Предмет синоптической метеорологии. Терминологический аппарат синоптической метеорологии.

Системы получения метеорологической информации

В настоящее время можно выделить следующие системы полу­чения метеорологической информации, действующие в высокораз­витых странах:

1) наземная сеть синоптических и аэрологических станций;

2) судовые, стационарные и дрейфующие автоматические буйко­вые морские гидрометеорологические станции;

3) метеорологические радиолокационные станции;

4) метеорологическая космическая система;

5) авиационная разведка погоды.

Роль каждой из этих систем различна. Система может быть основной или дополнительной, она может отвечать или почти отве­чать комплексу общих требований, может лишь помогать основной системе выполнить эти требования.

Система сбора данных наблюдений обеспечивает информационным сырьем оперативную деятельность метеорологических центров по подготовке анализов текущего состояния атмосферы и ее прогноза, проведение оперативных испытаний моделей и их развитие, а также архивацию данных для различных целей. Метеорологические центры, выполняющие функции мировых и региональных центров, должны иметь автоматизированную систему сбора данных. Такая система представляет собой непрерывный процесс, в котором определены область сбора данных, время их поступления и отсечения. После отсечения поступившие данные используются в последующих циклах усвоения.

Поле атмосферного давления

Барическое поле атмосферы - пространственное распределение атмосферного давления. Это скалярное непрерывное поле, характеризующееся системой поверхностей равного давления. Атмосферное давление - давление, производимое атмосферой на находящие­ся в ней предметы и на земную поверхность. Единицами давления служат мм рт.ст, мбар, гПа. На уровне моря атмосферное давление равно 760 мм рт.ст. Для перехода от мм рт.ст. к гПа или мбар нужно умножить число мм рт.ст. на 4/3. Атм.Д. убывает с высотой по определённому закону в зависимости от вертикального распределения плотности, температуры и влажности воздуха.

Изменение атмосферного давления с высотой. Уравнение, описывающее измене­ние атмосферного давления с высотой - основное уравнение статики атмосферы:

dP = -pgdz,

Барометрическая формула. В условиях статического равновесия, предполагая, что изменение давления связано только с вертикальным перемещением частицы воздуха (т. е. при равновесии силы тяжести и вертикальной составляющей барического градиента), можно записатьdP/P= -g*dz/RTИнтеграл этого уравнения от Z₁(P₁) до Z₂(P₂)называется баром. формулой. Баром. формулу можно использовать для целей прогноза (задавая закон изменения температуры с высотой).

Вертикальный барический градиент. Изменение давления по вертикали характери­зуется вертикальным барическим градиентом (изменение давления на единицу высоты):

-dP/dz= ρg,                                                                                                                                                            -dP/dz= Pg/RT

Горизонтальный барический градиент. Важной характеристикой поля атмосферно­го давления является изменение давления по горизонтали - горизонтальный барический градиент (изменение атмосферного давления на единицу расстояния в горизонтальном направлении). О величине гор. бар. град. судят по расстоянию между изобарами на карте погоды - чем гуще изобары, тем больше значение горизонтального барического градиента.

Барическая ступень. Величина, обратная вертикальному барическому градиенту - барическая ступень: -dz/dP = 1/ρg, dz/dP=RT/PT. Барическая ступень показывает расстояние по вертикали, на котором атмосферное давление меняется на единицу, уменьшаясь вверх и возрастая вниз.

Наклон изобарических поверхностей к горизонту. Малые величины горизонтально­го барического градиента обусловлены малым наклоном изобарической поверхности к горизонту. Если изобарические поверхности располагаются горизонтально к земной поверх­ности, то барический градиент направлен по вертикали вверх. Вертикальный барический градиент на­правлен вертикально вверх только в центрах барических образований, где изобарическая поверхность параллельна земной поверхности.Обычно рассматривается лишь горизонтальная со­ставляющая силы барического градиента. Горизонтальная составляющая силы барического градиента является непосредст­венной причиной возникновения атмосферных движений крупного (синоптического) масштаба. Поскольку величина барической ступени зависит от температуры воздуха, то чем выше температура воздуха, тем больше барическая ступень, и, наоборот, в холодном воз­духе барическая ступень меньше. Давление в тёплом воздухе убывает медленнее, чем в холодном.

