- •Нина Александровна Дашко
- •Часть 1
- •1. ВВЕДЕНИЕ
- •1.1. Состав и строение атмосферы
- •1.2. История развития метеорологии как физической науки
- •1.2.1. Древнегреческий период развития науки
- •1.2.2. Эллинистический период развития науки
- •1.2.3. Простонародная метеорология
- •1.2.4. Развитие науки на Востоке
- •1.2.5. Развитие научных связей Европы и Востока
- •1.2.6. Изобретение метеорологических приборов
- •1.2.6. Научные общества и академии
- •1.3. Развитие синоптической метеорологии
- •1.4. ВМО – Всемирная метеорологическая организация
- •1.5. Гидрометеорологическая служба России
- •2. МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКАЯ ИНФОРМАЦИЯ
- •2.1. Требования к гидрометеорологической информации
- •2.2. Виды гидрометеорологической продукции
- •2.3. Потребители гидрометеорологической информации:
- •2.4. Кодирование гидрометеорологической информации
- •2.4.1. Структура кода КН-01
- •Схема кода КН-01:
- •Раздел 0
- •Раздел 1
- •Раздел 2 – для судовых или буйковых станций
- •Раздел 3
- •Раздел 4
- •Раздел 5
- •Раздел 0
- •Для сухопутных станций:
- •Передача судовых данных:
- •Раздел 1 (для станций любого типа)
- •Раздел 2 (используется при передаче судовых данных)
- •Раздел 3
- •Раздел 4 (для высокогорных станций)
- •Раздел 5
- •2.4.2. Структура кода КН-04
- •ЧАСТЬ "A" КОДА КН-04
- •ЧАСТЬ "B" КОДА КН-04
- •Особые точки по температуре воздуха:
- •Особые точки по ветру:
- •3. СОСТАВЛЕНИЕ КАРТ ПОГОДЫ
- •3.1. Виды карт погоды
- •3.2. Приземные карты погоды (составление и чтение)
- •Раздел 1
- •Раздел 2
- •Раздел 3
- •3.3. Составление высотных карт погоды
- •3.3.1. Геопотенциал
- •3.3.2. Барометрическая формула геопотенциала
- •3.3.3. Барометрическая ступень
- •3.3.4. Карты барической топографии
- •3.4. Составление вспомогательных карт погоды
- •4. АНАЛИЗ КАРТ ПОГОДЫ
- •4.1. Первичный анализ приземных карт погоды
- •4.1.1. Правила оформления приземной карты погоды
- •4.1.2. Проведение атмосферных фронтов на картах погоды
- •4.2. Первичный анализ высотных карт погоды
- •4.2.1.Правила оформления высотных карт погоды
- •4.2.3. Анализ карт относительной топографии
- •4.3. Анализ вспомогательных карт погоды
- •5. АЭРОЛОГИЧЕСКИЕ ДИАГРАММЫ И ВЕРТИКАЛЬНЫЕ РАЗРЕЗЫ АТМОСФЕРЫ
- •5.1. Аэрологические диаграммы
- •5.1.2. Построение аэрологической диаграммы
- •5.1.3. Анализ аэрологической диаграммы
- •5.1.4. Графические расчёты с помощью аэрологических диаграмм
- •5.2. Вертикальные разрезы атмосферы
- •5.2.1. Правила построения вертикальных разрезов атмосферы
- •5.2.2. Анализ вертикальных разрезов атмосферы
- •5.2.3. Временные разрезы атмосферы
- •Температура воздуха, °С
- •6. ОШИБОЧНЫЕ ДАННЫЕ НА КАРТАХ ПОГОДЫ
- •7. ПРИНЦИПЫ СИНОПТИЧЕСКОГО АНАЛИЗА
- •7.1. Основные синоптические объекты
- •7.2. Информативность карт барической топографии
- •7.4. Обзор синоптического положения за предыдущие сутки
- •8.1. Вычисление производных
- •8.2.1. Прямолинейная интерполяция
- •8.2.2. Криволинейная интерполяция
- •8.2.3. Формальная экстраполяция
- •8.3.1. Траектории воздушных частиц
- •Способ обратного переноса:
- •Рис. 8.4. Способ обратного переноса
- •Способ прямого переноса:
- •8.3.2. Линии тока воздушных частиц
- •9. ОСНОВНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ПОЛЕЙ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ВЕЛИЧИН
- •9.1.1. Градиент метеорологической величины
- •9.2. Поле атмосферного давления
- •9.2.3. Локальные изменения давления
- •9.3. Динамические изменения давления воздуха
