Смотреть в формате PDF (23 МБ).

В.И.Воробьев Синоптическая метеорология 1997

Годный учебник по метеорологии. Для начинающих рекомендую читать с 10ой главы и по ходу чтения опускать математику (а то быстро наскучит). Но лучше, конечно, с математикой.

Когда начнете изучать метео, теория должена подкрепляться практикой. Смотрите каждый день карты, смотрите каждый день на небо. Пытайтесь понять, какие именно процессы происходят в атмосфере, а если не будет получаться, то хотя бы попытайтесь определить облака.

ОСНОВНЫЕ СИНОПТИЧЕСКИЕ ОБЪЕКТЫ

Глава 10. Воздушные массы

Глава 11. Атмосферные фронты
Глава 12. Высотные фронтальные зоны и струйные течения
Глава 13. Циклоны и антициклоны

ГЛАВА 10. ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ
10.1. Определения и терминология

Многолетние метеорологические наблюдения показывают, что установившийся тип погоды имеет четко выраженную тенденцию к сохранению в течение нескольких дней. Вероятность его изменения примерно в 3—5 раз меньше, чем сохранения. При этом обычно атмосфера находится в движении. Если, например, предположить, что средняя скорость переноса воздуха (скорость ветра) в нижней половине тропосферы составляет примерно 10 м/с, то через 4 сут на станцию придут объемы воздуха, находившиеся ранее от нее на расстоянии 3—4 тыс. км, и принесут с собой условия погоды, схожие с теми, которые наблюдались там 4 сут тому назад. Отсюда следует вывод: в тропосфере существуют большие объемы воздуха, соизмеримые с большими частями материков и «океанов, обладающие определенными общими погодными характеристиками и длительное время перемещающиеся как единое целое в каком-либо течении общей циркуляции атмосферы. Такие объемы тропосферного воздуха называют воздушными массами.

 Размеры воздушных масс в горизонтальном направлении составляют тысячи километров. Нередко такой континент, как Европа, или такие обширные регионы, как Средняя Азия или Восточная Сибирь, бывают заняты одной и той же воздушной массой.

 Вертикальная протяженность воздушных масс обычно измеряется несколькими километрами, но нередко она простирается на всю тропосферу. Иногда над одной воздушной массой располагается другая, как правило, потенциально более теплая.

Для воздушной массы характерны небольшие значения горизонтальных градиентов таких метеорологических величин, как температура и влажность. Обычно в пределах одной воздушной массы, температура изменяется на 5—7°С на расстоянии около 1000 км, а массовая доля водяного пара — на 2—3‰.

 В переходных зонах между воздушными массами температура, может изменяться на 10—15°С, а массовая доля водяного пара — на 3—5%о на расстоянии 100—150 км. Такие узкие переходные: зоны между воздушными массами называют фронтальными зонами. На приземных картах погоды, учитывая их масштаб, не выделяют фронтальную зону двумя близко расположенными линиями, отделяющими воздушные массы от переходной зоны, а: ограничиваются проведением серединной линии переходной зоны, которую называют линией атмосферного фронта, или линией фронта.

 Горизонтальная протяженность фронтальных зон измеряется тысячами километров. Ширина переходной зоны вблизи поверхности Земли составляет несколько десятков километров, в свободной атмосфере она увеличивается до сотен километров. Однако в связи с тем, что фронтальная зона сильно наклонена по отношению к уровенной поверхности (угол наклона измеряется десятками минут), ее вертикальная протяженность невелика и обычно составляет несколько сотен метров. Выше фронтальной зоны располагается теплая воздушная масса, ниже — холодная.

Понятие однородности свойств воздушной массы не является: абсолютным, так как не однородна подстилающая поверхность» над которой перемещается воздушная масса, не одинаков приток, солнечной радиации в ее северных и южных частях, имеются различия в количестве и форме облаков и т. д.  Однако отличия, с которыми приходится встречаться при сравнении свойств различных частей воздушной массы, существенно меньше отличий в свойствах двух соседствующих воздушных масс.

Район, в котором воздух приобретает свойства единой воздушной массы, называют очагом формирования воздушной массы. Для приобретения однородных свойств воздушная масса должна длительное время находиться или циркулировать в очаге формирования или длительное время перемещаться над однородной подстилающей поверхностью. При перемещении из очага формирования воздушная масса попадает в другие условия притока солнечной, радиации, на иную подстилающую поверхность, в результате чего ее свойства начинают изменяться. Этот процесс называют трансформацией воздушной массы.

