дпирокО примеi-iflTb гидродинамические методы ггрогноза, использовать в опера­
тивной работе cnyjHHiTOBy^^^^
информацию. В
f)0-x годах продолжалось совершенствование схем численного
прогноза. Уже с 1962 г. высотные прогиостичеакие карты в СССР
получают только численными методами. В конце 60-х годов в
СССР и США были созданы метеорологические космические си­
стемы и налажено систематическое получение фотографий облач­
ности в любое время суток практически для любой территории
:!емного шара. Это позволило объективно проводить синоптиче­
ский анализ, особенно па территории, слабо освещенной метеоро­
логическими данными. В последний период наметились пути изу­
чения ОЦА и проблем взаимодействия океана и атмосферы, что
имеет особое значение для долгосрочных прогнозов погоды.
Организация службы погоды ь СССР
Служ ба погоды в СССР входит в состав общегосударственной
гидрометеорологической службы, возглавляемой Государственным
комитетом гидрометеорологии и контроля природной среды СССР.
Оперативную прогностическую научную и методическую работу
по прогнозам погоды выпрлняют следующие подразделения сл у ж ­
бы погоды:
Г идрометеорологичеокий
научно-исследовательский
центр
СССР (ГМ Ц ), являющийся главным центром сбора и распростра­
нения метеорологической информации в СССР;
бюро погоды (Б П ) при республиканских и мел<областных уп­
равлениях Гидрометеорологической службы;
гидрометеорологические бюро' (ГМБ) и некоторые гидрометео­
рологические обсерватории (ГМ О ), обеспечивающие информацией
и прогнозами погоды преимущественно отдельные отрасли народйого хозяйства в ограниченных районах;
авиационные метеорологические станции при аэропортах граж ­
данской авиации (АМ СГ).
Кроме того, имеются мировые метеорологические центры
(М М Ц ), а также региональные (РМ Ц ) и национальные (Н М Ц ),
отвечающие по международным соглашениям за сбор и распрост­
ранение метеорологической информации с той или иной террито­
рии.
Синоптические станции передают информацию в адрес местно­
го БП, АМСГ и другие установленные для каждой станции адреса.
Полученная БП информация в виде сводок по^одь! передается п6
проводам и радио другим ГМЦ. В свою очередь БП принимают
сводки погоды, передаваемые ММ Ц й ГМЦ, а такж е факсимиль­
ные передачи карт погоды и других материалов. Тем самым осу­
ществляется взаимный об,мен информацией.
1.2, М Е Т ЕО РО Л О ГИ ЧЕС К А Я
И Н Ф ОРМ А ЦИ Я, СО СТА ВЛ ЕН И Е
КАРТ ПОГОДЫ
И А НА ЛИ З
Метеорологическая информация и способы ее представления
М ет еорол оги ческой и н ф ор м а ц и ей называются св ед ^ и я о 'цогоде
делом или об отдельных метеорологических величинах,, получае^'ЩЛх' гтепосредстеепно' в pesyjfbfa'Te. метеоро.логических наблюдений
(первичная информация) и в процессе последующего аналйза и
прогиоза атмосферных процессов (вторичная информация). П ол­
нота и своевременность поступления необходимой первичной ин­
формации в значи'1^|>^-юй степени определяют правильность ана­
лиза и в конечном й теш успешность прогнозов погоды. Первичная
-информация должна быть комплексной, трехмерной, глобад
регуляр1юй, йш хрошюй и оперативной. Нарушеиие хотя бы одного
Гз' указанных требований в значительной степени обесценивает'
всю- поступившую информацию.
В настоящее время^щщльзудотся сл
i ciO ишки первич­
ной метсГороло! i (ижди^щДШймации^Г^^^^^
,
’наземная сеть гидрометеорю’лбгических и аэрологических станцпй;
,
jV,
,5 с^удавые с
т
а
н
ц
и
и
;
,
^
i авиационная paJS,.eДJSa'■пoгoдьI;
■' радиолокационные метеорологические станции;
i метеорологические спутники.
.# Метеорологические величины изменяются в пространстве и во
времени, т. е. являются функциями координат точки измерения и
времени. Д ля описания положения точки измерения в пространстве"в j:jiHon:ra4e£KQH,D^aia;HKe 1га¥бЩеё'^''^
являются
п р я м о у г о м н а я , гед л ра ф и чёащ яУ и и з Ш а 'р Ш ё п к а я 'с и с т Ш
,
нат.
’
'
'
Р а СПр е дел ен ие какой-либо метеорологической величины в простра7гстве н азШ аю ^7глМ Ж "этои Зм 1таИ С “
-it
р-аспределел;1иё~Ст1ТОсШерного
полем да_вления
или 'барическим полем, а распределёйие 51м,пера^ры;^н
{
^полем температуры или термическим полем и т. п.
у
Большинство метеорологических величин (атмосферное давле-^,|'
ние, температура, влажность и плотность воздуха и некоторые другие)
величгиш! скалярдьш; их—распределение м ож н о..наглядно ’
представить повёрхйостями равных значений данцог.о..м.етеоэлемента: атмосферное давлеййе,— изобарическими поверхностями,^ тем10
.
.
'Ч'.
пературу в о зд у х а — изотермическими поверхнос1ями и т. д. Ё се­
чении с поверхностью уровня или с вертикальной плоскостью эти
г!Оверхности образую т линии равных значений —^изол и ни и , назы­
ваемые соответственно и зоб а р а м и , изот ермами и т. п. В каждой
точке скалярного поля можно построить вактор градиента данного
ПОЛЯ, характеризующего изменчивость метеорологической величи­
ны в пространстве. Ве.кхорьюй.,Л1ехеор-Ол'огической,,,величиной„^^,.Я
ляется.ветер.
7лл . / . . / ‘Г
Описание функциональной зависимости может .^ыть суго^йсньш.
табличным, гр а ф и ч еск и м и аналит ическим . Каждый из способов
имеет свои достоинства и недостатки и каждый нащел применение
в синоптической практике при решении конкретных задач.
Так, для инф.ормлд,ни.,шир.оких-кругов населения о погоде наи­
более удобна хлов,есн.ая.„.ф,ор-ма. Табличный способ используется
при составлении и передачи-сводок.метеорологических наблюдений.
,Цля ускорений и удешевления передачи метеорологической инфор­
мации применяются метеорологические коды. Эти коды oflHOTHmibi
BO_„i!,aex-„странах, что облегчает международный обмен информа­
цией. Информация зашифровывается в виде пятизначных- цифро)'.ых групп. К аждой метеорологической величине охведено постояы-..
моё место в определенной группе. Смысловые: значения чисел,
гфименяемых ДЛ51 кодирования каждой метеорологической вели­
чины, определяюхся с помощью таблиц и пояснений, содерж ащ их­
ся в официальных изданиях кодов.
'4 Значительно более наглядным является графическое представ­
ление метеорологических полей с помощью различного рода диаI'piSiM, графиков и синоптических карт.
При выполнении расчетов на ЭВМ в последнее время все боль­
шее распространение получает аналитический способ описания ме­
теорологических полей.
Виды карт погоды, принципы их составления и назначение
V
погоды (основные и дополнитель­
ные) , составляемые по результатам метеорологических наблюдец ш , И(®пБ1с6тные2'(карты барической топографии) — на основе аэрол огм ескй х^даблш
По данным метеорологических..наблю де­
ний в основные сроки (3, 9, 15 и 21 ч по московскому времени)
составляют основные карты, а по данным в промежуточные сроки
(О, 6, 12 и 18 ч по московскому времени) — дополнительные (коль­
цевые) карты погоды. Кроме того, могут составляться и вдпдмр-.
гательные карты (приземные и высотные) опасных явлений пого­
ды, .осадков,''снежного покрова, максимальных скоростей ветра
и др.
. .
.
.....
1
и
О сновны е'карШ
масштаб I : 15 ООО ООО
й карты мрйческой топографии ймёЮТ
— 1 : 5 ОООООО
Д а . приземную ..карту. до'шды.,усдовными синоптическими знака­
ми й цифрами по о'прелеленной схеме наносятся сведения о но!'оде, полученные в результате наблюдений сети метеорологических
станций в установлекные сроки. Эти сведения в зашифрованном
виде получают органы службы погоды но телеграфу и радио.
Штриховкой кружочка, указывающего положение метеорологиче­
ской станции иа карте, обозначается общ ее количество облаков',
стрелкой с оперением —^•направление (откуда дует ветер) и ско­
рость ветра. Около кружка станции наносят температуру и давле­
ние воздуха, величину и характер изменения давления за послед­
ние три часа, высоту и ^ха.рактеристику нижней облачности, харак­
тер облачности среднего и верхнего, ярусов, горизонтальную види­
мость, температуру точки росы, количество выпавких осадков за
12 часов, характер погоды в сроки меж ду сроками наблюдений.
После того как данные о погоде нанесены на Карту, производится ее
обработка. На приземных карта пог 9 ды_п 1зоводят изобары через
5 'Мбар..крат‘Ш е“аяти,. определ яют^Е ласти высокого и низкого д а в ­
ления, положение центров циклонов (антициклонов) и траектории
игпёрем'ёщёнйя, проводят линии раздела холодны х'н теплых воз­
душных ма'сс (атмосферные фронты), выделяют зоны осадков, ту­
манов и другие характеристики погоды.
Карты барической топрхрафии подразделяются на карты абсоМютнЪ 1Т'т 6 п о г р а $ й и '(А т ) я относительной
(О Т). Они
, ’’'.сОСтавляЪтся для ,опредёления особенностей структуры и анализа
.V ,, развития атмосферных процессов, й преж де всего атмосферных
*
вихрей'iio данным аэрологических наблюдений в сроки 09 и 15 часов для той ж е территории, что и приземные йарты погоды.
Карта абсолютной топографии (АТ^,) представляет собой кар­
ту высот данной нзобарической поверхности j3 = const над ypoBtieM
моря. И з рис. 1 следует, что областям с наиболее высоким поло­
жением изобарических поверхностей соответствует более высокое
давление, а с наиболее низким — более низкое. Тем, самым карта
АТ^, характеризует состояние барического доля. Кроме геопотенциальных высот на карту АТ^, наносят температуру, дефицит
точки росы, скорость и направление ветра на данной изобарической
,1товерхности. В настоящее время в оперативной работе службы цогоды чаще всего используют карты ATsso, >АТ7оо, АТбоо, -А.Т300, AT^oo.
АТюо и АТ 50, которые приблизительно соответствуют высотам 1,5;
3; 5;, 9;. 12; 16 и ,20 км.
На карту относительной топографии (ОТ^^) наносятся данные
о превышении изобарической поверхности р 2 = const над поверх­
ностью /Ji = const. Чаще всего в оперативной работе используют
П
карты О т
В холодной, болеё плотной воздушной массе давЛё-
мне с изменением высоты понижается быстрее, чем в теплой. Соот­
ветственно в холодной массе толщина, слоя'
меньше, чем в
теплой, т. е. вмичина
прямо пропорциональна средней т е м ­
пературе слоя Т. Поэтому карта ОТ'^^ эквивалентна карте распре­
деления средней температуры слоя меж ду изобарическими поверх­
ностями р \ и рч.
-
^Р и с. 1. П олож ение изобарических поверхностей в
вертикальной плоскости.
При составлении карт барической топографии оказалось Целе­
сообразным заменять геометричёские высоты изобарических по­
верхностей эквивалентными им значениями геонотенциала на уров­
нях, соответствующих положению этих поверхностей в простран­
стве.
,С£Олах,еаци.ал...Ш л..-НШО,т,орой ,точке.ат„мос.ф.ер,ы численно равен
работе, которую следует зйтратить, чтобы 'поднять единицу массы
в‘поле силы тяжести от уровня моря в данную точку. Геопотенциал
на уровне моря принимается равным нулю.
Приращение геопотенциала
с изменением высоты единицы
массы на величину d z выражается формулой
d<-l>:^-gdz,
'■) Ч,!
V;
■
(1)
13
“ ускорение силы тяжести, а ^/2: — приращение высоты.
/
......... "■'■'■'02 '
Ф 2 -Ф ,= : Г
2
(2)
Соотношение (2) определяет относительный геопотеициал. П о­
лагая г’|= 0 , получим значение абсолютного геопотенциала
gdz.
Sik
(3 )
о
■
Принимая |' = const, из равенства (2) имеем '
Ф й - Ф ,= ^ ( .% - г ,) , ,
или
)
'
ДФ=^Д2.
(4)
, Практической единицей геопода 1циала является геопотенциальиый метр (гп-м)
(5)
Ss/При А г = 1 м.
При Я = 9,8 м/с^ величина геопотенциала изобарической поверх­
ности в геопотенциальных метрах-численно равна высоте в обыч*
ных метрах. Следует помнить, что размерность (гп-м ) = м 2 -с '‘'*
является размерностью удельной работы, что вытекает из опреде­
ления геопотенциала.
Высоты изобарических поверхностен вычисляются по барожетрической формуле геопотенциала.
■
i л '
Барометрическая формула геопотенциала
Основное уравнение статики атмосферы
qv
,"л N
d p ^ - 4 ig d z ,
(®).
где р — плотность воздуха, определяемая из уравнения состояния
р
= с
учетом
^ ^
ф , = —р ^ Ф , откуда
формулы „ (1)
Л
можно
dp.
' „
г--.
в
виде
,
,
■ , 4 , f ' ”:) - ( 7 )
' Интегрируя (7) в слое о т /3 |'д о /) 2. получим
14^
переписать
"
■
РЗ
>
\
ф ,_ ..ф ,= » | R T d i\n p )
'
(8)
Pi
Заменяя переменную величину Т ее средним значением Т „ , в слое
м еж ду изобарическими поверхностями pi и ра и учитывая, что
R = 287 м2/с2 Ц)ад,
In,
= \2 ,3
Ig
и
Н р ,~ И р ,^ Н 1 н ,
получим
Pi
Р2
7 Y ^ ^ = G /,4 J ,,I g - ^ J r n - м . ,
7>
( 9)
П ереходя к геопотенциальпым декаметрам, получим рабочую б а ­
рометрическую -формулу ртиосительиого геолотенциала
jr H ^ 6 J 4 T ,„
гп . дкм (лам).
- ■ '
(10)
Формулы (9) и (10). используются для вычисления данных хши
составлении карт относительной топографии.
.
i'O Ч"
Для заданных изобарических поверхностей
^1
(1!)
где йьа — постоянная для данной пары изобарических поверхно­
стей. В частности, из равенства (10) непосредствепио получаем^^^'^;,
Я ^ = 2 ,0 2 9 Г ,„ ^ 2 7 ’,„.
.t :
Изолинии /■/[’QQ®==const, “т. е. изогипсы относительной топографии,'
эквивалентны изотермам средней температуры слоя r = c o n s t. При
-jtom проведение нзогипс на карте
через 4 дам равносильно
проведению изотерм средней температуры через 2°.
На картах ОТ выделяются области холода и тепла, зоны больгаего и меньшего сгущения изотерм.
Изолинии Я ^=соп51, т. е. изо'гипсы абсолютной топографии, эк­
вивалентна изобарам на уровне z, вблизи которого располагается
изобарическая поверхность ,о = const. При этом, если барическая
ступень 0,8 дам , то 'проведение изогиис на карте АТ^, через 4 дам
равносильно проведению изобар на ур,овне z через 5 мбар.
На картах АТ вырисовываются возвышенности и впадины в по­
ле давления, что соответствует циклонам и антициклонам, гребням
и ложбинам, а зоны сгущения и разряжения изогипс соответствуют
зонам сильных и слабых ветров.
'ч.
15
С пособы п р е д с т а в л е н и я м ак р о с и н о п т и ч еск и х п роц ессов
. При анализе синоптических процессов за длительное время и
над большой территорией (макропродессов) необходимо выделять
такие особенности и закономерности их развития, которые пред­
ставляют интерес для долгосрочного прогноза. Каждый макропроцесс развивается в течение некоторого времени, являющегося
частью непрерывного процесса эволюций ОЦА. Временные грани­
цы макропроцессов могут быть или фиксированными или естест­
венными, при которых непрерывный ход развития процессов д е ­
лится на периоды однородной циркуляции, т. е. отрезки времени,
когда циркуляция относительно устойчива. Такие процессы назы­
ваются о д н о р о д н ы м и м а кроси н опт и чески м и проц ессам и .
Одним из способов представления однородного макросиноптичеокого процесса является построение для него средни.х: карт рас­
пределения метеоэлементов или их аномалий. Другим приемом
схематизации макропроцессов является составление сборно-кине­
матических карт. Исходным материалом для, щ построения слу­
ж ат ежедневные синоптические карты. С них посредством с п е -.
циальных условных обозначений на карту наносят особые точки
барического поля и траектории их перемеш.ения в течение всего
Рис. 2. Сборно-кинематическая карта синоптического процесса с 14 по
.
19 января 1957 г.
'
16
макропроцесса (рис. 2 ), а такж е демаркационные линии — линии
раздела областей высокого и низкого давлений.
С помоп:,ью сборно-кинематической карты легко составить пред­
ставление об основных чертах однородного макропроцесса. Она
помогает установить его границы.
Рис. 3. К ярта-схема развития синоптического процесса с 14 ло 19 января
1957 г.
■ Ыа основе сборно-кинематической карты легко построить картусхему (рис. 3 ). На такую карту наносят только траектории бари­
ческих образований и демаркационные линии. Она дает представ­
ление о характере эволюции барического поля в течение однород­
ного макропроцесса.
При разработке долгосрочного прогиоза численными методами
используются и другие способы сж атою представления метеороло­
гической информации иа большой территории, например, анали­
тические: разложение нолей по естественным ортогональным функ­
циям, по полиномам, в ряде Фурье и т. д.
L
Л енинград
iядpouis^тeop0лoг■-
I
ЬИБЛИО
' Л-д ]9Э19в. Мал-г.
17
Глава II. ПОЛЯ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ВЕЛИЧИН
2.1. ПОЛЯ ТЕМ П ЕРА ТУ РЫ И В ЛА Ж Н ОСТИ АТМ ОСФЕРЫ
Распределение температуры по в ы с о т е /''
Распределение температуры воздуха в тропосфере определяется
главным образом его тщлoJ:^м.&ыш^r^.-gёмa0i^.Л0Дepадpcть.ю. Естест­
венно, что 'с высотой, по мере удаления_от__земной поверхности,
температура воздуха, попижае^^^^^^^
средних условий в тропо­
сфере вертикальный градиент температуры у ср ==0,657100 м. О д­
нако во многих случаях фактический градиент тёмпёратурГыГможет
существенно отклоняться от среднего значения, особенно в слое
трения и в самом нижнем приземном (приводном) слор.
•j
При . определенных условиях над сушей и океаном возникают
слои инверсии, которые имеют большое значение для развития атмосфериых проДе,сщв. Они, в частности, являются задерживаю щ и­
ми слоями, гасящими вертикальные движения воздуха. Темпера­
турные инверсии могут возникать в приземном слое атмосферы
' (приземные инверсии) и в свободной атмосфере. Н ад океанами
инверсионные условия в приводном слое встречаются значительно
реже, чем над сушей. В свободной атмосфере инверсии часты как
'н а д сушей, так и над морем. Существует несколько различных про­
цессов, порождающ их инверсии. Некоторые из них рассмотрены
в 3.3.
Особенности распределения тег/шературы в тропосфере, слое
тропопаузы, стратосфере и выше (до. высоты 100 км) зимой н ле­
том на различных широтах иллюстрирует рис. 4.
Выше Tp0H0c^ej3bi_ тепловой режим воздуха определяется проп,ессами лучистого й турбуле
теплообмепов. В 'стратосфере
температура воздуха х,.висотой, как правило, повышается,. дости.Гая максимума на высоте около 50 км. Это_ повыщёи!^^^^^
с
наличием слоя озона, который поглощает ультрафиолетовую р а ­
диацию. Основная масса бзбн¥ содержится в слое 20— 50 км.
..... В мезосфере в связи с малой концентрацией поглощающих ком,гюиёатбв Тёйшёр ат ура "возд
' "'■ВТёрмосфёре^^^^^
с высоты 80— 90 км) трмцература ^вновь
растет с высотой. Здесь составной частью атмосферы, активно по18
-
1о^ж5о'^то^
..." .... ^
/ /
/ / у ...........-.......
^ " 'з & к ^ " : : : : - : : : : .: .: ............
17^ isa
210
SW
т
Z70 290 ЗЮ
ZOO г т
ш
ш
гт
т
к
Рис. 4. 1^зменение температуры воздуха на разных ш::ротах с увеличенисгч
высоты.
-/
f
глошающёй ультрафиолетовую солнечную радиацию, является ато­
марный кислород.
,
Географическое распределение температуры воздуха
П оле температуры возлуха в тропосфере формируется под
влиянием солнечной радиации и термической иеоднороцности подстшгающей поверхности.
П од влиянием первого фактора температура в тропосфере в о с­
новном уменьш ается 1от экватора к .полюеам , в соответствии с з о ­
нальным убыванием притока солнечной радиации, причем особенно
значительные изменения те 1\ шературы в меридиональном..иаправ-.
' леиии наблюдаются, в зимнее, время года. Происходит это потому,
что'со'см ен ой- сезона значительно изменяется количество тепла,
2*
19
гфитекатощего к полюсам, в то время как приток тепла к эквато­
риальной зоне в тёчекие всего года рстается' почти постоянным.
3imoH разность'температур меж ду полюсом и экватором в сред-
wpfif
j-.‘,
I
R|)T,pnft.6njrb.nift. чем летом.
-
П од влиянием второго фактора понижение температуры.от экзатора на.ра'зных мёртдиаиах к полю£:у1пр..о^
и картина, даж е среднего многолетнего,. поля температуры не явдяется зональной. В одних местах изотермы отклоняются'к высо­
ким широтам, образуя гребнм 1л1е.пд^^-я в других,— к низким, о б р а ­
зуя ложбжны,,л£)лад.а. Э то_происходит,до 5 .^диянием; неравномер­
ного распределения, матери.крв .и ркщцо^^ с их мощными теплыми и
холодными течениями, а также различий их термичесщк^ свойств.
Материки имеют небольшие теплоемкость и теплопроводность. В
результате летом„в. JMepeHHbix широтах они сильно прогреваются,
а зимой столь ж е сильно охлаждаются. Океаны, напротив, имеют
большую теплоёмкость и теплопроводность. Поэтому в теплую по­
ловину гада они накапливают большой запас тепла, которого хва­
тает, чтобы сохранить относительно высокую температуру и в з1Гм-.
нее время. Вследствие, указанных причин в умеренных широтах в
летнее время материки значительно теплее океанов, зимой — на­
оборот.
Распределение температуры воздуха на уровне ..моря по земно­
му шару для января и июля показ'аны на рис. 5 и 6. Анализируя
и сопоставляя эти карты, можно сделать ряд важных выводов.
Поскольку воздух тропосферы умеренных широт Т1_фйм.ежа£.тся
е запада на.восток..то зимой наиболее низкую температуру в про­
цессе охлаж,дения в западном потоке воздушная масса приобретает
р восточной части материков. 'Здесь и располагается ложбина хо­
лода. Перемещаясь с холодных материков на теплый океан, воз­
душная масса начинает ^.б.ы.,стро..прогреваться, , так.ка.к...разность
температур-воды и воздуха.велика. Н аиболее высокая температура
достигается в восточных частях океанов, где возникает гребень
тепла.
'
,■ Летом разность температур,,.межйу.экватрррм. и .полюсом, а так‘ ж е м^жду материками и океанами меньще, чем зимой. СортветстJ ' венно меньше и кодтрас-Т температур м еж ду воздухом и подстилающей поверхностью, на котррую рн прцадает. П оэтому врз.мущение поля температур летом, меньше, чем зимой.
В южном полушарии изотермы идут плавно и почти в широтном
направлении, что объясняется относительной однрррднрстью прд стилающей поверхности этой части земного шара - (преобладают
, океаны).
.
г
В среднем северное полушарие более теплое, чем южнОе. С ред­
негодовая температура северного полушария -И 5,2°, а южного —
13,2°. Термцческий экватор, под которым понимается параллель
с наиболее высокой средней температурой воздуха, в январе сов20'
Рис. 5, К арта январских изотерм.
Рис. 6. К арта июльских изотерм.
^ШХаёЛ„с„г.еохрафиаес:ким, -эквяхаром (средняя, температура около
2б°), в июле ш евдаехся Iia ^
ш. (средняя темшература око
ло,^8°7 и в среднем годовом лезкит на( 10° с. щ; Такое распределе­
ние температуры объясняется влиянием 'Антарктиды и тем, что в
севериом полушарии ялощ адь поверхности суши значительно боль­
ше, чем в южном.
" Характерные особенности распределения температуры по зем ­
ной поверхности в основных чертах сохраняются и на более высо­
ких уровнях тропосферы, но возмущения изотерм имеют меньшую
амплитуду. При этом расположение основных ложбин и гребней
аналогично приземному.
,
Важной особенностью строения поля температуры в тр опосф е-''
ре обоих полушарий я м я ет ся неравномерность раопределения вел ич и щ гор, юонтальных. градиентов--W . Н а ср ед ни х кар­
тах'и зотерм обнаруживаются сравнительно узкие зоны больших
градиентов температуры, почти опоясывающие каж дое полушарие.
Такие зоны называют-высотными фронтальными 30 ii^a« i ( подроб­
нее см. 3.2).
В стратосфере наиболее тазкие тещ ературы воздуха (ср едн е­
годовые) наблюдаются в низки^^широтах, а наиболее высокие — в
умеренных и высоких ширшах. Отчасти это объясняется тем, что
стратосфера Б низких широтах начинается гораздо выше, чем в
высоких: температура продолжает падать с высотой д о 16 км и
выше. На уровне тропопаузы температура в тропиках круглый год
равна]— 70-Ч- —80°,. а в отдельных случаях достигает —90°, тогда
как от Тропических широт к умеренным температура повышается
до —
50°.
