У Вступі обгрунтовано актуальність теми дисертації і сформульовані основні положення, які складають наукову новизну та предмет захисту.

У першому розділі зроблено короткий огляд наукових праць, в яких викладені результати дослідження умов розвитку конвекції. У зв'язку з великим впливом конвективних процесів на формування небезпечних явищ погоди кількість праць в цій області дуже велика. Це відображує не лише науковий інтерес до конвективних явищ, але й складність порушеної проблеми. У зв'язку з цим в огляді літератури основна увага приділялася науковим працям, виконаним в останні десятиріччя. Розглянуті термодинамічні умови формування мезоструктурних утворень конвективної хмарності - гряд, осередків та конвективних комплексів. Вивченню механізмів виникнення цих утворень, насамперед, сприяв розвиток супутникової метеорології. Певна роль належить і виконаним за останні роки інтенсивним дослідженням конвекції на спеціальних літаках - лабораторіях, за допомогою яких виявлені такі явища в атмосфері, як диференціальна адвекція, зсуви вітру в області конвективних хмар та їх роль у розвитку останніх. Враховуючи неоднорідність підстеляючої поверхні в даному регіоні були розглянуті праці, в яких досліджені питання впливу системи море-суша на розвиток конвекції з урахуванням добового ходу сонячної радіації. Наприкінці розділу приведено огляд основних праць, в яких розроблені методи прогнозування конвективних явищ.

У другому розділі розглянуті фізико-географічні особливості півдня України, головним чином орографія регіону. Показано, що, незважаючи на відносно невелику мінливість висот місцевості (менш 200 м понад рівнем моря), її вплив виявляється у розподілі літніх опадів і гроз. Для того, щоб уперше охарактеризувати опади теплого півріччя і грози, як явища у конкретному регіоні, в цьому розділі була розглянута їх просторово-часова мінливість.

Були визначені основні характеристики поля грозової діяльності: середнє по місяцях і роках число гроз по даним 36 метеорологічних станцій і постів; середньоквадратичні відхилення і поля кореляції числа гроз.

Середнє за десятиріччя (1980-1989 р. р.) поле грозової діяльності у тепле півріччя характеризується зростанням числа гроз вглиб континенту і виникненням окремих осередків з максимальним і мінімальним їх числом. Один з осередків з максимумом числа гроз (30-33 грози) розташований на півночі, а другий - на півдні Одеської області (26-28 гроз). Осередок з мінімумом гроз знаходиться на півдні Херсонської області (19-23 грози). Розподіл гроз в основному зберігається протягом усіх місяців теплого півріччя та у тепле півріччя загалом за десять років. Це свідчить про постійність дії тих факторів, які формують поле грозової діяльності:

а) несприятливий (за рідким винятком) вплив моря на конвекцію - це більш холодна, чим повітря поверхня моря в денні години і бризова циркуляція; б) характер траекторій хмарності хвильових збурень (переважно вздовж 30О східної довготи); в) вплив орографії - тобто відрігів Волино-Подольської піднесеності, зокрема, на утворення осередку мінімуму гроз в долині нижньої течії ріки Інгул.

Середньоквадратичні відхилення числа гроз від 4 на півдні зростає до 12 в північній частині території. Це свідчить про значну мінливість на півночі числа гроз по місяцях і роках. Коефіцієнти кореляції числа гроз досить великі в західній частині регіону (0.70 - 0.80), меншають на півдні (0.60) і ще більше - на сході (0.40). Таке зменшення може бути пояснено асинхронністю атмосферних процесів в західній і східній частинах території.

опад гроза південь україна

Високі коефіцієнти кореляції дають можливість отримані далі в роботі дані про багаторічний режим грозової діяльності вважати характерними для значної частини регіону.

Часова мінливість грозової діяльності на півдні України є слабо вивченою, тому були розглянуті дані спостережень в Одесі (Обсерваторія) за період з 1866 до 1996 р. р., тобто за 131 рік.

Для дослідження часового ходу числа гроз був застосований спектральний аналіз і метод згладжування рядів. Значущими періодами Т з відповідними ним амплітудами (А) виявилися: 10.27 (1.46); 4.32 (1.77); 2.20 (1.56).

