книги из ГПНТБ / Океанография и морская метеорология учебник

Из полученной формулы выводятся и специальные единицы для оценки геопотенциальных высот. Для этого

геопотенциальный метр будет численно равен обычному линейному метру. Практически до высот около 20 км величина g*&9,8 м/с2, следовательно, в пределах тропо­ сферы геопотенциальная высота примерно соответствует обычной линейной высоте, хотя размерность их совер­

В правой части его gdz — есть уравнение геопотенциала. Следовательно,

Заменив значение температуры воздуха средней вир­ туальной температурой слоя Т= Тт, окончательно по­ лучим

Получили уравнение абсолютного геопотенциала изоба­

Получили уравнение относительного геопотенциала изо­

(геопотенциальных декаметров).

Полученные формулы позволяют сделать следующие выводы.

1 . Геопотенциальные высоты абсолютной изобариче­ ской поверхности зависят от давления и средней вир­ туальной температуры слоя, поэтому они характеризуют термобарическое поле атмосферы.

2.Линии равных значений абсолютного геопотен­ циала, называемые изогипсами, позволяют судить о ха­ рактере барического поля на высотах. При этом замкну­ тые изогипсами области повышенных значений геопотен­ циала соответствуют антициклонам, а пониженных — циклонам.

3.Высоты относительной топографии изобарической поверхности зависят только от средней виртуальной тем-

370

ІІІІІ— (иностранные станции 999II ііі) номер боль­ шого района и индекс станции;

Р Р Р — давление воздуха в миллибарах на высоте, указанной отличительными цифрами;

ННН— высота изобарической поверхности в геопотенциальных метрах (цифра, соответствую­

ских поверхностей начиная с АТ5 0 0 геопотенциальные высоты даются в десятках геопо-

DD—дефицит точки росы, получаемый как алге­ браическая разность между температурой воздуха и точкой росы (всегда положитель­ ный); при дефиците менее 5° передается в градусах с десятыми долями, а при 5° и более — в целых с прибавлением 50. Напри­

мер, на месте DD стоят цифры 26 — рас­ шифровывается как 2,6°, а DD = 56 — дефи­ цит равен 6 °. Цифры 51—55 не использу­ ются;

372

КН-04 и КН-04С, составляются карты барической топо­ графии. При составлении прогноза погоды в корабель­ ных условиях обычно составляют только карту АТ700 или ÄT5 0 0 миллибаровой поверхности. На рис. 74 по­ казана стандартная схема нанесения данных на карту барической топографии.

Кроме карты абсолютной топографии изобарической поверхности (одной из главных) составляется карта от­ носительной топографии (обычно О Т ^ ) . Обработка

составленных карт барической топографии сводится к проведению изогипс через 4 геопотенциальных декамет­ ра, кратных 4 (на карте АТ5 0 0 проводятся изогипсы 496, 500, 504 и т. д.). Области пониженных значений гео­ потенциала на карте соответствуют циклоническим фор­ мам циркуляции, а повышенных — антициклоническим.

Обработанные карты барической топографии изоба­ рических поверхностей используются для характеристи­ ки термобарического поля атмосферы и построения карт будущего положения.

§ 37. ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ И АТМОСФЕРНЫЕ ФРОНТЫ

Воздух, находящийся длительное время над районом со сравнительно однородной подстилающей поверхно­ стью, приобретает свойства, характерные для этой под­

373

стилающей поверхности. Объем воздуха, имеющий одно­ родные физические свойства и общую направленность 'движения, называется воздушной массой.

В воздушной массе наблюдаются небольшие горизон­ тальные градиенты метеорологических элементов, а из­ менение вертикальных градиентов происходит с опреде­ ленной закономерностью. Площади, занимаемые воз­ душными массами, соизмеримы с большими частями материков и океанов; их горизонтальные размеры из­ меряются тысячами километров, а вертикальные — еди­ ницами километров. Процесс приобретения воздушной массой характерных ей свойств называется формиро­ ванием воздушной массы, а районы, где происходит этот процесс,— очагами формирования. На формирование воздушной массы оказывают влияние характер и тепло­ вой режим подстилающей поверхности, соотношение ме­ жду приходом и расходом лучистой энергии, подвиж­ ность и характер адиабатических процессов. Из очагов формирования воздушные массы перемещаются в дру­ гие районы, при этом они непрерывно изменяют свои свойства под влиянием иных условий, сложившихся в новом районе, куда они поступают. Этот процесс изме­ нения свойств воздушной массы после выхода из очага ее формирования называется трансформацией. Транс­ формация продолжается до тех пор, пока в новом рай­ оне не будут достигнуты такие характеристики воздуш­ ной массы, которые отвечают условиям района.

В синоптической метеорологии наибольший интерес представляет термическая трансформация воздушной массы, которая связана с изменением ее теплосодержа­ ния. Термическая трансформация характеризуется ско­ ростью, с которой изменяется температура индивидуаль­ ной частицы воздуха за 24 ч (благодаря чему исклю­ чается из рассмотрения влияние суточного хода темпе­ ратуры). Изменение температуры воздуха в какой-либо фиксированной точке пространства можно разделить на

ставляющая и изменение температуры в результате охлаждения или нагревания за это же время—трансля­ ционная составляющая. При этом скорость изменения температуры будет выражена л о к а л ь н о производной

3 7 4

температуры по времени dT/dt, а скорость термической трансформации — индивидуальной производной dT/dt. На практике при анализе воздушных масс сопоставляют­ ся не столько индивидуальные свойства фиксированной частицы воздуха, сколько свойства разных частиц вну­ три данной воздушной массы в фиксированных точках пространства, поэтому целесообразнее определять не dT/dt, а dT/dt.