ч
В средней и верхней стратосфере летом температура воздуха в
полярных широтах с высотой повышается до —40-^— 35°, зимой
медленно понижается , и доходит в среднем" до —80°, в отдельных
случаях- (в Антарктиде) и до —90°. Таким образом, зимой темпе­
ратура воздуха в стратосфере над полярными областями мало
уступает температуре воадухл над экватором, однако над эквато­
ром она;, низкая зимой и летом, а над .то
областями —
...
.....
только зимой.
Р асп ределен и е влаж ности в о зду х а и годовы х сумм осадков,___
Влагооборот в атмосфере
Количество водяного пара, содержащ егося в воздухе, зависит
от того, над какой 'аодерхностью находится воздух (суша или м о­
р е), от температуры воздуха, от переноса влаги воздушными тече­
ниями, от широты, высоты, сезона и других факторов.
■
- Зимой географическое распределение влагосодержания в общем
следует распределению температуры:
убывает с широтой и
23
— j'
'
'
"
поч 1Ш,ещзл1ад-м.ат.ериками....(по сравнению с океанам и). Поэтому
изолинии влажности, подсобно изотермам, лр-ог,и;баю,ТСЯ над матеs:: риками в направлении к экватору.
Лете-м над материками испарение ограничено запасами влаги,
стало быть,-и вла>кность не увеличена rio сравнению с влажностью
над океанамй,;1тесШТр'я'н^'бШеё'Ш
тём й ер й ур у' Поэтому, в
отличие от изотерм, изолинии влажности' не. выгибаются ияп^мятр^
K,,,,BMC0 !KviM. mHj3p:TaM, а проходят близко к широ 1'ным кру£ам.,^,
BiJiaTepHKOBbix.,областях с преобладающим круглый год пере­
косом воздуха, с океана его влагосодержание достаточно высоко и
близко к океаническому и зимой, и летом. В муссонных областях,
где воздушные течения направлены летом с моря, а зимой с суши,
Bjj^C.oiepai,aHHe велико летом и мало зимой.
В табл. 1 приводятся среднегодовые значения абсолютной
влажности воздуха для широтных зон северного полушария.
„
Таблица
СреднегО|ДОвые значения абсолютной влажности воздуха
Ш иротны е зоны, град.
А бсолю тная
влаж ность
воздуха, г/мз
0 -1 0
2 0 -3 0
19
14
1
4 0 -5 0
7
fO -7 0
.3
В соответствуюихих широтах южного 'полушария , абсолютная
влажность воздуха близка к указанным значениям для северного
полушария.
Среднегодовая „ абсолютная влажность воздуха у земной п о -'
верхности для всей Земли составляет^2Д,,.4,„г-/м1
С увеличением .высоты.,, содержание водяного пара по отноше­
нию к постоянным газам воздуха убывает. Это значит, что абсо­
лютная влажность убывает значительно быстрее, чем давление и
плотность воздуха. Половина всего водяного,пара приходится на
нижние 1,5 км и свыше 99% на трогюсферу.
'
•
От зап_аса_ ^лаги в^ атмосфере во многом зависнт ,,и количество
зы пада 10щйх’''осадков, хотя "это определяется также и характером
синоптических пр оц ессов..
'
.
Т аблица 2
Среднегодовое количество осадков (см ) в широтных зонах (гр ад.)
По северноftму
#ТТ полу­
/ЛitTЧУ
0— 10 1 0 - 2 0 2 0 -3 0 !3 0 -4 0 |4 0 ---5 0 1 5 0 -6 0 '6 0 -9 0
шарию
Ш иротные зоны , град.
Годовое
количе­
ство осадков
24
145
84
59
66
74
1 63
, 77
'
■ в табл. 2 приводится среднегодовое количество осадков для.
широтных зон северного полушария.
И з таблицы ви/т,но, что среднегодовое количество осадков с у ­
щ ест венно изменяется с широтой: наибольшее количество..осадков
иыпадает в экваториальной зоне, наименьшее — в-выеоких широ■«а-х.' Относительный минимум имеет место в субтропиках. Средне- ^
^годовое количество осадков в северном полушарии равно 77 см, а
.ал51 всего земного ш а р а -^'100V2 ср.
, . ■
Д ля изучения закономерностей обп 1,ей циркуляции атмосферы
важно знать характер влагооборота в атмосфере. Воздушными те­
чениями водяной пар переносится в атмосфере с одного места в'
другое, и, конденсируясь, выпадает в виде осадков.
Важнейшими составляющими баланса влаги являются перенос
влаги в атмосфере, осадки, сток и испарение. Эти величины связа­
ны уравнением водного баланса:
,....
где R^— к_оличестдр.в,ыщ
на дайной территории осадков.
количество испаряющейся с данной терр1кГторйи‘ влаги, F — объем
рёчного "стока. При анализе влагооборота необходимо выявить, в
какой мере осадки R образовались за счет водяного пара, прине­
сенного на данную территорию извне (г — внешние осадки), и в
какой мере — за счет влаги, испарившейся с подстилающей п о ­
верхности в данном районе (R — г — внутренние осадки).
И зм енение полей температуры и влаж ности
-
Д ля определения л о к а л ь н ы х и зм ен ен ий температуры в о з д у х а в
атмосфере на любом уровне (б Т ) используется уравнение притока
гепла; которое можно представить в упрощенном виде
S7’= a ,( 8 7 ') „ - ~ a ,( y „ - ^ ) « ,+ a , ± ^ ^ а Ц г р ) ,
где (б Г) д — локальные изменения температуры, происходящие
вследствие адвекции (горизонтального переноса) температуры
воздуха; (Ув“ У) w — изменение температуры, вызываемое упоря­
доченными вертикальными движениями воздуха со скоростью , со;
Ср
^изменения температур, определяемые притоком
./
(оттоком)'
тепла извне (или из данного объема воздуха); с ^ — теплоемкость
воздуха при постоянном давлении; б и з м е н е н и е давления - в
движущемся воздухе; а\, аг, «з, «-i — положительные-коэффициен­
ты, реличина которых зависит от выбора системы единиц.
Практически -величину адвективных изменений температуры на
ю й или иной изобарической поверхности за некоторый промежуток
25
времени обычно находят, строя горйзОнтальные траектор^1и частиц
воздуха. Адвективное и зм енен ие. температуры в том или ином
I
пункте равно разности температур в начальной и конечной точка»
трае|сюрии 1
...Изменения температуры, обусловленные вертикальными составф , ляющими движения, имеют существенное значение на высотах при
больших величинах ш, когда
В облаках вместо
необхо­
димо рассматривать ува • При восходящих движениях (ш > 0 ) и
устойчивой стратификации (у < У о ) величина ОгСУа—т) ® подожительна, а при нисходящих движениях (ш < 0 ) и такой ж е стратификации эта величина отрицательна. Так как обычно у'<уа, восхо­
дящие движения вызывают понижение средней температуры воздуха на данном уровне, а нисходящие — повышение.
•
/ £Л
Величина «з —
отраж ает значительную , долю термической
\ (^р/
- ^
движущегося воздуха. Она характеризует приток
тепла от различных причин: излучения (приток радиации, ночное
выхолаживание), притока тепла- от по,дстилающей поверхности
(молекулярная и турбулентная теплопроводность, конвекция), а,
-также поступления (или оттока) скрытой теплоты конденсации
’ при образовании (или при распаде).облаков.
Величина 0 4 (б р ), зависящая от индивядуалвных изменений дав: > ^ пения в движущейся частице воздуха, сравнительно невелика и ею
" можно пренебречь.
Л о к а л ь н ы е и зм ен ен ия у д е л ь н о й влажност и (или тонки р о с ы )
имеют много общего с изменениями температуры. Д ля их оценки
-'
необходимо определить адвективные изменения удельной влаж но­
сти и изменения, св я за щ й ё с трансформацией ВМ, т. е. с притоком
влаги при испарении с подстилающей поверхности и потерей влаги
при конденсации водяного пара и выпадении осадков.
,
^
2 2. П ОЛЕ АТМ ОСФ ЕРНО ГО Д А В Л Е Н И Я
И зм енение атм осф ерного давления по высоте воздуш ного с ю л в i
С увеличением высоты воздушного столба атмосферное .давле­
ние понижается. Поскольку газ сжймаШ , '™
атмосферпо
го давления происходит быстрее в нижних слоях атмосфёры й jvtefl-л ен н еев верхних.
Изменение давления при увеличении высоты на d z описывается
уравнениём статики атмосферы
dp=~~^gdz,
'
(13)
( .4 ,
■
'
' ■а
С-Ъ
Интегрируя это уравнение в пределах от s’i, где давление р — р и ДО
^
■
22, где р = р 2, получим
g { z 2- z , ) .
.
'
где
— газовая постоянная сухого воздуха, а Г,,, — средняя тем ­
пература рассматриваемого стоЛба воздуха в абсолютной шкале.
Соотношение (15) называется барометрической..формулой. Она
связывает три величины; атмосферное давление, температуру воз­
духа и высоту воздушного столба. Определив из наблюдений две
из них, можно по этой формуле найти третью.
В е рт икальны й. .гр .а д и .еш ..д авл ен и я представляет собой измене^
мие давления на единицу высоты. Его можно получить из уравне­
ния статики (13):
.
dp
Еоли принять на уровне моря g = 9 , 8 м/с^, ^)=1,23 к!7м“, то величин;!
вертикального градиента даБлення dyAe'T равна 12,5 мбар/100 м.
"'■Для приближенной оценки изменейия давления на практике
часто используется б а р и ч е с к а я ступень .;— величина, обратная вер­
тикальному градиенту давления. Барическая ступень представляет
собой высоту /г, на которую надо подняться или опуститься, чтобы
давление изменилось на 1 мбар, т. е.
dp
pg
л:
j;
,(17)
- ; ^ з формулы (17) видно, ЧТО с увеличением высоты барическая
ступень растет, поскольку р уменьшается. Так, дл^ наземных усло­
вии она составляет в среднем 8 м, а для высот б и 10 км — со^гветственио около tS^jj 30 м.
Градиент давления (барический гради ент)
-
Изменение давления в пространстве характеризуется градиен­
том дав.дещ 1я _G, который представляет собой вектор, направлен­
ный'по нормали к изобарической поверхности в стороь'у пониже­
ния давления, а 'п о величине равный изменению давления
. на
единицу расстояния
,
(1S,
Г ради ен т д ав л ен и я G можно р азл о ж и ть на вертикальную и, г6
ризонтальную составляющие, называемые вертикальным!
и: горизонтальным
др
дЫ )
др
градиентами давления (рис. 7).
Таким образом, вертикальный градиент, о котором говорилось
рыще, представляет собой вертикальную составляюплую полного
градиента давления. Если давление в горизонтальном направлении
ие изменяется (в центральных частях циклонов И антициклонов),
10 б',, —О и G== Gfi.
Рис. 7. Вертикальный разрез через области: а — высокого давления; б —
низкого давления; P = G , P e= G ^. 9 ^ = 0 ^
О
величрше горизонтального градиента давления судят по рас­
стоянию меж ду изобарами на синоптических картах: чем гуще.,
и.роходят изобары, тем его величина больше. Обычнс> горизонталь­
ный градиент давления у земной поверхности составляет около
1— 3 мбар/100 км, т. е. примерно в тшсколько тысяч_ раз меньше
Тгертикальногр. 'Поэтому .изо^барйческие поверхности наклонены к
горизонту под углом, составляющим несколько минут. На рис. /
наклон изобарических поверхностей для наглядности увеличен.
>
Изменение атмосферного давления
/
Непериодические
изменения
давления
а т м о с ф.ер,н о г о
Атмосферное давление в.^
точке земной поверхности и в
свободной атмос(|)ере все время меняется. Эти изменения давления
в осйовном имеют непериодический характер. В умеренных и вы­
соких шир^ртах они значительно больше, чем в тропиках. Иногда
за одни сутки давление меняется на 20-^30 мбар.
Непериодические изменения давления происходят сразу иа
больгной площади, так как они связаны с возникновением, разви­
тием, и перемещением в атмосфере, барических с и с т е м ц и к л о н о в
п антициклонов. Нзм^дан-ия-давления. за.,.посл,еАние три часа перед
сроком наблюдения называются б а р и ч е ск о й тенденцией.
2П
М е с я ч н ы е а н ом а л и и д а в л ен и я . В связи с непериодическими Кблебаниями давления среднемесячные величины давления за один
и тот ж е календарный месяц в разные годы различны. Они могут
значительно отличаться от 'многолетней средней величины этого
месяца, т. е. от его климатической нормы.
Отклонение средней величины давления в отдельный-месяц от
многолетней средней величины того ж е месяца называгЬт м еся чн ой
а н ом ал и ей д а в л ен и я . Месячные аномалии особенно велики зимой
(в два — три раза больше, чем летом); над океанами, больше, чем
над материками; в высоких широтах больше, чем в низких. Это
значит, что режим атмосферного давления над материками во вре­
мени более постоянен, чем над океанами, а пот тропиками бо­
лее постоянен, чем в средних и высоких широтах. Аномалии одного
знака имеют большое пространственное протяжение, так как они
связаны с особенностями циклонической деятельности, которые
наблюдаются на больших пространствах.
Периодические
изменения
^давления
атмосферного.^
Сут очный х о д . Изменения атмосферного давления в суточном
ходе имеют два максимума и два минимума. Максимальные зн а­
чения давления наблюдаются перед полуднем и перед полуночью,
а минимальное --- рано утром и после полудня. Суточный ход хо­
рошо выражен в тропиках, где его амплитуда может достигать
3— 4 мбар. От тропиков к полюсам амплитуда суточного хода убы­
вает, а над 60-й параллелью она измеряется только десятыми д о ­
лями миллибара. Причинами суточного хода давления является
суточный ход температуры воздуха, собственные колебания атмос­
феры, приливные волны в атмосфере.
Г о д о в о й хо д . Циклоническая деятельность имеет определенные
годовые изменения. Н ад океанами в умеренных широтах зимой
циклоны глубж е, чем летом. Н ад материками зимой преобладают
сильные антициклоны, а летом — области пониженного давления.
Н ад субтропическими частями океанов круглый год преобладают
антициклоны, выраженные сильнее летом, чем зимой. В связи с
сезонными изменениями в циклонической деятельности атмосфер-*
ное давление в каждом месте обнаруж ивает годовой^хОд, причём
в разных областях Земли разный. Н аиболее прост он над матери­
ками, где максимум приходится на зиму, а минимум на лето. При
;'том годовая амплитуда растет с удалением от океанов. В высо­
ких пшротах океанов максимум наблюдается ранним летом, а ми­
нимум зимой. В средних широтах океанов нередок двойной ход
атмосферного давления с максимумами летом и зимой и м и ни м у-.
мами весной и осенью. Н ад тропическими океанами он ^^ыpaжeн
29
слабо и стйибййтСя нёйпр^деЛёМИУм, а в муссбнных районах окейиов выражен хорощо с максимумом зимой и минимумом летом.
Причины ий'менения атм осф ерного давления
Одним из основных соотношений, используемых при анализе
локальных изменений давления, с1лужит плоский оператор Эйлера:
dt
dt
дЖ
ЛОК““~Ър эвол +
ДРадв-
,( 2 0 )
.И з равенства (20) следует, что'локальные изменения давления
представляют собой сумму двух слагаемых: А/?эвол= ^^ — изме­
нение давления, обусловленного
изменения давления,
^/^адв~ —
эволюцией
поля
давления,
и
— изменения давления,
обусловленные перемещением (адвекцией) существующих бариче­
ских образований {с^ и
составляющие по осям координат
скорости движ ения).
i
г
Изменение атмосферного, давления есть изменение массы возi духа над единицей площади. Оно происходит вследствие изменений
температуры воздуха и особенностей поля скоростей, приводящих
к-притоку или-оттоку воздухаТ~~
Из барометричесТадй формулы
,
Р г = Р ,е
полученной из уравнения статики, можно сделать вывод о взаимо­
связи изменений давления р \ на нижнем уровне и давления р 2 на
верхнем уровне, а также о влиянии на изменение давления изме­
нений температуры воздушного столба. Действительно, логариф­
мируя (21) и затем дифференцируя д о времени, получим
ЁЕ1 — Р1
dt
^Ln
p., d t
R T J
И з равенства (22) следует, что п
р
dt
dT
и
(22)
—О меньшему изме­
нению давления на верхнем уровне соответегеует больш ее измене­
но
■
■
я
кие давления на ни>кнем, поскольку соотношение — > 1 . Считай
А
др2
di '
-^^^=0, из формулы (22) следует, что с понижением температуры
вышележащего воздуш ного.столба
на
нижнем
уровне/-— > 0 )
dt
,
а
дТ„
с
) повышается давление
повышением
давление п о н и ж а е т с я |-^ ‘ < 0 j.
принять
др,
^
—0. то на верхнем уровне
температуры
Если в формуле
(22)
изменения температуры в
нижележащей! столбе воздуха будут приводить к противополож­
ным по знаку изменениям давления.
Чаще всего повышение температуры боздуха (в частности, при
.адвекции тепла) сопровождается падением давления внизу и его
ростом вверху, а понижение температуры (в частности, при адвек­
ции холода) сопровождается ростом давления внизу и падением
вверху. Поэтому существует такой средний у р о в е н ь , на котором
термические причины не приводят к изменению давления. Чаще
всего он находится на высоте около 4 км (примерно 600 н бар ).
Поскольку карты этого уровня не составляются, то для оценки
1>аспределения метеовеличин на этом уровне пользуются картами
АТгоо или ATsooФормула (22) не может быть применена' при расчете локаль­
ных изменений давления, поскольку оца не учитывает факторов,
-непосредственно опре|деляющих изменение давления. Такие фак­
торы описываются уравнением локального изменения вихря ско­
рости, анализ которого приведен в 3.3.
П ространственное расп р едел ен и е атм осф ерного давления
При чрезвычайном разнообразии распределения давления над
земным шаром все ж е можно обнаружить определенные законо­
мерности, типичные для каж дого месяца или сезона. Например,
при.рассмотрении средних карт распределения давления па уровне
моря в январе и июле (рис. 8. и 9) обнаруживается его зональ­
ность, в некоторой мере замаскированная различием влияния су­
ши и моря. Причины этой зональности — зональность в фаспределении температуры,, а также некоторые особенности механизма
общей циркуляции атмосферы. Однако зональность в распределе­
нии давления сложнее, чем в распределении температуры. Т елтература у. аемдой :пощзх 11аст 11,неарерьшно
от низки* широт
к высбкнм, а давление ж е ,от экваторщ льной зоны
Рис. 8. Атмосферное давление и система воздушных течений на уровне’моря в январе.
^S0
80
^0
О
^0
80
Н20
Рис. 9. .4т.мосферпое давление и система воздушных течений на уровне моря в июле.
к,,субт.ропнкам 3aieM падает к субполярным широтам и вновь рак подшсам.
'
" •
Причины образования зон вы сокого\.давленщ в,субтропиках
и зон низкого давления в субполярных широтах заключаются в
, о'собедностях циклонической деятельности. Антициклоны, возни­
кающие в общем западном переносе умеренных широт, при своем
движении с запада на восток одновременно смещаются к более
цизким широтам и там усиливаются. Они и образуют в каждом
полушарии субтропическую зону высокого давления с горизонталь­
ной осью около 35-й параллели. Напротив, циклоны, возникающие
в тех ж е средних широтах, при своем движении к востоку откло­
няются к более высоким широтам и сосредоточиваются там, о б ­
разуя субполярную область низкого давления около 60-—65-й па­
раллелей. Такая сепарация (разделение) циклонов и антициклонов
в основном зависит от изменения отклоняющей силы вращения
I Земли с изменением широты.
. '
U
Влияние неравномерного распределения суши и моря лриводит
к тому, что в каждой зоне барическое поле распадается на отдель­
ные области повышенного и пониженного давлений с замкнутыми
изобарами. Эти области нОсят название центров, действия атмос­
ф еры . Одни из этих центров действия можно найти на климатоло­
гических картах всех месяцев года; эти центры называются /гос.тоянными. Другие обнаруживаются на картах только зимних или
только летних месяцев; их называют сезон ны м и центрами'дейст!?йя зимы или лета.
;
В северном полушарии к постоянным центрам действия атмос'
]феры можно отнести исландскую депрессию, а также азорский, га^лУ’'.'4пайский и гренландский антициклоны; к сезонны м — алеутскую ;
> ,^ ^ зи м н ю ю депрессию, средиземноморский и сибирский зимние анти:
*
‘циклоны, ю ж ноазиатскую 'и мексиканскую летние депрессии.
' Следует иметь в виду, что все центры действия атмосферы вы­
являются в результате осреднения многолетних данных о давлении
за месяц или сезон й не всегда прослеживаются на ежедневных
синоптических картах.
С увеличением высоты влияние распределения суши и моря -на
температуру воздуха, а следовательно, и на атмосферное давлец]1е
ослабевает. В верхней тропосфере и стратосфере изогипсы у\Т, а
значит, и изобары. Огибают весь земной шар; при этом они не­
сколько изгибаются к высоким широтам над теплыми участками
'подстилающей поверхности и к низким ш иротам — над холодными.
И только вблизи экватора обнаруживаются отдельные антицик.лоиы. Зимой в северном "полушарии'.наиболее низкое давление см е­
щено от п од аса к особенно, холодным северо-восточным частям
Азии и С ев ер ^ й Америки,
ч
34
■
в слоях выше 20 км летом распределение давления коренным
образом меняется из-за изменения меридионального распределе­
ния температуры. Н ад полюсом давление становится повышеш^ым.
2.3. П О Л Е ВЕТРА
Силы, действующие на движущийся воздух /
Перемещение частиц воздуха возникает под действием опрёделенных сил. Уравнение движения частицы воздуха, имеющей еди­
ничную массу т = 1 , под действием основных сил может быть з а ­
писано в обш:ем виде:
+
(23)
где F q — сила горизонтального барического градиента; А —■от­
клоняющая сила вращения Земли (сила Кориолиса ) R — сила
трения; С — центробежная сила.
Основной силой, вызывающей ветер, является си л а го р и зо н ­
тального б а р и ч е с к о го г р ^
Вертикальная составляющая баркчёскотб'Тр1иедта''п]^' отсутствии вертикальных движений,,урав­
новешивается силой тяжести, а горизонтальная соста^ я ю щ ая в
момент Начала движения ничем не уравновешивается и по:^тому
оказывается движущей силой.
Сила барического градиента, отнесенная к единице массы,
равна
,
,
и ее направление совпадает с направлением горизонтадш ой со<:тавляюш,ей граддент^ да^^^
Следовательно, если бы на ча-\
стйцу воздуха действовала только эта сила, то направление ветра 'i
всегда совпадало бы с нашравлением барического градиента. Б |
действительности этого н-ет. После того, как воздух пришел в дви- /
жение, йозникают другие силы, существенно влияющие на налравление и, скорость его движения.
О т клоняю щ ая си л а в р а щ е н и я З е м л и (с и л а К о р и о л и с а ) — лей-
ствует на все тела, движущиеся относительро Земли, и направлена
перпендикулярно скорости движения тел^'вправо — в северном по­
лушарии, и в л е в о в южном. Горизонтальная составляющая силы
Кориолиса
•. ^ f,
у4=2ш'У:зш ^ — I v, _
У ■’ '■
(25)
где ш= 7,29-10''® с"’ — угловая скорость вращения З щ л и ; v — окоярость ветра; ф — географическая широта.
3*
,
35
И з формулы (25) видно, что сила Кориолиса возрастает от эк­
ватора, где она равна нулю, к полюсу. Кроме того, она тем больиле,
че|.1 больше скорость ветра.
.
Щ р и л а трения тормозит движение воздуха и изменяет направлеmie двй'жетптаг Она складывается из силы.. виедш.ег-я—ч-рения.-./?д,
вш^ащ:ЮЙ.-..т.о.рмрзз,щи.м__дейсхви..ем.....З£.мдай.3.0В£^^
внузре 1р.егл.,трё^^^^^
вызвауп-]о1 ...,ху,.р.£|.уда1тн.ой.,,вязкос,тъщ,’'и науф'авлена не .строго противоположно .'движению, а отклонена влево
от Д1аправления7^1ротавоположного движениюЛ 1Та~^'Угол‘ р
15—30°. С уаедичедием -вь 1С0 т.ы сила трения уменьщается. Слой
атмосферы, в котором заметно влияние трения, называется слоем
трения. Средняя толщина слоя трения составляет 1— 1,5 'км7 ^
- ' Ц ент робеж ная си л а возникает при криволинейном 'движения
.ьоздуха. В расчете на единицу массы она выражается формулой
С = ^ ,
^
(26)
где V — скорость движения; г ■
— радиус кривизны.
Центробежная, сила направлена по радиусу кривизны траекто­
рии движения от центра, т. е. в сторону выпуклости траектории.
Для крупномасштабных движений центробежная сила обычно
очень мала, так как радиус кривизны по траектории'составляет
сотни и тысячи километров. Но при больдних скоростях’ и малых
радиусах кривизны центробежная сила во много раз превышает
градиентную силу. Такие условия создаю тся'в небольших вихрях
с вертикальной осью, возникающих в жаркую погоду, в смерчах и
торнадо, где радиус траектории мал, а скорости движения очень
велики. В тропических циклонах, где отклоняющая сила мала (м а­
лые ф), центробежная сила оказывает существенное влияние надвижение воздуха.’
Установивш ееся дви ж ен и е при отсутствии трения
/
У становивш им ся^ (ст ационарны м ^ называется движение, при
котором"''в“ каждой_ точке прЪ'с'транста
й” направление
f реднёй’ йторо^
ие меняется в.о временн. Такое движ ение может
бш ъ “1ю лько’’в случае, когда равнодействующая всех сил. дейст­
вующих на воздух в данной точке, равна нулю. Установившееся
.движение воздуха при oTcytcT^BHH силы трения называется гра- \
диёнтным ветром. .......... ..............
36
г р а д и е н т н ы й в е т е р п р и п р я вд о л и к е й н ы х „и
параллельных изобарах
/■ '/’
Рассмотрим барическое поле с прямолинейными параллельны­
ми изобарами (рис. 10). ^„аднородиом барическом поле си ла,
горизонтального барического градиента в Ь д е одинакова no-'naT
правлению и величине.. Поэтр_м'у.._движе7
S
ние в таком поле будет равномерным и
прямолинейным. В отсутствии силы тре­
ния на движущийся воздух аействует си­
ла горизонтального барического градиен­
та F q , направленная перпендикулярно
изобарам,~'а отклоняющая сила А на­
-т о
правлена^ , перпендикулярно движению.