При згладжуванні по 5-річчям в зміні числа гроз була виражена тенденція до 9-11-річної циклічності, а при биноміальному згладжуванні - добре виражена 4-5-річна циклічність. У останні десятиріччя, коли значно зросла сонячна активність, виявилася 10-11-річна циклічність часової мінливості числа гроз. Ряд, згладжений по максимальному періоду, характерний утворенням декількох екстремумів з інтервалами між ними в 20-22 роки; також була виявлена 10-11-річна циклічність.

Для визначення ролі макроциркуляційних процесів в конвективної діяльності був проведений порівняльний аналіз числа гроз з повторюваністю форм циркуляції по Г.Я. Вангейгейму і А.Л. Кацу. Була виявлена деяка тенденція в багаторічному зв'язку числа днів з формою циркуляції Е по Вангейгейму і числа гроз, але краще виражений зв'язок між часовим ходом числа днів з меридіональною циркуляцією Nm по Кацу і зміною числа гроз по роках.

Дослідження часової мінливості кількості опадів у тепле півріччя також було проведено по даним Одеської обсерваторії в період з 1866 до 1996 р. р. В результаті спектрального аналізу були визначені три значущих періоди Т з відповідними амплітудами (А): 7.15 (23.36); 2.69 (17.97); 2.13 (20.79).

При биноміальному згладжуванні ряду багаторічної мінливості кількості опадів добре виявилася 7-8-річна циклічність з напівперіодом в 4-5 років. Ряд, згладжений по максимальному періоду, має 5 максимумів опадів з інтервалом в 27-29 років. Періоди значного зволоження припадають на 70-ті роки дев'ятнадцятого сторіччя, друге десятиріччя двадцятого сторіччя, першу половину 30-х та 40-х років і на 70-ті роки двадцятого сторіччя. Роки з 1895 до 1907 та з 1920 до 1924 - були найбільш посушливими на півдні України. Найбільш чітко виявляється 7-8-річна циклічність, яка, як і 4-5-річна циклічність при грозах, може бути застосована для фонового зверхдовгострокового прогнозу опадів.

У третьому розділі досліджується атмосферна циркуляція синоптичного масштабу при якій виникають грози і опади на півдні України. Основною метою був не формальний статистичний облік відомих синоптичних ситуацій, при яких виникають грози, а детальний аналіз кожного явища грози і конвективних опадів із залученням всіх матеріалів спостережень - карт погоди і баричної топографії, щоденників погоди і щомісячних спостережень, даних радіозондування за період з 1980 до 1989 р. р. Використовувалися відомості про опади на п'яти станціях півдня України, розташованих відносно рівномірно по території, а грози враховувалися тільки в Одесі, так як за десять років дані про грозову діяльність на інших станціях відсутні.

В результаті комплексного аналізу матеріалів спостережень були виділені шість варіантів атмосферних процесів, при яких виникають конвективні явища:

1) холодний фронт;

2) холодний фронт з хвилями;

3) фронт оклюзії;

4) хвильовий циклон;

5) розвинений циклон;

6) висотний циклон.

У цих варіантах відсутні такі процеси, як теплий фронт і внутрішньомасові грози. Грози на теплих фронтах за розглянутий період були відзначені лише в деякіх випадках, тому в окрему групу їх виділяти недоцільно. А більшість випадків гроз і опадів при існуванні малоградієнтних полів тиску біля поверхні землі, які виникали в холодній, відносно однорідній повітряній масі за фронтом і могли б бути визначені як внутрішньомасові, виявилися пов'язаними з циклонічною циркуляцією в середній і верхній тропосфері, а також з висотними циклонами, виникаючими часто над півднем Європи у тепле півріччя.

В дисертації дано детальний аналіз кожного варіанту синоптичних процесів і статистичні дані про повторюваність процесів і гроз. Найчастіше грози виникають при проходженні холодних фронтів з повторюваністю 65.5 % від загального числа розглянутих процесів. Другий по повторюваності процес - висотні циклони (15.9 %). Меншу повторюваність мають циклони (10 %), холодні фронти з хвилями (4.6 %) і фронти оклюзії (4.0 %).