 10.2. Консервативны е характеристик и воздушных масс.

Сравнивая воздушные массы между собой, прежде всего обращают внимание на характерные для каждой из них значения температуры и влажности. Сравнение значений температуры позволяет определить, какая из воздушных масс теплее, а какая холоднее, и таким образом оценить изменение температурного режима при возможной смене этих воздушных масс. Сопоставление характеристик влажности дает возможность не только составить представление о том, какая из воздушных масс более сухая, а какая более влажная, но и, например, оценить условия облако образования и выпадения осадков при переходе этих воздушных масс на ту или иную подстилающую поверхность и т. д.

Однако температура и некоторые характеристики влажности, особенно вблизи поверхности Земли, подвержены сильным влияниям изменений подстилающей поверхности. Так, при переходе »с суши на открытую акваторию большого озера будет отмечаться - сравнительно кратковременное, но значительное увеличение относительной влажности и изменение температуры. При этом они могут приобрести значения, не свойственные для данной воздушной массы в целом. Поэтому для характеристики воздушных масс используют термогигрометрические характеристики, мало меняющиеся с течением времени. Такие характеристики называют консервативными. К ним в первую очередь относят псевдопотенциальную температуру Θ'_p и массовую долю водяного пара q. Естественно, что массовая доля водяного пара является консервативной характеристикой только при отсутствии конденсации и испарения. В меньшей степени консервативны потенциальная температура, температура в свободной атмосфере.

Консервативные характеристики воздушных масс слабо реагируют на локальные возмущения полей температуры и влажности, в то же время полно отражают основные особенности полей температуры и влажности синоптического масштаба, характерные для данного типа воздушной массы. Эти характеристики используются для оценки интенсивности трансформации воздушных масс, при их идентификации, т. е. отнесения к тому или иному типу какой-либо классификаций, для объективного сопоставления свойств различных воздушных масс.

На рис. 10.1 и 10.2 приведен пример распределения псевдопотенциальной температуры и точки росы на изобарической поверхности 850 гПа. Хорошо заметно наличие над центральной и северо-западной частью Западной Европы теплой и сравнительно влажной воздушной массы, тогда как на северо-востоке европейской: части СССР присутствует воздушная масса с низкой температурой и влажностью. В зоне соприкосновения этих воздушных масс над северо-западом Европы наблюдаются повышенные контрасты псевдопотенциальной температуры и массовой доли водяного пара. Эта переходная зона отчетливо выражена над центром Скандинавии и Прибалтикой. Также четко заметно присутствие над южной частью Восточной Европы и европейской частью СССР третьей воздушной массы с промежуточными значениями консервативных характеристик. Как с запада, так и с востока она отделена от указанных выше сильно контрастирующих между собой воздушных масс тоже хорошо выраженными переходными зонами со значительными горизонтальными градиентами массовой доли водяного пара и псевдопотенциальной температуры.

10.3. Условия формирования воздушных масс

 •Формирование воздушной массы происходит в результате воздействия на нее физико-географических особенностей очага ее формирования и в первую очередь в результате воздействий, исходящих от подстилающей поверхности. Эти очаги могут находиться в районах с различной температурой лучистого равновесия (см. табл. 6.1), с различной фактической температурой подстилающей поверхности, зависящей от ее характера (суша, море, снег, .лес, и т. д.), с разным рельефом и т. д. Все это обусловливает различия температурных и влажностных характеристик воздушных масс, формирующихся в разных очагах.

Для того чтобы удовлетворялись условия, сформулированные в определении воздушной массы, подстилающая поверхность очага »ее формирования должна обладать сравнительно однородными свойствами на большей части территории. Это обеспечивает сходность воздействия на воздух, находящийся над различными частями географического очага, и формирование малоградиентных метеорологических полей синоптического масштаба. Однако географические особенности возможного очага формирования воздушных масс могут реализоваться только при благоприятных условиях атмосферной циркуляции, обеспечивающих сравнительно длительное, до. 5—7 суток и более (в зависимости от исходного-состояния воздушной массы), пребывание воздуха на территории очага. 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 не благоприятны, так как характерная для них конвергенция воздушных течений приводит к обострению в некоторых их частях контрастов температуры и влажности, что приводит, в свою очередь, к образованию облачности и выпадению осадков. Таким образом, в пределах циклона возникают области •с различным радиационным режимом, с разным увлажнением почвы и воздуха и т. п. Эти области, в силу особенности структуры поля воздушных течений, не могут быть однородными, т. е. не могут быть синоптическими очагами формирования воздушных масс. Исключение составляют малоподвижные («размытые») циклоны и обширные депрессии термического происхождения, возникающие над нагретыми участками суши (см. рис. 6.14 6). В таких депрессиях, в частности, формируются воздушные массы над пустынями Средней Азии и степями Казахстана.