При установившемся движении эти силы
уравновешиваются, а движение оказы­
Л
вается перпендикулярным градиенту дав­
ления. Таким образом^ ветер будет на­
Рис. 10. Взаимное располол<епие действующих сил в случае правлен вдоль изобар, при этом низкое
геострофического ветра в с? давление в северном полушарии будет
верном полушарии.
оставаться слева, а в южном — оправа.
Гр_адИентн.ыД-ветер,,дую.щий вдоль прямолинейных и параллель­
ных изобар, называется геострофическил} _ветром. Скорость гео­
строфического ветра легко определить из равенства сил F q к А :
I
др
о
он
^
------^ — 2 (0 -г',,..sin Ф,
°
откуда
1
_________
^
2о) sin фр дп
(27)
Из формулы (27) следует, что скорость геострофического ветра
прямо пропорциональна градиенту давления, уменьшается с уве­
личением широты и возрастает с уменьшением плотности воздуха. \
Вблизи экватора (ф -^ 0 ), понятие геострофического ветра теряет
смысл.
'
,
' .
Заменяя градиент давления значениями градиента геопотенциальных высот изобарической повер.\ности, иа уровне которой
определяется геострофический аетер, получим
\
_
9,8 д Н
I
дп'
(28)
Подставляя в формулу (27) значение р = 1,296 кг/м® .(при
//’ = 1 0 0 0 мбар и / = 0°С ) и со = 7,29 • 10"^ с"’ при A p l k i i B мбар/100 км,
будем иметь
■
. 3 7
V =:
м/с.
'
sin ср. Дл
(29)
^
'
Если рассмотреть две соседние изобары (Л/7 = 5 мбар) и измерить
расстояние меж ду ними А « в сотнях километров, то формула (29)
бу,дет иметь вид
'
'
27
У ,—.--г—7-Г1-— м/с.
^ Ая sin ф
■
(30)
Поскольку расстояние меж ду изобарами’ проведенными на при­
земной карте через 5 мбар, эквивалентно расстоянию меж ду и з о ­
гипсами, проведенными на картах АТ через 4 гп-дкм, то формула'
(30) пригодна и для вычисления
по картам АТ.
По формуле
(30)X. П. Попосяном построена градиентная
ли­
нейка, позволяющая вычислить, Vg км/ч порасстоянию меж ду со­
седними изобарами (изогипсами) с учетом широты места.
Наблюдения показывают, что выше 1— 1,5 км фактический в е­
тер отличается от геострофического всего иа несколько процентов
по скорости и на несколько градусов по направлению. Поэтому в
большинстве случаев' при решении метеорологических задач' фак­
тический ветер заменяют геострофическим.
S
градиентный
'
ветер
■
_
■
.
.
при к р и в о л и н е й н ы х и з о б а р а х
При движеиии частиц воздуха по криволинейным траекториям,
к рассмотренным силай' прибавляется центробежная сила С. В
случае криволинейного движения при круговых изобарах градиент-'
ный ветер, дующий, вдоль, круговых изобар.,, .называется гео ц и к л о стр о ф й че с к 1ш ветром.
Рассмо'1;рим. круговую изо_бару радаусом, г,. В .1Ц1клоие ^ > 0 , в
антициклоне ^ ^ < 0 , _т. е. в циклонё сила барического градиента F qисгправлеиа всег,ца по радиусу кривизны изобар (изогипс) г к цент­
ру, а в антициклоне — от центра. Центробежная сила С всегда
^.ц.аправлена по радиусу кривизны г от центра. Равновесие дейст­
вующих сил достигается при расположении, показаниом па рис. И .
При этом вектор градиентного ветра Vg^ направлен по касательной
к изобаре (изогийсе АТ).
В циклоне
■ ^ V
I о
- 2 - -f-2o,)D
Г
'
.
■
1
SU1
? = ---
^
п в антициклоне
38
> ’
, ■
■
Ф
дг^
.1
р
't s r
дг
г
откуда мож но получить в циклоне
ег
г
(3 1 )
а в антнциклоне
1 v \
(32)
т. е. на одной широте ф при одном и том ж е значении барического
градиента
градиентный ветер в циклоне несколько слабее, а в
■Гь
995
Шв
Рнс. И . Взаимное расположение дейст]зую 1цих сил в сл^'чае
геоциклострофического ветра.
антициклоне сильнее, чем геострофический ветер. В центре цик­
лона или антициклона
др
дх
_
др
ду
_
др
=0,
дг'
-1. е. сила барического градиента как источник движения равна ну­
лю и соответственно скорость градиентного ветра 1А.^ = 0.
У становивш ееся дви ж ен и е при наличии трения
Рассматривая движ ение воздуха у земной поверхности, необхо­
димо учитывать силу трения R . На р,ис. 12 показано равновесие
39
о
C+R»'
lOtiO
KtR
Pile, 12. Взаимное расположение действующих сил с учетом силы трения:
прямолинейные изобары; б — циклонические; s — антициклонические.
сил в случае прямолинейны х, цик.-^е,н1^ческих й антициклонических
//!/)
, изобар с учетом силы трения.
; ;
с/,'
П р и р а с с м о т р е н и и рис. 12 с л е^ ^ ет
вьшмание н а то, что
вектор С перпендикулярен вект^Г/у '‘^ (с^впа^Д ^ Д зп р а м
вектора Л при циклонических ц '/б а р /Х^й’й р о т ? ^
антициклонических). Вектор R ;"Ьстг 5^1яё:т'с; ве^^^
V тупой угол
о к о л о 150— 165°. В св я з и с влйяниг .А \т р _ р н р ^ '''£ а ^ '0 в щ 1 ш е - ветра в
приземном слое отклонено от кас лтёлВнби, к изобаре 'в сторону
низкого давления в- среднем на ую л около 30° (над морем около
15°, над сушей около 45°). Таким образом,'траектории частиц ие
совпадают с изобарами. Именно поэтому при учете трения .центро­
бежная сила С, направленная по радиусу кривизны' траектории ча­
стицы, ие направлена вдоль радиуса кривизиы изобар.
Скорость ветра в приземном слое меньше скорости геострофи­
ческого ветра, б умеренных широтах приближенно над морем
V = 0,7 V g \ над сушей У = 0,4
Л и н и и т о к а и т р а е к т о р и и в о з д у н 1ных ч а с т и ц у ' ^
Систему воздушных потоков в различных формах барического
рельефа и при обтекании ветром препятствий с большой нагляд­
ностью можно изобразить с помощью, линии тока. Л и н и е й тока на­
зывается такая линия, в, .каждой .доч.ке..которой- вектор скорости
н м р а влён'по,.касательной. Д ля
и.
линии, тока, совпадают с
и 'зобарам и или и з о г и п с а м й . к ар т АТ. В ектор скорости действительЦого гвётра,'ГК. ,0 !бычн.о..пересекает- -изо&ары...-.(нз.огипш.Х^ ЛДЭХО.му,. и
линии'* тока действительног^р_ ветра дересекдю т изобары что осо­
бенно ярко 'проявлю
в приземном слое. На рис. 13 показаны
различные формы линий тока в горизонтальной плоскости. При их
проведении учитывают не только направление, но и скорость вет­
ра: чем больше скорость, тем гуще проводят линии тока. Как
видно'из рис. 13 а, в б л из з е мной n^B_ejiiCH£icTH- д-ви-жвн ие воздуха
в циклоне ндправл№ о/_щ >отавЗч|сов^
от периферии к
центру, т7~ё. воздух из окружающ их районов устрёйляёТСя внутрь
циклона. Такой тип движения воздуха .называют
(сходим ост ью )., а центр циклона для линий ток а^ удет гочжам.-.СА'одимости, В антициклоне движение везде направлено по часовой
стрелке от центра антициклона к его периферии, т. е. воздух устре­
мляется из области антициклона за его пределы. Такой тип дви­
жения воздуха называют д и в ер ген ц и е й (р а с х о д и м о с т ь ю ), а центр
' антициклона для линий тока будет точкой расходим ост и (рис. 13 6 ).
В барической лож'бине линии тока„о.бразуют линию, сходимости,
еовпадающую с осью' ложбины. Сходимость бывает одностороин^й..,.
в случае щирокой ложбины и двухсторонней, если ложбина узкая
и сильно вытянута (рис. 13 г). В барическом гребне линии тока об41
разуют линию расходимо('»'и, совпадающую с осью гребня. Она
также может быть односторон'^^й ,и двухсторонней (рис. 13 (3).
В барической седловине вИ'Цушиые потоки, встречаясь вдоль
оси сж'ат1Гя
...7 р асходятся в шу <5 пр©тивЬполржньь^^^
BAOJiT’o’cH растяжения. То ч, а 11|;ре6 е'чё®'я'^'^тйх"‘'осей называется
Ч ги^ш рболш е£щ й....:гт 1т й ~ ..{щ . 13'в). Систему воздушных_ потоков
» седловине называют
гционны м полем течений.
о ! ;И
Рис. 13. Линии тока в различных барических системах: а — ъ циклоне; б — в ан­
тициклоне; в — в седловине; г — в ложбине; <3 — в гребне.
Линии то 1?а отпосительно земной поверхности одновременно
могут являться и траекториями воздушных частиц, если бариче­
с к и поле, стационарно. Так как барические образования все время
перемещаются, то траектории воздушных частиц представляют со­
бой результат .суммирования двух движений: дв-ижепия частиц по
линиям то,ка и движения самих барических образований.
''' ‘Траектория (путь) .частицы воздуха представляет собой ее по­
ел едоагл.едьпы.е..лоло>кеп.ия.'за,пекото.ръ1Йй,нтер.в.а.л.вр,емени. Траекто.рия частицы имеет не только горизонтальную, но и вертикаль­
ную составляющую. Практически при расчете траектории частицы
42
определяют,только ее горизонтальную проекцию графическим или
расчётным способом. По траектории частицы можно определить
'<<откуда>> или «куда» перемещается ВМ со своими термогигрометрическими свойствами. Скорость переноса свойств ВМ принимается
равной скорости движения в о
з д
у
х
а . ' ' .......... ■
На картах АТ за.направление переноса частицы,.,воздуха при­
нимается направление,изогипсы в направлеиии ветра, а у поверх­
ности земли — промежуточное направление между изобарой и на­
правлением ветра (линией тока).
Н а срок до 12 ч траектория определяется обычно по картам од­
ного исходного срока. При расчете на срок более 12 ч, используют
две последовательные карты. Траектория первой п о л о ё и н ы
срока определяется по исходной жарте. Конечная точка траектории
на этой карте является Исходной для определения траектории вто­
рой половины срока по карте следующего срока.
В случае, когда определяется точка, из которой частица возду­
ха переместится в заданную точку, траектория откладывается от
заданной точки против воздушного течения. Наоборот, когда опре­
деляется точка, в которую переместится частица воздуха из зад ан­
ной точки, траектория откладывается от заданной течки в направ­
лении воздушного потока.
Обе задачи могут иметь диагностический и прогностический
смысл. При решении прогностической задачи на срок-более 12 ч в
качестве второй карты используется прогностическая.
Скорость С переноса синоптических объектов, как правило, ие
соответствует скорости ветра, т. е.
(33)
C = kV .
В этом случае понятие «траектория частицы» теряет смысл, а
паправление и скорость перемещения определяются по правилу
ведущего потока, под которым понимается' устойчивое воздушное
течение' на уровне' 4—
—
■"картам ’АТ700 й Ж '“АТ5ооГ'И'ри этом средние значения k в формуле
|3^)~р;аОТБГсоответственно 0,8 и 0,6. Величины k зависят o f зиаче-ййй“У на картах ЖТ;^о Й АТ5о“6Г''0 ^
V в р а з­
личные дни величины
могут суще^^^^^
отличаться от их средн1!х~знй'ений, а направление, переноса — от направлений изогипс
на картах AT700 или ATsco в начальный срок. Техника переноса
аналогична рассмотренным' выше приемам определеиия траекто­
рий частиц_за .исключением того, что С У.
Как уточнение этого правила, под ведущим потоком иредложено понимать среднюю векторную сумму ноля скоростей всей тропосферь! и значительной толщи стратосферы над центральной и пе­
редней частью (150—200 км от центра) барических образований,
причем
'
'
■d
■
,
•
(34)
(
где Я о с р е д н е н н о е по высоте значение геопотенциальных высот
изобарических поверхиостей.
Понятие о вихре и дивергенции с к о р о с т и ^
Вихрь и дивергенция скорости являются .важными характери­
стиками поля вегра.
,
ДЛя процессов синоптического масштаба достаточно огранн>jиться рассмотреинем в е р г м т л ь и о й . с д с т а в л я ю щ е й , в и х р л х м р р л с т и ,
характеризучощей renneHunra вращательного движения в горизон'1'альной плоскости вокруг оси z . Вихрь векхора. скорости с верти­
кальной р,сьювр,ащ,ення,.определяется^
дх
ду'
-
где и и V — горизонтальные составляющие скорости воздуха. Ве­
личина
численно равна'удвоенной усдовой-.скорости, частицы.
Подстави.в в (35). выражения для геострофического ветра *
получим
/р I
г^е
.
^^Ро—
-Ь
d^pQ
дх'^'
ду"’-
/р
— лапласиан от давления.
Д л я карт абсолютной топографии
=
f
(38)
Величина и знак лапласиана зависят от нескольких факторов: кририз.ны изобар Хизогипс), градиента давления (гео п о т е н ц и ал а )и
характера его.изменения в сторону низкого й высокого давлени^к
Н а практике он может быть вычислен по разностям давления (гео­
потенциала) ■ на четырех взаимно перпендикулярных отрезках.
Поскольку в центре циклона \ ; ^ Р о > 0 (или ^ ^ Н > 0 ) , а в центре
антициклона v'-Po<0 { и л и < 0 ) , то циклону соответствует по­
ложительное значение
, а антициклону ■
— отрицательное.
Вихрь скорости является очень важной характеристикой атмос­
ферных процессов, так как с егр изменениями тесно связаны из-
менения барического поля во времени. Действительно, если циклб",
нический (антициклонический) вихрь будет перемещаться, то этО'
вызовет падение (рост) давления на всех уровнях. Однако простой
перенос .вихря не может создать иных значений давления, чем те,
которые наблюдаются в перемещающейся вихревой системе. Опыт
показывает, что все барические системы ие только перемещаются,
ио и изменяются. В связи с ,эти(м говорят об эволюции барических
/ейразоваИий. йч I:;. .,, Д . ji.a.-.A.i
Г 3.. Д и в е р г е н ц и е й в е к т о р а вег/за называется...,та.ко,е явленИ1г, прн
Чо^РорЪм'распрёделегше ветров в пространстве обусловливает отток
клй ' приток' воздуха в данной точке "пространства. Дивергенция
вёктора'“Ткорости в горизонтальиой' плоскости определяется урав­
нением
.d rv l/= D = = | + | .
(39)
При расходимости вектора скорости, когда jD;>0, происходит ,0.1ток воздуха от данной точки, а при сходимости вектора скорости
'(£)<0) — приток воздуха к данной точке. Это ие относится к полю
геострофического ветра, поскольку
■
+
■
(40)
Величина D = div V зависит от изменения вдоль воздушного потока
не только направлШ'ия' вётра,^ Ж
скорости. Вычисление
дивергенций скорости сопряжено с большими трудностями, так как
по сравнению с ы н а величина'/) очень мала. При допустимых
погрешностях (определения а и w можно неправильно определить
даже знак D . К ак говодилось выше, в циклоне в слое трения пре­
обладает отрицательная'дивергенция (конвергенция), а в анти-циклоне — положительная. Для-^удовлетворения. принципа нераз- ,
оывности- над углубляющимися циклонами должна наблюдаться /
дивергенция,, а" над усиливающимися антициклонами— конвергеи-/^
цияГКонвергенция и дивергенция в атмосфере неразрывно связаны
с явлениями погоды посредством вертикальных движений. В_уЕ;
лубляющихся циклонах приток массы воз^[ха^„_.о6услювданньтй
конвергенцией,.■приземного воздуха,'уравновешивается его оттоком
вв”ёр‘х, т. е. восходящими движениями воздуха. В усиливающихся
антициклонах отток массы воздуха, обусловленный дивергенцией
приземного ветра, восполняется его притоком сверху, т. е. нисхо­
дящими движениями воздуха. Антициклон усиливается, т. е. давле­
ние в его системе продолжает расти, если приток воздуха на вы­
сотах значительно превосходит отток его вблизи поверхности
:^емли.
,
.
.
.
.
- / ...... ......
'
,
4Г.
Скорости упорйдбченньгх вёртйкальнььч Движений небеликй. В
секунду они не превышают нескольких сантиметров И увеличи­
ваются с высотой, а также по направлению к центральной оси цик­
лона или антициклона.
Поскольку дивергенция геострофического ветра равна нулю, то
одним из главных факторов, влияющих на измёнениё дтмосфернбгб д а вл е н и я, (а значит на возникновение и эволюцию барических
си'стей), является отклонение ветра от градиентного. Когда на­
правление и .скорость ветра не соответствуют градиентному, проис­
ходит увеличение или уменьшение массы воздуха, а следовательно,
и давления. В областях, где градиент давления вдоль воздушных
течений уменьшается (увеличивается), -происходит расходимость
"(сходимость) воздушных течений. Отклонение ветра от градиент­
ного тем существеннее, чем больше кривизна потоков Движущего­
ся воздуха.
Термобарическое поле и определение термической адвекции
Карты ЛТ и ОТ позволяют совместно рассматривать изменения
полей геопотеициала (воздушных течений) и температуры в боль­
шом слое тропосферы, а также определять изменения структуры
изогипс. СовМ:ещенные поля геопотенциала (обычно Я 700) и темпе' ратуры воздуха какого-либо слоя тропосферы (обычно^Я^д^о) на
высотной карте ногоды принято называть т е р м о б а р и ч е с к и м п о л е м .
Термобарическое поле дает возможность обнаруживать и оце. нивать состояние фронтальных зон, а такж е определять термиче­
скую адвекцию, т. е. изменения температуры воздуха над различ­
ными районами. Термическая адвекция обусловлена притоком
более холодного или более теплого воздуха. При определении терм теск'ой'адвекции исхоДятИз допущения, что ветер является геострофическим.' Если геострофический ветер направлен в сторону
более низких температур, то происходит приток более теплого воз­
духа (адвекция тепла), а если он направлен в сторону более вы­
соких температур, то происходит приток более холодного воздуха
(адвекция холода). Там, где изогипсы и избтермы паралж льны
между собой, термическая адвекция отсутствует. Угол , между иаправлеииями .изогипсьг и изотермы с вершиной в точке их jiepeceчёиия называется
афекцы а. Чем меньше угол адвекции, тем
незна1-1ительнее изменение температуры; чем ближе он к прямому,
тем быстрее изменяется температура воздуха под влиянием ад-.
векцпи.
4S
■
.
•
■
Изменёнйё ветра
'
с
.1
высотой J
При изучении распределения скорости ветра по высоте (про-'
филя ветра) следует иметь в виду, что в его формировании в призелшом -елее основную роль играют си .щ турбулентного трения.
Выше этого слоя, й пределах планетар"гюго пограничного слоя, с и 4 {
л а трения становится соизмеримой с силами барического градиен
га и Кор.р/Ьлмса. Еще выше, в свободной атмосфере, основную роль
8 щменении вектора с к о р о с ти в ет р а играет горизонтальное рас-,
.......... '
лределщие..ср£д1-1ей. демпературы.
~ п р о ф и л ь в е т р а в п р и з е м н о м с л о е . В прилегающем к земной
поверхности слое атмосферы, толщиной в нескодько десятков мет­
ров, вертикальный турбулентный .обмен количеством, движения, иастолько ведик. ilO 1Г1п р й л ё 1шё" ветра
неизjW^iiiiUM. Ветер здесь измепяётся главным образом под влиянием
потока воздуха в вышележащих слоях, отставая от него под йлияпием силы трения.
i
Непосредственно к земной поверхности прилегает тонкий слой
г:'1мосферы толщиной Zo, в котором в результате трения средняя
скоросч’ь ветра равна нуЛю. Величину Zoi называют параметром
гперохШатости. Flpn очень гладкой поверхности (лед, снег)
Zo = 0,001 см, а на равнине с густой травой высотой до 50 см
2о =
9 см.
'
В отличие от приземного слоя,
н а более )5ыс'оких уровнях слоя трения с увеличением высоты не
только растет-хкороеть. ветра, но и изменяется его. направление.
По мере ослабления влияния трения ветер поворачивает, прибли­
жаясь по направлению к изобаре, а скорость становится (близкой
к геострофической. Высота слоя трения А (уровень трения), начи- ная с которой можно считать, что ветер геострофический, состав; ляет в среднем 1 км. При ослабленном турбулентном обмене влия'п й е трения распространяется до меньшей высоты (/i~ 0 ,3 —0,4 км), '
при сильном турбулентном об­
м ене— до большей (/гя*1,5—
2,0 км). Если из начала коор- ,
динат отложить векторы ветра
на различных высотах z погра­
ничного с.^оя и соединить кон­
цы этих "векторов, то получит­
ся кривая линия, известная под
14- Спираль 3kvu'названием
спирали
Э км ана
(рис. 14).
проф иль
вет ра в
слое
т рен и я.
И зм е н е н и е вет ра в с в о б о д н о й а т м о сф ер е с у в е л и ч е н и е м вы сот ы .
В свободной атмосфере с увеличением высоты скорость ветра така<е.113.мед,я&тся по....величиие„и. направлению, ноюсновную. роль в ее
. изменении играют уже не силы трения, а изменения силы бариче'
4Т
ckQ.ro.градиента, происходящие под влиянием горизонтального гр а ­
диента температуры. При этом имеется связь м е а д у изменением
скорости ветра с ростом высоты и адвекцией температуры, а имен­
но; в северном полушарии с увеличением, высоты области адвекций
тепла соответствует правый поворот ветра, а области адвекции
холода — левый. В южном полушарии — обратное соотношение.
Чтобы пояснить сказанное, рассмотрим изменение- барического
ноля с увеличением высоты в свободной атмосфере или, что равнойенно, изменение геопотенциальных высот изобарических по­
верхностей.
Д ля заданных изобарических поверхиостей
, •
/ / , - / y , . = 6,74 7’„ , l g - ^ = a j . ,7 V ,,
Pi ■
Дифференцируя, получим
д п ~
дп
плн '
'
■
9,8 д Н . _■ 9,8
.f
I
дп
f
дп
'
I
дп.'
Откуда, принимая во внимание формулу (28), находим
(41)
~V2 = V x ^ ^ t ,
где
9,8
дГ„,
^ а ,,2
— т ерм ш ески и
вет ер,
под которым пони­
мается приращение вектора геострофического ветр<а.,^при'переходе
с нижнего уровня Я 1 на верхний Яг.
Очевидно, что
'
■
=
\
(42.)
Д л я термического ветра горизонтальный градиент средней тем­
пературы слоя играет ту же роль, что и барический градиент для
геострофического ветра, т. е. термический ветер направлен по изо­
терме таки.м образом, что в северном полушарии облас’ть более
низких-температур располагается слева, а более высоких — справа
(если смотреть по направлению термического ве т р а). •
На рис, 15 показано изменение направления ветра по высоте в
разных частях циклона и антициклона (в северном полушарии)
под влиянием горизонтального термического градиента в предпо­
ложении, что последний направлен на север и, следовательно, тер4S
мнческий ветер направлен с запада на восток вдоль изотермы. Ба^'
рический же градиент и геострофический ветер в каждой точке
имеют свое характерное направление. Результирующая бариче­
ского и термического градиентов,с увеличением высоты определяет
изменение структуры барического поля и, следовательио, измене­
ние направления ветра. Т^к, в южной, части циклона и в северной
части антициклона направления термического и барического гра­
диентов совпадают (нулевая адвекция). При этом условии терми­
ческий ветер направлен в ту же сторону, что и геострофический
ветер 1-га начальном уровне, поэтому направление ветра с увеличе­
нием высоты ,лзменяться ие будет, а скорость будет непрерывно
возрастать; В восточной части циклона и западной части антицик­
лона баричес1< ш Г Т ра^ент направлен на запад, а термический —
иа север (т. е. вправо от него, что соотве^^:твует адвекции тепла) ;
иклон
кем высоты в циклоне II
Рис. 13. Изменение ветра с У-„
антициклоне.
‘.еострофический ветер с увеличением высоты поворачивает вправо,с,
а скорость его возрастает. В западной части циклона и в
восточной части антициклона, где барический градиент 1;аиравлен
на восток, а термический— на север, т. е. влево от него,'что соот1иетствует адвекции холода, геострофический ветер' с увеличением
I высоты, усиливаясь, 'поворачивает влево. В северной части цик’ лона и в южной части антициклона термический градиент наирав•лен противоположно барическому (нулевая адвекция). , Термиче­
ский ветер направлен противоположно направлению ветра на на­
чальном уровне, а потому с увеличением высоты ветер, вначале не
меняя направления, ослабевает ло .штиля, а затем, изменив на49
правление на противополож ное, постепенно усиливается. П оскол ь­
ку на исходном уровне в центрах циклона и антициклона — ш тиль,
то термический ветер определит появление уж е на небольш ой в ы ­
соте зап адн ого ветра, усиливаю щ егося с увеличением высоты.
Т аким образом , вектор ветра на верхнем уровне прибли ж ается
к вектору термического ветра. П оэтом у с увеличением высот центр
области низкого д авл ен и я п рибли ж ается к центру области холода,
а центр области высокого д авлен и я — к центру области тепла,
причем изогипсы на к а р тах АТ п риближ аю тся по направлению к
изотерм ам слоя.