Різні фактори, як фізично закономірні, так і випадкові, є причиною відсутності гроз. Відношення числа гроз на холодних фронтах до числа холодних фронтів в середньому за десять років становить 28.5 %, для фронтів оклюзії - 43.8 %, для хвильових і розвинених циклонів - 45 та 36.8 % відповідно. Для холодних фронтів з хвилями і висотних циклонів це відношення найбільш високе - 66.6 та 58.1 % відповідно.

Для грозової діяльності виключно важливе значення має час проходження фронту. У період з 24 до 8 години грози на холодних фронтах, розташованих в передній частині висотної улоговини, спостерігалися тільки у 8.9 % випадків, а коли фронт розташовувався в тиловій частині висотної улоговини імовірність гроз близька до 0. Оскільки значна частина фронтів переміщується в період доби несприятливий для розвитку конвекції і число таких фронтів змінюється від року до року, то добовий фактор може бути також елементом формування погодних умов і режиму зволоження.

Розвиток хвильових процесів на холодних фронтах істотно змінює структуру хмарності та погодних явищ, але розподіл їх понад територією пов'язаний з траєкторією хмарної системи хвилі. На відстані 150-200 км вплив цієї системи значно слабшає.

Оклюдовані хмарні утворення мають невелику повторюваність, але їх горизонтальні розміри і протяжність по вертикалі дуже значні, тому грози спостерігаються часто, в нічний час також.

Циклони, добре виражені біля поверхні землі і оформлені по височині, відносно рідко впливають на південь України. Основною умовою утворення гроз в циклонах є вологонестійка стратифікація, великий вологовміст атмосфери і висхідні впорядковані вертикальні рухи, тоді як термічна нестійкість в нижній тропосфері виражена слабо або відсутня. Відсутність термічної нестійкості має велике значення і в циклонах грози часто не мають розвитку.

Висотні циклони є однією з цікавих і недостатньо вивчених циркуляційний систем, виникаючих на півдні України і прилеглих територіях, які впливають на південь України в середньому близько 6 днів у тепле півріччя, а в окремі роки - до 18 днів (1989 р.). Виникаючі при ізоляції холодної маси, висотні циклони неоднорідні по термічній структурі: малоградієнтна область холоду в центральній частині циклону та бароклинна зона невеликої ширини і протяжності навколо холоду. Холодне повітря одночасно є також сухим, тому інтенсивна конвекція тут не розвивається, а під периферійною частиною циклону виникають невеликі циклонічні вихори, в яких є сприятливі умови для розвитку конвекції, гроз і значних опадів. З висотними циклонами пов'язані інтенсивні нічні грози і найбільш сильні зливи - понад 90 мм опадів за добу.

Використовуючи детальну статистику про повторюваність синоптичних процесів за 10 років, була можливість з'ясувати вплив мінливості цих процесів відносно повторюваності гроз в ці роки. Головними процесами, що впливають на грозову діяльність, виявилися холодні фронти (включаючи фронти з хвилями) і висотні циклони. Ці два процеси зумовили фактично усі грози в 7 роках з 10, причому максимум (22 грози) в 1989 р. виник внаслідок розвитку висотних циклонів (14) і проходження холодних фронтів (17), але другий максимум (20 гроз) в 1982 р. є результатом впливу холодних фронтів (10) і циклонів (5) при мінімумі висотних циклонів (1). Мінімум гроз (9 випадків) сформувався в результаті мінімальної повторюваності всіх процесів в 1983 р.

Для статистичної оцінки зв'язку між опадами і атмосферною циркуляцією був застосований кластерний аналіз з попереднім виділенням синоптичних ситуацій і градацій опадів.

З метою максимально врахувати характер процесу і баричного полю було виділено 8 типових процесів, в число яких увійшли раніше розглянуті типи і додатково холодні фронти з урахуванням їх розташування: а) в передній частині висотної улоговини; б) в тиловій частині висотної улоговини; у) в малозбуреному західному переносі. Крім того, враховувався час проходження фронту через південь України (день, ніч). В залежності від розмірів було виділено два види циклонів - циклони синоптичного масштабу і мезоциклони.