Наибольшего эффекта процесс формирования воздушной массы:, достигает при совпадении географического и синоптического очагов формирования воздушных масс.

В процессе формирования воздушной массы воздух постепенно приобретает температуру, влажность и другие свойства, характерные для погодных условий в данном районе, синоптическом объекте, сезоне. Процесс формирования воздушной массы считается законченным, когда средняя суточная температура воздуха, у земной поверхности практически перестает изменяться.

При изменении циркуляционных условий в географическом: очаге формирования воздушной массы она как единое целое начинает смещаться. В результате ее сближения и взаимодействия: с соседними воздушными массами возникают фронтальные зоны; со специфическими погодными условиями, которые определяются характеристиками взаимодействующих воздушных масс. Перемещаясь, воздушная масса попадает на отличную от очага своего» фйрмирования подстилающую поверхность, в другие условия радиационного режима, в результате чего начинает постепенно изменять свои свойства, т. е. трансформироваться. Процесс этот может продолжаться до тех пор, пока воздушная масса не приобретает новые свойства, характерные для данных условий. В результате может сформироваться воздушная масса другого типа.

Применительно к такому процессу можно рассматривать в качестве географического очага формирования воздушных масс обширные океанические акватории, над которыми в умеренных широтах северного полушария с материка на материк в западном потоке перемещаются, трансформируясь, воздушные массы. Сам западный поток можно рассматривать как синоптический очагформирования новой воздушной массы.

Следует иметь в виду, что далеко не всегда формирование воздушной массы идет до конца. Синоптический процесс, первоначально обеспечивающий нахождение воздушной массы в одном и том же районе, может измениться. Тогда воздушная масса начнет перемещаться из района формирования до того, как ее характеристики придут в равновесие с характерными для данного района условиями. По существу, процесс формирования воздушных: масс, понимаемый как совокупность трансформационных изменений их свойств, идет непрерывно в любых синоптических ситуациях и в любом географическом районе, а не только в географических и синоптических очагах их формирования.

Таким образом, тропосфера состоит из некоторого количества воздушных масс, часть из которых находится в условиях равновесия с характерными для района, где она находится, условиями, другая часть находится в стадии формирования. Задача синоптического анализа условий формирования воздушных масс состоит в оценке их влияния на структуру метеорологических полей синоптического масштаба в пределах каждой воздушной массы. Основываясь на результатах этого анализа, можно составить представление об ожидаемых изменениях погоды, связанных с перемещением и трансформацией воздушных масс, а также их взаимодействием.

 10.4. Географическа я классификаци я воздушных масс 

Как было показано выше, свойства воздушной массы в значительн ой степени определяются положением очага ее формирования. С учетом этого обстоятельства построена географическая классификация воздушных масс. В соответствии с ней все воздушные массы могут быть подразделены на типы по тем широтным зонам, в которых находятся очаги их формирования. Основными типами являются:

— арктический (в южном полушарии —антарктический) воздух (АВ) ;

— воздух умеренных широт, обычно называемый умеренным воздухом (УВ);

— тропический воздух (ТВ);

— экваториальный воздух (ЭВ).

Каждая из воздушных масс, кроме экваториальной, может быть в зависимости от характера подстилающей поверхности -очага формирования или морской (м) или континентальной (к). "Так, например, умеренный воздух может быть морским (мУВ) и континентальным (кУВ). Иногда умеренный воздух называют полярным¹ (¹ По классификации ВМО, полярным называется воздух, включающий «в себя арктический и холодный умеренный воздух, а тропическим — тропический и теплый умеренный воздух, экваториальный .соответствует морскому тропическому воздуху (мТВ). В ряде случаев, при анализе конкретных синоптических процессов уточняется положение очага формирования воздушной массы, участвующей в этих процессах: сибирский умеренный континентальный воздух, средиземноморский морской тропический воздух и т. д. Термин «экваториальный воздух» практически вышел из употребления, поскольку между ним и тропическим воздухом отсутствуют существенные температурные различия. Поэтому - обычно считают его разновидностью тропического воздуха — влажным тропическим воздухом.