- •9.4. Распределение атмосферного давления на Земном шаре
- •9.5. Поле ветра
- •Цилиндрическая система координат
- •Сферическая система координат
- •Натуральная система координат
- •9.5.2. Силы, действующие в атмосфере
- •Сила барического градиента
- •Отклоняющая сила вращения Земли
- •Сила трения
- •Центробежная сила
- •9.6. Уравнения движения
- •9.6.1. Геострофический ветер
- •9.6.3. Градиентный ветер
- •9.6.4. Действительный ветер
- •9.7. Особенности ветрового режима над Японским морем
- •9.8. Особенности ветрового режима над Охотским морем
- •9.9. Дивергенция и вихрь скорости
- •9.9.1 Дивергенция вектора скорости ветра
- •9.9.2. Вихрь вектора скорости ветра
- •9.9.3. Уравнение тенденции вихря скорости
- •Характерные синоптические масштабы:
- •9.9.5. Уравнение дивергенции скорости
- •9.10. Поле вертикальных движений атмосферы
- •9.10.1. Классификация вертикальных движений атмосферы
- •9.10.2. Упорядоченные вертикальные движения атмосферы
- •9.10.3. Расчёт вертикальных движений атмосферы
- •9.11. Поле температуры воздуха
- •9.11.1. Температурные градиенты
- •9.11.2. Адиабатические изменения температуры воздуха
- •9.11.3. Термический ветер
- •9.11.4. Локальные изменения температуры воздуха
- •10. ВОЗДУШНЫЕ МАССЫ
- •10.1. Масштабы воздушных масс
- •10.2. Очаги формирования воздушных масс
- •10.3. Географическая классификация воздушных масс
- •10.5. Трансформация воздушных масс
- •10.6. Термодинамическая классификация воздушных масс
- •10.7. Характеристики устойчивых воздушных масс
- •10.7.1. Тёплая устойчивая воздушная масса
- •10.7.2. Холодная устойчивая воздушная масса
- •10.8. Характеристики неустойчивых воздушных масс
- •10.8.1. Тёплая неустойчивая воздушная масса
- •10.8.2. Холодная неустойчивая воздушная масса
- •10.9. Оценка устойчивости воздушных масс
- •11. АТМОСФЕРНЫЕ ФРОНТЫ
- •11.1. Ориентация и размеры фронтальной поверхности
- •11.2. Классификация фронтов
- •11.2.1. Географическая классификация атмосферных фронтов
- •11.3. Перемещение фронтов
- •11.4. Профиль движущегося фронта
- •11.5. Общие характеристики фронтов
- •11.5.1. Фронты в барическом поле
- •11.5.2. Фронты в поле ветра
- •11.5.3. Фронты в поле барических тенденций
- •11.5.4. Фронты в поле температуры воздуха
- •11.5.5. Фронты в поле влажности и облачности
- •11.6. Тёплый фронт
- •11.7. Холодный фронт
- •11.7.1. Холодные фронты 1-го рода
- •11.7.2. Холодные фронты 2-го рода
- •11.7.3. Вторичные холодные фронты
- •11.8. Фронты окклюзии
- •11.8.1. Облака и осадки холодного фронта окклюзии
- •11.8.2. Облака и осадки тёплого фронта окклюзии
- •11.10. Образование и размывание атмосферных фронтов
- •11.10.3. Оценка тропосферного фронтогенеза и фронтолиза
- •11.10.4. Приземный фронтогенез и фронтолиз
- •12. ЦИКЛОНЫ И АНТИЦИКЛОНЫ УМЕРЕННЫХ ШИРОТ
- •12.1. Основные определения
- •12.1.1. Вертикальная протяжённость барических образований
- •12.1.2. Оси барических образований
- •12.1.3. Фронтальные и нефронтальные барические образования
- •Модель циклона по Ли
- •Модель циклона по Бьеркнесу и Сульбергу
- •Основные теории возникновения циклонов
- •Конвекционная теория циклонов
- •Механическая теория циклонов
- •Волновая теория циклонов
- •Дивергентная теория циклонов
- •12.2. Условия возникновения барических образований
- •12.3. Стадии развития циклонов
- •12.3.1. Начальная стадия развития циклона
- •12.3.2. Стадия молодого циклона
- •12.3.3. Стадия максимального развития циклона
- •12.3.4. Стадия окклюдирования циклона
- •12.3.5. След циклона