В результаті кластерного аналізу були визначені 4 градації опадів: слабі (0-1.5 мм), помірні (1.6-6.4 мм), значні (6.5-25.9 мм) і сильні (26.0-90.3 мм).

Було встановлено, що імовірність випадання слабих опадів на холодних фронтах, розташованих в передній і тиловій частинах висотної улоговини, становить 0.80, а імовірність слабих опадів в циклонічних утвореннях становить тільки 0.17. Імовірність помірних опадів для холодних фронтів, розташованих в передній і тиловій частинах висотної улоговини (денний час), і висотних циклонів становить 0.25 та 0.27 відповідно. При інших процесах вона коливається від 0.02 до 0.09. Значні опади фактично відсутні на холодних фронтах в нічний час і при західному переносі; вони дуже рідко спостерігалися на холодних фронтах, розташованих в тиловій частині висотної улоговини, як в нічні, так і в денні години. Їх сумарна імовірність становить 0.02. Сильні опади виникають головним чином у висотних циклонах і при хвильових збуреннях з імовірністю 0.46 та 0.27 відповідно.

Отримані результати можуть бути корисні при складанні прогнозу опадів, особливо коли на південь України переміщуються холодні фронти.

У четвертому розділі для розгляду особливостей розвитку хмарних систем фронтів та циклонічних збурень і пов'язаних з ними погодних явищ використовувалася інформація метеорологічних супутників та інші матеріали спостережень. Початковими даними були знімки хмарності за 1980-1989 р. р. (тепле півріччя) та, частково, 1993 і 1995 р. р., приземні карти погоди та карти баричної топографії (за той же період). З використанням карт АТ-500 за 00 Гр. ч. та синхронних за часом знімків хмарності визначався перенос хмарних елементів фронтів, циклонів або окремих мезомасштабних комплексів з урахуванням їх характеристик: яскравості, структури, розмірів. Визначалася еволюція хмарної системи і зміни траєкторії, хвильова структура переносу в області фронтальної зони з розрахунком в окремих випадках адвекції вихору.

Було розглянуто 112 випадків переміщення хмарності холодних фронтів: по західній траєкторії - 64 випадки; по південно-західній - 27 випадків і по північно-західній - 21. З урахуванням змін поля геопотенціалу і напрямів переносу на протязі доби, визначеного по картах за два строки, отримано більш детальний зв'язок між напрямом переносу повітряної маси і кількістю опадів на півдні України, встановлений раніше із застосуванням кластерного аналізу.

Еволюція хмарності і, як наслідок, опади при західному переносі виявилися такими, що залежать від характеру хвильових процесів в області фронтальної зони. Було виділено п'ять різновидностей цих процесів: при двох з них, коли були відсутні хвильові збурення, опади були незначними (0-6 мм). Відмінність між ними полягає в тому, що в першій різновидності напрям переносу на протязі доби не змінювався, а в другій - він набував невелику південну складову. До третьої різновидності віднесені випадки з квазіпостійним висотним гребнем з малою амплітудою в західному переносі, внаслідок чого хмарність руйнувалася і опади становили 0-1.5 мм або були відсутні. Четверта і п'ята різновидності характерні хвильовими процесами, при яких збурення з відповідною хмарною системою переміщалися із заходу на схід або висотна улоговина виникала над півднем України. У обох випадках опади складали від 6 до 25 мм, іноді були більшими, а в окремих випадках вночі були меншими.

Для оцінки розподілу траєкторій хмарних елементів всіх п'яти різновидностей західного переносу визначалися широти, на яких траєкторії перетиналися з меридіаном 30О с. д. в інтервалі 44О30/ - 48О п. ш. Оцінка розподілу проводилася із застосуванням методу статистичних випробувань (Монте-Карло). Було визначено число випадків проходження 64 траєкторій через меридіан 300 в. д. Імовірність того, що траєкторії знаходяться у виділеному інтервалі, становить 0.95 при досить малій дисперсії (0.08). Цей результат свідчить, що при незбуренім або з хвилями невеликої амплітуди західному переносі в початкову добу абсолютна більшість траєкторій хмарних систем проходить в такому інтервалі широт, що ці системи впливають на південь України. Особливим питанням є еволюція хмарних систем.