Термический ветер мож но вычислить по ф орм уле (42). О тло­
ж ив из одного н ач ал а векторы ветра Уг и Vi и соединив концы,
.'■тих векторов, получим вектор термического ветра V j,
Общие характеристики воздушных течений
Р аспределение воздуш ны х течений на земном ш'аре связан о с
особенностями полей давлен ия, тем пературы и характером ц икло­
нической деятельности. С ледовательно, и в распределении ветра у
'зем ли д о лж н а иметь место определенная зональность.
Н а рис. 8 и 9 представлены карты ф актических н аправлений
реального (измеренного) ветра зи м о й 'и летом на уровне моря. Н а
них видны к а к отличия распределени я н ап равлен ия реальны х в ет­
ров от- простой, зональной схемы, т а к и сезонны е их изменения.
Н аиб олее четкую зон альность имеет пояс ветров восточной четвер ­
ти приэкватори альной зоны. З д есь в северном полуш арии зимой и
летом прео1бладают ветры северно-восточного, а в ю жном — ;,югово,сточногр_ н ап р ав л ен и й —
п ассаты в ы р а ж е ­
ны над Тихим ц 'А тлан ти чески м океан ам и , где они связан ы с ц ир­
куляцией в обращ енны х к экватору частях субтропических антидаклонов. От зим ы к лету ироисходит смещ ение к северу -термиче­
ского эквато р а. В связи с этим см ещ ается в том ж е направлении
и зона пассатов.
Н а д .м атерикам ц,.и в б л и зи них п ассаты см еняю тся другой си
с'1-емои'■ течений — м уссонам и. П оследние в о з^ щ к а ю х в с л е д с т в и е
особенностей . .циклонической. деяхельно.сти,, которы е объясняю тся
наличием термических, градиентов м еж ду супией и морем и и зм е­
нением своего н ап равлен ия к лету. З т ^ б й ’м^уссон н ап равлен с контннёита на океан, а летр,м — наоборот. В бвязи с этим в пассатной
.-'он'е в районе И ндии и Африки летом пассаты отсутствую т. Они
зам еняю тся ю гр-западны м и муссонами.
В зон ах умеренны х ш ирот -весь зем ной ш ар огибает з^стойчнвая
полоса зап ад н ы х ветров. В северном полуш арнк преобладан ие вет­
ров зап ад н ой четверти постоянно вы раж ен о только н ад океанам и;
н ад м атери кам и реж им , ветра изменчивее и слож нее, хотя все ж е
в.етры зап ад н ы х рум бов иесколько преобладаю т н ад восточными.
80
■'
'
.
В „пол#р1т а х 30н-ах, где барический град и ен т поправлен в сторо­
ну НИЗКИХ ш ирот, снова п реоб ладаю т ветрьг восточдай,четверти.
/ О н ап равлен ии ветра на вы сотах в общ их чертах м ож но судить
ло н аправлению м еридиональны х градиентов д авлен ия, о которы х
/Говорилось в 2.2. Так, в течение всего года д л я тропосф еры внетро/ пических ш ирот характерн ы зап ад н ы е ветры . В стратосф ере их
/ нап равлен ие зави си т от времени года. Зимой п реоб ладаю т ветры
I зап адн ы е, а летом — восточные. П ереход зап ад н ы х составляю щ их
! на восточные происходит весной, а обратны й переход — осенью,
j Д л я всех ш ирот характерн о, что зап ад н ы е ветры имею т больш ие
■ скорости, чем восточные.
•
:
в экватори альн ой зоне зл я тропосферы в течение всего года
" х ар актер н ы восточные ветры, а д л я стратосф еры — квази двухлетияя цикличность ветра. П оследн яя характери зуется тем, что в т е ­
чение отрезка времени, равного приблизительно одному году, в э к ­
ваториальной стратосф ере ветры имею т восточное направление, а
в следую щ ем году — западное.
'1
7
4*
!
5J
Г лава i l l . О С Н О В Н Ы Е С И Н О П Т И Ч Е С К И Е О Б Ъ Е К Т Ы
у ■
3.1. В О ЗД У Ш Н Ы Е МАССЫ
О предёления. Условия ф орм ирования и тран сф орм ац ия воздуш ных
м асс
И зучение атм осф ерны х процессов с помощ ью сш-юптических
карт п оказало, ч т о 'в каж ды й момент времени тропосф ера р а с ч л е ­
н яется иа р яд обособленных воздуш ны х масс.
В озд уш н ы м и м ассам и (ВМ ) н азы ваю тся огромные относительгГо однородны е по условиям погоды массы воздаса__ в
^перемещ аю щ иеся к ак единое целое в одном из основных течений
общ ей циркуляции ;_атмосферы или ж е длительно находящ иеся, над
одними и теми ж е рай он ам и в м алоподвиж ном состоянии. Гори­
зонтальны е разм ер ы ВМ изм еряю тся ты сячам и километров, верти ­
к а л ь н ы е к и л о м е т р а м и . ' В одних случ аях ВМ простираю тся от
поверхности Зем л и до тропопаузы , в других — н асл аи ваю тся одна
на другую , причел'1^, к а к правило, более теп л ая воздуш ная масса
р асп о л агается н ад более холодной. Внутри .ВМ. н аблю даю тся ;не, больш ие горизонтальны е градиенты основных метеорологических
величин. И зм енения этих величин с увеличением; высоты имеют
„ определенную законом ерность, характерн ую д л я данной ВМ в це­
лом. В частном случае ВМ, длительное в р ем я н аходясь в м алоп од ­
виж ном состоянии над определенным географ ическим райойом с устойчивыми условиям и атм осф ерной циркуляции, постепенно яри об[Зетает тем пературу и другие свойства, типичные д л я условий
погоды этого 'района в данны й сезонЛ Сщетается, .что воздуш ная
масса полностью .,,.сформировалась, если средняя суточная' тем пе­
р ату р а этой ВМ перес,1\а.е,т, изм еняться. Т ак ая установи вш аяся тем-,
п ер ату р а н азы вается температурой р а вн о веси я . П ри изменении у с­
ловий атм осф ерной циркуляции ВМ см ещ ается из очага своего
ф орм ирования в другой географ ический район и вы зы вает там из
мёнение погоды. В месте с этим при перем ещ ении .ВМ непреры вно
изменяет^^свол. свой^
.благода.р,я.-. взаим одействию с подстилаю.щ й^'Т!оверхностью и под В л и я н и е м изменивш ихся условий р а д и а ­
ционного б ал ан са. Этот, процесс эволюции,, .назы ваем ы й трансфорMaUfU,fiA:SM, п родолж ается до тех пор, п'ока' в новом районе не
52'
■
■ ■'
будет достигнута тем п ература равновесия. В действительности
воздуш ны е массы форм ирую тся иенрёры вно в лю бом географ иче­
ском районе при лю бы х условиях циркуляции, поскольку однород­
ные условия д и р к у л я ц и и осущ ествляю тся сравнительно редко и
тем п ература воздуш ной массы не всегда достигает тем пературы
равновесия.
Н а каж д о й кар те погоды мож но об наруж и ть несколько ВМ,
характери зую щ и хся различны м и условиям и погоды. П ри этом од ­
ни массы находятся, в условиях равновесия, другие претерпеваю т
трансф орм ацию .
Географические типы воздушных масс северного полушария
Г еограф ическая класси ф и кац и я ВМ состоит в подразделений
их пб"пр"йз11^ 1^ 7 'ук'азывающ^
ф орм ирования ВМ в од ­
ном из основнь1х'терм йчёЖ их''пояш ^^
ш ара. С учетом х а ­
рак тер а подстилаю щ ей поверхности вы деляю т следую щ ие основ­
ные типы ВМ:
1) арктический воздух ( А В ) — морской (мА В) и континенталь­
ный (кА В );
2) умеренны й или полярны й (УВ или П В ) — морской (мУВ
или м П В ) и континентальны й ('кУВ или к П В );
3) тропический воздух (ТВ) — морской (м ТВ ) и континен­
тальны й (кТ В ');
.
4) эквато р и ал ьн ы й (Э В ).
Н есм отря на разн ооб рази е свойств одноименных ВМ, тем 'н е
менее некоторы е х арактери сти ки их являю тся общими* и д остаточ­
но устойчивыми.
Аркт ический в о з д у х (АВ) летом ф орм ируется в Арктическом
бассМ ж..с.^вернед,дар.аллели^^^ с.'ш ., а зимой — северн.ёё"б5° с. ш.
Это среднее полож ение ■границы 'Ж
в отдельны х об ластях она
бы вает' значительно см ещ ена к югу или к северу.' В торж ения в
ум еренные ш ироты АВ происходят пр еимущ ественно в ты лу ц и к­
лонов за холодными ф ронтам и и п ри разви ти и ан ти ц и к л Ъ н о в 'за’'
OTSffi^'^pobrraMH. Н а Европейскую"” территорию 'Х Ш ётС 1Й г'о '”С ою за
('Е Т С )~ ^7 сёвёр о "зап ад а через Н орвеж ское мбрё 'и '.нёз’а мёрТшую
часть Б ар ён ц ев а м оря происходит вторж ение мАВ,''17^^с сёверб-вбсТбка” ч ёрез“ л ьд ы "К ар ск о го "моря'"и 'зам ёрзш ую 'ча'сТ ь 'Б
м о р я — вторж ение кАВ. АВ м ож ет проникать до Черного м оря и
С редней Азии, вы зы вая весной и осенью резкие похолодания, гу
бительны е д л я растений.
Д л я кАВ в р а йон ад ф орм ирования характерны, н и зкая ,тем пе­
ратура" и '^чШ ГЧ ш ^та'^абсолю тная'^Т таж ностьТ 'В ’ТщжгГё^^^
бл10дается~от“ч ^ л ¥ в о ^ ь ф 1 Г ж е н н а я “тем п ературн ая инверсия. Зим ой
плотные тум аны редки, более часты дымки. Л етом повторяемость
тум анов во зр астает. П ризем ны й (приводный) слой в мАВ теплее
53
н содерж ит больш е влаги, чем кАВ. Т ерм ическая стратиф икац ия в
очаге ф орм ирования устойчивая,- но по мере см ещ ения к югу по­
степенно становится неустойчивой. В идимость больш е, чем в кАВ.
М о р с к о й ум ер ен н ы й в о з д у х (мУВ) поступает на ЕТС преимухцественно в ты лу циклонов за холодны ми фронтами- из А тлантнческого о кеана. В зависимости от траектори и циклона и ш иротной
:юны океана,"откуда вторгается мУВ, его свойства в одних случаях
близки к свойствам мАВ, в других — к свойствам мТВ. Зим ой и
летом в очагах ф орм ирования мУВ имеет неустойчивую терм иче­
скую стратиф икацию и характери зуется высоким влагосод ерж анием и пониженной прозрачностью .
Континентальный ум ер ен н ы й в о з д у х (кУВ) ф^ормируется иекосредственно н ад м атери кам и в зоне умеренны х ш 1ф о т'.Х в о й с тв а
т ^ В очень сильно изменяю тся от зимы к-лету. Зим ой они п рибли ­
ж аю тся К свойствам кАВ, а летом к свойствам кТВ. Зим ой кУВ.
ф ормирую тся в С ибирском и К ан адском зимних ан ти ц и к л о н ах .,В
них устан авл и вается ясная погода, низкие температуры,^^устойчи
пая стратиф икац ия атм осф еры с инверсией в ниж нем слое воздухг!.
П розрачн ость воздуха пониж ена. Л етом кУВ явл яется чащ е всего
местной неустойчивой воздуш ной массой с конвективной о б л а ч ­
ностью и вы падаю щ им и местами ливневы ми осадкам и.
Континентальный тропический в о з д у х (кТВ ) ф о р м и р у етс я 'н ал
континентальн_Ь1ми:::областями-_.д:рх>л-йческай1-„зоцьг,--:.а Jero M -— и в
южной полосе умеренны х широт. По западной периферии а н т и - ,
гщклона он м ож ет проникать на север до п обереж ья С еверного л е ­
довитого океана. В’ районе ф орм ирования -кТВ явл яется сухой, силь­
но прогретой и неустойчивой ВМ. К онвективны е об лака, несмотря
на неустойчивую стратиф икацию , не образую тся, т а к к ак уровень
конденсации из-за м алой относительной влаж н ости леж и т высоко.
Н а д ю го-востоком ЕТС ф орм ируется Aienee прогреты й и относи­
тельно более влаж н ы й воздух. В нем могут н аб лю д аться кучевые,
и зредка кучево-дож девы е о б л ака и грозы.
М о р ско й тропический в о з д у х (мТВ.) ф орм ируется в основном в
субтропическом пОясё повыш енного д ав л ен и я-н ад А тлантцческ’йм и
Тихим океанам и 1 Г Ж 6 г д
Сре|диземным морем. Н а ЕТС мТВ
приходргт -редко-и- втортавтс'я; к ак тр ав и л о , в теплы х секторах цик­
лонов, перем ещ аю щ ихся/п о ю жным траектори ям из районов С ре­
диземного моря. В очагах фор(мировяния мТВ имеет вь(сокую т е м ­
пературу, больш ие вертикальны е тем пературны е градиенты и вы-сокое влагосодерж ани е. П ерем ещ аясь к северу, ои охлаж дает,ся
снизу; в нем устан авл и вается устойчивая стратиф икац ия. Д л я этой
ВМ х арактерн ы туманы , слоистообразн ая облачность, моросящ ие
осадки. Видимость вне очагов ф орм ирования летом — пониж енная,
зимой — плохая.
Экват ориальны й в о з д у х ( Э В ) — это видоизмененный тропиче­
ский воздух вблизи экватора, проникаю щ ий в области п ассата из
54
■
одного п одуш ар1-ш_в„д.|зу1 ое. С войства ЭВ н ад сушей и н ад о к е ан а­
ми близки; не отм ечается и- сущ ественны х сезонных изменений
этой ВМ. Т ак к а к этот пояс леж и т преимущ ественно н ад океаном,
а испарение велико, то ЭВ содерж ит много влаги. Т ем пература
воздуха вы сокая, терм ическая страти ф и кац и я неустойчивая. О сад ­
ки обильны; носят ливневы й х арактер и часто сопровож даю тся
грозам и.
.
И м еется определенное соотнош ение м еж ду тем пературам и ВМ
тропосф еры и стратосф еры ; теплой воздуш ной м ассе соответствует
вы сокая тр оп опауза и н и зк ая тем пература з стратосф ере, холод­
ной тропосф ерной ВМ — н и зк ая тропопауза и относ^-гтельно вы со­
кая тем п ература в стратосф ере.
Термодинамическая классификация воздушных масс J
С точки зрения тран сф орм ац ии и х ар а к тер а теплового обмена
р азл и чаю т следую щ ие типы устойчивы х и неустойчивых воздуш ­
ных масс: теплы е, холодны е и нейтральны е (м естны е).
! Т еплой н азы ваю т такую ВМ, которая в данном районе постепеннб“ о х л аж д ается, поскольку ее тем п ература выш е тем пературы
равновесия.
Х оло д н о й н азы ваю т ВМ, которая в данном районе постепенно
прогревается.
Н ейт ральной (ж естной) н азы ваю т ВМ, которая в дан ном р ай о ­
не д ё н ь 'з а 'д н ё м 'с
свои свойства без сущ ественных и зм е­
нений, Т; е. соответствует условиям теплового и радиационного б а ­
ланса.
Т ран сф орм ирую щ аяся ВМ м ож ет быть теплой или холодной,, а
по заверш ении тран сф орм ац ии она становится нейтральной (м ест­
ной).
Устойчивой н азы вается ВМ, в значительной тоЛще которой в ер ­
тикальны й гради ен т тем пературы у м ен ь ш е.вл аж н оад иабати ческого^'^ва"- Конвёктивн'ые вёртикальньш
ВМ д а ж е в '
сам ы е б лагоприятны е часы суток активно не р а зв и в а ю т с я и о б л а ­
ка кучевы х форм не образую тся.
Н еуст оймш
н азы вается ВМ, в которой вертикальны й г р а ­
диент тем цературы ’,.т больш е влаж н оад и абати чёскб го ува • У этих
В'М 'в 'н а и б б л ё е благоприятны е часьГ суток, 'к а к правило, развиьаю тся конвективны е верти кальн ы е движ ения, приводящ ие к о б ­
разован и ю об лаков кучевы х форм.
’
Р азл и ч аю т аб^(ыютн^.ю неустойчивость, „или сухонеустойчисость, когда Y>Y a, и относительную (у с л о в н у ю ) неустойчи,юсть,
у л п влаж нонеустойчивость, когда
• В еличина уа = 1 7 1 0 0 м =
= const, в то врем я к ак величина„ува в.-значительиой степени, з а в и ­
сит от тем пературы и в меньш ей степени — от д авления.
'
'
'
■:
55
Н априм ер, при /7 = 1000 мбар- и Г = + 2 0 ° у па ==0.447100 м, при
= 0 ,6 6 7 1 0 0 м и ' при Г = - 2 0 ° ува = 0 ,8 8 7 1 0 0 м; при ■
1=500 мбар и тех ж е значениях тем пературы величины ува соот­
ветственно равны 0,34; 0,52 и 0,787100 м. П ри тем пературе ниж е
— 45° Yna~Y.i- П риведенны е значения ува 'позволяю т заклю чить,
что при одной и той ж е величине, у и 'п р и прочих равны х условиях
более теп лая и в л а ж н а я ВМ неустойчивее холодной и меиее в л а ж ­
ной ВМ. О собенно велико влияние на устойчивость ВМ подсти­
лаю щ ей поверхности. Если ВМ теплее подстилаю щ ей поверхности,
и от нее ох л аж д ается, то в приземном сдое величина у быстро
, ум еньщ ается и мож ет стать отрицательной (инверсия тем п ер ату ­
ры ). П оэтому теп лая воздущ ная м асса, к ак п равило, является
устойчивой ВМ. Е сли ВМ холоднее подстилаю щ ей поверхности и
от нее н агревается, то в приземном слое величина у бы стро в о з­
р астает и условия для разви ти я конвективны х движ ений особенно
благоприятны . П оэтом у холодная ВМ, к ак правило, явл яется н е­
устойчивой ВМ. Это не противоречит сказан н ом у выщ е о том, что
при прочих равн ы х условиях теп л ая ВМ относительно более н е­
устойчива, чем холодная.
Т = (Г
у
Характеристики теплых воздушных масс
]
^ Т е п л а я ,^с;том'Шбая ВМ н ад м атери кам и н аб лю д ается, к а к п р а ­
вило, в .холодцуюлполовину года. Обычно это ВМ, п оступ аю щ ая на
м атерик помеле длительного перем ещ ения над относительно теплым
океаном (М ТВ, М У В ).
Н а д океанам и и м орями -Л 'аяая-воздуш ная м асса отм ечается в
основном в теплую .половину, года, когда теплы й воздух с м атерика
■(^СГБ^КУВ) см ещ ается на относительно холодную водную п оверх­
ность. В лю бой сезон при смещ ении ВМ в сторону б олее холодной
подстилаю щ ей поверхности и меньш его прихода солнечной р а д и а ­
ции В М будет п риобретать свойства теплой устойчивой массы.
Синоптические у с л о в и я , наиболее благоприятны е д л я поступле­
ния теплой устойчивой ВМ — теплы е секторы циклонов й приле,-,.гаюЩие к ним северные окраины, антициклонов.
Типичная п о го д а в теплой устойчивой ВМ: сплош ная слоистая
(5/),...,л л и слоисто-кучевая ( Sc) облачность, иногда соп ровож даю ­
щ аяся вы падением м оросящ их осадков или образован ием адвек'ш вны х^лум аиов, зн ач и тельн ая скорость ветра при преобладании
1 16ЖИЫХ (летожТГ ю го-западны х (зимой) направлений; тем пература
I воздуха обычно значительно выш е среднего климатического ,зиаI чения д ля дан н о го'м еста и времени года.
J2yTQ4HbLH ход_^ метеорологических элем ентов в теплой устойчи­
вой ВМ выраЗкен Qлaбo, ввиду Цизкой облачности и наличия интен­
сивного турбулен тноп Г перем еш и ваии я в приземном слое.
58.
'
Т еп лая неуст ойчивая ВМ н ад м а т е р ш ^ д _ в а б л ю д а е т с 5 Г т ге т о м ”^.^^^
(вдТВ и кТ В ), а вблизи побе1р ежий''"морей. может наблюдаться w.'
зимой (м У В ). Н а д океанами^ }1-м о р щ 1и т ак ая -ВМ наблю дается, /
к ак 'Правило, в холодную половину_гщ а, особенно при смещении
относительно теплого воздуха (мУВ) иа еще более теплую водную ^
поверхность. В субтропиках и тропиках над водной поверхностью
формируются наиболее теплые ВМ (м Т В ), которые могут быть
неустойчивы и летом.
Синоптические у с л о в и я , при которых теп лая ВМ м ож ет быть
неустойчива, достаточно разн ооб разн ы : теплы е секторы цикдш-юв,
зап ад н ы е периф ерии антициклонов, вторичные теплы е секторы
циклонов.
Типичная п о го д а в теплой неустойчивой ВМ: дунев-а-Я'-^Са), а
иногда и ку ч ево -д о ж д етая (СЬ) облачность с ^ 1ивнев™ д--©еад.ками
h .r.puQ3ajvi,H, р ад и ад и 0шты.е,.^гуманы (преимущ ественно после д ож д я
и наступлейй'я” п р о ясн ен и я). И н огда ливни и грозы б ы в ают вечеp 0I^ д ^ ^ lД A ж e J i0^^ы0 , что мож но объяснить^ охлаждеди£Ь1-1веЗ^^^
гранидш~-адджн-охе^слоя.,.. -способствую щ им' развитию iioiiB-ciiumi и
образован ию мовд1ш х ]<учево^дож д евы х.оп лакав
Х1^Х^чный т д метеорологических элементов в теплой неустой­
чивой BiV^^'jibHje, чем в теплой устойчивой массе, но ие слип.1ком
велик.
~
^
-
Характеристики холодных воздушных м а с с /
Х о л о д н ы е уст ойчивые ВМ (кУВ и кА В ) над„ м ахераж ам л-и аблю даю тся в 0СН0В1-ЮМ зим ой, о/днакб н адо л ьдам и А рктики и А н­
тар кти ки они моТут н аб лю д аться и летом . Н а д океан.ами-и-,морями
таки е ваздудшые-м-абс-ыгк-ак-прагало, не отм ечаю тся. '
Синоптические у с л о в и я , н аи б о л еТ 'б л аго п р и ятн ы е д л я в то р ж е­
ния холодны х устойчивых В М — антрщиклонические системы, и
особенно цен тральны е части антициклонов. Форми^)ование ан т 1з д д-клона способствует бы строму повыш ению устойчивости колодного
воздуха в свявйчс разви тием нисходящ их движ ений воздуха.
Типичная пого^да: а) безоб л ач н ая_ м ороз1-1.аяг~иногда с р ад и аUHOHHbiMjjrjM.aBAMii_(основной ти п ); б.) з н ачительн ая и_спдощ ная
(.'блачность, иногда.„сл_абые сн^шн-ады (дополнительны й ти п ).~ Д о:
нoлнитeз^ы№ш-"'fйп погоды н аб лю д ается преимущ ественно на з а ­
падны х и северны х окраи н ах антициклонов при адвекции относи­
тельно теплого и вл аж н ого воздуха н ад ниж ним слоем холодного
воздуха. П ри неоднородном рельеф е земной поверхности наиболее
холодны й и вл аж н ы й воздух зап о л н яет низины, об р азу я местные
очаги низких тем ператур. В отдельны х случаях в низинах тем п е­
рату р а м ож ет быть н а 10— 20° ниж е, чем на окруж аю щ их холм ах
при разности высот всего в иесколько десятков метров.
.
. 5 7
Ол!тххш-1Ый-~-ход_ метеорологических элем ентов в холодной устой­
чивой ВМ при ясной погоде значительно больше, чем-'В теплой
^устойчивой-В М гно меньше, чем в неустойчйвых ВЖ. "
]Ш ю ё н а ^м е щ т ^)й ч Ш а я ^
наблюдается, как
п равило, в теп л о е'п о л у го д и е, особенно при в т о р ж е н и я х ,н а м а те­
рик мУВ и мАВ. Над...океанами.л1---м.оря-ми''такая воздуш ная масса
отм ечается в основном в ,хо-лоЯнЬе по^лугоди'е, но м ож ет н аб л ю ­
д аться и лётом при .сме.н1.ении отно(;йТ ел-ьйо.^лоднрй воздуш ной
массы (АВ или УВ) иа--более-теплую водную поверхность^
Синоптические у с л о в и я , наиболее б лагопри ятны е д л я в то р ж е­
ния холодных неустойчивых ВМ, — ты ловы е части циклонов, за хо­
лодны ми фронтам и и прим ы каю щ ие к ним окраины антициклонов.
Типичная /гого(5а;,41е ^ ^ м еняю щ аяся конвективная облачность,
._дгш1е.вь1е-асадх»^,---тасто многократно повторяю щ иеся, днем иногда
а ночью н ад м атери кам и .— _р.алиационные тум аны (при
'"’ значительной влаж н ости в о зд у х а ), в дневное время"— Ж дайьгй поpjjiBncibm—ветер, особенно при ливнях и гроз^а'хт-'вдще'^сего север ­
ных н ап р авлений, а летом и зап адн ы х.
'
Суточный..ход мет е о р о л о ги ^ а с и х элементов в холодны х н е­
устойчивых ВМ особенно вели'к. Н априм ер, ночью м ож ет н аб л ю ­
д аться ясная холодн ая м аловетреная погода, д н е м — зн ач и тельн ая
облачность, осадки, усиление ветра и повыш ение тем пературы на
1 0 —
1 ,5 ° .