С высотой осуществляется такая перестройка барического поля, при которой центры областей пониженного давления на высотах приближаются к центрам областей холода, а повышенного - к центрам областей тепла. Неодинаковая зависимость между изменениями температуры и давления воздуха во всей толще тропосферы указывает на существование уровня, где происходит смена знака этой зависимости. Наблюдающаяся у поверхности Земли и в самом нижнем слое тропосферы обратная зависимость между изменениями температуры и давления с высо­той уменьшается, пока не достигает нуля. Выше этого уровня в свободной атмосфере связь между изменениями температуры и давления прямая.

Поле температуры

Поле температуры значительно сложнее поля давления. По го­ризонтали температура нередко изменяется скачкообразно. Такое изменение температуры, например, свойственно атмосферным фрон­там. Оно наблюдается также у кромки льда в морях и океанах, у границ снежного покрова, теплых и холодных океанических течений, зимой у береговой линии и т. д. Существенную роль в значительной пространственной изменчивости температуры играют неоднородности подстилающей поверхности (наличие водоемов, орографические особенности и т. д.).В свободной атмосфере поле температуры более сглаженное, чем у земной поверхности. На изобарических поверхностях (картах АТ) можно выделить очаги тепла и холода, хотя и здесь еще прояв­ляются зоны скачкообразного изменения температуры. Поле температуры описывается с помощью изотерм, а ее измене­ние со временем — с помощью изаллотерм (линий равного изменения температуры).Важными характеристиками ноля температуры являются верти­кальная и горизонтальная составляющие ее градиента, которые обычно называют вертикальным и горизонтальным градиентами тем­пературы. По вертикали температура меняется значительно быстрее, чем по горизонтали. Вертикальный градиент температуры в 10³ раз больше горизонтального.В синоптическом анализе часто попользуется средняя температура какого-либо слоя. В этом случае удобно воспользоваться относи­тельным геопотенциалом слоя между соответствующими изобарическими поверхностями, который, как известно, является функцией только средней температуры этого слоя. Для описания поля средней температуры составляют и анализируют карты относительной топо­графии. Локальное изменение температуры, т. е. ее изменение в данной точке пространства, описывается следующим уравнением: Первое слагаемое правой части описывает адвективное изменение температуры, т. е. ее изменение в данной точке, которое вызвано только горизонтальным переносом в предположении, что на пути переноса температура самой воздушной частицы не изменяется. Второе слагаемое учитывает изменение температуры за счет вертикального перемещения частиц воздуха.Третье слагаемое описывает вклад индивидуального изменения температуры, т. е. изменение температуры самой частицы. Это изме­нение связано в основном с притоком тепла, но может иметь и дру­гое происхождение.Адвективное изменение температурыназывается такое ее изменение, которое определяется горизонталь­ным переносом воздушных частиц в предположении, что на пути пере­носа температура самих воздушных частиц не изменяется. Положительное адвективное изменение температуры обусловлено адвекцией тепла, а отрицательное — адвекцией холода. Адвективное изменение температуры зависит от горизонтального градиента тем­пературы, скорости переноса (скорости ветра), а также от угла между градиентом температуры и вектором скорости; где Г — горизонтальный градиент температуры; V — скорость ветра; р — угол между Г и V; а — коэффициент, зависящий от выбора единиц. Адвективное изменение температуры в среднем составляет не­сколько градусов за 12 часов; однако при прохождении атмосферных фронтов оно может составить 10° С и более за меньший промежуток времени, особенно у земной поверхности.1)знаки фактического и адвективного изменения температуры в большинстве случаев совпадают в результате того, что адвекция является основным фактором, приводящим к изменению температуры;2)адвективное изменение температуры в свободной атмосфере по абсолютной величине больше фактического. Изменения температуры, связанные с вер­тикальными движениями воздуха. Изменения тем­пературы за счет вертикальных движений воздуха на данном уровне (точнее, на изобарической поверхности) описываются формулой При устойчивой стратификации (у < ya) восходящие движения приводят на этом уровне к понижению температуры, а при неустойчивой стратификации (у > ya) —k повышению. Нисходящие дви­жения воздуха (w< 0) при устойчивой стратификации приводят к повышению температуры, а при неустойчивой — к понижению.Если существуют условия для сохранения знака вертикальной скорости в течение продолжительного времени (несколько суток), как это имеет место, например, на атмосферных фронтах, вертикаль­ные движения воздуха могут привести к достаточно существенной перестройке поля температуры..Адвективный фактор у земной поверхности влияет так же, как и в свободной атмосфере. Особенно значителен вклад этого фактора при прохождении атмосферных фронтов.Оценка показывает, что приток тепла за счет турбулентного тепло­обмена значительно больше, чем за счет лучистою, н последним обычно пренебрегают. Изменение температуры оказывается наиболее значитель­ным при переходе воздушной массы с подстилающей поверхности с одним тепловым режимом на подстилающую поверхность с другим тепловым режимом (такие условия существуют, например, при пере­ходе воздушной массы с моря на континент). Турбулентный теплообмен может существенно сказываться на изменении температуры в данном пункте и при практическом от­сутствии адвекции за счет изменения теплового режима подстила­ющей поверхности в течение суток. Такое изменение температуры, как известно, называют ее суточным ходом. Суточный ход темпера­туры меняется в широких пределах, поскольку он зависит не только от постоянно действующих факторов (географическая широта, время года), но и от сильно меняющихся факторов (альбедо подстилающей поверхности, прозрачность воздуха, температуропроводность и тепло­емкость почвы, количество и характер облачности, скорость ветра).На амплитуду суточного хода существенное влияние оказывает облачность (ее количество и вертикальная мощность). Интенсивность турбулентного теплообмена в приземном слое зависит от скорости ветра и вертикального градиента температуры. Изменения температуры, обусловленные фазовыми превращениями воды в атмосфере. Эти изменения имеют место как в приземном слое, так и в пределах почти всей тропосферы. Известно, что при конденсации и замерзании выделяется удельная теплота; при испарении и таянии тепло, на­оборот, расходуется. Несколько большую роль фазовые превращения воды играют в температурном режиме приземного слоя воздуха. В итоге можно сказать следующее. Основной причиной изменения температуры является горизонтальный перенос воздушных масс. В свободной атмосфере при благоприятных условиях определенный вклад вносят вертикальные движения воздуха, а у земной поверх­ности — турбулентный обмен.