На рис. 10.3 и 10.4 приведено положение очагов формирования воздушных масс. Кроме границ очагов, на них показано преобладающе е направление воздушных течений у поверхности Земли.

На зимней карте, в частности, выделены очаги, где воздушные массы из одного типа трансформируются в другой при движении над океанической поверхностью. Это районы 4 в Атлантическом я Тихом океанах, где континентальный умеренный воздух трансформируется в морской умеренный и районы 5 в обоих океанах, где континентальный умеренный воздух превращается в морской тропический. Воздушные массы, находящиеся в этих районах в процессе активной трансформации, С. Петтерсен назвал переходными. 

Зимой на юге Азии (очаг 9) континентальный воздух умеренных широт превращается в тропический воздух, сначала в континентальный, а затем в морской, в системе зимнего азиатского муссона, и поэтому на схеме очагов формирования воздушных масс он назван муссонным (см. рис. 10.3). Аналогичным образом на рис. 10.4, где изображено летнее распределение очагов формирования воздушных масс, воздух, формирующийся в системе летнего* азиатского муссона (очаг 7), также называется муссонным.

Некоторые статистические характеристики воздушных масс в центральных районах европейской части СССР приведены в табл. 10.1.

Предложены географические классификации воздушных масс СССР (В. А. Бугаев, В. А. Джорджио), Северной Америки: (X. Виллет) и некоторых других районов. Все они представляютсобой детализированные по очагам формирования и трансформации варианты рассмотренной выше географической классификации.

Географический тип воздушной массы может быть определен: путем прослеживания движения ее из очага формирования, соответствующего данному типу. В большинстве случаев, однако, тип воздушной массы удается установить на основе сведений о типовых значениях консервативных ее характеристик, полученных для отдельных регионов. На рис. 10.5 показано вертикальное распределение псевдопотенциальной температуры, характерное для второй половины теплого полугодия в центральных районах европейской части Советского Союза. Хорошо заметны существенные отличия в значениях псевдопотенциальной температуры на всех высотах в арктическом, умеренном и тропическом воздухе. Разница между псевдопотенцилльными температурами в арктическом и умеренном воздухе, а также в умеренном и тропическом на всех высотах, как правило, превышает 15 °С. Вертикальные профили псевдопотенщиальной температуры показывают, что летом все воздушные массы в пограничном слое стратифицированы неустойчиво (dΘ'_p/dz​<0).

Однако .арктический и континентальный умеренный воздух выше пограничного слоя •стратифицированы уже устойчиво, тогда как морской умеренный и континентальный тропический воздух остаются неустойчивыми до высоты 3—3,5 км.

Вместе с тем следует иметь в виду, что при перемещении воздушной массы из очага формирования происходит ее непрерывная трансформация, что приводит к значительным изменениям в распределении метеорологических величин по вертикали. Особенно велики изменения характеристик в приземном слое. Пример таких изменений показан на рис. 10.6. Видно, что для обеих воздушных масс в очагах формирования в пределах пограничного слоя характерны инверсии. В процессе трансформации инверсии исчезли, уступив место просто устойчивой стратификации с вертикальным градиентом температуры 0,55—0,65°С/100 м. Изменения температуры у поверхности Земли за время трансформации в континентальном умеренном воздухе превышают 15 °С, но особенно они велики, до 40 °С, при смещении арктического воздуха из Арктики на Центральную Европу. Существенно, особенно в арктическом воздухе, возрастает содержание водяного пара.

В настоящее время географическая классификация воздушных масс используется при составлении климатических описаний и справок, при описании развития синоптических процессов, при анализе резких изменений погоды, связанных с вторжением в регион сильно контрастирующих воздушных масс и в некоторых других случаях. При разработке краткосрочных прогнозов погоды синоптику приходится учитывать не столько географический тип воздушной массы, сколько ее реальное состояние, как основы для построения прогностических выводов.

10.5. Термодинамическая классификация воздушных масс

В основу термодинамической классификации положены результаты . трехмерного анализа поля температуры. Все воздушные массы делятся на теплые, холодные и нейтральные. При идентификации воздушной массы проводится сравнение наблюдающейся температуры с равновесной, т. е. температурой, соответствующей условиям радиационного и теплового баланса. Воздушная масса является теплой, если ее температура выше равновесной, и холодной, если ее температура ниже равновесной. Нейтральной является воздушная масса, температура которой близка к равновесной. Поскольку равновесная температура меняется в зависимости от широты места, характера подстилающей поверхности и других причин, то одна и та же воздушная масса в одном районе может считаться теплой, а в другом — холодной. Такой подход к классификации используется при теоретических разработках вопросов трансформации воздушных масс.