Характеристики нейтральных воздушных масс
/
..11ейхр:алъные (мест ные) ВМ н ад м атери кам и летом в основ-
H O M ^ j i e y c x o H a S B b r i '^ a - З К М 0.Й
,— устойч.ив.ь1. Н а д океан ам и и морями
такие—ма.ссы.-д.е1ам~да.ще у стойчивы, зимой — неустойчивы. У стой­
чивость и неустойчивость нейтральны х (местны х) ВМ оп ред ел яет­
ся, главны м образом , начальны м и свойствами и н аправлением
трансф орм ации той воздуш ной массы, из которой о б р азо в ал ась
.танная ВМ. Н ей тр альн ая воз,ду.шная" М'асх“а--0бр-аз^«а.вш ,^^я из теп•чон^лутем охл,ажд.ен..ия1.ее-от-.п,одстилающей поверхности, приОб■(тетает о бычно свойства ..,уе-тойчи.в.ой"'ВМ—Н ей тр ал ьн ая_ в о зд у ш н ая
м а с с ^ о б р а з о в а в ш а я с я из холодной от прогреванияТТбдотйлаю щ ей
поверхностью , к ак тр ав и л о , явл яется неустойчивой ВМ.
Синоптические .усл о ви я , наиболее б лагоприятны е д л я ф орм и ро­
вания нейтральной В М ,— антициклокические системы.
Типичная погода-, а) в устойчивойлей_тральной ВМ; преобладани,е.^ясного неба, ночью....с._.радиа.ционньгмиДтуманами ' (н ад су ­
щ ей ), и слоистой, и л и . слоисто-кучевой о б л ^ зд а ёта й л о р о с я щ й х
осадков (н ад о кеан ам и ), ветер;“аСабый, тем пературы воздуха не•сйолько циж е клим атической средней д л я данного места и в р ем е­
ни года; б) в неустойчивой нейтральной ВМ преобладан ие кучевой
■58
облачности ( Си) , кучево-^дожпе'вые„облака возникаю т сравнитель~ко--федко, но зато имеют_болыпде_дх)рлзонтальные и вертикальны е
разм еры , сопровож даю тся-ин-тенсщ ньш и ливневы ми^),садкам и, ко ­
торы е ввиду медленного дви ж ени я ку’четб'бТдождевых облаков бы ­
ваю т п£0Д0ДЖ ительны1р 1,-иногда с грозам и и ^иква_дами; в ночное
врем я н ад сушей, где почва у в л аж п “ен"а'"осГадками, м ож ет о б р а зо ­
ваться по8етяттБ1Й~а:уман.
. '-----Суточный х о д метеорологических элементов в н ейтральны х ВМ
зна-читёльный. за исключением А рктики и А н тарк ти к и ,.гд е во в р е­
мя полярной ночи ам пли туда суточного хода метеорологических
'элем ен тов практически р ав н а нулю,
J, И зм енение устойчивости воздуш ны х м асс
ч.
-ч.
П од разд елен и е воздуш ны х м асс на устойчивые и неустойчивые
учиты вает один из важ н ей ш и х результатов процесса тр ан сф о р м а­
ции ВМ — изменение верти кальн ого распределени я тем пературы ,
с которы м связан ы более или менее определенны е погостные харакчеристики. П еречислим основные ф акторы , влияю щ ие иа изм ене­
ние устойчивости ВМ.
Г 17”П рй охлаж ден и и ВМ от подстилаю щ ей поверхности ее устой«чивость повышаётсяТ'п^рГТТагрёвании — в озрастает неу сто й чивость.
2. У в д а ж и е н и е З М при прочих равиш{ 'уотакшг5Ппотёициальпо
увеличивает ее неустойчивость в связи с понижением уров^ш кон­
денсации.
'
3. Н ер авн о м ер н ая адвекц и я тем пературы на разли чн ы х вы со­
тах приводит к возрастани ю устойчивости ВМ, если с высотой уси^ш ваётся адвекция, тепла или ум еньш ается адвекция холода. П ри
уменьш ении адвекции теп ла с высотой или возрастани и адвекции
холода происходит повыш ение неустойчивости ВМ. Н аибольш ий
эф ф ект дости гается в том случае, если в ниж нем слое В М зн ак
адвекции противополож еп зн ак у адвекции 'в верхнем слое при з н а ­
чительных адвективны х изменениях тем пературы .
4. В устойчивой ВМ ( ^ < 7 3 ) восходящ ие д ви ж ени я воздуха, вызь1дад..,,;Пощжение._т,шперат^^^^
способствую т возрастани ю н е­
устойчивости ВМ, если тем п ература у поверхности зем ли не пре­
терп евает сущ ественны х изменений или повы ш ается. Ц цсходящ ие
движ ения способствую т возрастани ю устойчивости ВМ.
\
5. Р ад и ац и он н ое охлаж д ен и е верхнего слоя ВМ, в том числе
■верхней '"границы облаков, способствует возрастанию неустойчи­
вости ВМ.
59
/2
3.2 . А Т М О С Ф Е Р Н Ы Е
ФРОНТЫ
Общие сведения о фронтах и их классификация *
Соседние ВМ, обладаю щ и е различны м и физическими свой ства­
ми, ири взаимодейс^гвии д руг с другом могут о б разовать в про­
странстве узкую переходную зону, в которой метеорологические
олемеиты претерпеваю т резкие изменения. Э та переходная зона
н азы вается атмосферным срронтом. Т олщ ина , переходного слоя в
вертикальной плоскости (рис. 16) составл яет около 1 км (отрезок
Рис. 16. Вертикальный разрез фронтального пере­
ходного слоя: АВ и А'В' — ширина, В Д — толщи­
на, ВС — B'F — вертикальная мощность, E F — вы­
сота, АЕ — 1'оризонтальная проекция,
"В Д ), поэтому атмосферный' фронт мож но рассм атри вать как ф р о н ­
тальную поверхност ь, а , пересечение этой поверхности с земной
.поверхностью — как лини ю фронта. Ф рон тальная поверхность
имеет наклон в сторону холодного воздуха: более холодн ая в о з­
д уш н ая м а с с а леж и т иод ней узким клином у зем ной поверхности,
S б о л е е теп лая — на ней. Угол н аклон а фронтальной поверхности
очень мал — от 1° до 10' ( t g a = 1/30 ; 1/300). Ш ирина ф ронтального
слоя вблизи зем ной поверхности (отрезок А В ) наим еньш ая: от н е­
скольких до десятков ки лом етров, а на высоте 3— 5 км (А 'В ') мо­
ж е т 'д о с т и г а т ь ЗОО км. В верхней половине, тропосферы ш ирина
ф ронтального слоя м ож ет быть ещ е больше. Г ори зонтальн ая про­
екция ф ронтальной поверхности (Л £ ) составляет 100— 1000 км, а
его вы сота (EF) — от 1 до 10 км. Р азл и ч аю т следую щ ие фронты;
основные (и х д а з ы в а 1рт тропосферны ми или вы соким и), ВтОщгчные
(приземные, низкие) и верхние.
.
'
'
Основными, н азы ваю т фронты, имею щ ие больш ую горизонтадьиую (несколько ты сяч километров), и верти к'м ьн ую протяж енность.
Этим ф ронтам соответствую т ■(В Ф З ), они р азд ел яю т ВМ, существёнио ■отлитающиегй по"свд11м“'ф¥Мчёским7с^^^
скачок тем ­
пературы -п ри переходе через линию основного ф ронта на ^призем­
ной кар те обычно превы ш ает б°. К аж д ы й основной фронт мож ет
быть прослеж ен на ж артах атОгоды на (протяжении нескольких дней.
Н а этих ф ронтах разви ваю тся внётропическ1'1е щ к л о н ы .
.. Вт оричными н азы ваю т фронты небольш ой хоризонталы-юй (н е ­
сколько е о т е и к й л о м е т р о в ) и вертикашьной лротяж ён н оети . Онм
■разделяют разлйчны^^
одной и той ж е ВМ. В Ф З со 'вто р и ч ­
ными ф ронтам и не св язан а. П ериод суш ,ествования вторичного
ф ронта обычно не превы ш ает двух суток. О днако при б лагоп ри ят­
ных условиях вторичные фронты могут п реврати ться в основные.
В ерх н и м и н азы ваю т фронты, которы е могут быть прослеж ены
на картах~барИ'Ч-ес1К0Й"Т0П0Г раф й й ,'Ш ‘н ё вы явЖ ю тся на п'р^^^
кар те погоды. В качестве верхнего ф ронта мож но рассм атри вать
лю'бую хорош о вы раж енную В Ф З, имею щую ш ирину менее 500 км.
К аж д ы й основной фронт неоднороден по своим свойствам на
различны х участках. Одни участки см ещ аю тся в сторону теплой
ВМ, другие — в сторону холодной, третьи — малоподвижны , и т. д.
П оэтом у фронты класси ф и ци рую тся по ряд у дополнительны х п риз­
наков.
По особенностям верти кальн ого строения, перем ещ ения и усл о­
вий погоды р азл и ч аю т простые фронты — теплые, холодны е и м а ­
лоподвиж ны е (с тац и о н ар н ы е); слож ные фронты (или фронты окк­
лю зии) — теплы е, холодны е й нейтральны е; фронты окклю зии мо­
гут быть и малоподвиж ны м и.
П росты е фронты об разую тся двум я ВМ, слож ны е тр ем я или
более ВМ, разделяем ы м и , по крайней мере, двум я фронтальны м и
поверхностями.
Теплы м и н азы ваю т участки фронта, церем ещ аю щ иеся в сторону
относительно Голодной воздуш ной массы. З а теплым - фронтом
п ерем ещ ается теп л ая ВМ.
*
Х оло д н ы м и н азы ваю тся участки ф ронта, перем ещ аю щ иеся в
сторону относительно теплой ВМ. З а холодны м фроцтом перем е­
щ ается холодн ая воздуш ная м асса.
М алоп одвиж н ы м и (стационарны м и) н азы ваю тся участки ф рон ­
та с незначительны м перемещ ением.
В циклоне холодны й фронт п ерем ещ ается бы стрее теплого. С
теч ен и ем 'в р ем ен и происходит их сближ ение, а затем и слияние,
начинаю щ ееся вблизи центра циклона. П ри этом -теп л ая ВМ, заним авш дя теплы й сектор циклона, вы тесняется вверх. Такой процесс
н азы вается п роцессом о к к л ю д и р о ва н и я ц иклона, а, фронт, о б р азо ­
вавш ийся в резу л ьтате слияния холодного и теплого фронтов, н а ­
зываемся фронтом окклю зии (зам кнуты м ф рон том ). В зависимости
от соотнош ения тем ператур по обе стороны ф ронта 011склюзии и на-
правления его перемещ ений разл и чаю т теплы е й холодйы е фронты
окклю зии. Если цо обе стороны ф ронта окклю зии тем п ература одимакова, его назы ваю т нейтральны м.
Горизонтальная протяженность фронтов окклюзии близка к
протяженности вторичных фронтов, т. е. ие выходит за пределы •
одного циклона. Продолжительность существования фронта окклю­
зии зависит от продолжительности существования циклона с мо­
мента начала окклюдирования до заполнения (два — три дн я).
П о х ар актер у верти кальн ы х двинсений фронты д ел ятся на инафронты и катафронты. П ервы е характери зую тся восходящ им, вто­
рые — нисходящ им д виж ением теплого воздуха н ад ф ронтальной
поверхностью .
По географической классификации различают следующие глав­
ные атмосферные фронты:
^арктический, разделяю щ и й массы арктического и умеренного
(полярного) воздуха;
ум ер ен н ы й (полярный), разделяющий массы умеренного и тро­
пического воздуха;
. ,
тропический, разделяю щ и й массы тропического и экватори ального воздуха.
7 * Если при переходе через линию ф ронта метеорологические ве'7 личины меняю тся резко, то такой фронт явл яется обостренным, а
J если меняю тся незначительно, то такой фронт явл яется разм ы ты м .
Образование и размывание фронтов/(фронтогенез и фронтолиз)
'К аж ды й атм осферны й фронт сущ ествует ограниченны й период
- времени. Фронты образую тся и исчезаю т. П роцессы об разован и я
и обострения_фронта_ назы ваю тся ф ронт огенёзом ~ а п р о ц е с ш р азмьш ания ф р о н т о в --Эти процессы наблю даю тся н е­
прерывно, подобно тому, к ак непреры вно ф ормирую тся и тр ан с­
форм ирую тся ВМ.
Степень р азви ти я системы облаков ф ронта лю бого типа, интен. сивность осадков и других явлений noroi,a,bi, связан ны х с фронтом,
' или, к а к говорят, а к т и в н о с т ь ф ронта, определяется многими
ф акто р ам и и, п реж де всего, контрастом тем ператур ( Т., = д Т / д у )
при переходе через линию ф ронта. Ч ем больш е этот контраст, тем
ири прочих равны х условиях активнее фронт. С ледовательно, и з­
менение во времени горизонтального гради ен та тем пературы в
рассм атриваем ом слое или на определенном уровне м ож ет служить,
(^ыовным п оказателем 4)ронтогенеза или ф ронтолиза. / . ,
Д л я о б р азо ван и я фронта нео^бходимо сущ ествование хотя бы
,^41ебольш ого горизонтального град и ен та тем пературы и такого поля
: ветра, под действием которого этот градиент значительно увели1,чился 'б ы в некоторой узкой полосе. Очень н агл яд н о 1п роис)£бдит
ф ронтогенез при криволинейны х и зобарах. Н а.р и с. 17, слева,-изоб62
Рис.
17. Сходимость и расходимость приземных
гечеиий нри криволинейных изобарах
раж еи а бари ческая лож бии а, в которой стрелкам и п оказано при-;
земное поле скоростей. В доль оси лож бины , являю щ ейся ли нией
г х а т и мости. н аб л ю д ае т с я ^ г у щ ение изотерм и риземиого слоя, т.' е.
происходит фронтоге1Тёз7Т5сь гребня (п р ав ая часть рисуика)~яв^
ляется линией дивергенции. Здесь н аб лю д ается уменьш ение ю ри зоитального температурного, градиента, т. е. происходит фроито;шз. С ледовательно, циклоническая кривизна изобар способствует
ф ронтогенезу в npHseivmoM слое, антициклоническая — фронтолизу.
Особую роль в образован ии и разм ы ван и и фронтов играю т баричёскй^СТсёдловины и ..связанны е с ними деф орм ационны е полк
(рис. 18) . Е с М изотермы наклонены к оси р астяж ен и я под ..углом
Рис. 18. Фронтогене.з (я) и фронтолпз (б), в деформационном поле
63
Менее 45°, вдоль осй растяЖ еййй ймеет место ф ройтогенез, а вдоль
оси сж ати я — ф ронтолиз. Е сли начальны й угол более 45°, то соотношение обратное. О днако и в этом случае угол м еж ду изотерм ам и
и осью р астяж ен и я с течением времени ум еньш ается, т а к что про!1,есс зав ер ш ается ф ронтогенезом. И менно поэтому высотным д е­
ф ормационны м полям воздуш ны х течений придается особенно
больш ое значение при оценке возм ож ностей ф ронтогенеза, тем бо.чее что такие поля часто сущ ествую т продолж ительное время.
Наклон фронтальной поверхности
/
Угол н аклон а стационарной ф ронтальной поверхности опреде­
л яется по ф орм уле М аргул еса ..... ....
/ ч _____ I
I
Дг-
ч
ч - : z 1 5 ^ . х : " ’ т ”
где Гь U] — значение тем пературы и скорости ветра в холодном
, 1-оздухе; Гг, V2 — то ж е в теплом воздухе; Т ^ ~ - ■' — - — среднее
значение тем пературы ; АТ = Г2—7'ь Ло = У1—иг- Н айдем угол н ак л о ­
на стационарного ф ронта в средних ш иротах 1 = 2 да sin ср?» 10~'‘ с"';
g = 10 м/с^;
м/с; V2 ~ 1 0 м/с; A v = vi — v 2 ~ 2 0 м /с (У) и Оа
н ап равлен ы вдоль линии стационарного ф ронта в нротивополож ные стороны ). А Г = Г2—Г 1~ 5°, Г „ ,~ 3 0 0 К. Тогда t g a =
1
90
-щ * • -g- •
•300=»0,01 или а = 35'. И з фо(рмулы (43) видно, что угол н а к л о н а зави си т от р азн о ст^ Т ем п ер а ту р ы и скорости ветра в теплой и х о ­
лодной ВМ. Величины А Т и A v не являю тся независимы ми: с уве­
личением А Т величина А и возр астает обычно ещ е больш е, т а к что
увеличению А Т в зоне фронта, как правило, соответствует увел и ­
чение у гл а н аклон а ф ронтальной поверхности а.
I ^'Аржио отметить такж,е, что при прочих равны х условиях н а к ­
лон фронтальной поверхности тем круче, чем ближ е к полюсу
^ р а с 110лож ен фронт. Н а экваторе, где а = 0 и геостроф ический'ветер
\ невозм ож ен, невозм ож но и сущ ествование наклонной поверхности
f стационарного ф ронта: она п ревращ ается в горизонтальны й слой
1 инверсии. /
'
V ^ 'B пограничном слое атм осф еры расчеты по ф орм уле ('43) не
даю т правильного зн ачен ия t g a , поскольку в этой ф орм уле не уч­
тено влияние трения. В п ределах слоя трения скорость движ ения
ф ронтальной поверхности по высоте увеличивается, а вы ш е уровни
трения почти не изм еняется. Это по-разном у влияет на профиль
поверхности холодного и теплого фронтов в пограничном слое.
f la рйс. 19 схем ати чески -п оказан о искаж ение проф иля .чолодНС1 о и теплого фронтов в пограничном слое.
-64
Сходнмсст;, ветров 3? лини и ф ронта в призех\и10м слое приводит
к возпнкновеншо. восходящ их движ ений. П оэтом у в'близи линий
(^)роитов имею тся наиболее благоприятны е условия для образова-
Рис. 19. Влияние трения на профиль поверхностей (I и II) холодного (а)
и теплого (б) фронтов: / — стационарный, / / — движ ущ ийся фронт.
НИЯ облаков и осадков. П о этой ж е причине не сущ ествует стацио'н ар н ы х фронтов в строгом см ы сле этого слова, поскольку кон вер­
генция, обусловленная трением, вы зы вает восходящ ие движения,»,
воздуха, о б разован ие облачности, а иногда и вы цадание осадков
не только у перем ещ аю щ ихся фронтов, но и у м алоподвиж ны х.
П ри этом следует иметь в виду, что в м алоподвиж ном состоянии
фронт обычно находится непродолж ительное время. ■
О блачны е системы и погода теплого ф р о н т а / '
Теплые фронты являю тся, к ак правило, поверхностями восхо­
дящ его скОльжейия (а н аф р о н там и ). Это значит, что теплый воздух
находится в со сто ян и и 'восход ящ его скольж ения. П ерп ен д и куляр­
н ая к линии ф ронта составл яю щ ая скорости его движ ения больщ е
скорости отступаю щ его клина холодного воздуха. П оэтом у все нО’
вый и новый теплы й воздух подним ается вверх вдоль ф ронтальной
поверхности, ади абати чески о х л аж д ая сь . С одерж ащ ий ся в теплоМ'
воздухе водяной пар достигает насы щ ения и конденсируется, о б р а­
зуя моцщ ую облачную систему, располагаю щ ую ся преим)?ществеипо перед приземной линией ф ронта вдоль кл и н а холодной ВМ.
Основными составляю щ им и этой системы являю тся об л ак а Ci —
C s — A s —Ns. Н и ж н яя граница этой облачной системы прибли зи ­
тельно совп адает с верхней границей ф ронтального слоя, а верх­
няя — бли зка к горизонтальной. П од поверхностью ф ронта наблю латотся р азо р в ан н ы е об л ак а S t fr, особенно в зоне вы падаю щ их
облож ны х осадков. О б л ак а C i — Cs чащ е всего ц ред ставл яю т со­
бой сам остоятельны й слой, верхняя граница которого совп ад ает с
’/ровней м акси м альн ы х скоростей ветра (ось струйного течен и я),
1. е. бли зка к тропопаузе. Н а рис. 20 приведена типичная схема
65 ,
\ ’
вертикального строения й примерные разм еры облачной Системы
теплого ф ронта. В каж дом отдельном случае строение облачной
системы теплого фронта м ож ет сущ ественно отличаться от этой
схемы. Зави си т это от влаж ности теплой 'ВМ, продолж ительности
Рис. 20. Схема теплого фронта: а — иа,приземной карте; б —
иа карте термобарического поля; в — в вертикальном разрезе
сущ ествования циклопа и его интенсивности, величины у п оряд о­
ченных восходящ их движ ений на разны х уровнях, сезона, гео гр а­
фических особенностей рай он а и т. п. В близи центра циклона, где
система облаков теплого фронта наиболее р азви та, ш ирина зоны
66
11,р0 л р щ 1ых 0с а д 110в„.,шЫ1ав.ляет_ g_m
км; вся систел1а
Д.^— Л(5--.жмеет ш ирину 500— 600 км. Зон а об лаков Ci — Cs распо­
л агается перед A s — Ns, ш ирина ее составляет 200— 300 км. Таким
образом , в делом система облаков простирается перед линией
ф ронта на расстояние 700— 900 км, поэтому по х ар актер у изм ен е­
ния облачности мож но судить о приближ ении теплого фронта! На
■рис. 20 видно, что,,изменения погоды при движ ении теплого фронта
на пункт наблю дения происходят в определенной п ослед ователь­
ности:
при первых пр и зн аках ф ронта появляю тся об лака типа Ci, сменяю щ йеся"затё'м' облакам1Г’К , “1 а т е м “ начин'аётс¥‘падо
й пЬстёпенное усиление ветра.
' ' 'Н отом появляю тся Л:5'/;Г, вс,е,бо_лее уплотняю щ иеся и переход,ящие в A sop, а затем в N s и н ачин ается вы падение осадков. Д а в л е ­
ние п р о до л ж ает п о н и ж а т ь с я ,' а ветер усиливать; Температура
воздуха повы ш ается. С приближ ением ф ронта понижение д авления
зам ед ляется, а ветер п род ол ж ает усиливаться, достигая н аи бол ь­
шей величины перед прохож дением ф ронта.
П рохож дение ф ронта отм ечается бы стры м повыш ением темпе^ратуры , резким поворотом ветра вправо, прекращ ением или р е з­
ким ослаблением п ад ен ия д авлен ия, п рекращ ен и ем осадков.
П ри скорости теплого ф ронта около 30 км /ч продолж ительность
прохож дения системы облаков теплого фронта через пункт н аб л ю ­
дения составляет около 1 суток, а вы падение облож ны х осадков —
около 10 ч.
В ночное врем я облож ны е осадки на теплом фронте наблю • даю тся чащ е, чем днем, и в виде более ш ирокой зоны. Это вы звано
ночным радиационны м охлаж дением верхней границы сплошного
облачного покрова, увеличением вертикального тем пературного
градиента и усилением вертикального п ерем еш ивания внутри о б ­
л ак а.
Внутри области осадков часто н аб лю д ается туман, oбycлoвлeи^■
иый притоком водяного п ар а в холодны й воздух за счет испаренич
осадков и в меньш ей степени адиабатическим охлаледением в о з ­
д у х а в связи с пониж ением давлен ия.
В ы падение гнетя п крел, теплы м ф ронтом зимой часто соп ровож ­
д ается метелями. Если при отрица'тельной тем пературе в п ризем ­
ном слое н ад ф ронтальной поверхностью тем пературы п олож и тель­
ные, то вы падаю щ ие капли д ож д я в переохлажденном- состоянии
достигаю т поверхности зем ли, что приводит к образован ию г о л о ­
леда. С приближ ением ф рбнта видимость чащ е всего ухудш ается.
В теплом ■зафронтально:М'-воздухе в больш инстве случаев н аб л ю ­
д ается пасм урная погода, возм ож ны туманы , морось, иногда с л а ­
бые осадки. В случаях, когда восходящ ие движ ения вблизи линии
ф ронта приобретаю т х арактер конвективны х, осадки переходят в
ливневы е и иногда сопровож даю тся грозам и.
5*
.
67
О блачны е системы и погода холодны х фронтов
'III/
/
О блачны е системы и погода -холодных фронтов зави сят от скоростд^;пе.р£мещения этих ф р онтов, свойств теплого" воздуха: и х а ­
рактера'"^вертикальны х движ ений теплого воздуха н ад клином
холодного. По этим характери сти кам принято р азл и ч ать д ва рода
холодны х фронтов.
f U i viVlXi^SufirT
I:Х о ло д н ы е фронты 1-го ро<Эа — медленно движ ущ иеся. Теплый
воздух схр.ати,фициров,ан достатрчн^'устбичиво, в нем не вознш й е т
^ подъем этого воздуха перед вторгаю щ им ся холодным
возд^^ом происходит упорядоченно.
В восходящ ем теплом воздухе происходит конденсация в о д я ­
ного п ара и о б разован ие Облаков упорядоченного подъем а подобно
тому, к а к это, бы вает на теплом фронте, но облачность и осадки
при этом, располагаю тся в основном за' линией ф ронта, напом иная
зеркальн ое отраж ен ие облачности теплого фронта (рис. 21).
Рис. 21. Схема облаков холодного фронта 1-го рода.
Если на холодном фронте 1-го рода при преобладании облаков
упорядоченного подъем а появляется конвекция, то cositasxjH с л о ж ­
н ая система облаков слоисты х и кучевых форм, аналоги чн ая о б л а ­
кам теплого фронта с грозам и. О садки.холодного ф ронта 1-го род а
ь'ачинаю тся на небольш ом расстоянии перед ери зем нои ^шннен
ф ронта и в основном вы п адаю т з а фронтом уж е в холодном в о з­
духе. '
[ Ш ирина зоны облачности, ее мощ ность и соответственно, ш ири­
на зоны осадков прим ерно вдвое меньше, чем у теплого фронта.
68
Г^
.
П од основной системой облачности образую тся о б л а к а ,
ж ед-возн и кать и ф ронтальны й тум ан. Таким, образом , в отличие от
теЬлого фрбйтаУ облачны е системы холодного ф ронта 1-го рода не
позволяю т зар а н е е о б н ар у ж и ть его приближ ение. .