Поле влажности

Поле влажности является сложным дискретным полем, особенно у земной поверхности. Это объясняется большой изменчивостью влажности за счет различного рода факторов (изменение темпера­турного режима, испарение, конденсация и т. д.). Влажность воздуха описывается различными характеристиками. В синоптической практике чаще всего пользуются точкой росы и ее дефицитом, относительной и удельной влажностью. Водяной пар поставляется в атмосферу путем испарения воды с водных поверхностей. Воздушные течения переносят водяной пар в различные районы земного шара, вследствие чего всегда суще­ствуют горизонтальные градиенты влагосодержания. Так как упругость насыщения зависит от температуры, то и упру­гость водяного пара в своем среднем распределении соответствует распределению температуры, т. е. максимум упругости приходится на низкие широты, минимум — на высокие. Неоднородность подстилающей поверхности очень сильно ска­зывается на содержании водяного пара в атмосфере. Это определяет наличие больших зональных составляющих горизонтального гра­диента влагосодержания. В пределах одного и того же широтного пояса наибольшее содержание водяного пара, естественно, отме­чается над океанами. Адвективные изменения влажности при благоприятных условиях могут достигать нескольких г/кг в сутки. В изменениях влагосодержания существенную роль играет вер­тикальный обмен, причем вертикальный поток удельной влажности Qq, определяется ее вертикальным градиентом и коэффициентом тур­булентного обмена А; Чаще всего удельная влажность с высотой уменьшается, так как основным источником поступления водяного пара в воздух является подстилающая поверхность. В этом случае поток водяного пара направлен снизу вверх. Однако в конкретных условиях может наблюдаться инверсионное распределение влажности, например, за счет неравномерного ее адвективного изменения по высоте. В таких случаях поток водяного пара направлен сверху вниз. Эти обстоя­тельства имеют существенное значение при образовании облачности и туманов.

