Навигационная метеорология и океанография

Имеет значение и парусность судна. Сильный ветер оказывает более неблагоприятное воздействие на большой полностью загруженный контейнеровоз или ро-ро, чем на полностью загруженный танкер подобной длины.

Ветер, создает течения, скорости которых в некоторых местах достигают 4 и даже 5 узлов (2-3 м/с). Они могут существенно уменьшать или увеличивать время перехода. В прибрежных районах ветер создает сгоны и нагоны воды. При сгоне в мелководных прибрежных районах появляются мели, и плавание становится невозможным. Наоборот, при нагонах появляется возможность свободного прохода через такие места.

Атмосфера находится в непрерывном движении. Горизонтальная составляющая движения воздуха называется ветром. Воздух стремится перейти из области высокого давления в область низкого давления. Причиной появления ветра является разность давлений, т.е. горизонтальный градиент давления.

Ветер - горизонтальное перемещение воздуха относительно земной поверхности. Он характеризуется скоростью и направлением. Под направлением понимается та часть горизонта, откуда дует ветер. Направление ветра можно давать в градусах (от 0° до 360°) и в румбах: С или N - северный, СВ или NE - северо - восточный и т.д. Направление ветра определяется по его отклонению от меридиана места. В метеорологии за направление ветра принимается то направление, откуда дует ветер, т. е. угол между нордом истинным (компасным) и направлением, откуда дует ветер.

Скорость ветра выражается в метрах в секунду, в километрах в час, в узлах или в баллах шкалы Бофорта.

Различают среднюю и мгновенную скорости ветра. На практике анемометрами измеряют именно среднюю (за 100 с) скорость ветра, так как мгновенная скорость испытывает сильные колебания.

Ветер изменчив не только по скорости, но и по направлению. Поэтому направление ветра на судне определяют по вымпелам, флагам или «колдунчикам» и по компасу (пеленгатору) в градусах с точностью до 5-10° как среднее за 3-4 мин наблюдения.

На гидрометеорологических картах, в справочниках и пособиях распределение повторяемости ветра по направлениям и скоростям чаще всего представляют в виде розы ветров. Роза ветров - это диаграмма, дающая наглядное представление о распределении ветра по направлениям. Она обычно имеет восемь линий, проведенных от центра, соответствующих С, СВ, В, ЮВ, Ю, ЮЗ, З, и СЗ румбам. Длина линий соответствует повторяемости ветра с этой стороны горизонта, толщина линий соответствует различным скоростям. В центре помещают повторяемость штилей. От начала полярных координат откладываются направления по румбам горизонта (8 или 16) отрезками, длины которых пропорциональны повторяемости ветров данного направления (концы отрезков иногда соединяют ломаной линией). Повторяемость штилей указывают числом (%) в центре диаграммы (в начале координат). При построении розы ветров можно учесть еще и среднюю скорость ветра по каждому направлению, умножив на нее повторяемость данного направления. В этом случае роза ветров показывает не только преобладающие направления ветра, но и в условных единицах количество переносимого воздуха ветрами каждого направления.

Определение скорости и направления ветра на движущемся судне

Истинный ветер над водной поверхностью можно определить:

1) визуально,

2) инструментально с помощью приборов,

3) по факсимильным картам.

Визуальный метод. О ветре в море можно судить по состоянию водной поверхности. При небольшой скорости ветра его направление определяют по движению систем наиболее мелких волн, бегущих по поверхности крупных. При значительном ветре на водной поверхности образуется пена. Направление ветра определяют по движению полос пены. Ветер дует перпендикулярно движению систем мелких волн в первом случае и полосам пены (барашкам) во втором. При этом следует рассматривать волны на достаточно большом удалении от судна.

Для визуальной оценки скорости ветра в морской практике пользуются шкалой Бофорта (табл.1). Она предложена в 1805 г. адмиралом Британского королевского флота сэром Бофортом. В шкале Бофорта дается состояния водной поверхности в баллах. Ноль соответствует штилю, а 12 - ураганному ветру. Это описание в настоящее время подкреплено соответствующими фотографиями и оценкой скорости ветра в узлах и метрах в секунду. Шкала Бофорта оказалась настолько удобной, что вот уже две сотни лет не выходит из употребления.

Инструментальный (приборный) метод. Истинный ветер дует относительно неподвижной точки на земной поверхности. Кажущийся ветер возникает относительно движущегося тела.

Современные суда часто укомплектованы дистанционным измерителем скорости и направления ветра, позволяющем непосредственно на мостике снять с дисплея скорость и направление кажущегося ветра. На некоторых судах сразу на дисплей выдаются рассчитанные величины направления и скорости истинного ветра. Если этого нет, то надо производить измерение скорости и направления ветра. Скорость кажущегося ветра измеряется анемометром на наветренной трубе. Направление кажущегося ветра определяется по компасу. При этом на движущемся судне о кажущемся ветре можно судить по вымпелу, флюгеру, ветровому конусу (колдунчику), по дыму из трубы. Ветер должен дуть в компас. Его направление измеряют в градусах.

Истинный ветер рассчитывают по курсовому и кажущемуся. Истинный ветер дует в тот же борт, что и кажущийся. Этот последний будет диагональю параллелограмма, стороны которого истинный и курсовой ветер.

2. Причины возникновения ветра

Мерой неравномерности распределения давления является горизонтальный барический градиент. Воздух стремится двигаться от высокого давления к низкому по наиболее короткому пути - по направлению барического градиента, т. е. по нормали к изобарическим поверхностям. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т. е. вызывающая ветер и меняющая скорость движения частиц воздуха - скорость ветра. Барическим градиентом называется изменение атмосферного давления на единицу удаления в направлении, перпендикулярном к изобарической поверхности в данной точке, в сторону уменьшения атмосферного давления.