 В практике синоптического анализа температура воздушной массы сравнивается не с равновесной, а с температурой соседней воздушной массы. Воздушная масса, температура которой выше, является относительно теплой. Ее принято называть теплой. Относительно более холодную воздушную массу называют холодной. При этом относительно теплая воздушная масса может еще продолжать нагреваться, т. е. в термодинамическом смысле является холодной, а холодная — еще более охлаждаться. Кроме того, выделяют нейтральные (местные) воздушные массы, которые длительное время в данном районе сохраняют основные свои свойства.

Для учета особенностей вертикального распределения температуры вводятся понятия устойчивой и неустойчивой воздушной массы.

Устойчивой считается воздушная масса, в основной толще которой вертикальный градиент температуры у меньше влажноадиабатического γ _ва . Абсолютно неустойчивой называется воздушная масса, в которой вертикальный градиент температуры больше сухоадиабатического γ _a . При вертикальном градиенте температуры больше влажноадиабатического и меньше сухоадиабатического воздушную массу называют условно или относительно неустойчивой.

Как известно из курса общей метеорологии, влажноадиабатический градиент зависит от давления и температуры. Если положить р ~ 1000 гПа, то при температуре воздуха 20°С γ _ва = 0,44°С/100м, а при температуре —20 °С γ _ва = 0,88 °С/100 м. Отсюда следует вывод, что при одинаковых вертикальных градиентах температуры и прочих равных условиях теплая воздушная масса относительно более неустойчива, чем холодная.

При равных температурах у поверхности Земли во влажной воздушной массе уровень конденсации будет ниже, чем в более сухой. Температура поднимающейся воздушной частицы во влажном воздухе начнет понижаться по влажноадиабатическому закону с меньшей высоты. В связи с этим при равных вертикальных градиентах температуры в том и другом воздухе уровень выравнивания температуры окружающего воздуха и поднимающейся воздушной частицы будет выше во влажном воздухе, чем в более сухом. Таким образом, в более сухом воздухе площадь межд у кривой стратификации температуры и кривой состояния будет меньше по сравнению с влажным воздухом, т. е. энергия неустойчивости в первом случае (сухом воздухе ) будет меньше , чем во втором. Следовательно, при одинаковых температурах у поверхности Земли и равных вертикальных градиентах температуры, а также при прочих равных условиях , влажная воздушная масса относительно неустойчивее , чем более сухая.

Итак, с учетом особенностей горизонтального и вертикального распределения температуры и синоптического подхода к делению воздушных масс на теплые и холодные, все воздушные массы можно разделить на следующие типы:

— теплая устойчивая воздушная масса ,

— теплая неустойчивая воздушная масса ,

— холодная устойчивая воздушная масса ,

— холодная неустойчивая воздушная масса ,

— нейтральная устойчивая воздушная масса ,

— нейтральная неустойчивая воздушная масса .

Теплые устойчивые воздушные массы на д материками наблюдаются , как правило , в холодную часть года , когд а поступающие на них с теплых океанических акваторий массы морского умеренного и тропического воздуха начинают охлаждаться от подстилающей поверхности и приобретат ь устойчивость. При этом в пограничном слое , непосредственно от подстилающе й поверхности, устанавливается инверсия температуры. Если вторжени е теплого воздух а происходит при значительных скоростях ветра, то в приземном слое инверсия за счет интенсивног о турбулентног ообмена разрушается , а на более высоких уровня х сохраняется приподнятая инверсия. Ее образовани е сопровождается формированием обширных полей низкой слоистой и слоисто-кучевой облачности, могущей давать моросящие осадки. Часто наблюдаются адвективные туманы. Суточный ход метеорологических величин мал и часто носит нерегулярный характер. Например , при неравномерно й адвекции тепла температур а воздуха и скорость ветра ночью могут быть больше , чем днем.

Над океанами и морями теплая устойчивая воздушная масса чаще всего наблюдается в теплую половину года , когда теплый воздух с материков перемещается на холодную акваторию. При смещени и воздушной массы с теплой части акватории, например с области, занятой теплым течением, на холодную она быстро приобретает свойства устойчивой теплой воздушной массы.