Поля облачности и осадков.

Поле облачности. Поле облачности является чрезывчайно сложным дискретным полем, подверженным большой временной изменчивости. Оно описывается рядом характеристик, определяемых как инструментально (высота нижней и верхней границ), так и визуально (количество и форма облаков). Для поля облачности характерно существование облачных систем в виде полос, ячеек, гряд, вихрей различного масштаба. Облачность образуется практически в пределах всей тропосферы и располагается в больших диапозонах высот. Горизонтальная протяженность облачных систем изменяется в крайне широких пределах: от 10 до 10000 км. Использование снимков облачного покрова для диагноза и прогноза синоптического положения основывается на 2-х тезисах.

1) Облачность не появляется беспричинно, она возникает при благоприятной для этого синоптической обстановке в определенных гидро- и термодинамических условиях, способствующих конденсации водяного пара.

2) Тенденция развития синоптического процесса обнаруживается в поле облачности раньше, чем ее признаки можно заметить в поле температуры и давления.

Следовательно, изменение облачного покрова следует рассматривать, как тенденцию в эволюции полей температуры и давления.

Важно выявить ту облачность, которая еще явно не связана с основными синоптическими системами и может быть результатом вновь зарождающегося процесса или признаком, указывающим на тенденцию в направлении перестройки синоптических процессов. Как известно, облачные системы тесно связаны с барическим полем атмосферы. Изменение барического поля приводит к эволюции облачной системы.

Прогноз эволюции облачного поля. Наиболее реальным способом прогноза облачности с использованием спутниковых снимков является метод формальной экстраполяции, т.е. экстраполяции наблюдаемого в данный момент облачного поля на будущее, исходя из тех изменений, которые наметились в предшествующий эволюции облачного поля. Метод формальной экстраполяции можно использовать как для прогноза всей облачной системы в целом, так и для прогноза ее деталей. Для прогноза эволюции облачной системы синоптического масштаба (облачные полосы и спирали, облачные вихри; сюда же следует отнести облачные поля, состоящие из ячеек, если линейные размеры этих полей более 500 км) следует использовать 3 последовательных снимка облачного покрова через 12-часовые интервалы времени.

По ним определяются такие характеристики, как

- скорость перемещения и ее тенденция (замедление, ускорение);

- направление перемещения и его тенденция (отклонение вправо или влево от прямолинейного движения);

- увеличение или уменьшение облачной системы по длине, ширине, закручивание или раскручивание спирали.

Все эти данные экстраполируются на сутки вперед и наносятся на прогностическую карту барического поля. Затем по 2-м соседним по времени снимкам определяется тенденция эволюции самих облаков (внутри этой облачной системы): облака уплотняются или, наоборот, рассеиваются, исчезают старые и появляются новые облачные структуры и т.д. Эти данные могут служить основой для корректировки прогностического барического поля, например, при прогнозе циклогенеза. Прогноз эволюции систем субсиноптического масштаба (вихри в слоистой и слоисто-кучевой облачности, в кучевой и кучево-дождевой облачности, линии шквалов, скопления кучево-дождевых облаков) следует составлять, используя только два соседних снимка, поскольку изменчивость этих систем в целом больше, чем изменчивость систем синоптического масштаба.