В метеорологии рассматривают силу барического градиента действующую на единицу массы:

G_r = - (12)

По направлению эта сила в каждой точке барического поля совпадает с направлением нормали к изобаре в сторону убывания давления. Для стандартной атмосферы (р = 1,273 * 10-3 г/см3) и среднего годового горизонтального барического градиента для Земли в 1-2 гПа/111 км получаем, что сила горизонтального барического градиента создает ускорение частицы воздуха около 0,1-0,2 см/с2. Через час это ускорение разовьет скорость ветра 3-8 м/с.

Следовательно, на планете всегда есть условия для возникновения горизонтальных перемещений воздуха, т. е. ветра.

Только сила горизонтального барического градиента и приводит воздух в движение и увеличивает его скорость. Все другие силы, которые проявляються при движении воздуха, могут лишь замедлить движение и от клонять его от направления градиента.

3. Силы, действующие в атмосфере

Все силы, рассматриваемые в метеорологи, беруться на единицу массы. Если давление в горизонтальной плоскости неоднаково, то возникает поток воздуха в сторону наименьшего давления. Другими словами, возникает сила, заставляющая воздух двигаться. Она называется солой барического градиента и на единицу массы равна:

G_r = - ,(13)

где с - плотность воздуха. Градиент давления dp/dn направлен в сторону роста давления. Движение, вызванное разностью давления, направлено в противоположную сторону. Поэтому, чтобы значения силы барического градиента было противоположным, в уравнении ставят знак минус.

Кроме этого есть еще и другие силы, которые оказывают влияние на движение воздуха. Это силы Кариолиса К, центробежная сила Z, трения F_тр и сила тяжести g.

Сила Кариолиса К или, иначе, отклоняющая сила вращения Земли, является инерционной кажущейся силой. Она возникает потому, что Земля вращается вокруг своей оси и на единицу массы равна:

K = 2щ С sinц, (14)

где щ угловая скорость вращения Земли, равная щ = 2 р /Т, где Т - период обращения Земли вокруг своей оси, Т = 24*60*60с;

С -скорость движения воздуха;

ц - широта места.

Таким образом, сила Кариолиса зависит от скорости движения и широты места. Сила Кариолиса действует только на движущиеся тела перпендикулярно направлению движения. Она наибольшая на полюсах, а на экваторе - равна нулю. В результате, тела перемещаются вдоль земной плоскости, отклоняются в северном полушарии вправо, а в южном - влево от перво начального направления их движения.

Центробежная сила Z. Центробежная сила является также кажущейся, инерционной силой, возникающей при движении по криволинейной траектории. Она направлена по радиусу от центра и на единицу массы равна:

Z = C² /r, (15)

где r - радиус кривизны.

Аналитическое выражение для силы трения F_тр имеет сложный вид. В навигации решаются задачи в, так называемой геострофической модели, без учета силы трения, а сила трения вводится затем коэффициентом. И, наконец, есть еще известная всем сила тяжести g. Она часто рассматривается как константа.

Сила тяжести g. Несравненно больше других сил (9,81 ~ 10 м/с² ). Она действует вдоль вертикальной оси. Однако мы не замечаем в атмосфере заметных вертикальных движений, направленных к поверхности Земли (вниз). Это связано с тем, что такая большая сила уравновешивается столь же большой силой барического градиента по вертикали. Из основного уравнения статики следует:

g = -dp/dz (16)

Как видим, в левой части уравнения стоит сила тяжести, а в правой записана сила барического градиента по вертикали. Вертикальный барический градиент - большая величина, а значит и сила барического градиента велика. Аналогично, можно констатировать, что очень большая сила барического градиента по вертикали, не вызывает движений вверх так как уравновешивается силой тяжести. Эти силы находятся на одной оси, направленные в разные стороны и обычно уравновешивают друг друга.

Таким образом, на ветер, под которым мы понимаем горизонтальное движение воздуха, сила тяжести g не влияет. Ее проекция на горизонтальную плоскость равна нулю. Силы Кариолиса К и центробежная сила Z появляются лишь после того, как уже возникло движение. То есть, единственной силой, вызывающей движение воздуха, является сила барического градиента по горизонтали G_r. Разность давлений в разных местах порождает движение воздуха, стремящееся сгладить эти различия. Остальные сила разворачивают движение относительно первоначального направления и тормозят его.

4. Градиентный и геострофический ветер

Из ранее рассмотренных материалов следует, что направление силы горизонтального барического градиента совпадает с направлением самого градиента. Следовательно, направление градиентного ветра всегда совпадало бы с направлением барического градиента, если бы на частицу воздуха действовала только одна сила.

Самым простейшим видом движения воздуха является прямолинейное равномерное движение без трения. Такое движение называют геострофическим ветром.

Такая геострофическая модель позволяет значительно упростить расчеты скорости ветра. Вместе с тем, геострофический ветер не является чистой абстракцией. Он действительно наблюдается в свободной атмосфере, на высотах более 1 км (выше пограничного слоя), где трение о подстилающую поверхность становится почти ничтожно малым. В штурманской практике геострофический ветер используется для определения ветра в приводном слое.

Зная вышеуказанное, можно без труда определить направление геострофического ветра в любой точке факсимильной карты.

Скорость геострофического ветра легко найти, приравняв силу барического градиента G и силу Кариолиса K.

2щ С sinц = - (17)

Из этого равенства можно найти скорость геострофического ветра:

C = - /2щ sinц = 1/2pщ sinц (18)

Угловая скорость вращения Земли щ является постоянной величиной, плотность воздуха с также рассматривается как константа. Таким образом, выражение 1/(2pщ) есть константа. При решении задачи с помощью факсимильной карты дифференциалы заменяются конечными разностями dp~?p и dn ~?n. Исходя из этого видно, что скорость геострофического ветра зависит только от расстояния между изобарами ? n и от широты места ц.