Південно-західний перенос характеризується розвитком улоговини в тропосфері над півднем Європи і Середземним морем. Можливі три варіанти змін переноса за добу, які найчастіше спостерігаються:

1) незначні зміни в положенні улоговини і напрямі переносу хмарної системи;

2) поглиблення улоговини з невеликою зміною в напрямі переносу;

3) переміщення улоговини на схід із зміною в напрямі переносу хмарної системи. При першому варіанті прогноз траєкторії хмарної системи фронту або циклону не представляє великих труднощів. Зокрема, можна визначити імовірність проходження основного масиву хмарності з півдня на північ вздовж фронтальної зони на захід від півдня України і, таким чином, подальше проходження фронту через регіон без опадів. Розвиток цього процесу можна передбачити тільки з допомогою інформації метеорологічних супутників. Прогноз перебудови поля тиску при другому і третьому варіанті значно складніший і відноситься до області чисельних методів прогнозу, будучи найменше розробленим в регіональному відношенні.

Дослідження розвитку хмарних систем з урахуванням фактичних полів тиску показало, що хмарність фронтів та циклонів дуже активно реагує на зміну поля тиску за часом і вздовж траєкторії: вона за короткий строк виникає при формуванні циклонічного поля і, навпаки, руйнується при переміщенні в область з антициклональним характером поля тиску. У роботі приведені приклади такого розвитку.

Північно-західний перенос на південь України виникає при тропосферних хвилях великої амплітуди, які характеризуються значною інерцією. У більшості випадків напрям переносу змінювався на протязі доби мало і в першому варіанті враховується тільки перетворення форми хмарних масивів. У початковому положенні вони можуть бути неупорядкованими хмарними скупченнями, але коли фронт переміщується на південь набувають полосову структуру. До другого варіанту віднесені випадки істотних змін поля тиску в тропосфері і в переносі, що відбувається внаслідок розвитку західних або північно-західних циклонів над східною частиною Європи.

У окремому розділі розглянуто хмарні системи висотних циклонів за даними інформації метеорологічних супутників. Основними характеристиками хмарності є її мезомасштабна структура, що складається з комплексів конвективних хмар діаметром від декількох десятків до 200-300 км. Вихрова структура хмар, незважаючи на замкнену циклонічну циркуляцію, в більшості випадків виражена слабо. Градієнти геопотенціалу у висотних циклонах невелики і швидкість переміщення мезомасштабних конвективних комплексів становить 10-30 км/годину. Тому при повільному переміщенні великого по розмірах комплексу локальні опади бувають значними (20-30 мм). При сприятливих умовах під бароклинною зоною на периферії висотного циклону виникають невеликі циклони, в яких формується значна по розмірах хмарна система. Переміщаючись в системі висотного циклону, така хмарність обумовлює інтенсивні опади. Для прогнозу явищ в області висотних циклонів вирішальне значення має інформація метеорологічних супутників і радіолокаторів.

У п'ятому розділі розглядаються умови виникнення сильних опадів на півдні України. Як сильні враховувалися опади, добові суми яких становили 30 мм і більше. За десять років на п'яти метеорологічних станціях півдня України (Болград, Одеса, Роздільна, Вознесенськ, Херсон) було відмічено 32 випадки таких опадів. У одну й ту ж добу сильні опади спостерігалися тільки у 3 випадках на трьох станціях одночасно, двічі - на двох станціях, а в інших 27 випадках - тільки на одній станції. Це свідчить про різко виражений локальний характер сильних опадів. Опади з кількістю 80 мм і більше за 10 років спостерігалися двічі в Одесі і один раз в Херсоні. У 18 випадках сильні опади були зумовлені висотними циклонами, в 8 - переміщенням хвильових збурень на холодних фронтах, в двох випадках - фронтами оклюзії і в одному - холодним фронтом. Число випадків сильних опадів значно зросло в останні роки десятиріччя (1987-1989 р. р.).