Для прогноза эволюции облачных систем мезомасштаба (гряды, ячейки, бороды, волнистообразные облака, мезовихри) 12-часовой промежуток времени оказывается слишком большим, чтобы можно было использовать метод экстраполяции (табл. 2.1). В этих случаях используется прогноз синоптического положения, исходя из которых делается вывод о сохранении тех условий, которые способствуют формированию той или иной мезомасштабной системы.
Поле осадков. Поле осадков значительно сложнее поля облачности. Обложные осадки, как правило, имеют фронтальное происхождение и формируются в системы, а ливневые осадки имеют очаговый характер. Годовой ход количества ливневых осадков в общих чертах соответствует годовому ходу температуры. Обложные осадки чаще всего выпадают из системы облаков As-Ns, имеющих, как правило, фронтальное происхождение. Интенсивность этих осадков прямым образом связана с вертикальной мощностью облаков. Зона обложных осадков, выпадающих из системы облаков As-Ns, может соединиться с зоной обложных осадков, выпадающих из достаточно мощных внутримассовых слоистообразных облаков, хотя для последних наиболее характерны моросящие осадки, отличающиеся от обложных значительно меньшей интенсивностью. Ливневые осадки выпадают из кучево-дождевых облаков как внутримассового, так и фронтального происхождения

Поле ветра

Ветер характеризует движение воздуха, которое является тур­булентным (неупорядоченным). Однако можно определить (измерить) некоторое осредненное значение ветра, поскольку неупорядоченные мелкомасштабные колебания нивелируются. Именно этот осредненный ветер определяется на метеорологических станциях и при температурно-ветровом зондировании. Поле ветра — векторное поле и характеризуется в каждой точке направлением и скоростью. Важными характеристиками поля ветра являются вертикальные градиенты модуля и вектора скорости. Вертикальный градиент модуля Гv определяется как разность значений скорости ветра на границах слоя единичной толщины. Эта величина часто называется градиентом скорости. Вертикальный градиент вектора скорости Гv определяется как разность векторов скорости на границах того же единичного слоя. Эту величину часто называют сдвигом ветра.

В среднем изменение скорости ветра с высотой значительно больше изменения направления, поэтому часто эти две характери­стики численно мало отличаются. У земной поверхности поле ветра отличается значительной слож­ностью, так как даже небольшие неоднородности подстилающей поверхности оказывают существенное влияние и на скорость, и на направление ветра. В свободной атмосфере поле ветра более сгла­женное. Изменчивость ветра. Ветер является сильно изменчи­вым метеорологическим параметром. Определяющей характеристикой для изменения направления ветра является скорость ветра, а именно: направление приобретает большую устойчивость при больших скоростях ветра. Изменчивость направления при данной скорости остается практически одинаковой для всей тропосферы, но резко уменьшается при переходе в стратосферу, что объясняется большей устойчивостью направления градиентов температуры и давления в стратосфере по сравнению с тропосферой. Для временной изменчивости скорости ветра Qv основные выводы сводятся к следующему.1.Изменчивость скорости имеет максимум в районе тропопаузы.2.Изменчивость скорости в тропосфере близка к изменчивости скорости в стратосфере.3. Изменчивость скорости ветра мало зависит от времени года, однако большая повторяемость сильных ветров зимой приводит к некоторому ее увеличению. Временная изменчивость ветра имеет существенное значение при статистическом прогнозе ветра на различных высотах, в первую очередь для оценки его будущих вероятных значений и выбора до­верительных интервалов за некоторый промежуток времени. Для пространственной изменчивости ветра Гарифулин получил данные, приведенные в 1. Пространственная изменчивость направления ветра на вы­сотах 5—9 км примерно одинакова, но она зависит, во-первых, от скорости (больше скорость — меньше изменчивость) и, во-вторых, от направления (по потоку заметно меньше, чем поперек потока).2. Пространственная изменчивость скорости ветра указывает на несколько меньшую устойчивость восточного ветра. Сохраняется зависимость изменчивости от направления по потоку и поперек потока. Данные о пространственной изменчивости широко используются для определения радиуса действия аэрологической станции, густоты аэрологической сети и экстраполяции данных о ветре на неосвещен­ную территорию. Особенно заметны временная и пространственная изменчивости ветра у земной поверх­ности, где существенную роль играет трение. Связь поля ветра с полем давления. Поле ветра тесным образом связано с полем давления. Наличие такой связи проявляется в соответствии барических систем определенным системам синоптического масштаба. Связь между полями давления и ветра широко используется в практике синоптического анализа. Так, при проведении изобар (изогипс AT) на картах погоды, помимо значений давления (геопо­тенциала), обязательно учитываются сведения о скорости и направ­лении ветра, несущие дополнительную информацию о густоте и на­правлении изобар (изогипс). С другой стороны, при определении ветра в пунктах, где отсутствуют данные измерений, обычно предва­рительно путем интерполяции находится распределение давления (геопотенцнала) в окрестностях этого пункта, а затем с использова­нием градиентных моделей или моделей, учитывающих трение, «восстанавливаются» скорость и направление ветра. Согласование полей давления и ветра является обязательным элементом выполняемого с помощью ЭВМ объективного анализа метеорологической информации. В процессе такого анализа должно быть учтено, что поле ветра, особенно в слое трения, значительно больше, чем поле давления, подвержено влиянию сравнительно мелкомасштабных возмущений. Основной причиной этих возмущений является неоднородность подстилающей поверхности, под влиянием которой формируются так называемые местные системы ветра (бризы, горно-долинные ветры и др.).