C = C (? n, ц) (19)

Чем меньше расстояние между изобарами ~?n, тем больше горизонтальный барический градиент , сила барического градиента G и скорость ветра C. В местах сгущения изобар, следовательно, большие скорости ветра. Геострофический ветер при прочих равных условиях увеличивается от полюса к низким широтам. Расчет скорости геострофического ветра по формуле не представляет никакой сложности.

Для практических целей и для стандартной плотности воздуха скорость геострофического ветра (м/с) на уровне моря определяется, выражая барический градиент в гПа на градус меридиана:

Сg = 4,8 ?p

sinц ?n (20)

Решения уравнения (13) для различных широт и барических градиентов приводятся в виде градиентных линеек на приземных синоптических (факсимильных) картах (рис. 1).

Рисунок 1 Градиентная линейка

На оси ординат даются широты щ (обозначено буквой N), на оси абсцисс - расстояния между изобарами ?n, а в поле графика - кривые разных скоростей геострофического ветра C_g. Над линейкой написано, что ветер дан в узлах для изобар, проведенных через 4 мб (в системе СИ это соответствует 4 гПа).

Ветер над поверхностью воды несколько отличается от геострофического. Скорость его С из-за силы трения меньше. Считается, что над морем

С = 0,7 С_g (21)

Трение (сила трения F_g ) не только уменьшает скорость ветра, но и поворачивает ветер в сторону низкого давления.

Угол между направлением ветра в приводном слое и геострофическим ветром или, что то же самое, между направлением ветра и изобарой в среднем составляет 15°. Можно говорить, что ветер над водной поверхностью отклоняется от изобар на 15° в сторону низкого давления.

Движение в криволинейных избарах.

В случае криволинейных движений (в циклонах и антициклонах), но без действия силы трения на воздушный поток, кроме силы барического градиента и отклоняющей силы вращений Земли, начинает действовать центробежная сила Z, равная

Z= , (22)

где r - радиус траектории движущегося воздушного потока.

Она направлена по радиусу кривизны от центра (рис. 3). В циклоне сила барического градиента G уравновешивается силами Кариолиса К и центробежной силой Z. В результате в северном полушарии воздух в циклоне движется против часовой стрелки по касательным к изобарам.

Под действием силы трения ветер отклоняется в сторону низкого давления. Над океанами этот угол, как известно, принимается равным 15°. Следовательно, в циклоне ветер у поверхности земли (в слое трения) дует в северном полушарии против часовой стрелки и к центру циклона. В южном полушарии воздух в циклоне движется по часовой стрелки и к центру циклона.Отсюда следует еще один важный вывод. Циклоны являются областями сходимости воздушных течений - областями конвергенции.

В антициклоне сила барического градиента G и центробежная сила Z направлены от центра. Антициклон может существовать только в том случае, если сила Кариолиса К будет равна сумме первых двух сил. Поскольку сила Кариолиса невелика, то и сумма сил барического градиента и центробежной также должна быть небольшой (рис.3, в). Это будет при больших расстояниях между изобарами (рис. 1).

В северном полушарии движение воздуха в антициклоне происходит по часовой стрелке. Под действием силы трения ветер отклоняется в сторону низкого давления. Следовательно, в антициклоне ветер дует по часовой стрелке и от центра. В южном полушарии воздух в антициклоне движется также от центра, но против часовой стрелки.

Антициклоны, таким образом, являются областями расходимости воздушных течений - областями дивергенции. Здесь также выполняется барический закон ветра.

При одном и том же барическом градиенте скорость ветра больше в антициклоне, чем в циклоне. Однако горизонтальный барический градиент всегда больше в циклоне за счет меньших размеров самого вихря и скорость реального ветра больше в циклоне, чем в антициклоне.

В циклонах сила барического градиента G и центробежная Z направлены в разные стороны. Циклоны могут быть только в том случае, если центробежная сила будет настолько велика, что сможет уравновесить силу барического градиента. Центробежная сила, в том случае большая, когда скорость движения С велика, а радиус кривизны r небольшой. И действительно, вблизи экватора, где появляется закручивающий момент, связанный с силой Кариолиса, иногда образуются маленькие с огромными скоростями движения циклоны, называемые тропическими. Это самое опасное атмосферное явление, которое может встретиться мореплавателям в океане.

Таким образом, в связи с отсутствием силы Кариолиса на экваторе, там невозможно существование областей высокого давления. Циклоны теоретически возможны, если они будут иметь очень маленькие размеры и большие скорости ветра. На практике, не на самом экваторе, а вблизи него иногда образуются небольшие барические образования с низким давлением и ужасающим ветром - тропические циклоны.

5. Изменчивость ветра

Ветер является одной из важнейших характеристик состояния атмосферы, основные элементы которой подвержены годовым, суточным и другим периодическим и непериодическим колебаниям. Все движения воздуха в атмосфере всегда турбулентны, вследствие чего направление и скорости ветра обладают изменчивостью. Резкие колебания направления и скорости ветра называются порывами ветра, а особенно сильные из них - шквалами. При шквале ветер внезапно и кратковременно (несколько минут) резко усиливается (часто до штормового) и затем ослабевает. При этом, как правило, меняется и его направление. В подавляющем большинстве случаев шквалы связаны с атмосферными фронтами (особенно с холодными) и с кучево-дождевой облачностью на них.

Изменяется ветер и с высотой. С ростом высоты величина силы трения уменьшается и скорость ветра растет, а его направление все больше совпадает с направлением геострофического ветра, т. е. с изобарами. Теоретические расчеты показывают, что непосредственно в приводном слое (50 м) атмосферы скорость ветра возрастает пропорционально логарифму высоты, а направление его меняется мало.

Выше этого слоя скорость ветра резко возрастает, приближаясь к скорости градиентного ветра на высоте слоя трения (1000-1500 м).

6. Периодические и местные ветры

Уже с середины XVII в. мореплавателям были известны в общих чертах закономерности в зональной структуре преобладающих ветров в Мировом океане. Современная наука дает объяснение этой закономерности в зональной структуре атмосферного давления по поверхности Земли.