- •12.3.6. Серии циклонов
- •12.4. Стадии развития антициклонов
- •12.4.1. Начальная стадия развития антициклона
- •12.4.2. Стадия молодого антициклона
- •12.4.3. Стадия максимального развития антициклона
- •12.4.4. Стадия разрушения антициклона
- •12.5. Регенерация барических образований
- •12.5.1. Регенерация циклонов
- •12.5.2. Регенерация антициклонов
- •12.6. Перемещение барических образований
- •12.7. Центры действия атмосферы
- •Постоянные центры действия атмосферы:
- •Сезонные центры действия атмосферы:
- •12.7.1. Характеристика ЦДА Северо-Атлантического региона
- •Азорский антициклон
- •Исландская океаническая депрессия
- •12.7.2. Характеристика ЦДА Северной Америки
- •Канадский максимум
- •Калифорнийский минимум
- •12.7.3. Характеристика ЦДА Азиатско-Тихоокеанского региона
- •Азиатский антициклон
- •Алеутский минимум
- •Южноазиатская депрессия
- •Северотихоокеанский антициклон
- •Переходные зоны между центрами действия атмосферы
- •12.7.4. Летние синоптические процессы над Охотским морем
- •12.8. Погода в циклонах на разных стадиях развития
- •12.8.1. Погода в передней части молодого циклона
- •12.8.2. Погода в тёплом секторе молодого циклона
- •12.8.3. Погода в тыловой части молодого циклона
- •12.8.4. Погода в окклюдированном циклоне
- •12.9. Погода в антициклонах
- •12.9.1. Инверсии в антициклонах
- •12.9.2. Фронты в антициклоне
- •12.9.3. Погода в антициклоне
- •13. ВЛИЯНИЕ ОРОГРАФИИ НА АТМОСФЕРНЫЕ ПРОЦЕССЫ
- •13.1. Горные ветры
- •Бора
- •13.2. Облакообразование и осадки
- •13.3. Влияние орографии на атмосферные фронты
- •14. СТРУЙНЫЕ ТЕЧЕНИЯ
- •15. ПРОГНОЗ СИНОПТИЧЕСКОГО ПОЛОЖЕНИЯ
- •15.3. Прогноз эволюции барических образований
- •15.4. Прогноз возникновения новых барических образований
- •15.5. Прогноз перемещения и эволюции атмосферных фронтов
- •15.6. Расчёт давления в точках поля
- •15.6.1. Адвективный способ расчёта давления в точках поля
- •15.7. Оценка приземной прогностической карты
- •16.1. О прогнозе погоды в США и Японии
- •16.1.1. Служба погоды в США
- •16.1.2. Служба погоды в Японии
- •Примечание 1
- •Примечание 2
- •Примечание 3
- •17.1. Критерии определения объёма выборки
- •17.2. Определение свойств выборки
- •17.3. Законы распределения метеорологических величин
- •17.3.2. Нормальный закон распределения
- •17.4. Точность и достоверность оценок выборки
- •17.5. Анализ статистических характеристик
- •17.5.1. Исследование трендовой составляющей
- •17.5.3. Процентили
- •17.5.4. Приёмы аппроксимации
- •17.6.1. Выбор предикторов
- •17.6.2. Формирование обучающей выборки
- •17.6.3. Корреляционный анализ
- •17.6.5. Отбор информативных предикторов
- •17.7.1. Оценки свойств уравнений регрессии
- •17.7.2. Применение пошаговой процедуры расчета
- •17.7.3. Процедура отбора оптимальных уравнений
- •17.11. Статистическая оценка прогнозов
- •17.11.1. Количественные прогнозы
- •17.11.2. Альтернативные прогнозы
- •18.1. Прогноз температуры воздуха у поверхности Земли
- •18.1.1. Адвективные изменения температуры воздуха
- •18.1.2. Трансформационные изменения температуры воздуха
- •18.1.3. Суточный ход температуры воздуха
- •18.2. Прогноз влажности воздуха у поверхности Земли
- •СОДЕРЖАНИЕ
- •АТМОСФЕРНЫЕ ФРОНТЫ
- •СТРУЙНЫЕ ТЕЧЕНИЯ
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
29 |
9.2. Поле атмосферного давления
Барическое поле атмосферы есть пространственное распределение атмосферного давления. Это скалярное непрерывное поле, характеризующееся системой поверхностей равного давления.