Рис.7.8.СХЕМА ДЛЯ ВЫЧИСЛЕНИЯ УГЛА НАКЛОНА ФРОНТАЛЬНОЙ ПОВЕРХНОСТИ.

ОТКУДА:

. Эта формула обычно наз. формулой Маргулеса. После всех упрощений можно получить:

Так.обр, увеличение контраста температур ∆Т в зоне фронта, как правило, соответствует увеличению угла наклона фронтальной поверхности α. Определенный угол наклона фронтальной поверхности сохраняется длительное время, а холодный воздух не растекается по горизонтали в виде тонкого слоя, причина этого заключается в отклоняющем действии вращения Земли. 

Фронтогенез и фронтолиз

Атмосферные фронты любого типа могут быть резко выраженными (обостренными) или слабо выраженными (размытыми). Процессы образования и обострения фронтов называются фронтогенезом,       процессы размывания   -                  фронтолизом.

• При циклонической кривизне изобар (барическая ложбина) вследствие сходимости течений приземного ветра осуществляется фронтогенез. Наибольшая сходимость течений наблюдается вдоль оси ложбины, где имеет место наибольшая циклоническая кривизна изобар и где обычно располагается приземный фронт. Здесь приземный фронт может только обостряться (фронтогенез).

• При антициклонической кривизне изобар (барический гребень) вследствие расходимости течений приземного ветра осуществляется фронтолиз. Наибольшая расходимость течений наблюдается вдоль оси гребня, где имеет место наибольшая антициклоническая кривизна изобар. Здесь приземный фронт может только размываться (фронтолиз).

Поле ветра

Ветер характеризует движение воздуха, которое является турбулентным (неупорядоченным). Однако можно определить (измерить) некоторое осредненное значение ветра, поскольку неупорядоченные мелкомасштабные колебания нивелируются. Именно этот осредненный ветер определяется на метеорологических станциях и при температурно-ветровом зондировании. Поле ветра — векторное поле и характеризуется в каждой точке направлением и скоростью. Важными характеристиками поля ветра являются вертикальные градиенты модуля и вектора скорости. Вертикальный градиент модуля Гу определяется как разность значений скорости ветра на границах слоя единичной толщины. Эта величина часто называется градиентом скорости. Вертикальный градиент вектора скорости Гу определяется как разность векторов скорости на границах того же единичного слоя. Эту величину часто называют сдвигом ветра.