Над океанами и морями теплая устойчивая воздушна я масса чаще всего наблюдается в теплую половину года , когда теплый воздух с материков перемещаетс я на холодную акваторию. При смещении воздушной массы с теплой части акватории, например с области, занятой теплым течением, на холодную она быстро приобретает свойства устойчивой теплой воздушной массы.

 Теплая неустойчивая воздушная масса сохраняет неустойчивость только вблизи очага своего формирования. Над материками она наблюдается летом. В центральных и южных районах европейской части СССР и Сибири такой массой является континентальный умеренный воздух , с очагом формирования в Средне й Азии. Теплая воздушная масса летом даже при перемещении в более высокие широты за счет ее дневного прогрева и поступления влаги путем испарения с водоемов и растительного покрова может становиться более неустойчивой.

Для теплой неустойчивой воздушной массы характерна конвективная облачность. При высокой влажности и интенсивной конвекции даже ночью отмечаются кучево-дождевые облака с ливнями и грозами. В ночные часы при прояснениях возникают радиационные туманы.

Над океанами и морями теплая неустойчивая воздушная масса наблюдается, как правило, в холодное полугодие. Эффект неустойчивости особенно проявляется при ее перемещении на еще более теплую подстилающую поверхность. Наиболее теплый морской тропический воздух формируется в тропической зоне, где он может быть неустойчивым и летом. В нем формируются внутритропические зоны конвергенции с характерной для них конвективной облачностью, ливневыми осадками и грозами.

В ночные часы радиационное охлаждение верхней части приводного пограничного слоя способствует развитию конвекции. В этих случаях активизируется образование кучево-дождевой облачности, выпадение ливневых осадков, сопровождающихся ночными грозами.

 Суточный ход метеорологических величин в теплой неустойчивой воздушной массе более заметен, чем в устойчивой, но в целом, по сравнению, например , с холодной неустойчивой воздушной массой является сглаженным.

В высоких и умеренных широтах теплые воздушные массы, как правило , являются устойчивыми, поскольку большую часть времени своего существования они находятся в движении , а не в очаге своего формирования . При переходе на боле е холодную подстилающую поверхность они быстро становятся устойчивыми с вытекающими из этог о обстоятельства изменениями погодных характеристик. Наглядный пример таких изменений приведен на рис. 10.7

Холодная устойчивая воздушна я масса над материками зимой формируетс я при интенсивном радиационном выхолаживани и в системе малоподвижного обширного антициклона. Примером такой воздушной массы является континентальный умеренный воздух над Якутией, синоптическим очагом формирования которого является сибирский антициклон.

Над льдами Арктики холодные устойчивые воздушные массы могут формироваться и летом.

В холодных устойчивых воздушных массах отмечаются очень низкая температура в приземном слое , инверсии большой толщины , простирающиеся часто от поверхност и Земли до высоты 2 — 3 км. Причем мощность инверсии по мере формирования воздушной массы постепенно возрастает за счет сильного эффективного излучения подстилающей поверхности не только ночью , но и днем , что связано с малым противоизлучением воздуха с очень низкой влажностью.

В эти х воздушных массах во внутриконтинентальных районах преобладает малооблачная погода с сильными морозами , особенно значительным и ночью и утром , слабый ветер , хорошая видимость . В населенных пунктах с печным отоплением или при большом количестве автомобильного транспорта в атмосферу поступает большое количество водяного пара при сгорани и топлива — в резуль тате возникают антропогенные (печные , морозные ) туманы.

В прибрежных районах холодные устойчивые воздушные массы имеют большую влажность, чем во внутриконтинентальных. Поэтому здесь могут возникать низкие слоистые и слоисто-кучевые облака, появляться дымки, иногда наблюдается слабый снег.

Суточный ход метеорологически х величин в холодной устойчивой воздушной массе при ясной погоде довольно значителен, однако меньше, чем в холодной неустойчивой воздушной массе. При образовании, в холодной устойчивой воздушной массе низкой слоистой и слоисто-кучевой облачности амплитуда суточного хода температуры, скорости ветра, относительной влажности уменьшается.