Теоретические расчеты скорости термической транс­ формации воздушных масс основаны на применении уравнения притока тепла, которое берется для этих це­

Остальные обозначения — прежние.

Первое слагаемое уравнения характеризует измене­ ние температуры воздуха в связи с перемещением воз­ душной массы, второе — под влиянием вертикальных движений, а третье — под влиянием турбулентного ра­ диационного теплообмена и фазовых превращений воды в атмосфере. Однако эти точные методы на практике еще не получили широкого использования.

Классификация воздушных масс. В синоптической

к а ц и и воздушные массы делятся на теплые, холодные и нейтральные. Воздушная масса будет теплой, если она в данном районе охлаждается, так как ее температура не соответствует условиям теплового равновесия в дан­ ный момент времени. Холодная воздушная масса имеет температуру ниже температуры равновесия, поэтому она прогревается. Нейтральной воздушной массой называют такую массу, которая сохраняет свои свойства длитель-

375

ное время, так как ее температура отвечает условиям теплового и лучистого обмена.

Каждая воздушная масса в зависимости от значений фактического вертикального температурного градиен­ та у может быть устойчивой, когда вертикальный гра­ диент температуры меньше влажноадиабатического, и неустойчивой, когда вертикальный градиент температу­ ры больше влажноадиабатического.

В г е о г р а ф и ч е с к о й к л а с с и ф и к а ц и и воз­ душных масс название воздушных масс определяется названием географического пояса, в котором распола­ гается очаг формирования, и характером подстилающей

воздух (ЭВ). Каждая из указанных воздушных масс, кроме ЭВ, в зависимости от характера подстилающей поверхности, над которой она формируется, может быть морской (м) и континентальной (к). Полное условное обозначение воздушных масс будет кАВ, мАВ, кУВ, мУВ, кТВ, мТВ, ЭВ.

Континентальные воздушные массы отличаются от морских меньшим запасом влаги, резкими суточными колебаниями температуры и большей запыленностью (меньшей видимостью).

Характеристики погодных условий в воздушных мас­ сах. Условия погоды в воздушных массах определяются процессами, происходящими в них. Процессы, а следо­ вательно, и погодные условия воздушных масс зависят от физических характеристик, приобретенных ими в рай­ онах формирования, от характера подстилающей по­

ждение нижних слоев воздуха от соприкосновения с бо­ лее холодной подстилающей поверхностью, что приводит к уменьшению вертикального градиента температуры, ослаблению и прекращению конвекции и увеличению от­ носительной влажности. Понижение температуры в ниж­ них слоях воздуха приводит к образованию инверсии. Суточный ход температуры сильно сглажен, давление пониженное с незначительным изменением.

3 7 6

дают осадки ливневого характера, часто сопровождаемые в летний период грозовыми явлениями и шквалами. Ви­

димость в холодных воздушных массах хорошая, в зо­ нах ливневых осадков — плохая.

Условия плавания в холодной воздушной массе, в об­ щем, благоприятные, однако при подходе к зоне ливне­ вых осадков часто наблюдаются шквалистые ветры. Над Баренцевым, Гренландским и Норвежским морями в зимнее время^ при ветрах северных румбов наблюда­ ются необычайно интенсивные снегопады — снежные за­ ряды, для которых характерны внезапность и исключи­ тельно плохая видимость.

Атмосферные фронты. Воздушные массы имеют раз­ личные свойства. В местах соприкосновения воздушных масс происходит переход от одних свойств к другим. Горизонтальные градиенты температуры, влажности, давления и других метеорологических элементов в ме­ стах соприкосновения значительно больше, чем в цен­ тральных частях однородных воздушных масс. Пере­ ходная зона между воздушными массами с различными физическими свойствами, характеризующаяся резкими изменениями метеорологических элементов в горизон­ тальном направлении, называется фронтальной поверх­ ностью или атмосферным фронтом.

Фронтальная зона представляет собой слой воздуха, толщина которого может колебаться от 1 до 2 0 0 км, но для упрощения рассуждений часто фронтальную зону представляют как поверхность раздела. Пересечение фронтальной поверхности с поверхностью Земли назы­ вается линией фронта или просто фронтом.

Атмосферные фронты всегда наклонены к поверхно­ сти Земли в сторону холодного воздуха, который имеет большую плотность и является более тяжелым, чем теп­ лый воздух, с которым он взаимодействует. Угол на­ клона фронтальной поверхности можно получить, беря за основу следующие соображения. Будем рассматри­ вать участок малоподвижного фронта, разделяющего теплую и холодную воздушные массы (рис. 75). Оче­ видно, что в точке А давление должно быть одинако­ вым независимо от того, со стороны холодной или теп­ лой воздушной массы мы подходим в эту точку. При невыполнении этого условия в точке А должен наблю­ даться разрыв в поле давления, обусловливающий бес­

3 7 8