Издавна известны морякам устойчивые в своем постоянстве или смене направлений ветры: пассаты, муссоны, бризы и др.

Пассаты - это устойчивые ветры тропиков северо-восточного в северном и юго-восточного в южном полушариях направлении, дующие на обращенной к экватору стороне субтропического центра действия атмосферы. Скорость пассатов невелика - в среднем 5-8 м/с у земной поверхности. Условия распределения атмосферного давления меняются в тропиках мало, поэтому пассаты обладают большой устройчивостью направления.

Муссоны - сезонные ветры, наиболее выраженные и устойчивые в тропических широтах, возникающие из-за термической неоднородности океан-суша. Муссоны, как и все другие воздушные течения на Земле, связаны с циклонической деятельностью. Режим тропических муссонов заключается в сезонном изменении положения субтропических антициклонов и экваториальной депрессии. Устойчивость муссонов связана с устойчивым распределением атмосферного давления в течение каждого сезона, а их сезонная смена - с коренными изменениями в распределении давления от сезона к сезону. Суммарные барические градиенты резко меняют направление от сезона к сезону, а вместе с этим меняется и направление преобладающих ветров.

Особенно ярко выражена муссонная циркуляция в бассейне Индийского океана, где сезонные изменения температуры полушарий здесь усилены огромным материком Евразии к северу от экватора, прогретым летом и сильно охлажденным зимой. Зимний муссон в бассейне Индийского океана называют северо-восточным, а летний - юго-западным. На востоке Китая и в Корее зимний муссон - северный или северо-западный, а летний - южный или юго-восточный. Это зависит от структуры барического поля и направления изобар и, следовательно, направления барических градиентов (рис. 15).

Бризы - реверсивные ветры побережий морей и океанов, имеющие полусуточную периодичность смены направления. Особенно ярко выражены бризы над побережьями в зоне действия субтропических антициклонов, где они наблюдаются во все сезоны года. В умеренных и высоких широтах бризы наблюдаются лишь в теплое время года. Например, на Черном, Азовском и Каспийском морях бризы наблюдаются с.апреля по сентябрь.

Бризовая циркуляция объясняется перестройкой барического поля днем и ночью над сушей и морем. Термическая неоднородность моря и суши приводит к смене направления барических градиентов и, следовательно, к смене направления ветра.

Скорость морского бриза несколько выше скорости берегового и составляет 3-5 м/с (в тропиках до 8 м/с). Особенно отчетливо выражены бризы в ясную, безветренную погоду, что характерно для центральных районов антициклонов. Бризовая циркуляция захватывает слой тропосферы до 1-2 км по вертикали и распространяется в глубь моря или суши на десятки километров от береговой линии. Морской бриз снижает на 2-3° среднюю температуру воздуха и повышает влажность на 10-20 %.

Бора - сильный и порывистый ветер, дующий с невысоких гор в сторону теплого моря. Бора относится к так называемым катабатическим ветрам, связанным со стоком холодных плотных воздушных масс по склонам гор в сторону моря.

Ветры, подобные Новороссийской и Новоземельской боре, известны во многих других морях Мирового океана: Бакинский норд на Каспийском море, мистраль - на Средиземноморском побережье Франции, нортсер - в Мексиканском заливе (Мексика, США) и др.

Причиной боры является прохождение холодного фронта через прибрежные хребты. Холодный воздух резко переваливает через невысокие горы (особенно ветер усиливается на перевалах) и низвергается плотным потоком в сторону близкого теплого моря.

В проливах, узкостях, фиордах при плавании вдоль берегов, у мысов, оконечностей островов и пр. могут быть особенности ветрового режима, связанные с береговым (угловым) эффектом. Подробно об этих особенностях изложено в гидрометеорологических очерках лоций.

В однородном воздушном потоке, направленном с суши на море, ветер у поверхности Земли, после пересечения береговой черты, отклоняется вправо (в северном полушарии) и усиливается. Это связано с уменьшением силы трения при переходе с суши на воду. Наоборот, в потоке, направленном с моря на сушу, ветер будет отклоняться влево и ослабевать. В результате, если ветер дует с суши, то у берега скорость ветра возрастает. Если ветер дует с моря на сушу, то у берега скорость уменьшается.

По этой же причине, при перемещении воздуха вдоль побережья, линии тока в слое трения будут сближены, если суша находится справа от направления воздушного потока, и разрежены, если суша слева. Это наблюдается при одних и тех же градиентах давления. Особенно ярко ощущаются такие изменения ветра у возвышенных берегов, где вследствие обтекания препятствия воздушным потоком возникает сближение линий тока и соответствующее усиление ветра. Наибольшие скорости ветра при этом будут не у самого берега, а на некотором удалении от него.

Местные усиления ветра наблюдаются у выступающих в сторону моря деталей рельефа береговой черты (мысы, наветренные стороны островов). Ослабление ветра наблюдаются в вогнутых участках береговой линии (бухты, заливы) где происходит разрежение линий тока.

В проливах ветер ведет себя также, как и в горах на перевалах.

Во-первых, ветер всегда усиливается, во вторых, он дует вдоль пролива независимо от расположения изобар. Ветер особенно усиливается в наиболее узких местах проливов и в проливах с крутыми берегами. Ветер усиливается, когда к проливу приближается циклон или фронт в хорошо выраженной ложбине.

Таким образом, во всех проливах и каналах скорости ветра возрастают, и каким бы то ни было направление ветра на открытом месте, в узких местах ветер дует вдоль канала. Скорости ветра возрастают и у мысов.