В среднем изменение скорости ветра с высотой значительно больше изменения направления, поэтому часто эти две характеристики численно мало отличаются. У земной поверхности поле ветра отличается значительной сложностью, так как даж небольшие неоднородности подстилающей поверхности оказывают существенное влияние и на скорость, и на направление ветра. В свободной атмосфере поле ветра более сглаженное. Изменчивость ветра. Ветер является сильно изменчивым метеорологическим параметром. Определяющей характеристикой для изменения направления ветра является скорость ветра, а именно: направление приобретает большую устойчивость при больших скоростях ветра. Изменчивость направления при данной скорости остается практически одинаковой для всей тропосферы, но резко уменьшается при переходе в стратосферу, что объясняется большей устойчивостью «правления градиентов температуры и давления в стратосфере по сравнению с тропосферой. Для временной изменчив ости скорости ветра ^V основные выводы сводятся к следующему.1.Изменчивость скорости имеет максимум в районе тропопаузы.2.Изменчивость скорости в тропосфере близка к изменчивости скорости в стратосфере.3. Изменчивость скорости ветра мало зависит от времени года, однако большая повторяемость сильных ветров зимой приводит к некоторому ее увеличению. Временная изменчивость ветра имеет существенное значение при статистическом прогнозе ветра на различных высотах, в первую очередь для оценки его будущих вероятных значений и выбора доверительных интервалов за некоторый промежуток времени. Для пространственной изменчивости ветра Гарифулин получил данные, приведенные в 1. Пространственная изменчивость направления ветра на высотах 5—9 км примерно одинакова, но она зависит, во-первых, от скорости (больше скорость — меньше изменчивость) и, во-вторых, от направления (по потоку заметно меньше, чем поперек потока).2. Пространственная изменчивость скорости ветра указывает на несколько меньшую устойчивость восточного ветра. Сохраняется зависимость изменчивости от направления по потоку и поперек потока. Данные о пространственной изменчивости широко используются для определения радиуса действия аэрологической станции, густоты аэрологической сети и экстраполяции данных о ветре на неосвещенную территорию. Особенно заметны временная и пространственная изменчивости ветра у земной поверхности, где существенную роль играет трение. Связь поля ветра с полем давления. Поле ветра тесным образом связано с полем давления. Наличие такой связи проявляется в соответствии барических систем определенным системам синоптического масштаба. Связь между полями давления и ветра широко используется в практике синоптического анализа. Так, при проведении изобар (изогипс АТ) на картах погоды, помимо значений давления (геопотенциала), обязательно учитываются сведения о скорости и направлении ветра, несущие дополнительную информацию о густоте и направлении изобар (изогипс). С другой стороны, при определении ветра в пунктах, где отсутствуют данные измерений, обычно предварительно путем интерполяции находится распределение давления (геопотенцнала) в окрестностях этого пункта, а затем с использованием градиентных моделей или моделей, учитывающих трение, «восстанавливаются» скорость и направление ветра. Согласование полей давления и ветра является обязательным элементом выполняемого с помощью ЭВМ объективного анализа метеорологической информации. В процессе такого анализа должно быть учтено, что поле ветра, особенно в слое трения, значитель но больше, чем поле давления, подвержено влиянию сравнительно мелкомасштабных возмущений. Основной причиной этих возмущений является неоднородность подстилающей поверхности, под влиянием которой формируются так называемые местные системы ветра (бризы, горно-долинные ветры и др.).

Планетарные высотные зоны. Типизация атмосферных процессов и индексы циркуляции.

Зоны наибольших горизонтальных градиентов температуры окаймляют средние широты северного и южного полушарий. В северном полушарии благодаря распределению материков и океанов и соответствующей трансформации масс воздуха, движущихся с запада на восток, зона наибольших градиентов как бы расчленяется на две части, образуя две крупные фронтальные зоны тропосферы границы которых определяются положением гребней высокого давления. Характерное для тропосферных фронтальных зон распределение контрастов температуры в рассматриваемом случае обязано не только сходимости изотерм на материках и расходимости на океанах. Оно зависит и от общерадиационных условий, определяющих существующую разность температуры между материками и океанами на одних и тех же широтах. Эта разность в средних широтах значительно больше, чем в низких.