Х олодШ 1ё~ф'§онп^^^^ 2 '2 0 уроЭй..— .бы стродвиж ущ иеся...Теплы й воздух стратиф ицирован неустойчиво и содерж ит сравнительно боль­
шие зап асы влаги. Б ы строе перем ещ ение клйна холодного воздуха
вы зы вает вы нуж денную интенсивную конвекцию ' вытесняемого
'.•енлого воздуха в узком пространстве у передней части ф рон тал ьиой новерхности, а нисходящ ие двил^ения теплого воздуха над
остальной частью поверхности холодного ф ронта препятствую т
распространению облачной системы за линию фронта. В озни каю ­
щ ая об лачн ая система (представляет собой в основном вал мощ ных
облаков СЬ (рис. 22), при растекани и которы х могут об разоваться
в небольш ом количестве Ci, Сс, А с и Sc, а под н ики, в зоне в ы п а­
даю щ их ливневы х осадков, обычно н аблю даю тся Sj-fr или Си ]г
плохой погоды.
Ш ирина зо ны перед-Фронтом.. в -которой л аблю дается. С 6’.и вы,г
п ад аю т ливневы е осадки, составляет 50— 100 км, так что иа прпзём 1дых к ар тах обычного м асш таба она ие всегда м ож ет быть вы ­
явлен а. В ал облаков СЬ м ож ет быть несплош ным, а ночью обла'ка
могут разм ы ваться. В дневное врем я в связи с прогреванием под­
стилаю щ ей поверхностй и развитием турбулентны х движ ений уси­
ливаю тся конвективны е движ ения, п риводящ ие к наибольш ем у
развитию облачности и осадков холодного ф рон та, н ад сушей в
послеполуденны е часы.
f
П ри надви ж ени и холодны х фронтов на п ункт наблю дения про- '
исходят следую щ ие изменения метеорологических элементов. А т­
м осферное давл ен и е перед фронтом ч ащ е всего, слабо пониж ается, “
а и н о гд ^"н ^скр1~ько~возраст'Я^^^
прохож дения фронта оно' бы ­
стро повышаетсяГ'НЩр.ав.лши.е^_в.ехра
как' и в
случае теплого ф р о н та.. но поворот вправо в момент прохож дения
' линии холодного ф ронта более зна.читёльньш и ' резкий.' О дн овре­
менно резко усиливается скорость ветра. Т ем пература и абсолю т­
ная вл аж н о сть воздуха нри прохож дении фронта, к ак правило, по­
ниж аю тся; видимость улучш ается, особенно если воздух перед
фронтом был тропический. П рохож дение холодного ф ронта летом,
часто сопровОж,дается ш к вал ам и и грозам и, а зи м о й —^метелями.
Внутри холодной ВМ в барических лож 'бинах в ты лу циклона
за основным холодны м ф ронтом могут возни кать вторичны е хо­
ло дн ы е,ф р о н ты . Они ,..имею.т ,систему об лако в и осадков, сходную
с системой о б лаков и осадков холодного фронта 2-го рода, однако
вер ти кал ьн ая протяж енность облаков меньш е протяж енности ,об ­
лаков о сн овн ы х'холод н ы х фронтов и осадки слабее. В отдельн ы х,
случаях м ож ет бы ть несколько лож бин и вторичных фронтов.
В следствие этого после кратковрем енного прояснения, наступаю I
69
щего всл ед за прохож дением основного ф ронта, при прохож дении
вторичных фронтов вновь появляется конвективная облачность, з а ­
частую с ливневы ми осадкам и.
Рис. 22. Схема холодного фронта ,2-го рода: а — на прнземн.!';
карте; б — на карте термобарического ноля; s — в вер '1 икальном разрезе.
70
О блачны е системы и погода фронтов окклю зии
П ри р азвит и
а _ хо;юдыъщ_,ф,р1Л1т,. в _ е ш ты ловой части.
,™ жетс.я,ГбыстрееГ51м
(рис. 23 а ) . В
{эИультате холодный воздух, иаходяндийся за холодны м фронтом,
н агон яет холодный воздух, располагаю щ и йся перед теплы м ф рон­
том, и см ы кается с ним
(рис. 23 б ) . Теплый в о з­
дух, н аходящ ийся меж ду
ними, вы тесняется ввер'Х.
В ытеснение теплого в о з­
духа п родолж ается и пос­
ле см ы кания фронтов. В
р езу л ьтате теп.лая ВМ все
Золее у д ал яется от земной
чо^ерхнасти (рис. 23 в ).
П оверхность
разд ел а
м е ж д у т ы л о в о й и перед­
ней массам и холодного
воздуха назы ваю т п о в е р х ­
ностью оккл ю зи и . Л инию
■?.е' переселения с п оверх­
ностью зем ли н азы ваю т
нижним.^. фронтом о к к л ю ­
зии. А участок ф р о н т а 'в
гво'боднОй
атм осфере,
вдоль которой граничат
все три ВМ,
в е р х н им
фронтом о ккл ю зи и . Всю
;исТ'е.му-_&^целом н а зы в а ­
ют фронтом о к к л ю зи и или
Рис. 23. к образованию фронта окйлюзии.
тросто окклю зией. Точку,
Стрелкой показано направление перемеще­
ш чиная ОТ которой хо­
ния фронтальных поверхностей.
лодный и теплый фронты
на приземной карте вош ли в соприкосновение, н азы ваю т точкой
окклю зи и .
Е сли впереди л е ж а щ а я холодн ая' м асса X B j холоднее массы
XBi (рис. 23 г ), то нижний фронт >будет теплый,, а если холоднее
'■ыловая м асса XBi (рис. 23 д ) , то нижний фронт ок к л ю зи и будет
холодн ы й . В теплом и холодном ф ронтах окклю зии разл и чаю т л и ­
нию соответственно в е р х н е го х о л о д н о го и в ер х н его теплого ф рон ­
тов (точка Д на рис. 23 г и ^ ).
Эти ж е термины употребляю тся д л я обозначения проекции ли:
ний верхних фронтов на зем ную поверхность (точка Д ') . П оскол ь­
71
ку проекция верхнего ф ронта, к а к правило, располож ена близко
от приземного, то на к ар тах погоды их раз];рапичить практически
невозмож но.
Н а рис. 24 приведены схемы теплого и холодного фронтов о к ­
клю зии и соответствую щ их им терм обарических полей. К ак на т е п ­
лом, т а к и на холодном ф ронтах окклю зии имею тся три облачны е
системы: преж них теплого и холодного и вновь возникш его ийжiiero фронтов: О блачны е системы распростран яю тся цо 'о б е сто ­
роны от призем ного фронта окклю зии, особенно у .холодного. По
своим внешним п ризн акам теплый фронт окклю зии сходен с теп-
Рис. 24. Схемы теплого (а) и холодного (б) фронтов окклюзии и соответ ■
ствующих им термобарических полей (в, г ) .
72
лым фронтом, а холодны й фронт окклю зии с холодны м фронтом
1-го рЪда. П оэтом у все признаки, относящ иеся к теплому фронту и
холодному ф ронту 1-го рода, с п р а в е д л и в ы е для соответствую щ их
фронтовЮ кклю зии, однако у последних они вы раж ены слабее. При.
приближ ении ф ронта окклю зии д авл ен и е п ониж ается, после прол о ж д е и и я п о в ы ш а е т с я . Зн ачительны й поворот н ап равлен ия в ет­
ра вправо (иногда почти на противополож ны й) н аб лю д ается при
прохож дении линии ниж него фронта. Н аи б о л ьш ая скорость ветра
н аблю дается п еред верхним холодны м ф ронтом (теплый фронт
окклю зии) и при прохож дении ниж него холодного фронта окк лю ­
зии.
Т еплы е фронты окклю зии н ад Европой чан1,е наблю даю тся в
холодное полугодие, .когда холодны й заф рои тальн ы й воздух, п о­
ступаю щ ий с А тлантики, теплее предф ронтальпого холодного коптинентального воздуха. П ри этом иногда наблю даю тся метели,
реж е — гололеды .
Х олодные ф ронты о к к .л ю з ш .1;ипи‘п-1Ь1 д л я лета. В доль этих
фронтовГдередкб на
грозы, в том числе и вдоль сильно
]тазмытых фронтов, а та к ж е тум аны , особенно при кратковрем ен ­
ных ночных прояснениях в зоне фронта.
Н ейтральн ы е фронты окклю зии чащ е всего имеют систему
облачности и осадков, сходную с системой облачности и осадков
теплы х ф ронтов окклю зии.
Высотные фронтальные зоны и струйные течения
В пределах верхней тропосф еры и ниж ней стратосф еры сущ ест­
вую т переходны е зоны м еж ду вы сокими холодны ми циклонам и и
высокими теплы ш г'^тТЩ Ж Л отам н'.'Э таТГёреходны е зоны получили
н азван и е высотны х 'ф рон тальн ы х зон (В Ф З ). Р азм ер ы В Ф З ог­
ромны: ш ирина составл яет сотни километров, дли н а вдоль основ­
ного потока — несколько ты сяч килом етров, вы сота — несколько
килом етров. В Ф З являю тся областям и атм осф еры ,в.которы ^х ской.
центрированы огромны е зап асы кинетической и внутренней эн^эгий, .поскольку в,н и х н аблю даю тся значительны е градиенты д а в л е ­
ния (а следовательно, и скорости BeTpaJ и тем пературы .
здесь происходит 'пр¥ббраз6ваниё~однот(Гвида энергии в другой.
f i a к а р тах а б сол ю тной и относительной.топографии:, В
с'йвляютс^_в виде обЖёти... сгущ ения изогипс. Центральная изо■!'ипса"в '6бла^сти н азы вается осево'и;"Прй входе в эту зону изогипсы
сб лиж аю тся, о б р азу я «вход» В Ф З, а вы ходя из н е е — расходятся,
о б р азу я «дельту» В Ф З. В Ф З обычно св язан ы с одним или н есколь­
кими основными тропосф ерны ми (вы сокими) ф ронтамй. О тдельны е
В Ф З, переходя одна в другую , опоясы ваю т п о лу ш ар и е,” об разуя
п лан етарн ую высотную ф ронтальную зон у (П В Ф З ), Таким обра..............................................
' - .
■
73
SOM, ВФЗ можно рассматривать как звенья ПВФЗ. ПВФЗ расйол агается преимущ ественно зонально, но м ож ет иметь волны б оль­
шой ам плитуды меридионального н ап равлен ия.
С П В Ф З тесно связан ы процессы о б р азо в ания и разви тия циксвою очередь эти процес^ьГ гГриводят к
о бразован ию волн в области П В Ф З, ее ветвлению и деформ ации.
О бразован и е П В Ф З объясняю т наличием в пределах п олуш а­
рия различны х по своему р ад и ац и о н н о м у 'б ал ан су ш иротных зон,
Б \п р ед е л а х которых ф ормирую тся воздуш ны е массы различны х
географ ических типов, а так ж е процессов, аналогичны х процессам
ф ронтогенеза, но планетарного м асш таба.
^
С П В Ф З тесно свяаат л струйные течен
(С Т ), под которы ми
I "п о н и м а ю т с я сильные у з к и е .в о з д у щ
тропосфере и стра‘ '(Юсфере, характери зую щ и еся значительны м и .градцентами .скорости
и'больш ой" горизонтальной. протяж енностью Г Д л и н а СТ изм еряется
. Т ы сячам и километров, ш ирина — сотнями километров, вьтсота
несколькими килом етрам и. З а границы СТ принято считать изотаху 3.0 м/с ,(100„км /ч). В ертикальны й гради ен т скорости ветра в СТ
превы ш ает 5 м)с .на. .1 км,, а горизонтальны й — 10 м/с на 100 км.
Т'Гин^я с м аксим альной ■скоростью ветра в п ред ел ах П В Ф З н а­
зы вается осью СТ. Н а практике чащ е имеют дело с горизонталь*
ной осью СТ — линией м аксим альной скорости ветра на данном
уровне или на данной изобарической поверхности.
В доль -оси СТ скорость ветра неодинакова. В ы являю тся под­
виж ны е максим ум ы скорости, перем ещ аю щ иеся вдоль оси СТ с
меньшей скоростью , чем скорость на оси СТ, и претерпеваю щ ие
эволю цию . С корости ветра в СТ н ад холодны ми ф ронтам и больш е,
чем н ад теплыми. Если см отреть вдоль-оси СТ, то л ев ая его сторона н азы вается , циклонической, п р ав ая — антициклоничеокой.
...Большой интерес к изучению СТ ц.„их.прогнозу обусловлен оп­
ределенной св я зь ю 'С Т сГ’вШ нита
р азви ти е^^
vi
адти.цикл№
зоны сильной болтанки. С ними
связан о о б разован ие облачности, и они об ладаю т огромньш й_за'па.... ..................
.....................
Ч’ам и кинетическО 'О ^
-щ 'у с д о д й я м ло кал и зац и и разли чаю т струйные течения:
арктические СТ (в среднем севернее 65° с. ш.) с осями на в ы ­
сотах 6— 8 км;
V
СТ умеренны х ш ирот (в зоне 45—65° с. ш.) с осями иа вы со­
тах 8— 12 км;
субтропические СТ (в зоне 30° с. ш.) с Осями на вы сотах 12—
17 км;
^
•
эквато р и ал ьн ы е СТ, имеющие, в отличие от пре,дыдущих типов,
. вхзсточное н ап равлен ие с осями на вы сотах более 25—30 км;
'стр ато сф ер н ы е СТ умеренны х и высоких ш ирот так ж е восточ­
ного н ап равлен ия с осями на вы сотах более 15 км.
74
З.З. ц и к л о н ы и АНТИЦИКЛОНЫ
Общие сведения о циклонах и антициклонах
В зависим ости от географ ического рай он а и особенностей воз
никновения и р азви ти я разл и чаю т следую щ ие виды 'барических
о'б]эазований:
внет ропические
циклоны — ф ронтальны е
и неф ронтальны е
(местные, терм ические). Н есколько циклонов, разви ваю щ и хся иа
одном основном фронте, об разую т семейство (серию ) циклонов;
тропические ци клон ы — ураган н ы е (ураганы , тайф уны ) и с л а ­
бые циклонические о б разован и я экватори альн ой зоны;
внет ропические ант ициклоны — промеж уточны е (м еж ду ц и кло­
нами одного сем ей ства), заклю чи тельны е (в ты лу последнего ц ик­
лона сем ейства) и неф ронтальны е (местные, терм ические);
субт ропические антициклоны.
От н аправлений перем ещ ения (отк^^аа перем ещ аю тся) р а зл и ­
чаю т следую щ ие траектори и циклонов и антициклонов: .северные,
зап ад н ь1е,_юждыд.ж_во^^^^
которы е часто обозначаю тся добавбчньш и терм инам и или б о л её детальны м 'ук азан и ем географ иче­
ского рай он а их зар о ж д ен и я или перем ещ ения. К а к правило, ц ик­
лон и антициклон перем ещ аю тся с за п а д а на восток с составл яю ­
щ ими, н ап равленны м и к высоким ш иротам у циклонов и к низким
ш иротам у антициклонов.
И м ею тся районы , в которы х циклоны и антициклоны часто с т а ­
новятся м алоподвиж ны м и и сущ ествую т дли тельн ое врем я. В т а ­
ких' сл у ч аях говорят о синоптических центрах действия атм осферы
и у казы в аю т их географ ическое полож ение.
ГХо_лертикаданой_ прдхяженнохш„ЦЩ Лойы. и .. а
р азд ел яю тся н а /н и з к и е , у которы х зам кн уты е изобары н а б л ю ­
даю тся др7высотьГ1--;^2км^^ средние, у которы х зам кн уты е изобары
н аблю даю тся д о высоты 3— 4 км, в_ыса&ие,-у которы х зам кнуты е
изобары н аб лю д аю тся до высоты 5 км и выш е, верхние, у которы х
и зобары отм ечаю тся на некоторы х уровнях трШасферьТ, но отсут­
ствую т у зем ной поверхности, и стратосф ерны е, простираю щ иеся _
нз тропосф еры в ниж ню ю стратосф еру или сам остоятельно о б р а з а -'
вавш и еся в стратосф ере.
В атм осф ере непреры вно происходит образован ие, р азв и ти е и
затухани е циклонов и антициклонов. П родолж и тельн ость жизни
ф ронтальны х циклонов и ан твдиклонов около 5—-7. дней, но .при
благоприятны х условиях они могут сущ ествовать и значительно
дольш е.
Ц иклоны и антициклоны в процессе своего разви тия проходят
р яд стадий:
.
^
■ н а ч а л ьн а я стадия я т .стадия возн икн овения, ц и кл он а (аитицик- '
л о н а ) о т первы х призн аков зар о ж д ен и я до появления первой
зам кнутой изобары , кратной 5;
. .
'
7S
стадия м о л о д о го ц и кл он а (антициклона) или стадия у г л у б л е ­
ния циклон а (у с и л е н ш антициклона)-,
стадия м а к си м ал ьн о го развития' циклон а (а н ти ц и к л о н а);
стадия за п о л н ен и я ц иклон а (ослабления или разруш ен ия ан
ти'циклона).
П ри переход е от стчдии к стадии сущ ественно меняется термобар^еское^
гори зон тальн ая^^
и ха­
рактеристики погоды циклона и антициклона. Обычно в процессе
разви тия циклон (антициклон) п р ев р ащ ается из низкого п одви ж ­
ного барического, об разован и я в высокое м алоподвиж ное о б р азо ­
вание. П родолж ительность каж д ой стадии колеблется от н есколь­
ких часов д о нескольких суток. Н аим енее продолж ительны н а ч а л ь ­
ные стадии развития.
. Ц иклон и антициклон не обязательн о п роходят все стадии развит|та7"ЛТблод6Г''ад^^
м ож ет н ач ать 'зап о л н я ть с я , а молодой ан -’’
тйцнклон разрз'ша*4'ься, не получив м аксим ального разви тия. Д е
леиие периода сущ ествования циклона (антициклона) на стадйи
носит условный характер, т а к к ак м еж ду стадиям и нет резких
грациц.
С корости перем ещ ения циклонов и антициклонов колеблю тся в
ш ироких пределах. В начальной стадии разви ти я низкие циклоны
[! антициклоны перем ещ аю тся со скоростям и 40— 50 км/ч, а иногда
и более; в поздней стадии, когда они п ревращ аю тся в высокие о б ­
разо ван и я, скорость перем ещ ения ум еньш ается и они становятся
малоподвиж ны м и. С редняя скорость перем ещ ения циклонов и ант ициклонов составляет 30— 40 к м /ч ..
' Теоретические основы циклогенеза и антициклогенеза
П роцесс о б р азо ван и я и углубления (усиления) циклонов (антиги клонов) н азы вается циклогенезом (анти ц иклогенезом ).
Ц иклогенез и антициклогенез взаи м освязан ы . П ракти чески это
единый процесс; в одном районе созд ается деф ицит массы , а в со­
седнем — избы ток. Общ им явл яется и то, что разви тие соседних
циклонов и антициклонов связан о с одной и той ж е ВФ З, но с р а з ­
личными ее участкам и. У словия возникновения и разви тия-Ц и кло­
нов и антициклонов в свободной атм осф ере мож но рассм атри вать
на основании качественного ан ал и за уравн ен ия локального и зм е­
нения вертикальной составляю щ ей вихря скорости, которое мож но
зап и сать в следую щ ем виде:
I '
dt.
дТ ,
и -—
дх
дТ
ду
( S , - f /)
1й
ду'
да
3Q , ,
dQ ,
а ^
-Ь V - ~
дх
ду
ду
ду!'
(44)
П ервы й член правой части уравнения (44) д а е т локальное
менение вертикальной составляю щ ей вихря скорости в зав и си м о ­
сти от адвективного изменения тем пературы воздуха. П ри адвекции
тепла этот член отрицателен, а при адвекции холода — п олож ите­
лен. С ледовательно, под влиянием одного этого ч лен а 1при-..йдре1Гпии т еп л а^в о зн и к ает и уси ли вается S
(о тр и ц а­
тельны й) вихрь и о сл аб ев ает имею щ ийся циклонический (положи,тельны й) вихрь. П од влиянием~ад^евдШ г“Хожота7 'н а0борот;"возииli.aeT или уси ли вается 'Щ клонйческйи"Х пблож ительны й) вихрь и
о сл аб евает имею щ ийся антйциклонический (отрицательны й) вихрь.
В торым членом учиты вается эф ф ект влияни я м еридионального
переноса воздуха на л окал ьн ое изменение вихря скорости. С уве­
личением щ ироты I возрастает, а с уменьш ением — убы вает. С л е­
довательно, в воздуш ной массе, д ви ж ущ ей ся к северу, У - ^ > 0 и
под влиянием только этого ф ак то р а при прочих равны х условиях
возни кает или уси ли вается ацтициклонический вихрь, а при д в и ж е­
нии к югу — возни кает или уси ли вается циклонический вихрь.
Третий член х ар актер и зу ет зависим ость d Q J d t от адвекции вих­
ря скорости. Это слагаем ое больш е всех других слагаем ы х и н азы ­
вается вихревой составляю щ ей уравн ен ия тенденции вихря ско­
рости (44). А нализ третьего слагаем ого, представленного в н ату ­
ральны х координатах, позволяет установить следую щ ее;
полож ительн ая адвекц и я вихря скорости имеет место в п ер ед ­
ней части высотной лож бины (особенно в случае дивергенции цик­
лонически изогнуты х изогипс при уменьш ении их кривизны по
потоку) и -в ты ловой части высотного гребня (особенно в случае
конвергенции антициклонически изогнутых изогипс при увели че­
нии их кривизны по п о т о к у );
. отр и ц ател ьн ая ад векц и я вихря скорости имеет место в ты ловой
части высотной лож бины (особенно в случае конвергенции ц икло­
нически изогнуты х изогипс при увеличении их кривизны по п ото­
ку) и в передней части высотного гребня (особенно в случае д и ­
вергенции антициклонически изогнутых изогипс при уменьш ении
их кривизны по п о току). ’
Ч етверты й член уравн ен ия (44) о тр а ж а е т влияние гори зон тал ь­
ной дивергенции скорости ветра на изменение вертикальной с о ­
ставляю щ ей вихря скорости. В связи с волновы м движ ением
П В Ф З действие этого фак'гора значительно менее устойчиво во
времени по сравнению с влиянием трех преды дущ их и п рактически
оценка степени влияния его на изменение вихря скорости затруд гшт^ельна.
С огласно ф орм уле (38),
—
С ледовательно, ,
11
dt
idt ^
I
^
d f
■
^ ^
В ы раж ение (45) мож но подставить в уравнение (44) и реш ать его
относительно dH/ d t . Н а основе такого подхода м ож ет быть в про­
стейш ем виде реш ена за д а ч а численного прогноза л окальн ы х и з­
менений высот изобарических поверхностей, т. е. шрогноза бари че­
ского поля.
С ледует зам етить, что знаки у d Q J d t и d H ld t противополож ны .
Д ействительно, при полож ительн ай адвекции вихря скорости,
наприм ер в связи с приближ ением ц ик лон а,-н аб л ю дается падение
давлен и я и пониж ение высот изобарических поверхностей. С л ед о­
вательно,- при
имеем
дН
>0
имеем ^ < 0 -
Аналогично цри
<0
^
- ^ > 0 .,
В к л ад рассм отренны х ф акторов в л окальн ое изменение вихря
скорости особенно велик в рай он ах с больш ими гради ен там и тем ­
пературы , д авл ен и я и 'больш ими скоростям и ветра, т. е. в В Ф З со
связанны м и с ними СТ.
Условия возникновения циклонов и антициклонов ,/
_ Теория и опыт показы ваю т, ,НТО возвджновение циклонов и а н ­
тициклонов с в я З а м
В этих случ аях во ф ронтальной
'.юне тропосферы кон-грасты средней тем пературы м еж ду холодны ­
ми и теплы ми м ассам и воздуха достигаю т 8— 12° С и более на р а с ­
стоянии 1000 км (перпендикулярно изогипсам О Т ). Ч,ем-.-больше
величина- контрастов..тем пературы , тем интенсивнее' в последую ­
щем углубляется циклон- и--у&илиВа.ется антициклон.
Р азви ваю щ и й ся циклон (антициклон) зар о ж д а ется обычно на
антициклонической (циклонической) стороне СТ и лиш ь в п р о ­
цессе д альн ей ш его р азви ти я переходит на циклоническую (антициклоническую ) сторону.
Н а рис. 25 а приведена схема терм обарического поля тропосф е­
ры, н аи более благоприятного д л я ц иклогенеза в приземном слое,
а на рис. 25 б — д л я антициклогенеза. И так, возникновение цикло
на „у поверхности зем ли чащ е всего п р о и с х о д и в п"од
частью высотной лож бины или ты ловой частью высотного гребня,
"а'-агн'ТйДиклона — п о д/п еред н ей частью , высотного гребня или тььловбй частью. ло-жбины.
Н епосредственны м п ризн якож . ф орм ирования нового циклона
(антициклона) на приземной к ар те погодЫ~я'вЩкттся образован ие
и усиление области относительного пониж ения (повыш ения) дав•тения'в данном районе. О б разуется зам к н у тая и зобара и одновременно^^оформляется циклоническая (антициклоническая) ц и рк уля­
ция воздуха. И н огда т а к а я об ласть пониж ения (повы ш ения) д ав"71 ■.
,"
ления возни кает в малргрйдйеНтМрм барйчёском поле; тогда пр8‘
й схадих бы строе,ф орм и ровани е довога,.^^^^
(ан ти ц и к л о н а).
' Т1одавляю ц1ёе больш инство^подвиж ны х циклонов возни кает на
тропосф ерны х фронтах,^причем в циклон вовлекаю тся обе воздуш ­
ные массы; р^азделенийе фронтом^ М еханизм этого процесса, сог-
Рис. 25. Схема термобарического поля тропосферы, наиболее благоприят­
ного: а — для циклогенеза, б — для антициклогенеза.
ласно волновой теории циклогенеза, связан с возникновением на
фронте динам ически' неустойчивых волн^ В образован ии таких
волн играет роль к ак разры в плотности и скорости ветра на ф рон ­
те, т а к и отклон яю щ ая сила вращ ени я Зем ли. Д л и н а такой вод-,
ны — от нескольких сотен до 2 —3 тыс. км. Волны м алой длины
(до нескольких сот килом етров) динам ически устойчивы и с нимисвязан ы лиш ь неглубокие возмущ ения в барическом поле. Волны
длиной в пределах 800-—2800 км неустойчивы и поэтому часто п ре­
вращ аю тся в зам кн уты е высокие циклонические и 'ан ти ц и кл о н и ч е­
ские вихри.