При образовании мощных кучево-дождевых (грозовых) облаков, что возможно в условиях особо сильной неустойчивости воздушных масс, могут зарождаться вертикальные вихри небольшого диаметра. Зарождающиеся вихри над морем называют смерчами, а над сушей - тромбами (в США - торнадо). Смерч имеет вид темного облачного столба диаметром в несколько десятков метров (торнадо - до 100-200 м), опускающегося в виде воронки от нижнего основания облака до поверхности воды или суши. Скорости ветра в смерче достигают 50-100 м/с и при сильной вертикальной составляющей могут вызвать катастрофические разрушения. Близость атмосферных фронтов может стимулировать процесс смерчеобразования, особенно в континентальном тропическом воздухе (в США в морском тропическом воздухе с Мексиканского залива).

Это явление связано с особо сильной неустойчивостью стратификации атмосферы в нижних слоях. Смерч опускается в виде воронки из низкого кучево-дождевого облака. В океане навстречу поднимается вода.

Атмосфера Земли находится в постоянном движении. Воздушные течения отличаются как по скорости, так и по направлениям. Тесное взаимодействие с подстилающей поверхностью, свойства которой быстро меняются во времени и пространстве, приводит к тому, что мгновенная картина движения атмосферы оказывается необыкновенно сложной.

Построение средних ежедневных, сезонных и многолетних синоптических карт позволяет выявить общие (преобладающие) закономерности атмосферных движений. Система макромасштабных воздушных течений над земным шаром носит название общей циркуляции атмосферы.

Вопросы для самоконтроля

1. Причины возникновения ветра. Что такое барический градиент? Поясните его составные части.

2. Какие силы влияют на характеристику барического градиента?

3. Что такое геострофический и градиентный ветер?

4. В чем суть шкалы Бофорта?

5. Какие типы воздушных потоков Вы знаете?

6. Что собой представляют местные ветры?

7. В чем особенность распределения ветра на земном шаре?

Лекция 6 Воздушные массы и атмосферне фронты. Циклоны и антициклоны, погода в них

1. Понятие воздушных масс

2. Классификация воздушных масс

3. Особенности погоды в зоне воздушных масс

4. Атмосферные фронты и их характеристики

5. Особенности погодных условий атмосферных фронтов

6. Природа возникновения циклонов

7. Стадии развития циклонов

8. Погода в циклонах и барических ложбинах

9. Признаки приближения циклонов

10. Понятие антициклона, особенности его формирования и перемещения

11. Стадии развития антициклона

12. Погода в антициклоне

13. Признаки приближения антициклона

1. Понятие воздушных масс

Воздух, находящийся длительное время над районом со сравнительно однородной подстилающей поверхностью, приобретает свойства, характерные для этой подстилающей поверхности. Тропосфера состоит из относительно однородных воздушных масс. Они обладают общими свойствами и длительно перемещаются как единое целое в том или ином основном течении общей циркуляции атмосферы.

Горизонтальные размеры воздушных масс составляют тысячи километров и соизмеримы с большими частями материков или океанов. Так, значительная часть Атлантики в летнее время занята одной воздушной массой, которая формируется в обширном азорском антициклоне. Аналогичная картина наблюдается и в других океанах.

По вертикали воздушные массы могут занимать всю тропосферу. Это наблюдается чаще всего в очагах их формирования. В тропосфере по вертикали когут находиться и несколько воздушных масс, как правило, две. Тогда воздушные массы наслаиваются друг на друга, и болем теплая из них располагается над холодной.

Таким образом, воздушные массы - это количества атмосферного воздуха в тропосфере, соизмеримые по площади с большими частями материков и океанов, обладающие приблизительной однородностью свойств (особенно температуры в горизонтальном направлении) и определенным типом стратификации, т. е. вертикального распределения температуры.

Общность свойств воздушной массы определяется ее формированием в определенном очаге над однородной подстилающей поверхностью и в определенных радиационных условиях. Процесс приобретения воздушной массой характерных для нее свойств называется формированием воздушной массы, а районы, где происходит этот процесс, - очагами формирования. На формирование воздушной массы влияют характер и тепловой режим подстилающей поверхности, соотношение между приходом и расходом лучистой энергии, вертикальная устойчивость атмосферы. Все это обусловливает различия температурных и влажностных характеристик воздушных масс, формирующихся в разных очагах.

Очагами формирования воздушных масс являются, как правило, регионы, занятые малоподвижными антициклонами (азорским, северотихоокеанским или сибирским) или устойчивыми областями низкого давления, например исландской и алеутской депрессиями.

В районе формирования воздушной массы воздух должен находиться сравнительно длительное время, до 5-7 и более суток. Такие условия создаются в обширных малоподвижных антициклонах и малоградиентных барических полях, которые можно рассматривать как синоптические очаги формирования воздушных масс.

В областях пониженного давления условия для формирования воздушных масс неблагоприятны, т.к. характерная для них сходимость (конвергенция) воздушных течений приводит к обострению контрастов температуры и влажности. Исключения составляют малоподвижные («размытые») циклоны и обширные депрессии термического происхождения, возникающие над открытыми участками суши.

В качестве географического очага формирования воздушных масс можно рассматривать обширные океанические акватории. Над ними в умеренных широтах в западном потоке перемещаются, трансформируясь, воздушные массы. Сам западный перенос можно рассматривать как синоптический очаг формирования новой воздушной массы.

По выходу из очага формирования и перемещаясь и другие районы, воздушные массы соответственно изменяют (трансформируют) свои свойства. Однако непрерывность в изменении температуры и других свойств в горизонтальном направлении и достаточно малые горизонтальные градиенты воздушной массы при этом сохраняются длительное время. Основные метеорологические характеристики (температура, давление, плотность, влагосодержание) испытывают скачкообразные изменения только при переходе из одной воздушной массы в другую.

Свойства воздушной массы в значительной мере определяют погодные характеристики над занимаемой ею территорией. Смена воздушных масс в процессе циклонической деятельности приводит к непериодическим изменениям погоды.

Воздушные массы подразделяются либо по их наиболее общим термодинамическим характеристикам, либо по географическому положению очагов формирования.