Из всех рассмотренных выше типов воздушных масс в холодной неустойчивой воздушной массе наиболее значителен суточный ход метеорологических величин. Для внутриконтинентальных районов ночью характерна ясная, тихая погода с низкими температурами воздуха, в переходные сезоны — иногда с заморозками, высокой относительной влажностью, иногда радиационными туманами. В дневные часы наблюдается быстрое повышение температуры, появляется кучевая, а при достаточно высокой влажности кучево дождевая облачность с ливневыми осадками, иногда и с грозами. Ветер становится порывистым, временами сильным. Над океанами конвективные явления наиболее интенсивно развиваются в ночные часы.

Нейтральные, или, как их еще часто называют, местные воздушные, массы могут быть как устойчивыми, так и неустойчивыми в зависимости от свойств и направления трансформации воздушной массы, из которой образовалась данная нейтральная воздушная масса. Поэтому нейтральная воздушная масса, которая возникла при охлаждении теплой воздушной массы, обычно является устойчивой, а возникшая из холодной при ее прогревании от подстилающей поверхности — неустойчивой. Этими же факторами определяются характерные погодные условия: облачность, осадки, суточный ход метеорологических величин и т. п.

10.6. Трансформационные изменения свойств воздушных масс

 Все характеристики воздушных масс постоянно изменяются, т. е. все воздушные массы постоянно трансформируются.

Принято различать абсолютную и относительную трансформацию. Если воздушная масса в процессе трансформаци и приобрела свойства воздушной массы другого типа, то такая трансформация называется абсолютной. Примером может быть трансформация арктического воздуха летом в континентальный умеренный воздух или трансформация теплого неустойчивого воздуха при переходе зимой с океана на сушу в теплый устойчивый. Изменение свойств воздушной массы в пределах диапазона их изменений, характерных для данного типа воздушной массы, называется относительной трансформацией.

 Скорость трансформации , т. е. изменени е ее характеристик в единицу времени, зависит от того, насколько сильно эти характеристики отличаются от равновесных значений, типичных для района , в который эта масса переместилась . В первые дн и после поступления в новый район скорость трансформаци и воздушной массы максимальна , затем она постепенно уменьшается . Обычно скорость трансформаци и оценивают по межсуточным разностям температуры и влажности.

При синоптическом анализе степени трансформаци и воздушной массы практически невозможно использовать индивидуальные изменения ее характеристик, поэтому ограничиваются оценкой той части локальных их изменений, которые обусловлены трансформацией воздушной массы. Если использовать уравнения притока тепла и водяного пара в виде :

то, исключив адвективные изменения температуры и влажност и и» правых частей уравнений (10.1) и (10.2), получим значения локальных изменений температуры и влажности за счет трансформационных изменений этих характеристик. Тогда

г д е ε₁ ε₂ и ε₃ — части локальных изменений температуры, обусловленные турбулентным теплообменом, радиационным теплообменом; и фазовыми переходами воды в атмосфере ; m — количество сконденсировавшейся или испарившейся воды в атмосфере.

 Первое слагаемое в правой части уравнения (10.3) описывает локальное изменение температуры за счет крупномасштабных упорядоченных вертикальных движений . Очевидно , что при ω > 0» (восходящие движения ) и устойчивой стратификации (γ <γ_а), - которая выше приземного слоя наблюдаются практически всегда,, воздушная масса на каждом фиксированном уровне с течением времени будет приобретать все более и более низкую температуру . Наоборот, при нисходящих движениях и устойчивой стратификации температура воздушной массы на каждом уровне будет повышаться. Поскольку упорядоченные восходящие движения характерны для областей пониженного давления (циклонов и ложбин), , а нисходящие — для областей повышенного давления (антициклонов и гребней), то циклон со временем становится холодным, а антициклон — теплым барическим образованием.

 В свободной атмосфере вертикальный градиент температуры: с высотой, как правило , изменяется незначительно и близок к его среднему значению, равному 0,65°С/100 м. Теперь, если сделать, предположение о постоянстве вертикальной скорости в предела х тропосферы, то изменения температуры з а счет упорядоченных: вертикальных движений на всех высотах будут одинаковы и, таким образом, стратификация температуры не изменится. Однако на; самом деле поскольку вертикальная скорость у поверхности Земли и тропопаузы обращается в нуль, то она имее т максимум в средней тропосфере (обычно на высотах 3— 5 км ) (рис . 10.8). Множитель (γ_а — γ ) меняется с высотой меньше , чем ω , и поэтому н а значение вклада вертикальных движений в локальное изменение температуры существенного влияния не оказывает . Такое влияние может проявиться только в смещени и положения уровня , где локальное изменение температуры за счет вертикальных движений достигает максимальны х значений (рис . 10.9). Этот рисунок показывает, как под влиянием упорядоченных вертикальных движений трансформируется стратификация температуры при восходящих движениях в циклонах и нисходящих движениях в антициклонах. Хорошо видно , что в циклонах в нижней и средней тропосфере за счет наиболее сильного понижения температуры на высотах 4— 5 км стратификация температуры становится более неустойчивой. Это может привести к появлению вынужденной конвекци и и образованию конвективной облачности, выпадению ливневых осадко в и возникновению гроз.