Зоны наибольших контрастов температуры (планетарные фронтальные зоны) совпадают с зонами наибольших скоростей ветра. По конфигурации планетарные фронтальные зоны в северном полушарии резко отличаются от таковых в южном полушарии. В северном полушарии зимой планетарная фронтальная зона не является непрерывной, а делится на две части у западных берегов Европы и Северной Америки.

Первая зона располагается над Средней и Восточной Азией, и прилегающей частью Тихого океана, вторая — над Северной Америкой и прилегающей частью Атлантики. Максимальные контрасты температуры в планетарных высотных фронтальных зонах на обоих материках достигают 11 —12° на расстоянии 1000 км. Заметим, что такие значительные контрасты температуры в остальных частях умеренных и высоких широт северного полушария наблюдаются нечасто. Планетарные высотные фронтальные зоны с относительно большими контрастами средней температуры слоя в январе охватывают все северное полушарие. Приблизительно в тех районах наблюдаются и наибольшие скорости ветра.

В южном полушарии планетарная высотная фронтальная зона в течение всех сезонов вытянута вдоль широт. Наибольшие значения контрастов температуры в них не превышают 8—9°.

Таким образом, планетарная фронтальная зона с наибольшими контрастами температуры в северном полушарии претерпевает сезонное смещение к северу от зимы к лету и к югу от лета к зиме. Конфигурация этой зоны существенно меняется летом в сравнении с другими сезонами. Это объясняется наличием огромных материков, способствующих быстрому прогреванию тропосферного воздуха. По этой же причине величины наибольших контрастов температуры в планетарной фронтальной зоне, окаймляющей земной шар от зимы к лету, уменьшаются почти вдвое.

В южном полушарии благодаря наибольшим размерам материков, притом по существу ограниченных 40° ю. ш. (за исключением остроконечного выступа Южной Америки), они играют малую роль не только в изменении конфигурация планетарной фронтальной зоны, но и в существенном изменении величины контрастов температуры

Планетарная фронтальная зона с наибольшими контрастами температуры в южном полушарии располагается, как правило, над Атлантическим и Индийским океанами. Над Тихим океаном планетарная фронтальная зона расширена, а величины контрастов температуры в ней меньше.

Типизация макросиноптических процессов разработанная Вангенгеймом основана на понятии элементарного синоптического процесса, в течении которого в данном географическом районе сохраняются основные направления воздушнх течении и, следовательно, знак барического поля. Все виды процессов были выражены в 26 типах, которые затем, согласно преобладающему переносу в тропосфере умеренных широт, были сгруппированы в три типа: первый отражает западный (w), второй- восточный(Е) и третий- меридиональный (С) переносы. В целях определения типов атмосферной циркуляции предложены различные способы количественной их оценки. Россби в качестве индекса циркуляции была использована зональная составляющая скорости движения воздуха, которую можно вычислить по разности пояса, так и для любой его части. При этом атмосферные процессы с различными значениями индекса были разделены на два типа циркуляции: тип высокого и тип низкого индекса. Индекс, предложенный Блиновой, характеризует угловую скорость вращения атмосферы на данной широте по отношению к поверхностям земли и в общем аналогичен Россби.

Индекс Каца: Характеристики средней интенсивности переноса масс воздуха в широтном и меридиональном направлениях в общей циркуляции атмосферы. Зональный индекс — средний градиент давления на участках меридианов, включенных в рассматриваемую область или зону атмосферы. Меридиональный индекс — средний градиент давления на участках параллелей в данной области. Общий индекс — отношение этих двух индексов, характеризующее отношение зональной циркуляции к меридиональной.. определяются путем подсчета числа пересечений изобар или изогипс с меридианами и параллелями.

Было также получено, что изменение индексов ото дня ко дню в тропосфере и нижней стратосфере в большинстве случаев происходит однозначно: при увеличении интенсивности циркуляции в тропосфере увеличивается интенсивность в нижней стратосфере

48. Повторяемость циклонов и антициклонов. Тропические циклоны

В северном полушарии циклоны внетропических широт чаще всего возникают и развиваются над северными районами Атлантики и Тихого океана. Повторяем