- •1. Предмет и метод метеорологии
- •2. Связь метеорологии с другими науками. Деление на научные дисциплины
- •3. Значение метеорологии для народного хозяйства и обороны страны
- •4. Особенности
- •6. Краткие сведения о достижениях метеорологической науки
- •7. Международное сотрудничество в области метеорологии
- •Глава 1
- •1.1. Состав воздуха вблизи земной поверхности
- •1.2. Состав воздуха
- •1.3. Уравнение состояния сухого воздуха
- •1.4. Уравнение состояния влажного воздуха
- •1.5. Характеристики влажности воздуха и связь между ними
- •2 Строение атмосферы
- •2.1. Основные сведения о Земле как планете
- •2.2. Принципы деления атмосферы на слои. Краткие сведения о методах исследования атмосферы
- •2.3. Тропосфера, стратосфера и мезосфера
- •2.4. Понятие о воздушных массах и фронтах
- •3 Статика атмосферы
- •3.1. Силы, действующие в атмосфере в состоянии равновесия
- •3.2. Уравнение статики атмосферы
- •3.3. Барометрические формулы
- •3.4. Барическая ступень
- •3.5. Вертикальный масштаб атмосферы
- •3.6. Геопотенциал. Абсолютная и относительная высота изобарических поверхностей
- •3.7. Стандартная атмосфера
- •Глава 4 Термодинамика атмосферы
- •4.1. Первое начало термодинамики применительно к атмосфере
- •4.2. Адиабатический процесс
- •4.3. Сухоадиабатический градиент
- •4.4. Потенциальная температура
- •4.5. Критерии устойчивости атмосферы по методу частицы
- •4.6. Изменение потенциальной температуры с высотой при различных видах стратификации атмосферы
- •4.7. Адиабатические процессы во влажном ненасыщенном воздухе
- •4.8. Влажноадиабатические процессы
- •4.9. Анализ состояния атмосферы с помощью термодинамических графиков
- •4.10. Стратификация атмосферы по отношению к влажноадиабатическому и сухоадиабатическому движению частицы
- •4.11. Метод слоя
- •Глава 5
- •5.2. Солнце и солнечная постоянная
- •Глава 6
- •6.1. Поглощение солнечной радиации в атмосфере Земли
- •6.2. Рассеяние солнечной радиации в атмосфере
- •6.3. Законы ослабления радиации в земной атмосфере
- •6.4. Прямая солнечная радиация
- •6.5. Рассеянная радиация
- •6.6. Суммарная радиация
- •6.7. Альбедо
- •Глава 7
- •7.1. Излучение земной поверхности
- •7.2. Излучение атмосферы
- •7.3. Полуэмпирические формулы для расчета излучения атмосферы и эффективного излучения земной поверхности
- •7.4. Влияние облачности на встречное и эффективное излучение
- •7.5. Суточный и годовой ход эффективного излучения
- •Глава 8
- •8.1. Радиационный баланс земной поверхности
- •Глава 9
- •9.1. Ламинарное и турбулентное состояние атмосферы
- •9.2. Простейшие характеристики турбулентности
- •9.3. Конвективный и турбулентный потоки тепла
- •Глава 11
- •11.1. Уравнение
- •Глава 12
- •12.1. Распределение температуры в тропосфере и нижней стратосфере
- •12.2. Инверсии температуры в атмосфере
- •Глава 14 Влажность воздуха
- •14.1. Уравнение переноса водяного пара в турбулентной атмосфере
- •14.2. Испарение
- •Глава 15
- •15.2. Зависимость теплоты фазового перехода и давления насыщенного водяного пара от температуры
- •Глава 16 Туманы
- •16.1. Физические условия образования и классификация туманов
- •Глава 17 Облака
- •Глава 18 Осадки
- •18.1. Классификация осадков
- •18.2. Процессы укрупнения облачных элементов и образования осадков
- •18.3. Наземная конденсация и осадки
- •Глава 19
- •19.1. Силы, действующие в атмосфере
- •19.2. Уравнения движения турбулентной атмосферы
- •Глава 21
- •21.1. Ветер в пограничном слое атмосферы
- •21.2. Местные ветры
- •Глава 22
- •22.1. Яркость небесного свода
- •22.3. Оптические явления в облаках, туманах и осадках
- •Глава 23
- •23.1. Ионизация атмосферы
- •23.3. Механизм образования электрических зарядов в грозовых облаках
- •23.4. Структура грозового облака. Рост града
- •23.5.. Полярные сияния
21.2. Местные ветры
Местные ветры относятся к атмосферным явлениям, горизонтальная протяженность (масштаб) которых изменяется от нескольких сотен метров до десятков и первых сотен километров. Такие явления и процессы, наблюдаемые в атмосфере, называют мезометеоро-логическими. Возникают местные ветры под влиянием неоднородностей земной поверхности на воздушный поток более крупного масштаба.