Дослідження умов виникнення сильних опадів у висотних циклонах показало, що основною причиною опадів було залучення до системи циркуляції висотного циклону хмарних систем, які утворилися під бароклинною периферійною зоною висотного циклону - циклонічних вихорів. Переміщуючись з невеликою швидкістю, ці мезомасштабні хмарні системи зумовлюють інтенсивні і тривалі локальні опади. Екстремальні опади (80 мм і більше за 12 годин і менше) виникали, коли хмарність формувалася над Чорним морем. Сильні опади і грози відмічалися в береговій зоні; процес ставав більш інтенсивним при додатковому розвитку термічної конвекції над сушею.

Умови виникнення сильних опадів в хвильових збуреннях на холодних фронтах і структура поля цих опадів представляють великий інтерес. Тому з використанням даних про опади на 26 станціях півдня України і пересувної сітки координат було отримане поле кореляції опадів в області хвильових збурень. Ізокореляти мають вигляд еліпсоїда, велика вісь якого витягнута в напрямі переносу - з південного заходу на північний схід. Значення коефіцієнта кореляції 0.50 спостерігаються на відстані біля 150-200 км від центра еліпсоїда, а потім швидко зменшуються. Область значних опадів має розміри 150-200 км, що складає біля 2/3 розміру хмарної системи хвильового збурення і визначається на ІК-знімку у вигляді яскравого хмарного утворення. Проведені розрахунки підтвердили відоме положення, що хвилі на холодних фронтах, як і більш розвинені циклонічні вихори виникають при позитивній адвекції вихору в області фронтальної зони.

Наприкінці п'ятого розділу приводяться основні результати дослідження грозової діяльності з використанням даних радіозондування в Одесі за 1980-1989 р. р. (тепле півріччя) в період переміщення холодних фронтів (112 випадків). Запропонована методика обліку даних для прогнозування грозової діяльності в даному регіоні. Актуальність методики полягає у тому, що територія, з якою переноситься повітряна маса, дуже слабо або зовсім не освітлена аерологічними даними і помилки у визначенні початкових даних для прогнозу явищ досить значні. Особливо це торкається характеристик вологості: градієнти вологості в області фронту великі і її визначення пов'язано з такими погрішностями, що прогноз явища не може бути успішним. Виходячи з цього, запропоновано враховувати вологість таким чином: якщо по розрахунку передбачається проходження через пункт прогнозу яскравої на ІК-знімку хмарності фронту, то вважати відносну вологість в цій повітряній масі достатньою (80-100 %) для розвитку інтенсивної конвекції, якщо стратифікація атмосфери вологонестійка.

Для оцінки термічного стану підстеляючої поверхні, що значною мірою визначає нестійкість нижньої тропосфери, пропонується використати максимальну денну температуру (за 15-16 г) і відповідну температуру точки роси біля поверхні землі. Для статистичної оцінки зв'язку між станом атмосфери і явищем грози запропоновано враховувати тільки відмінність температур між повітряною масою, що піднялася адіабатично від поверхні землі до рівня 500 гПа, і повітряної маси на цій поверхні, яка переміститься на південь України.

Таким чином, явище грози статистично ставиться в залежність від різниці температур повітря і точки роси біля поверхні землі в період максимального прогрівання і різниці температур повітряної маси, що адіабатично піднялася до рівня 500 гПа, і навколишнього повітря на поверхні 500 гПа. При складанні прогнозу ці величини можна прогнозувати загальноприйнятими методами.

На графіку, побудованому з використанням фактичних значень вказаних параметрів, виділяються дві області. Об'єктивне розділення цих областей зроблене за допомогою дискриминантного аналізу. Рівняння прямої

у = - 4.4 + 0.7 х

розділяє область з грозами при у > 0 (область А) і область з їх відсутністю при у < 0 (область Б). У області А імовірність грози становить 0.95, а імовірність її відсутності в області Б близька до 1.

При прогнозування значень температури на 24 години та менше можуть виникнути погрішності, які внесуть корективи у цей зв'язок. Ефективність прогнозу явища буде залежати від точності прогнозу початкових параметрів.

Висновки