Ц иклоны обычно проходят сериями: вслед за первым циклоном
идет второй, з а ним — третий и т. д. В серии м ож ет быть до пяти
циклонов. В среднем период прохож дения циклонической серии че­
рез какой-либо район равен 5,5 суток. К аж д ы й новый член цикло­
нической серии оказы вается «несколько м олож е» преды дущ его
Циклона, п родолж аю щ его р азв и в а ть ся ' К тому времени, когда,
очередной, второй или третий циклон достигает стадии н аи боль­
ш его разви тия, первый циклон становится уж е окклю д и рован 11ым
и м алоподвиж ны м . П одвиж ны е циклоны в ряде случаев могут
войти в систему малоподвиж ного, вы звать его регенерацию и обра■ .
^
79
ловать обш ирный стационарны й циклон (чащ е м йогбцейтрбвы й).
который н азы вается ц ентральны м циклоном.
Ф ронтальны е циклоны чащ е всего возникаю т на м алоп од ви ж ­
ном холодном фронте,
теплом фронте и у точки окклю зии.
Во всех случаях д л я дальнейшего:- разви тия возникш его ц икло­
на необходимы таки е циркуляционны е условия, при которы х обес-^
печивается относительное понижение д авл ен и я в районе возникЛ
ш его циклона.
В озникновение и разви ти е фронтскгьных антициклонов связано
с В Ф З. В отличие от циклона, линия фронта не м ож ет проходить
через центр антициклона. Это видно из общ их п редставлений об
условиях ф ронтогенеза. В оздух от центра распростран яется во
«се стороны, что исклю чает возм ож ность сближ ения разнородны х
ВМ вблизи центра. Л иния ф ронта м ож ет проходить лиш ь по О'К. раине антициклона или пересекать его гр еб ен ь по„лииии, п рибли ­
зительно норм альной к оси гребня. В этом случае на линии фронта
изобары так ж е изогнуты лож бин ообразн о, но лож б ин а вы р аж ен а
менее, чем в системе циклона.
'
,
Выш е пограничного слоя ф ронтальны й слой иногда м ож ет р а с ­
п олагаться в центральной части антициклона. О днако д ля центгральной части антициклона более характерн ы м явл яется о б р азо ­
вание слоев инверсии, имеющих разли чн ое происхож дение.
П р и зем н ы е слои и н верси и (дадиационны е и адвективны'ё) в ав- "
тиц&КЛон№ --вознйка1б‘т ' в*' связи
призем ного слоя
Ёоздуха от подстилаю щ ей поверхности. Л р и разруш ении только
ниж ней части приземного слоя инверсйи (под влиянием прогрева
подстилаю щ ей поверхности в дневны е часы ) в верхней остается
тонкий инверсионный слой, назы ваем ы й и н верси ей внутри п о гр а
ничного слоя.
— —ФортШ|рование слоев инверсии, в^антициклонах происходит так.же при опускании воздуха и .последую щ ем его растекани и по г о ­
ри зонтали. 4" акие инверсии н а з ы в а щ и н верси ям и оседан и я . Слои
инверсии вы ш е пОх^раничного слоя обычно явМ 'ю тся инверсиями
оседания. Здесь ж е могут об р азо в аться/сло и инверсии в результате
де'$орм ации ф ронтальны х слоев, когда таки е слои практически
становятся горизонтальны м и.
. ’ '
Особую группу, не связанную с антициклонам и, представляю т
дин ам ические и н верси и з б л т и уровня м аксим ального ветра. К зо ­
не с м аксим альной скоростью ветра воздух п одтекает со всех сто ­
рон, снизу и сверху. В восходящ ем потоке тем п ература воздуха
адиабати чески п ониж ается, а в нисходящ ем — повы ш ается. Таким
образом возни кает п ерераспределение тем пературы и в средней
частй зоны больш их скоростей возн и кает инверсия.
80
С воеобразны м и слоям и инверсии или изот(?рмин являю тся тро
мопауза и расположии-тая вы ш е и и ж и яя стратосф ера. И х формн
роваиие происходит под влиянием радиационны х процессов.
В ы деляю т д ва типа ф рон тальны х антициклонов.
П ромеж ут очные антициклоны возни каю т м еж лу отдельны ми
циклонам и одной серии. Н ап равл ен и е и скорость перемещ ения та< ких антициклонов совп адает с н аправлением и скоростью движ ения
циклонов. Н а приземной карте они чащ е всего представлены в ви ­
де гребней.
•
,
Заклю чит ельн ы е ант ициклоны являю тся основным типом ф рон­
тальных антициклонов. Они образую тся за холодны м фронтом в
ты лу иоследиего циклона серии. Р азв и ти е заклю чительного ан ти ­
циклона об ры вает процесс ц иклогенеза на д анной ветви основного
фронта. Н ап р авл ен и е перем ещ ения такого антициклона не совп а­
д ает с н ап равлен ием дви ж ени я циклонов; он перем ещ ается в о с­
новном с севера на юг с некоторы м отклонением к востоку и ред ­
ко — к зап ад у .
Свойства фронтальных циклонов на различных стадиях развития
В п ер во й началш ой_ стадии (стадии во л н ы ) возникш ий на ф рон­
те ццклон, к а к систем а течений с зам кнутой циркуляцией вдоль
первой зам кнутой изо‘бары , п оявляется лиш ь в ниж них слоях тр о ­
посферы (рис. 26 а ) . И скривление ф ронта и линий тока таково,
что в передней части возникш его циклона ф ронт приним ает х а р а к ­
тер теплого ф ронта, в ты лу ж е — х ар актер холодного ф ронта, т. е.
па, нем о б р азу ется волна. Ц ентр„возникш егй цшслона совп ад ает с
верш иной ВОЛНЫ.
Рис. 26. П ервая стадия развития циклона.
- изогиисы, 2 —^изотермы, 3 — изобары, 4 — линии нулевой
5.— линии нулевой изотенденции.
адвекции,
81
в терм обарическом поле тропосферы, представляю щ ем собой
В Ф З, та к ж е обнаруж и вается 1^олнообразиое возмущ ение с вы сот­
ным гребнем над передней областью приземного циклона и вы сот­
ной лож биной н ад его тыловой, областью . Ч ерез центральную часть
приземйого циклона, располож енную под дельтой В Ф З (передняя
часть высотной л ож б и н ы ), проходит линия нулевой адвекции, ос­
тав л яя адвекцию тепла н ад центральной и передней частям и образо вавщ его ся циклона, а адвекцию холода — над тыловой. В этих
чонах адвекция способствует и з51енецию д авлен и я у поверхности
земли. Б олее сущ ественная роль вихревы х и дивергентны х факторов
1)зменения давлен ия. В передней части лож бины { d H l d t ) вихре­
вое < О, что способствует падению д авлен и я под передгл'ей частью
высотной лож бины . В дельте высотной фронтальной зоны наиболее
ьероятн а отри цательная дивергенция скорости, от чего дивергент­
н ая со ставляю щ ая изменения д авлен и я в д якл о н е отрицательна.
В итоге сум ма воздействий вс^-х ф а к т ^ 'о в приводит в этой стадни к дальн ей щ ем у углублению циклоъ^а' и перемещ ению его в н а ­
правлении высотных течений.
/'
П ризем ное изаллобарическое no|ie в первой стадии разви тия
циклона имеет вид, п редставлен н ы й на рис. 26 б. Ц ентры очагов
сум марного изменения давлен ия располагаю тся так, что наибольщее падение д ав л ен и я оказы вается впереди теплого фронта, а наи.-г^ольш ий его рост — п озад и холодного фронта.
6 ^ ) Вторая стадия — стадий, м о л о д о го ц иклон а — характеризуется.
\::Й альнеиш им развитием волнообразного возм ущ ения ф ронта, уси­
ливаю щ им ся понижением д авл ен и я и распространением ц и клоп и ­
ческой циркуляции т о высоте.
Н аиболее характерн-ым пр.цзнатам молодого циклона является
наличие тёплого сёкто'ра, который ограничен^^ спереди теЧшьш, а с
ты ла .холодным фронтом. Теплый и хо1й'ДНШ 'фройты своей вы п ук­
лостью о б р ащ ен ы -в сторону движ ения циклона.: Ц ентр ..молодого
циклона совп адает с верш иной теплого сектора (рис. 27 а ) .
82
Рис. 27. Вторая стадия развития ц и к л о н а м о л о д о й циклон. (Уел. обоз­
начения см. на рис. 26).
М олодой циклон обычно бы вает ограничен д вум я-трем я и зо б а­
рами. По высоте ои чащ е всего относится к средним барическим
о б разован и ям и п рослеж и вается иа карте АТ700, на которой обычно
имеется одна зам к н у тая изогипса. Н а высотной карте центр ц и к­
лона смещ ен относительно его полож ения в сторону холода. При
углублении циклона линия нулевой адвекции проходит над при­
зем ны м центром циклона.
В располож ении зон термического изменения давлен ия сущ ест­
венны х перемен п о . сравнению с первой стадией нет. В ы сотная
л о ж б и н а ещ е более углубляется, а Действие вихревой составл яю ­
щей изменения д авл ен и я усиливается. У величивается та к ж е и з н а ­
чение дивергентной составляю щ ей. О бе эти составляю щ ие способ­
ствую т значительном у п о н и ж ен и р д авлен и я в передней части цик­
л она и в его центре. В ты лу циклона зн аки со с тав л я ю щ и х 'о б р ат­
ные. П ризем ное и заллобарическое поле молодого циклона мало
отличается от и заллобарического поля его ранней стадии (рис.
27 б ). Оно у к а зы в ае т не только на д ал ьн ей ш ее перемещ ение, но и
на углубление циклона (пониж ение д авлен и я в ц ен тре). Д л я обеих
стади й р азви ти я циклона в центральной части и в зоне падения
д авлен и я происходят упорядоченны е восходящ ие движ ения с по­
степенным пониж ением средней тем пературы слоя’, а лож бии а хог
лода, о б н ар у ж и ваю щ аяся в н ачале под тылом циклона, все более
п рибли ж ается к его центральной части.
В молодом циклоне вы делятся три зоны', резко отличаю щ иеся .
ло условиям погоды (рис. 28).
/1
' .
Рис. 28. Условия погоды в молодом циклоне.
6^:
83'
'
П е д в а я .л Ш1.а — передияд и ц ен трал ьн ая части холодного секто­
ра цгп<лоиа
Характер погоды определяется
'е в в 1ссТвами теплого фронта. Чем ближе к центру циклона и линии
'iенлого фронта, тем мощнее система облаков и тем вероятнее вы ­
падение обложных осадков.
^Втодая j o i « ^
холодного сектора циклона за
Х0лр;дцьш--%р5нтдм. Здесь погода определяется свойствами холодiioro фронта и холодной неустойчивой воздушной, массы. При до’статочной’’ влажности и зн а ч и те л ь н о й ' неустойчивости ВМ в этой
’ зоне, выпадают ливневые, осадки.
Третья зона — теплый сектор между теплым и холодным фрон­
тами. Поскольку теплая В:М является, преимущественно влажной
I! устойчивой, то и условия погоды в ней обычно соответствуют
тгшовым условиям погоды, характерным для такой ВМ (см. 3.1).
'у //^ ^ ^ Т р ^ ь я стадия — м ак си м альн ое развит ие ци клон а (стадия окjf
к Ж !Ш и и ). Холодный фронт соединяется с теплым, а теплый сектор
у земли постёпё1ГШ"исчё^^^
на средние высоты тропосферы расх1 ространяется циклоническое вращательное движение, наблюдав­
шееся ранее лишь внизу. Наклон вертикальной- оси.,циклоиа увели­
чивается, ложбина холода ещГ б'бд.е.е,.,.-у.сддд.вается и тоже прнбли■ жается к положению приземного циклона. Это приводит к оттесне­
нию зоны наибольших температурных градиентов на периферию
циклона (рис. 29).
Рис. 29, Третья стадия развития циклона — окклюдированный циклон (Уел
, обозначения см. на рнс. 26)
В третьей стадии линия нулевой, адвекци! как правило, начи,нает сдвигаться от центра, циклона „к его передней части. З он а'
адвекции тепла и аДвективного падения давления все ’более отсту84
лает Б передню ю ч аеть циклона, а адвекц и я хол ода способствует
повышению д авл ен и я ие только в ты лу, но и в центре циклона. Очаг
наибольш его падения д авл ен и я р асп ол агается перед точкой 01<кл]о“ '
■зии;'^^'центр,.,очахя„,.роста“ Ж
холодны м
Фронтом. Р азв и ти е и п родолж ительность сущ ествования окклю ди ­
рованного циклона зави си т от строения терм обарического полл
!!ад его центральной частью. П ри этом ск азы вается влияние тех
ж е ф акторов, к о т о р ы е 'б ы л и рассм отрены прим енительно к у сл о ­
виям возникновения Циклона.^В_.£л.уча_ях,_кргда,хтрдш
терм рбарического поля неблагоприятно >д л я падения д авлен и я вблизи
центра циклона, его заполнение возм ож но у ж е ' в самом н ачале
окклю дирования. И н огда углубление циклона м ож ет п р о д о л ж ать­
с я д л и т е л ь н о е врем я после н ач ал а окклю дирования. М едленно
углубляю щ и еся циклоны обычно медленно зап олн яю тся, а быстро
углубляю щ иеся — быстро. Ч асто в ты ловой части приземного цик­
лона проходит лож бин а, п о'0ст'''которой расп ол агается 'вторичны й
холодны й ф рон т.,В таком циклоне м еж ду теплы м фронтом о к к л ю ­
зии и вторичным холодным ф ронтом об разуется т а к н азы ваем ы й
вторичный теплы й сектор.
П огода в передней части окклю дированного циклона обуслов­
ливает,ся фронтом окклю зи и и тещьш,,,,,фронхо,м,., .Основная, абдач-,.
н ая систем а Cs —
— Жз. Зон а облож ны х оса-дков лучш е в ы р а ­
ж е н а 'п е р ё д точкой Окйлюзйй. В теплом., секторе н аблю даю тся ту.маны, сплощ ная слои стая облачность.^ П огоде холодного ф ронта
свойс^гвенны кучевопдож дёвая облачность, ливни^ грозы и ш квалы .
П огода в ты ловой части циклона определяется наличием' здесь
неустойчивой ВМ. Во вторичном теплом секторе д а ж е в 'холодное
полугодие часто н аблю даю тся ливневы е осадки, поскольку отно­
сительно теп л ая ВМ в ниж них слоях, р асп о л о ж ен н ая за фронтом
окклю зии, о б л ад ает значительной неустойчивостью и в верхней
тропосф ере явл яется уж е холодной.^ Четвертая ст адия— стадия за п о л н ен и я циклона. В резул ьтате —
адвекц и я холода в тылу циклона и адиабатическогб'~охлаж деиия
.поднимающегося ввёр.х'врзд уЖ , "'что
первым трем с т а ­
диям, циклон зап о л н яется холодны м воздухом и во всей тропосф е­
ре, а ч асто и в ниж ней страт6сф ёрё уСта;навливается мощ ная цкклонйчёская ц и р ку ляц и я,' т; 'е; циклон .станови'гся высоким бари че­
ским р б р азр в ан и ё м (рис. 3 0 ). В после|Дней стадии область к о н тр а­
стных тем ператур, яв л яю щ аяся энергетическим источнн'ком', под­
д ерж и ваю щ и м сущ ествование циклона, п ерем ещ ается на его пери­
ферию, где образуется н овая вы сотная ф рон тал ьн ая зона. Сюда, ж е „
перем1ещ аю тся , и активны е процессы измеиения давлен ия. В сл ед ­
ствие этого в центральной части циклона начин ает все больш е ска.зываться призем н ая конвергенция трения, вы зы ваю щ ая рост д а в ­
■
лениям
,. ,, ... 85
в зап олн яю щ ем ся окклю дированном циклоне фронты разм ы - ’
ваю тся, сплош ная зона облож ны х осадков расп адается иа отдель- f
Рис. 30. Термобарическое п о л е заполияющ егогя
циклона (Уел. обозцачения см. ла рис 26)
ные участки; постепенно условия погоды вы равниваю тся в о ' всех
его .секторах и, н ако н ец ,'ц и кл о н к ак сам остоятельн ая бари ческая
система исчезает.
~ ;
С войства ф ронтальны х антициклонов на разли чн ы х стади ях
разви тия
От возникновеиия до исчезновения антициклон, к ак и циклон,
проходит различны е стадии, определяю щ иеся изменением п р о ст­
ранственного терм обарического поля.
{ /" П е р в а я, стадия. — стадия, возн и кн о вен и я \(рис. 31). В началь.ной стадии ан ти ц и кл о н /во зн и кш и й з а .колодным фронтом, в тылу
последнего члена циклонической серий,..явл яется низким бариче’ ским образован ием со 'зн а ч и тел ь н ы м тем пературны м кбнтра'етом.
Т ерм обарическое поле тропосферы п редставляет собой В Ф З в о л ­
нообразной формы, м алой ам плитуды , под густой сетью сходящ их86
ся изогипс котс^ой и происходит об разован ие приземного ан ти ци к­
лона. Терм ическйй.и вихрещ й “ факторьг вы зв1в-ают рост давлен ия в
системе возникш его и ycИv^ивaющerocя аитициклоийческого вихря.
..-
Рис. 31. Первая стадия развития антициклона,
(Уел, обозначения см. на рис. 26)
Вторая стадия — м о л о до й антициклон (рис. 32). Д альн ей ш ее
повыш ение д авл ен и я в системе антициклонального вихря и распространенйе антициклональной циркуляции по_высоте. М олодой ан ­
тициклон •б ы в 'ает'^гр ан и ч ен ' 'двум я-трем я
. Н а карте
АТ700 он обычно прбслежив'автся" в виде^^'я^^
вы раж енного гребня,
ось которого см ещ ена относительно приземного центра в сторону
Рис. 32. Вторая стадия развития антициклона,
(Уел, обозначения см. на рис. 26)
87
тепла. Л иния нулевой адвекции проходит вблизи шриземного цент­
ра, оставл яя передню ю и центральную части этого антициклона
в зоне адвекции холода. Термический ф актор способствует д а л ь ­
нейш ем у росту д ав л ен и я в зоне адвекции холода. Н а д центральной
частью приземного антициклона ^вихревой ф актор оказы вается
т а к ж е полож ительны м (сходимость изогипс и увеличение цикло­
нической кривизны изогипс вдоль п отока). В резул ьтате условия
д л я роста давлен ия создаю тся не только непосредственно в ты лу
циклона, но и н ад центральной частью ярлзем н ого антициклона.
В п ротивополож ность циклону, нисходящ ее движ ение воздуха
и адвекции теп ла в ты лу антициклона вы зы ваю т общ ее по-выщепие
тем пературы в нем и рост абсолю тного геонотенциала и зобарич е­
ских поверхностей.
ретья стадия — стадия м а к си м а льн о го развит ия антициклона
,Грис„ 33). Хорошо вы раж ен а барическим образован ием с высоким
д авлением в приземном центре и расходящ ейся системой сравни-
Т Ь гт а
Рис. 33. Третья стадия развития антициклона. (Уел. обозна­
чения см. на рис. 26)
тельно слабы х призем ны х ветров. В этой стадии на вы сотак ещ е
''Существует зона сходящ ихся изогинс с сильными ветрам и и боль­
ш ими гради ен там й температурь!. По мере поступления в тыл ан ­
тициклона" теплого воздуха появляется небольшой зам кн уты й
центр и мощ ный гребень, высокого давл ен и я, в связи с чем зн ач и ­
тельно увеличиваю тся углы адвекции на больш ей части тер м о б а­
рического поля. у\двекция холода в передней части антицикл,она
дает термический ройт давлен ия, а р азв и ваю щ ая ся адвекция тепла
в ты ловой части — терм ическое пониж ение давления. О бласти п а ­
дения и роста, обусловленны е вихревы м ф актором , см ещ аю тся т а ­
ким образом , что линия н улевого изменения д авл ен и я п р и б л и ж ает­
ся к призем ном у центру антициклона. В центральной части' антищ ш лона, где «все основные ф акторы изменения д ав л ен и я меняю.т
-.пак, н ар астан и е д ав л ен и я п рекращ ается, т. е. п рекращ ается усиvienne антициклона.
^Л^етвертая стадия -— стадия разриш ения. 1ш г ш ш . к я п н а
В р е-^
зу л ьтате п родолж аю щ ей ся адвекции теп ла и адиабатического н а ­
гревания, ..вследствие нйсхрЩ щЙх движ ений в.озДуха a n t
в
четвертой стадий разви ти я зап олн яется теплы м вбзДухОм^^^^
с хорошо’'^^^^^^
гролоефере и..-н-ревражается в очаг
, аитиц.икл0наль.ио.й циркуляцией. В последней стации разви тия н аи ­
больш ие горизонтальны е, контрасты тем пературы см ещ аю тся на
периферию антициклона, поэто.му значительных измеиений д а в л е ­
ния под влиянием терм ических и вихревых причин .не процсходит...
П од -действием диверген ц и и П ри зем н ого ветра, обусловленной
трением, давлен ие в системе ан ти 1.(,иклоиа нош гжается, сократ,аетоя зан и м аем ая им площ адь, и он постепенно разруш ается.
, ^ ^ У с л о в и я п о годы в йнтициклонах. П оскольку в антициклонах ■
атм осферны е фронты не получаю т разви тия, условия погоды в них
определяю тся преимуществ'енно свойствами ВМ, траисформирую i щ имися в результате их взаим одействия с иодстилаюш,ей поверх-,
ностью.
В центральны х частях антициклонов в связи с нисходящ ими
движ ениям и воздуха црСобДаДаёт м алооб лачная погода. О днако
при значительной влаж ности воздуха в холодную половину года
“здесь под слоем инверсии могут н аблю даться и сплошные облака
S t и St . К ак зимой, т а к и летом м огут-и аблю датся радиационны е
туманы.
С еверная окраина антициклона обычно непосредственно с в я з а ­
на с теплым сектором соседнего циклона. Здесь в холодное полу­
годие часто наблю даю тся слабы е осадки из облаков S t и S c или
и з'си стем ы A s — iVs, связанной с атм осферны м фронтом соседнего
■циклона. Н еред ко отмечаю тся туманы . Л етом н аблю дается н еболь­
дневные^ часы могут
шое количество о б лако в..верхнего я р у с а^
р азв и вать ся кучевы е о б л ака..
З а п а д н а я окр аи н а антициклона п рим ы кает к передней части
циклона. Здесь могут появиться; первы е признаки теплого фронча,— о б лака Ct. В холодное полугодие в этом секторе антицйкЛона
часто отм ечаю тся S t и S c, которы е могут достигать значительной,
высоты и соп ровож даться обш ирны ми зон ам и преимущ ественно '
слаб ы х осадков. О садки могут быть та к ж е связан ы с п рохож д е­
нием верхнего ф ронта, отделивш егося от ф ронтальной системы
окклю дированного циклона, располож енного ю ж нее антициклона.
К огда антициклон м алоподвиж ен и сущ ествует .длительное время
(блокирую щ ий ан ти ци клон ), на его зап ад н ой периферии созд аю т­
ся больш ие градиенты тем пературы и д авл ен и я и наблю даю тся
сильны е ветры . Л етом на зап ад н ой окраине антициклона при вы89
сОкой тем пературе воздуха и значительной влаж н ости нередки
грозы .
.
Ю ж ная окраина антициклона прим ы кает к северной части циклона-.-'-Иоэтому здесь встречаю тся об лака верхнего и, среднего я р у ­
са',' причем ‘зимби из A s м о ж ет‘в ы п ад ать снег. Н а ю жной окраинехорош о вы раж енного антициклона зимой наблю даю тся больш иеградиенты *давления и сильные ветры, возм ож ны метели.
.............
'
Восто'П1ая:,,ощэаина аптициклона граничит с ты ловой частью
ц и к л о н а .; П ри ■неустойчивой ВМ здесь летом в дневны е часы об ­
разую тся Си и д а ж е СЬ^ в последнем случае, вы п адаю т ливневы е
Д о ж д и . 'Б'ймои'"'мо'Жет бьпъ безоб л ачн ая погода или несплош ная
' облачность Sc, которая образуется в резул ьтате растекани я обла. ков
и перемещ ения сю да подынверсионных облаков из северной
части антициклона. : ,
.
Высокие теплые антициклоны и холодные циклоны являю тся
источниками тепла и 'холода соответственно. В районах между тер ­
мическими о чагам и ; создаю тся новые ф ронтальны е Зоны, усили­
ваю тся контрасты тем пературы и сн о в а-в о зн и к аю т/атм о сф ер н ы е
вихри, проходящ ие тот ж е цикл жизни.
Р егенерация циклонов и а н т и ц и к л о н о в ^ /
Р егенерацией циклонов и антициклонов назы ваю тся процессы,
|1ри которы х начавш ееся заполнение циклона см еняется новым его
углублением, а начавш ееся ослабление, антициклона — усилением.
Во всех случаях регенерация происходит при такой перестройке
терм обарического поля тропосферы , когда в окрестностях сущ ест­
вую щ его барического, центра создаю тся благоприятны е условия
для нового его углубления (усиления).
.Р е ге н е р ац и я циклонов происходит либо при вхож дении в си­
стему супцествующего окклю дированного циклона нового о'&н“оН,М г о ф р о н та,'л и б о при развитии нового циклона вблизи центра су­
щ ествую щ его циклопа с последую щ им их слиянием. В ' первом
случае происходит зато к свеж их порций холодного воздуха в тыл
начавш егося зап олн яться циклона, увеличиваю тся контрасты тем ­
п ературы в окрестностях центра и на новом фронте возника-ет,
по сущ еству, новый циклон, разви тие которого происходит на фоне
старого. Во втором ^случае д л я регенерации необходимо, чтобы
массы более холодного вазд уха распространились в тыл ю жного
циклона, см ещ аю щ егося в н ап равлении центра старого. П ри этом
барическое поле перестраи вается таким образом , что стары й ц и к­
лон быстро зап олн яется, а н а его-м есте о казы вается новый угл уб ­
ляю щ ийся циклон. Такого рода процессы повторяю тся неоднократ­
н о й п оддерж иваю т длительное сущ ествование глубоких и обш ир­
ных циклонов (центральны е, или блокирую щ ие циклоны ).