Существуют два вида воздействия земной поверхности на атмосферу — термическое и механическое. Различие в теплофизических, радиационных и других свойствах соседних частей земной поверхности ведет к возникновению горизонтальной разности температур, которая, в свою очередь, порождает барический градиент, являющийся непосредственной причиной возникновения ветра. К таким ветрам относятся бризы, горно-долинные (склоновые) и ледниковые ветры. Эти ветры выражены тем отчетливее, чем меньше скорость воздушного потока более крупного масштаба.
Под влиянием механических воздействий со стороны местных препятствий (гор, возвышенностей, лесов, строений) воздушный поток также испытывает возмущения: на наветренной стороне он совершает восходящие, на подветренной — нисходящие движения; в долинах, горных ущельях скорость потока увеличивается и т. п. Такие местные ветры выражены тем отчетливее, чем больше скорость набегающего на препятствия воздушного потока. Эти ветры носят название фена, боры, стокового ветра и ветра горных проходов. Наибольших значений скорость ветра достигает в тех частях препятствий, где воздух совершает нисходящее движение.
Местные ветры термического происхождения обладают хорошо выраженной периодичностью: в течение суток изменяется не только скорость ветра, но и направление. Закономерности суточного хода и распределения с высотой метеорологических величин над неоднородной земной поверхностью существенно отличаются от рассмотренных в предыдущих параграфах закономерностей изменения этих величин над однородной поверхностью.
Рассмотрим кратко механизм возникновения наиболее широко распространенных местных движений воздуха.
В утренние часы, после восхода Солнца, суша и воздух над ней прогреваются значительно быстрее, чем море. Поскольку в более теплом воздухе давление падает с высотой медленнее, чем в холодном, изобарические поверхности приобретают наклон в сторону моря (рис. 21.10), тем более значительный, чем выше расположена изобарическая поверхность. Под влиянием барического градиента G2 на высотах начинается отток воздуха с суши на море (стрелка 1),
а над сушей возникает восходящее движение (стрелка 2). Вследствие увеличения массы воздуха над морем давление здесь на нижних уровнях повысится, а изобарические поверхности приобретут, наклон в сторону суши. Под влиянием барического градиента в н ижнем слое возникает движение воздуха с моря на сушу (стрелка 3) — ветер, который носит название дневного бриза. Таким образом, когда установится замкнутая циркуляция, называемая бризовой, изобарические поверхности будут располагаться так, как показано на рис. 21.10: одна из поверхностей (р* ) горизонтальна, выше нее поверхности наклонены в сторону моря, ниже — в сторону суши.
В слое от земной поверхности до высоты в среднем около 200 м (на которой располагается изобарическая поверхность р* ) ветер направлен с моря на сушу (дневной или морской бриз). В глубь суши и моря бризовая циркуляция распространяется в зависимости от разности температур между сушей и водоемом на 10—20 км (иногда до 100 км). Скорость ветра при морском бризе в среднем составляет 3—5 м/с.
Ночью вследствие сильного выхолаживания суши возникает циркуляция, противоположная по направлению дневной: в нижнем слое ветер направлен с суши на море (ночной бриз), в верхнем — с моря на сушу. В тропических широтах бризовая циркуляция наблюдается круглый год, в умеренных и высоких широтах — только летом.
Горно-долинным (склоновым) ветром называется ветер, возникающий под влиянием горизонтальной разности температур между склоном горы и атмосферным воздухом на той же высоте над долиной. Днем склоны гор, обращенные в сторону Солнца, имеют более высокую температуру, чем воздух на той же высоте над долиной, т. е. наблюдается горизонтальный градиент температуры, направленный от склона горы в сторону долины. Под влиянием этого градиента возникает замкнутое движение (циркуляция) воздуха: в нижнем слое ветер направлен из долины вдоль склона горы, в верхнем — от склона горы в сторону долины. Ночью склоны горы охлаждаются быстрее, чем воздух на той же высоте. Следствием этого процесса является движение воздуха, которое по направлению противоположно дневному.
Обратим внимание на то, что, поскольку долины, как правило, не горизонтальны, а имеют уклон в ту или другую сторону, то, наряду с составляющей скорости ветра, перпендикулярной оси долины, возникает движение воздуха вдоль оси долины: в сторону подъема долины днем и в обратном направлении ночью.
В том случае, когда склоны гор покрыты ледником, горизонтальный градиент температуры днем и ночью направлен от долины в сторону ледника. Поэтому ледниковый ветер в нижнем слое всегда направлен от ледника к долине, в верхнем — от долины к леднику, при этом над ледником наблюдается нисходящее, а над долиной — восходящее движение воздуха. Скорость ветра увеличивается ночью и уменьшается днем (под влиянием термических факторов).