 Эффект повышения температуры при нисходящих движениях в антициклоне приводит к увеличению устойчивости стратификации в нижней и средней тропосферы . В это м сло е возможно появление инверсий оседания (сжатия) , процесс образования которых иллюстрирует рис . 10.10. При сухоадиабатическом процессе потенциальная температура Θ являетс я консервативной характеристикой воздушной массы.  Таким образом, при отсутствии процессов испарения капель, т. е. вне облака, при нисходящих движениях в антициклоне потенциальная температура воздушной частицы остается постоянной.

Представим себе слой в средней тропосфере, на верхней и нижней граница х которого потенциальна я температура равна соответственно Θ₁ и Θ₂, причем Θ₁ > Θ₂ , так как атмосфера стратифицирована устойчиво. Поскольку на верхней границе слоя скорость вертикальны х движений больше, чем на нижней, то его толщина по мере опускания вниз будет уменьшаться. В результат е вертикальный градиент потенциальной температуры dΘ / dz будет возрастать. Покажем, что пр и повышени и некоторог о критическог о значени я dΘ / dz стратифика ция температуры может стать инверсионной.

Запишем формулу для расчета потенциальной температуры

Логарифмируя, а затем дифференцируя частным образом по 2 правую и левую части формулы (10.5) , получим:

 Заменив dp/dz из уравнения статики и учитывая, что dT/dz = — γ, a Ag/c_p = γ_а. можем записать, что

Так как Q/T ≈ 1, то

Из (10.8 ) следует , что если в результате опускания слоя воздуха и его сжатия градиент потенциальной температуры станет больше 1°С/100 м, то γ будет меньше 0 , т. е. стратификация температуры станет инверсионной .

Наличие вертикальных движений приводит к изменениям не только температуры и ее стратификации, но и влажности воздуха и ее изменению с высотой [первый член правой части уравнения (10.4)]. В областях с восходящими движениями массовая доля водяного пара на всех уровнях, как правило, увеличивается, так как выше приземного слоя эта величина с высотой убывает. Увеличение q во времени минимально вблизи поверхности Земли и максимально на уровне, несколько меньшем, чем высота максимальных значений вертикальной скорости. Это происходит потому, что наряду с ростом ω с высотой происходит уменьшение вертикального градиента массовой доли водяного пара, и поэтому  максимум функции  находится ниже высоты наибольшей скорости вертикальных движений .

 Увеличение массовой доли водяного пара в сочетании с понижением температуры приближает воздух к состоянию насыщения, а затем к появлению облачности. С началом конденсаци и в первом члене правой части уравнения (10.3) следует γ_а заменить на γ_ва . Так как γ_ва < γ_а, то изменение температуры за счет вертикальных движений в облаке будет меньше, чем в атмосфере с ненасыщенным водяным паром. Поэтому кривая 3 распределения температуры на рис. 10.10, построенная с учетом процессов облакообразования, находится правее кривой 1, построенной без их учета.

 Влияние на трансформационные изменения свойств воздушной массы радиационного теплообмена и турбулентного тепло- и влагообмена при синоптическом анализе точно учесть затруднительно. Некоторые способы приближенной оценки этих факторов будут описаны при рассмотрени и вопросов прогноза температуры и влажности (см. гл. 20).

Частично влияние процессов конденсаци и водяного пара на вертикальное распределение температуры в воздушной массе уже было рассмотрено . Отметим еще влияние неадиабатических факторов на температурную стратификацию, учитываемых уравнением (10.3).

Охлаждение воздушной массы от подстилающей поверхности (фактор, учитываемый ε₁) способствует увеличению ее статистической устойчивости в нижней части тропосферы, а нагревание — повышению неустойчивости. Радиационное охлаждение верхней части воздушной массы, главным образом верхней границы облаков (фактор, учитываемый ε₂) приводит к увеличению статической неустойчивости стратификации воздушной массы.