90
; Р еген ер ац и я антициклонов происходит при слиянии закл ю ч и ­
тельного антициклона с м алоподвиж ны м стары м и при развитии
нового в отроге сущ ествую щ его. О ба процесса регенерации ан ти ­
циклонов имею т много общ его, так к ак разви тие нового антицик.'юна идет на, фоне старого.
В процессах регенерации циклонов (антициклонов) новый ц и к ­
лон (анти ц иклон ), р азв и ваясь на фоне старого, проходит все с т а ­
дии, к ак и лю бой циклон (анти ц иклон ). С воеобразие заклю чается
^1[ишь в том, что н ачальн ое терм обарическое поле соответствует ие
вновь возникаю щ ем у низкому барическом у образованию , ^ вы со­
кому, прош едш ему все стадии развития.
■
■
Тропические циклоны
А тмосферны е возмущ ения циклонического х ар актер а возникаю т
и внутри тропиков. В больш инстве-случаев это слабы е тропические
депрессии, часто .даж е. бйз. зам кн уты х изобар. В озникаю т они-жак
волновые возм ущ ения по.‘:.;Ж1У 'фитрбпйчеекой зоне' 'конвергенции
........................... ■
и[ли внутри пассатного течения.
Н аиболее сущ ественной особенностью циркуляции тропической
зоны явл яется зар ож д ен и е интенсивных и разруш ител.ьных тропи
ческих циклопов в отдельны х рай он ах обоих полуш арий в зоне
ш ирот 5— 25'’.
Тропические ц иклоп ы .возникаю т н ад теп лы м и р а йонами океана;__где -температура воДы _выш е 27°. Д л я разви ти я циклона из
первоначально слабой депрессии иужИа б ольш ая энергия неустой­
чивости воздуш ны х масс. Главной причиной разви ти я сильного
тропического циклона яв л яется мощ ный подъем нагретого й в л а ж ­
ного воздуха наД больш ой площ адью океан а ,в возникш ем возмущ'ёгтии. К ром е того' необходимо, чтобы в вёрхней тропосф ере над
развиваю ш ,имся циклоном сущ ествовала хорош о в ы р аж ен н ая д и ­
вергенция воздуш ны х потоков.
П осле зар о ж д ен и я тропические циклоны перем ещ аю тся с во­
стока на зап ад , т. е. в направлении, общ его переноса в тропической
зоне. В дальнейш ем они обычно п ерем ещ аю тся в сторону высоких
ш ирот, оД иако'и х траектори и очень р азн о о б р азн ы и, к ак п равило,
не повторяю тся. Н ап р авл ен и я дви ж ени я могут изм еняться самым
причудливым образом . С корость перем ещ ения центра циклопа в
н ачальны й период составляет 10— 20 км /ч и со временем 1возрастает до 30—40 'км/ч и более.
Д и ам етр ы тропических циклонов в стадии наибольш его р азв и ­
тия составляю т в среднем несколько сотен километров. Д авлен и е
в центре циклона обычно пониж ается до 980—960 мбар, а в от­
дельн ы х случ аях ДО 885 мбар.,
91
Ё тропическом циклоне н аблю даю тся исклю чительно 6oju шис
барические градиентьГ(^^
ц и к лой а). П о ­
этом у н а синоптических к ар тах они отмечаю тся в виде сгустка
концентрических изобар и изогиПс.
В самом центре тропического циклона об разуется зон а затишь^^—-'crл•aз"бypШT"■Eё iДиaмётp ■составляет обычно 30— 50 км,
по м ож ет , быть и в несколько килом етров, а иногда достигает
300 км. К « гл азу бури» 'примыкает зона ураганны х ветров и м а к ­
сим альны х осадков. Ш ирина этой зоны 100— 150 км. Скорость в ет­
ра в больш инстве случаев превы ш ает 50— 60 м/с, а иногда д о х о ­
дит до'Ю О— 120 м/с и более. П остепенно эта зона переходит в зону
ш торм овы х в'етров, разм еры которой колеблю тся в ш ироких п ре­
д ел ах ..
. '
П ри больш их скоростях ветра и больш ой кривизне траекторий
частиц воздуха цен тробеж н ая сила сущ ественно влияет на отток
воздуха от центра и на опускание воздуха, приводящ ее к его а д и а ­
батическом у нагреванию, и разм ы ван и ю облачности.
Р аспределен и е ветра и осадков в тропическом циклоне несим­
метрично. Н аибольш ие скорости ветра обычно наблю ,даю тся в ты ­
ловом правом кв ад р ате (если см отреть по направлению перем ещ е­
ния ц и кло н а). О б л ак а и осадки распределяю тся в виде спиральны.к полос, окруж аю щ и х центральную зону, что хорош о видно из
наблю дений метеорологических спутников.
П од влиянием ветра в зоне тропического циклона возникает
исклю чительно сильное волнение (вы сота волн м ож ет достигать
?0 м и более). В центральной части циклона происходит п одъем уровня моря (до нескольких м етров), вы званны й пониж ением д а в ­
ления, а та к ж е вращ ательны м движ ением массы воды вокруг
центра циклона.
П ри выходе тропического циклона в умеренны е ш ироты и сб ли ­
ж ении с фронтом происходит его регенерац ия. Д ал ьш е тропический
циклон разви вается к ак ф ронтальны й циклон. П ри отсутствии
' ф ронта и выходе тропического циклона на суш у обычно н аб лю ­
дается его быстрое заполнение. О бъясняется это изменением
свойств подстилаютцей поверхности и особенно пониж ением темпе-,
ратуры и увеличением трения.
•
.
3.4. ОСНОВЫ ОБЩЕЙ ЦИРКУЛЯЦИИ АТМОСФЕРЫ
П онятие об общ ей циркуляции атм осф еры и основных ф акторах,
ее определяю щ их
Пбшяя, Т1ип,куляпия а тмосферы (О Ц А ) в ш ироком см ысле слова
51ВЛяётся'^исхекол-:м.ащ
непреры вно_изменяю щ ихся .во,,
в'рёмёни и" пространстве. П ри всем разн ооб разй и ' нёпреры вны х изм 'е и е н т б Ц А ' м
некоторы е ее устойчивые особен92
пости, повторяю щ иесй из года в год. Л учш е всёгб в ы я в л я 1бтся OMif
с помощ ью статистического осреднения, при котором с г л а ж и в а ю т ­
ся м елком асш табн ы е во времени и п ространстве возм ущ ения ц ир­
куляции. И зучение О Ц А пом огает понять причины изменения по’ оды и условий ф орм и рован ия кл и м ата, что в аж н о в долгосроч­
ном прогнозировании.
Ха р а ктер О Ц А и е ^ ю м е н е г а я определяю тся больш им ком п ­
лексом ^заи м б д ёй с'твую щ и х'’ф акторов,' р о л ь " которых"ТиШ мш ётся
во]"врёмеди.ГСреди них наиболее важ н ы м и я в л я ю т ^ п р и то к 'со ^
нечной ради ац ии , вращ ени е Зем ли, неоднородность земной пове’рхйо'стй'^и ее^термич'ёских свойств, npiocTpaHCT
разм еры атмосф'ерыГсолнечная ак ти в н о сть
•' П ]зиток^олнечной рад и ац и и яв л яется главны м источником воз­
н и кн о вен и я и п одд ерж ан ия атм осф ерной циркуляции. К оличество
поступаю щ ей и поглощ аем ой солнечной радиации зави си т от ши- /
роты.
i
Н и зкц е ш ироты получаю т ее значительно больш е, чем высокие. 1
В следствие этого горизонтальны й гради ен т тем пературы в тропо,-, ■
сф ере направлен от э к в а то р а к полю су (в сторону уменьш ения
тем п ер ату р ы ). Такере ж е нап равлен ие в среднем имеет горизон­
тальны й гр ад и ен т давления. В результате.,действи я о тклоняю щ ей
силы вращ ени я Зем л и в троп бсф ёрё'в'озни каю т зон альны е возДуш-—
иые течения, н ап равлен ны е с за п а д а на восток. О дн ако под в л и я­
нием неоднородности зем ной поверхности и ее тем пературны х
свойств н аблю даю тся и м еридиальны е, и в ерти й л ьн ы е'"возд уш н ы е
течения, а т а к ж е вихри меньш его м асш таба. П оскольку в' погодообразовании-^^главную роль играю т процессы, разви ваю щ и еся в
тропосф ере, то~"это п озволяет рассм отреть атм осф еру к а к тонкую
пленку воздуха вблизи поверхности зем ли, в пределах которой
вер ти кал ьн ая скорость на д ва-три п оряд ка меньше горизонталь1Г0Й.
И зм енение солнечной активности влияет на интенсивность цир-1
куляции и повторяем ость п реобладаю щ и х типов процессов.
С езонны е изменения атм осф ерной циркуляции зави сят .от прИ:
тока солнечного теп ла от сезона к сезону. О тносительное охлаж деHHe-J^tarepHKOB зимой и нагреван и е летом приводят к смене зн ака
кбйтрастов тем пературы , а значит, и н ап равл ен и я силы бари че­
ского град и ен та м еж ду м атериком и океаном.
/
Характеристики общей циркуляции атмосферы
Квазиееост рофичност ь. Течения общ ей циркуляции в большей
части атм осф еры являю тс£"квази гёбстрбф й ч ёскй м и . Это значит,
что они достаточно точно прибли ж аю тся к геострофическому вет­
ру, т. е. м ало криволинейны, м ало подверж ены трению и н ап р ав ­
лены почти по и зобарам .
f
У словие квйзйгеострофичиости Не вьш блнйется вблиЭй Земной
Поверхности, гдё ветер сильно отклонен от изобар вследствие тр е­
ния. Оно не вы полняется та к ж е на экваторе и вблизи него, г д е о т ­
клон яю щ ая си ла вращ ени я зем ли равн а нулю или ничтож но м ала
и ие м ож ет уравн овеш и вать силу барического гради ен та. Конечно,
строго геострофическими течения ие будут и н ад слоем трения; к ак ■
правял©, они имеют ускорения и н ап равлен ы ие строго по и зо б а­
рам , от чего зависит изменение барического поля.
П р е о б л а д а ю щ а я зо н а л ь н ость. П оскольку географ ическое р ас -,
определение' барического поля характери зуется в среднем зональ( ностью, то вследствие квазигеостроф ичности движ ений основным
I видом циркуляции воздуха ,на вращ аю щ ей ся З ем л е явл яется зо\н а л ь н ы й перенос. Ц иклоническая деятельность, т. е. образован ие
и перемещ ение в атм осф ере циклонов и антициклонов, постоянно
н аруш ает зон^альность в распределении д авл ен и я и ветра. В оздей ­
ствие неравном ерного н агреван и я суши и моря на циклоническую
деятельность приводит к тому, что и на многолетних средних карla x получаю тся Существенные наруш ения зональности: п оявляю т­
ся центры действия атм осф еры (см. рис. 7, 8).
Т аким образом , зональность циркуляции п роявляется только
в п реобладании ш иротных составляю щ их ветра (западн ой или
восточной в зависим ости от ш ироты зоны и высоты) н ад м еридио­
нальны ми составляю щ им и: % н ал ь н о с ть О Ц А , возр.асхает с у вел и ­
чением высоты, так к ак осл аб евает сила трения и циклоническая
Деятельность, а так ж е ум еньш аю тся тепловы е различия м еж ду су­
шей и морем.
'
О тклонения от строгой з о ­
нальности имеют в О Ц А очень
важ н ое значение, поскольку
происходит обмен
воздухом
(теплом ) м еж ду высокими и,
низким и ш иротам и Зем ли.
З а п а д ный пе р т о с . В тр о ­
п осф ере'й “ниж ней стратосф ере
на всем земном ш аре господ­
ствует за п а д н ы й п ерен ос (рис.
34), так к а к значения тем п е­
ратуры и д авл ен и я воздуха б о­
лее высокие в тропиках и бо­
лее низкие в полярны х обла-'
стях. П ричем зимой интенсив­
ность циркуляции значительно
Рас. 34. Схема зонального распредебольш е, чем летом. Западн ы й
,пеняя атмосферного давления и пе. > пяибплре
кипяж ртт н
реносов воздуха в верхней тройосфеперенос наиболее вы раж ен в
рё и , в нижней стратосфере.
верхней тропосф ере субтропи­
п р п р н г
94
г
ческих ш ирот (30— 40°), где особенно устойчивы и интенсивны
струйные течения. Только в ниж ней тропосф ере тропических и по­
л ярны х ш ирот зап ад н ы й перенос см еняется восточным, а вблизи
э к в ато р а (главны м образом в летнем полуш арии) восточные ветры
сохраняю тся до 'больш их вадсот. В умеренны х ж е ш иротах з а п а д ­
ный перенос господствует во всей тропосф ере от поверхности З е м ­
ли. Значительн о чащ е повторяем ость ветров зап ад н ы х н аправлепий
встречается в средних ш иротах ю ж ного полуш ария.
З ап адн ы й перенос сохраняется зимой и'^в стратосф ере. Л етом
м еридиональны й град и ен т д авл ен и я выш е 20 км прршимает обратпоё н ап р авл ен и е — от полю са к экватору. В месте с этим и преоб^
ладаю щ 'нй зап ад н ы й перенос воздуха, н ачин ая с указан н ы х высот,
^юм. меняется на восточный.
/У п р о щ ен н а я схем а об щ ей ц и р к ул я ц и и атмосферы. У зем ной по5рхности и в нижней тропосф ере зон альное распределение атм ос­
ферного д авл ен и я и ветра слож нее, чем в вы ш ележ ащ и х слоях.
Р ассм отри м упрощ енную схему распределения атм осф ерного д а в ­
ления и воздуш ны х потоков у однородной поверхности Зем ли
(рис. 35). В полосе м еж ду отиротами 20— 40“ давлен ие н ад уровЛолирная область
Аратмёский фронт
Уи«р&1иьш (попярныи)фроит
Зона запоЭшпо.
пщ>вноса
Экйогяориаммвя.
депрессия
, ёы а ж о го до влем и я
Арктический 6033i/x
СуБполярнаа сБласть
ииъкого давлении
^
^
^
S^3S}jXумеренных широт
------pg—'«чг------- -pp=^;^^Smponu4ecKOjt io»o
С в ^ ^
В J С в О ч 30 °Дысокогокаления
— —
-----\
7ропическииВоздух
„
/
/
/
/
П а с с Qт ы
Термический
■^ экватор
..о
1 ис. 35. Упрощенная схема зонального распределения давления н перено­
сов воздуха у земной поверхности в северном полушарии.
нем моря повыш енное. Э та полоса н азы вается субтропической з о ­
ной высокого давлен ия, и в ней расп ол агаю тся антициклоны . В ет­
ры в зоне очень слабы е. В доль терм ического э к в а то р а р ас п о л а­
гается полоса пониженного д авл ен и я — эк в ато р и ал ьн ая депрессия.
М еж ду субтропической зоной высокого д авл ен и я северного полу­
ш ари я и эквато р и ал ьн ой депрессией возникаю т ветры северо-во­
сточного нап равлен ия, которы е нОсят н азван и е пассатов.
П ассаты сходятся в экватори альн ой депрессии, которая поэто­
му н азы вается ещ е и внутритропической зо н о й кон верген ц и и .
М еж ду ш иротам и 55 й 70° обоих полуш арий р асп о л агается с у б ­
п оля рн а я область н и зк о го д а в л е н и я . М еж ду ней и субтропической
95
аоиой высокого д авлен и я об разуется зо н а за п а д н о го п ерен оса. Н ад
полярны ми районам и расп ол агаю тся области высокого давления.
• И з них воздуш ны е м ассы устрем ляю тся в северном п олуш арии в
io ro -западиом» а в ю ж ном — в северо-западном направлении.
Типизации атм осф ерны х процессов и индексы цирку.г1яции
П р и в ед ен н ы е' выш е сведения об О Ц А имеют обш ее п о зн ава­
тельное значение. В_ определенны й момент времени в конкретном
географ ическом районе характери сти ки ветра иа различны х вы со­
т ах могут, сильно отличаться от обобш аю ш их схем. В зависим ости
от неПериОдически меняю щ ихся особенностей циклонической
деятельности в к а ж д о м сезоне года во внетропических ш иротах
мож но р азл и ч ать разн ы е типы (ф орм ы ) атм осферной циркуляции.
Т акие типы циркуляции мож но н азв ать к а к д л я определенны х сек­
торов зем ного ш ара, так и Д ля целого полуш ария.
. Т ипизац ия атмосферной ц и р к ул я ц и и — оляи. из методов ан ал и ­
за м акросиноптических процессов. О на п озволяет р азо б р аться в
больш ом многообразии реальн о сущ ествую щ их м акросиноптиче­
ских ситуаций, находить общ ие законом ерности разви тия ироцессов'
для долгосрочного п рогноза погоды.
В С С С Р прим еняю тся следую щ ие способы типизации.
Т ипизация Г. Я- В а н ген гей м а . О с я о в ш а на понятии элем ентармого синопт ического п р о ц е с с а (Э С П ), в течение которого в данном
географическом районе" сохраняю тся основные н ап равлен ия в о з­
душ ных течений и, следовательно, зн ак барического поля. Все ЭС П
были объединены в 26 типов. П о принципу преобладаю щ его п ер е­
носа в тропосф ере умеренны х ш ирот их затем свели в 'т р и группы
и н азв ал и м акропроцессам и зап ад н ой [ W) , восточной, {Е) и м е­
ридиональной (С) ф орм атм осф ерной циркуляции.
Ф ормы W, Е, С о тр аж аю т ряд в аж н ы х особенностей атм осф ер­
ной циркуляции. П ри процессах форм W в толщ е тропосферы
наблю даю тся волны м алой ам плитуды , б истро см ещ аю щ иеся с
зап ад а на восток. П роцессы ф орм Е п С являю тся двум я видам и
м еридионального состояния атхмосферы и в толщ е тропосферы им
соответствую т стационарны е волны больш ой ам плитуды . П роцессы
формы Е отличаю тся от процессов формы С л окал и зац и ей основ­
ных гребней и лож бин. Среднее поле д ав л ен и я при процессах форм
Е х ар актер и зу ется более чмощными барическими образованиям и,
чем при процессах ф ормы ' С, и более значительны м гГарушением
западной циркуляции. Г еограф и ч еская л о к ал и зац и я основных гр еб ­
ней и лож бин на к ар те АТвоо при трех разн овидн остях этих форм
схематически п р ед ставл ен а на рис. 36.
Э та типизация выгодно отли чается от д ругих своей простотой
и н аш л а ш ирокое использование. В резу л ьтате последних иссле­
дований установлены важ н ы е особенности длинны х волн. Они
евойствеипы каж д о й из форд^ атм осферной циркуляции.
Рис. 36. Положение основных высотных (500 мбар) гребней и
ложбин в кульминационной стадии процессов форм W — ..,
С------------ , £■-.
Т ипизация Б. Л . Д з е р д з е е в с к о г о основана н а учете ц и рк уля­
ционной связи, м еж ду северны ми и ю жны ми ш иротам и. П ракти че­
ски эта связь о п ред елялась путем учета количества, интенсивности
и района арктических вторж ений. Б ы ло установлено 13 типов про­
цессов, назван ны х элем ентарны м и циркуляционны ми механизм ам и
(Э Ц М ). Д л я каж д ого из них были построены типовы е сборнЬ-кинематические карты , а та к ж е кар ты среднего давлен ия. Все типы
процессов объединены в четы ре группы. К первой отнесены типы
процессов, при которы х, отсутствую т арктические вторж ения, т. е.
п р ео б ладает за п ад н ая ц иркуляция. Ко второй группе — случаи с
одним арктическим вторж ением (но в разны х рай о н ах ). К третьей
группе относятся случаи с д вум я и более одноврем енны ми в то р ж е­
ниями. В четвертую группу входит один тип, в котором циклони­
ческая деятельность охва1Ывает всю полярную область, а циклоны
проходят через северны й полюс. Типизация Д зерд зеевского успеш-
97
но прим еняется в исследованиях по изменению кли м ата северною
полуш ария.
,
К недостат1кам .указанн ы х способов типизации мож но отнести;
качественны й подход к определению типов и, следовательно, и з­
вестный субъективизм , несм отря на то, что во всех случаях ис­
пользую тся карты барической топографии.
Д л я определения типов атм осф ерной циркуляции есть р азл и ч ­
ные способы количественной их оценки с помощ ью индексов ц и р­
куляции. Н аи б о л ее удачны й в этом отношении способ Россби. Им
в качестве индекса циркуляции бы ла использована зон альная, со-,
ставл яю щ ая скорости д ви ж ен и я воздуха, которую мож но вычислить по разности атм осф ерны х давлений м еж д у определенными
ш иротам и к а к д л я шир'отного п ояса, т а к и д л я лю бой его части.
П ри этом атм осф ерны е процессы в соответствии с различны м и
значениями зонального индекса были разделений на два типа ц ир­
куляции; зональны й (высокий индекс) и .меридиональны й (низкий
индекс).
К лассиф и каци я Г. Я- В аигенгейм а обладает, однако, опреде­
ленным преимущ еством по сравнению с классиф икацией Россби.
Расчленение м еридионального состояния на две противополож ны е
формы в прогностическом отношении имеет очень в аж н ое значение,
т ак к а к с этими ф орм ам и связан о противополож ное распределение
аном алий ряд а''гидром етеорологически х элем ентов и явлений..
_ А. Л . К а ц в качестве количественны х п оказател ей , циркуляции
приня.'л оценку интенсивности переноса массы воздуха в единичном
слое за единицу времени. П редл ож ен н ая им система и н дексов п оз­
воляет оценить ие только зональную и меридиональную состав­
ляю щ ие циркуляции, но и общий индекс, характеризую щ ий отно­
ш ение зональной циркуляции к м еридиональной и наоборот.
П ри проведении изобар через 6 мбар ф ормулы д л я расчета з о - '
нального (/g ), меридионального (/,„ ) и общ его ( /') индексов
Имеют вид;
/з =
т ■
м б а р /г р а д -э к в ;
: 7т----------------- м б а р /гр а д -э к в ; / '= = - ^ (м б а р /гр а д -э к в ),
(>-2->n)/coscp
f.
где: i — число меридианов, иа которы х шодсчитываются меридиоHajibHbie градиенты д ав л ен и я м еж ду п ар ал л ел ям и cpi и фа; / — чис­
ло п араллелей , на которы х подсчиты ваю тся зональны е градиенты
д авлен и я м еж ду м еридианам и Ki и ,А-2;- ср — географ ическая ш ирота;
II — число пересечений и зобарам и м еридианов, т — число пересе­
чений изобарам и п араллелей .
98
Н а основе статистических об раб оток бы ло установлено, что для
синоптических процессов в зоне 35— 70° с. ш. критическим зн ач е­
нием Г явл яется величина, р ав н ая 0,75. П ри / '^ 0 , 7 5 процесс я в ­
ляется м еридиональны м , а если / '^ 0 , 7 5 — зональны м . П ри этом,
если зональное состояние циркуляции почти однозначно опреде­
л яет х арактери сти ки распределени я многих метеорологических, в е­
личин, м еридиональны е процессы необходимо р азл и ч ать по reoi’paфической л о кал и зац и и гребней и лож бин В Ф З. В зависим ости от
полож ения высотны х гребней н ад восточной частью С еверной А т­
лантики, Европой и Сибирью м еридиональны е процессы разделены
иа четы ре ф ормы циркуляции;
,
зап ад н ую форм у ( 3 ) — высотный гребень находится у з а п а д ­
ного побереж ья Европы ;
центральную ф орм у (Ц ) — высотный гребень находится зимой
над зап адн ой, а летом н ад восточной частью ЕТС;
восточную форму (В) — восточный гребень находится н ад З а ­
падной С ибирью ;
'
смеш анную ф орм у (С) — один гребень находится у западного
п обереж ья Европы , а другой — н ад З ап ад н ой Сибирью.
Т ипизация А. Л . К ац а н аш л а применение в исследованиях по
р азр аб о тк е ком плексного м етода прогноза погоды на 3— 10 дней.
7*
99
'
ОГЛАВЛЕНИЕ
Глава I. Введение в синоптическую метеорологию...............................................3
1.1. П редмет синоптической метеорологии
^ . 3
1.2. М етеорологическая.информация, составление'и анализ карт погоды 10
Глава И. П оля
метеорологических величин ............. ............................ .....
18
2.1. П оля температуры и влаж ности атмосферы
.................................1 8
2.2. Поле атмосферного д а в л е н и я ..................................... .....
2.3. Поле ветра .................................................................................... .....
35
Глава П1. Основные синоптические о б ъ е к т ы ............................................................ 52
3.1.
3.2.
3.3.
3.'4.
Воздушные массы ................................................... ........................................ 52
Атмосферные ф р о н т ы ....................................................................................... R0
Циклоны и антициклоны ..... ......................................... .....
75,
Основы о б щ ей , циркуляции атмосферы . . . . . . . . . . . '92
САВИЧЕВ А Л Е К С Е И ИВАНОВИЧ
СИНОПТИЧЕСКИЕ МЕТОДЫ АНАЛИЗА АТМОСФЕРНЫХ ПРОЦЕССОВ
УЧЕБНОЕ ПОСОБИЕ
Редактор А. Б. Петров
Корректор Р. В. Федорова ^
М — 13316. Сдано D набор 8/V 79 г. Подписано к печати 27/X1I 79 г.
Формат бумаги 60X 90‘/i6. Бумага тип. № 2. Тираж 700 экз. Объем 5.,О уч.-изд. л..
П,ена 18 коп. Зак. 359.
Издание ЛПИ. им" М. И. Калинина, 195251, Ленинград, Политехническая, 29
Темплан 1979 г., поз, 12.76.
Тип. ВВМУПП им. Ленинского комсомола