2. Классификации (термодинамическая и географическая) воздушных масс

Согласно географической классификации различают воздушные массы четырех широтных зон Земли: арктический или антарктический воздух (АВ), умеренный или полярный воздух (УВ, ПВ), тропический (ТВ) и экваториальный (ЭВ) воздух. В каждом из этих типов выделяют подтипы морской и континентальный (например, кАВ - континентальный арктический, мПВ - морской полярный воздух и т. д.). Иногда применяют детализированную географическую классификацию воздушных масс для разных областей Земли с указанием географического положения преобладающих очагов формирования: Средиземноморский воздух, Иранский воздух и пр.

Согласно термодинамической классификации воздушные массы подразделяются на теплые, холодные и местные (нейтральные).

Нейтральной (местной) является воздушная масса, температура которой соответствует условиям радиационного и теплового баланса в районе ее нахождения. Она наблюдается только в очагах своего формирования. В дальнейшем, когда воздушная масса перемещается, о ее температуре судят, относительно соседних воздушных масс. Из них теплой называют ту, которая теплее, а холодной - которая холоднее. При этом относительно теплая воздушная масса может еще продолжать нагреваться, а относительно холодная - еще более охлаждаться.

Местные, холодные и теплые воздушные массы могут быть как устойчивыми, так и неустойчивыми. Как известно, устойчивая стратификация подавляет вертикальные движения. При неустойчивой стратификации развивается конвекция. Неустойчивой стратификация будет в случаях, когда температура воздуха с высотой падает быстро (больше 1°С на 100 м высоты). При одних и тех же условиях более влажная воздушная масса относительно неустойчивее менее влажной воздушной массы. Наиболее ярко неустойчивость воздушной массы проявляется в образовании мощных кучево-дождевых облаков (Cb), в выпадении ливневых осадков, в развитии гроз и шквалов. Предельная устойчивость в атмосфере имеет место в случае инверсии температуры во всем нижнем слое тропосферы.

Влияние подстилающей поверхности на устойчивость воздушной массы очень велико. Если воздушная масса теплее подстилающей поверхности, т.е. день за днем охлаждается при взаимодействии с поверхностью, то в приземном слое развивается инверсия, и воздушная масса становится устойчиво стратифицированной. Поэтому теплая воздушная масса в умеренных широтах часто является устойчивой воздушной массой.

Если воздушная масса холоднее подстилающей поверхности и от нее нагревается, то в приземном слое вертикальный градиент температуры (г) быстро возрастает, и условия для развития конвективных движений становятся все более благоприятными. Поэтому холодная воздушная масса, как правило, является неустойчивой. Наибольшая неустойчивость наблюдается при хорошо развитой конвекции, т. е. если вертикальный градиент температуры г больше сухоадиабатического га. Типично теплые, а также местные воздушные массы в холодное время года являются, как правило, устойчивыми. Напротив, типично холодные, а также местные воздушные массы в теплое время года являются обычно неустойчивыми и характеризуются повышенной турбулентностью и развитием конвекции с соответствующим облакообразованием.

Трансформация воздушных масс. Воздушные массы, перемещаясь из очагов формирования в другие области Земли, изменяют свои основные характеристики вследствие изменения свойств подстилающей поверхности (ПП) (относительная трансформация), а при длительной задержке в новом географическом районе превращаются в воздушные массы другого основного типа (абсолютная трансформация). Скорость трансформации воздушных масс зависит от скорости перемещения и контрастности их термодинамических свойств и характера ПП, сезона года и т. д. Если поверхность моря теплее воздуха, то в этом случае приводный слой воздушной массы характеризуется неустойчивой стратификацией и потоки тепла и влаги направлены в атмосферу и, следовательно, скорость трансформации возрастает. Если, напротив, вода холоднее воздуха, турбулентное перемешивание замедляется и скорость трансформации падает. Особенно это заметно вдали от берега.

3. Особенности погоды в зоне воздушных масс

Характеристика теплых воздушных масс.

Теплая устойчивая воздушная масса охлаждается у подстилающей поверхности, в то время как верхние слои воздушной массы остаются теплыми. Образуется инверсия. Инверсия может быть приземной или приподнятой. Формирование слоя инверсии на некоторой высоте способствует отделению нижнего слоя воздушной массы, который наиболее сильно охлаждается у подстилающей поверхности. Слой инверсии является задерживающим слоем. Поэтому под ним происходит растекание поднимающихся частиц пыли, что способствует дополнительному радиационному охлаждению верхней границы подынверсионного слоя. В результате этого начинается конденсация водяного пара, и образуются облака типа слоистых (St) или слоисто-кучевых (Sc).

Теплая устойчивая воздушная масса над океанами и морями наблюдается в теплых секторах циклонов и при перемещении воздушной массы с более теплой части океана, а в теплую половину года при перемещении теплого воздуха с материка (континентальный тропический воздух, континентальный воздух умеренных широт).

Над материками такая воздушная масса наблюдается преимущественно в холодную половину года. Обычно это воздушная масса, поступающая на материк после длительного перемещения над относительно теплым океаном (морской тропический воздух, морской воздух умеренных широт).

Синоптические (циркуляционные) условия, при которых теплая устойчивая воздушная масса поступает в данный район, могут быть различными. Особенно характерна теплая устойчивая воздушная масса для теплых секторов циклонов и примыкающих к ним северных окраин антициклонов.

Типичная погода в теплой устойчивой воздушной массе: адвективные туманы или сплошная слоистая (St) или слоисто-кучевая (Sc) облачность, может быть морось. Видимость в теплой устойчивой воздушной массе понижена. Соответственно, условия плавания сложные. В высоких широтах в зимнее время, если в теплой воздушной массе есть переохлажденные капли воды, возможно обледенение судна.

Суточный ход метеорологических величин в теплой устойчивой воздушной массе весьма мал. Более того, в связи с положительной адвекцией тепла, например, ночью вместо похолодания может наблюдаться потепление.