Пусть воздушный поток встречает на своем пути некоторый горный хребет. При вынужденном подъеме по наветренному склону хребта воздух будет охлаждаться сначала сухоадиабатически, а затем (выше уровня конденсации) псевдоадиабатически. Из образовавшегося на наветренном склоне облака должен выпадать дождь с тем, чтобы понизилось влагосодержание воздуха. Последующее опускание воздуха по подветренному склону будет происходить сухоадиабатически, если вся капельная вода выпала на наветренном склоне. В результате к основанию подветренного склона хребта воздух придет более теплым и сухим, чем пришел к основанию наветренного склона. Этот теплый и сухой воздух на подветренном склоне хребта и называют феном или фёновым ветром.
Так, если на некотором уровне р = 970 гПа, Т = 25 "С и / = 60 % (s = 12 %о), то после подъема и опускания температура воздуха повысится до 34,6 °С, а относительная влажность уменьшится до 20 % (при условии, что при подъеме за счет выпадения осадков массовая доля водяного пара уменьшилась до 7 %о).
Следует подчеркнуть, что для возникновения фёнового ветра необходимо не только наличие горы, но и вполне определенное распределение атмосферного давления в горизонтальной плоскости, а именно: оно должно быть высоким по одну сторону хребта и низким по другую. Так, когда южнее Альп располагается антициклон, а севернее — циклон, то на южных склонах гор наблюдаются осадки, а на северных сильный и сухой фён с юга. При повышенном давлении к северу от Альп и пониженном — к югу от них на северных склонах выпадают сильные осадки, а на южной стороне Альп наблюдается безоблачная погода при северном сухом и горячем ветре. Иногда феном называют движение, возникающее под влиянием общего опускания воздуха в антициклоне. В этом случае фён наблюдается на обеих сторонах горного хребта (можно только отметить, что при этом высокие температуры и низкая относительная влажность наблюдались бы и при отсутствии гор).
Следует иметь в виду, что подъем воздуха по склону горы сопровождается уменьшением кинетической энергии, которая переходит в потенциальную. Вследствие этого скорость движения воздуха по мере подъема по склону замедляется и на некотором уровне обращается в нуль, в результате чего происходит накопление воздуха и растет давление на наветренном склоне хребта. Поэтому нередко, в процессе переваливания воздушного потока через горы, часть его начинает стекать обратно по горному склону навстречу общему направлению переноса воздушной массы. При этом воздух также нагревается и иссушается, а скорость ветра может достигать больших значений (таково происхождение известного своей сухостью и порывистостью сильного юго-восточного ветра в районе Алма-Аты).
Продолжительность фена колеблется от нескольких часов до нескольких суток; периоды усиления ветра сменяются периодами его ослабления; наибольших значений скорость ветра достигает в долинах, по которым на подветренной стороне хребта поток стекает в виде струй.
Характерная особенность фена — образование плотных облаков, которые наблюдаются на наветренной стороне хребта и нависают в виде шапки (стены) на подветренной стороне, где их нижняя граница и вертикальная поверхность резко очерчены. Иногда фёновые облака имеют вид вала (воротника), висящего над горным хребтом. Отметим, что фёновое облако только внешне кажется неподвижно висящим над горным хребтом. В действительности происходит непрерывное обновление этого облака: воздушным потоком капли выносятся на подветренную сторону и, опустившись ниже уровня конденсации, испаряются; на наветренной же стороне и над хребтом образуются все новые и новые капли.
Под влиянием осадков на наветренной и отчасти на подветренной стороне хребта, высоких температур и сухости воздуха при фене наблюдается стремительное таяние и испарение снежного покрова, сопровождающиеся наводнениями, обвалами и селевыми потоками в горах. Фёновые явления широко распространены на всех материках планеты.
В усилении ветров механического происхождения большую роль играет сила тяжести. Это относится к боре — штормовому холодному ветру, направленному вдоль склона горы или возвышенности в сторону моря (например, в районе Новороссийска). Бора формируется преимущественно зимой, когда над холодным материком устанавливается антициклон, а над теплым водоемом — область низкого давления (на Черном море это чаще всего глубокий циклон, пришедший со Средиземного моря). Воздушный поток, переваливший через невысокий хребет, будет усиливаться при опускании вдоль поверхности склона, если стратификация атмосферы над морем неустойчивая (такие условия как раз и наблюдаются зимой): в этом случае кинетическая энергия возрастает за счет энергии неустойчивости.
Скорость ветра при боре достигает 30—40 м/с, при порывах она может быть вдвое и даже втрое больше.