Теплая неустойчивая воздушная масса в умеренных широтах над водной поверхностью может формироваться в зимнее время. Это происходит при перемещении относительно теплого воздуха на еще более теплую водную поверхность. Воздух прогревается от водной поверхности и становится неустойчивым. Этот воздух зимой наползает иногда на прибрежную зону и там иногда устанавливается неустойчивая стратификация.

Синоптические условия, при которых теплая воздушная масса может быть неустойчивой, достаточно разнообразны. Это могут быть в летнее время теплые секторы циклонов или западные окраины антициклонов. Часто неустойчивая теплая воздушная масса во вторичных теплых секторах циклонов.

Типичная погода в теплой неустойчивой воздушной массе: для нее характерна конвективная облачность. Над водой неустойчивость усиливается ночью (над сушей - днем). Усиленному развитию конвекции над морем в ночное время способствует радиационное излучение верхних слоев влажного воздуха, а значит их охлаждение, и увеличение вертикальных градиентов температуры. В дневное время наблюдается безоблачная погода или облака кучевых форм (Cu). Вечером и ночью кучевые облака, достигая максимального развития, переходят в кучево-дождевые (Cb), из которых выпадают ливневые осадки. Над океанами особенно часты ливни и грозы в ночное время.

Суточный ход метеорологических величин в теплой неустойчивой воздушной массе больше, чем в теплой устойчивой массе, но не слишком велик.

Видимость в теплой неустойчивой воздушной массе хорошая, за исключением зон выпадения осадков. Районы эти не очень большие, осадки непродолжительные. В основном, условия плавания в теплой неустойчивой воздушной массе хорошие.

В тропиках весь год над водной поверхностью формируются наиболее теплые неустойчивые воздушные массы (мТВ). Во внутритропической зоне конвергенции находится теплая неустойчивая воздушная масса (ЭВ). Следует помнить, что тропическая зона (от 30° с.ш. до 30° ю.ш.) составляет половину площади всей планеты. Здесь формируются мощные конвективные облака, занимающие всю тропосферу, выпадают интенсивные ливневые осадки, наблюдаются грозы. Именно в этом теплом неустойчивом воздухе образуются тропические циклоны.

Во внутритропической зоне конвергенции уточный ход метеорологических величин мал в основном из-за мощного слоя облаков. Осадки одинаково вероятны как днем, так и ночью.

Характеристика холодных и местных воздушных масс.

Холодная неустойчивая воздушная масса над океанами и морями наблюдается часто. В холодном воздухе над морем происходит рост температуры нижнего слоя воздуха, следовательно, увеличение вертикального градиента температуры. Как для теплого неустойчивого воздуха, так и для холодного неустойчивого характерно усиление конвекции в ночные часы и преобладание ливневых локальных внутримассовых осадков и гроз в ночное время (над сушей - наоборот). Видимость в холодных воздушных массах хорошая, в зонах ливневых осадков - плохая.

Условия плавания в холодной воздушной массе, в основном, благоприятные. Однако в зоне ливневых осадков. Кроме плохой видимости. Часто наблюдаются и шквалистые ветры. Над Гренландским, Норвежским и Баренцевым морями в зимнее время при ветрах северных румбов наблюдаются необычайно интенсивные снегопады - снежные заряды, для которых характерны внезапность и исключительно плохая видимость.

Над материками холодная неустойчивая воздушная масса наблюдается, как правило, в теплое полугодие, особенно при вторжении на материк морского вохдуха умеренных широт (мУВ) или морского воздуха из Арктики (мАВ).

Синоптические условия, наиболее благоприятные для вторжения холодных неустойчивых воздушных масс - это тыловые части циклонов за холодными фронтами и частично примыкающие к ним окраины антициклонов.

Типичная погода в холодных неустойчивых воздушных массах: местами кучевая и кучево-дождевая облачность, ливневые осадки, часто многократно повторяющиеся. В зимнее время - снежные заряды, не только над водной поверхностью, но и над поверхностью суши (например, над Мурманским побережьем). Днем над континентом могут быть грозы. Ночью над материком возможны радиационные туманы. Образование тумана возможно лишь при значительной влажности воздушной массы. При этом ночью в приземном слое воздушная масса становится неустойчивой.

Суточный ход температуры воды, а соответственно, и воздуха в приводном слое небольшой. Над материками, в холодных неустойчивых воздушных массах, наоборот, он особенно велик. Ночью может наблюдаться ясная холодная погода со слабыми ветрами или, как указывалось выше, радиационный туман. Днем - повышение температуры на 10 - 15°, значительная облачность, осадки, усиление ветра.

Холодные устойчивые воздушные массы не формируются над океанами и морями. Над материками они наблюдаются в высоких и умеренных широтах в основном зимой, а надо льдами Арктики и Антарктики они могут быть и летом. В этих воздушных массах в глубине континента преобладает малооблачная погода с сильными морозами, слабым ветром и хорошей видимостью. Наиболее яркий пример - огромные площади в Азии, занятые сибирским антициклоном.

В прибрежных районах холодные устойчивые воздушные массы могут иметь значительную влажность. В них могут возникать слоистые (St) и слоисто-кучевые облака (Sc), иногда слабый снег, возможно появление дымки.

Местные (нейтральные) воздушные массы в любой сезон могут быть как устойчивыми, так и неустойчивыми. Это зависит от свойств и трансформации воздушной массы. Нейтральная воздушная масса, которая возникла при охлаждении теплой воздушной массы, обычно является устойчивой, а возникшая на холодной при ее прогревании от подстилающей поверхности - неустойчивой.

Таким образом, 1) -в пределах одной воздушной массы изменения метеорологических величин (температуры, влажности) небольшие. Значительные изменения метеорологических величин означают переход в соседнюю воздушную массу; 2) - теплой называют ту воздушную массу, которая теплее соседних воздушных масс. Холодной воздушной массой, соответственно, называют ту, которая холоднее; 3) - над океанами в умеренных широтах холодные воздушные массы, в основном являются неустойчивыми, а теплые воздушные массы - устойчивыми. Над океанами никогда не встречается устойчиво стратифицированный холодный воздух. В экваториальных широтах всегда находится только одна воздушная масса - это теплый неустойчиво стратифицированный воздух; 4) - теплая воздушная масса наблюдается в теплом секторе циклона, холодная воздушная масса - в тыловой части. В передней части циклона и в его центральной части внизу находится холодная воздушная масса, а над ней теплая воздушная масса; 5) - видимость в неустойчивом воздухе (холодном или теплом) в основном хорошая, за исключением зоны осадков. В теплом устойчивом стратифицированном воздухе видимость плохая. Устойчивого холодного воздуха над океанами не бывает.

4. Атмосферные фронты и их характеристики

Воздушные массы передвигаются по планете как единое целое. Атмосферными фронтами, или просто фронтами, называются переходные зоны между двумя различными воздушными массами. Переходные зоны между соседними воздушными массами, обладающими различными свойствами, называются атмосферными фронтами. Главной характерной чертой атмосферных фронтов являются большие значения горизонтальных градиентов: давления, температуры, влажности и др. Здесь наблюдается значительная облачность, выпадает больше всего осадков, происходят наиболее интенсивные изменения давления, силы и направления ветра.

Атмосферный фронт возникает при сближении и встрече масс холодного и тёплого воздуха в нижних слоях атмосферы или во всей тропосфере, охватывая слой мощностью до нескольких километров, с образованием между ними наклонной поверхности раздела.

Главной характерной чертой атмосферных фронтов являются большие значения горизонтальных градиентов: давления, температуры, влажности и др. Зона атмосферного фронта очень узка по сравнению с разделяемыми ею воздушными массами. При наличии движения поверхность перехода становится наклонной, при этом более плотный воздух (холодный) образует клин под менее плотным (тёплым), а тёплый воздух совершает восходящее скольжение вдоль этого клина.

Толщина фронтальной поверхности по вертикали очень мала - несколько сотен метров, это гораздо меньше, чем ширина воздушных масс, которые она разделяет. В пределах тропосферы одна воздушная масса перекрывает другую. Ширина зоны фронта на картах погоды составляет несколько десятков километров, но при анализе синоптических карт фронт проводят в виде одной линии. Лишь на вертикальных разрезах атмосферы крупного масштаба удается выявить верхнюю и нижнюю границы переходного слоя.

По этой причине на синоптических картах фронты изображают в виде линии (линия фронта). В пересечении с земной поверхностью зона фронта имеет ширину порядка десятка километров, горизонтальные же размеры самих воздушных масс - порядка тысяч километров.

В горизонтальном направлении протяженность фронтов, как и воздушных масс, имеет тысячи километров, по вертикали - около 5 км, ширина фронтальной зоны к поверхности Земли - порядка сотни километров, на высотах - несколько сотен километров. Фронтальные зоны характеризуются значительными изменениями температуры воздуха и влажности, направлений ветра вдоль горизонтальной поверхности, как на уровне Земли, так и выше.

Фронты между воздушными массами указанных выше основных географических типов называют главными атмосферными фронтами. Главные фронты: арктический (между арктическим и полярным воздухом), полярный (между полярным и тропическим воздухом) и тропический (между тропическими экваториальным воздухом).

По термодинамическим свойствам атмосферные фронты между воздушными массами одного и того же географического типа подразделяются на теплые, холодные и малоподвижные (стационарные),которые могут быть основными, вторичными и верхними, а также простыми и сложными (окклюдированными). Особое положение занимают фронты окклюзии, образовавшиеся при смыкании теплого и холодного фронтов. Фронты окклюзии могут быть по типу как холодного, так и теплого фронтов. На картах погоды фронты проводятся либо цветными линиями, либо в виде условных обозначений.

Комплексные сложные фронты - фронты окклюзии образуются путем смыкания холодного и теплого фронтов при окклюдировании циклонов. Различают теплый фронт окклюзии, если воздух за холодным фронтом оказывается теплее, чем воздух перед теплым фронтом, и холодный фронт окклюзии, когда воздух за холодным фронтом холоднее, чем воздух перед теплым фронтом.

Хорошо выраженный фронт имеет высоту несколько километров, чаще всего -- 3-5 км. С основными фронтами связаны продолжительные и обильные осадки; в системе вторичных фронтов процессы облакообразования выражены слабее, осадки кратковременны и не всегда достигают Земли. Так же существуют внутримассовые осадки, не связанные с фронтами.

В приземном слое вследствие сходимости воздушных потоков к оси барических ложбин здесь создаются наибольшие контрасты температуры воздуха - поэтому фронты у Земли располагаются именно вдоль осей барических ложбин. Фронты не могут располагаться вдоль осей барических гребней, где имеет место расходимость воздушных потоков, а могут лишь пересекать ось гребня под большим углом.

С высотой контрасты температур на оси барической ложбины уменьшаются - ось ложбины смещается в сторону более низких температур воздуха и стремится совместиться с осью термической ложбины, где контрасты температуры минимальны. Так с высотой фронт постепенно отходит от оси барической ложбины на ее периферию, туда, где создаются наибольшие контрасты.

В зависимости от направления перемещения теплых и холодных масс воздуха, расположенных по обе стороны от переходной зоны, фронты делят на теплые и холодные. Фронты, которые мало изменяют свое положение называют малоподвижными. Особое положение занимают фронты окклюзии, образовавшиеся при смыкании теплого и холодного фронтов. Фронты окклюзии могут быть по типу как холодного, так и теплого фронтов. На картах погоды фронты проводятся либо цветными линиями, либо в виде условных обозначений.

...