•Атмосферное давление – давление, производимое атмосферой на находящие-
ся в ней предметы и на земную поверхность
Впредположении статического равновесия (атмосфера находится в покое относительно земной поверхности) атмосферное давление в каждой точке атмосферы равно весу вышележащего столба воздуха с основанием, равным единице. Фактически атмосферное давление очень близко к этой величине. Единицами давления служат мм рт.ст (миллиметры ртутного столба), мбар (миллибар), гПа (гектоПаскаль)
На уровне моря атмосферное давление в среднем близко к давлению, производимому столбом ртути, высотой 760 мм. Атмосферное давление, эквивалентное давлению ртутного столба высотой 760 мм при температуре воздуха 0 °С, равно силе, с которой масса 76*13.596 г давит на поверхность 1 см.
ВМеждународной системе единиц (СИ) это эквивалентно 101325 Па (Паскаль) 1013.25 гПа (Гектопаскаль, Па=Н/м2= кГ*м/с2м2=0.01 гПа). 1 мбар=1000 дин на 1 см2=0.001 бара=1 гПа.
Для перехода от мм рт.ст. к гПа или мбар нужно умножить число мм рт.ст. на 4/3. Например, давление 750 мм рт.ст равно 750*4/3=1000 мбар или 1000 гПа.
Распределение давления на земном шаре неравномерно и испытывает как периодические (суточные, сезонные) изменения, так и непериодические колебания. Крайние значения давления на уровне моря составляют от 885 гПа (в тропическом циклоне НЭНСИ близ Японии 13 сентября 1961 г.) до 1084 гПа (в Сибири под 67 °с.ш. 31 декабря 1968 г.).
9.2.1. Характеристики пространственного изменения атмосферного давления
Атмосферное давление убывает с высотой по определённому закону в зависимости от вертикального распределения плотности воздуха ρ, и, следовательно, температуры и влажности воздуха. На высоте около 5 км от земной поверхности давление составляет
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
30 |
примерно половину от давления на уровне моря, на высоте около 100 км давление измеряется только долями миллибара.
•Изменение атмосферного давления с высотой. Уравнение, описывающее измене-
ние атмосферного давления с высотой – основное уравнение статики атмосферы:
∂P = −ρg∂z ,
или с использованием уравнения состояния газов Менделеева-Клайперона:
∂P = − |
Pg |
∂z, |
∂P |
= − |
g |
∂z . |
|
RT |
P |
RT |
|||||
|
|
|
|
•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 записать dPP = − RTg dz . Интеграл этого уравнения в пределах от Z1(Р1) до Z2(Р2)
называется барометрической формулой:
P |
∂P |
Z |
g |
|
|
∫2 |
= −∫2 |
∂z , |
|||
P |
RT |
||||
P |
Z |
|
|||
1 |
|
1 |
|
|
предполагая, что T=Tm, где Tm – средняя температура слоя, заключенного между Z1 и Z2., получим
− |
g |
(Z |
−Z ) |
|
|
|
|||
|
2 |
1 |
|
|
P2 = P1 e |
RTm |
|
. |
|
|
|
|
Барометрическую 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 |
= ρg, |
− |
dP |
= |
Pg |
|
dz |
dz |
RT |
|||||
|
|
|
|
Если принять g=9.8 м/с2 (что выполняется до высот 20 км), ρ=1.23 кГ/м3 на уровне моря, то величина барического градиента составляет около 12.5 гПа/100м.
•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 горизонтального барического градиента судят по расстоянию между изобарами на карте погоды – чем гуще изобары, тем больше значение горизонтального
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
31 |
барического градиента. В среднем величины горизонтального барического градиента составляют около 1-3 гПа/100км.
Если сравнить значения вертикального и горизонтального барических градиентов: 12.5 гПа/100 м и 1-3 гПа/100 км, то оказывается, что величина вертикального барического градиента почти в 10000 раз больше горизонтального.
•Барическая ступень. Величина, обратная вертикальному барическому градиенту – барическая ступень:
− |
dz |
= |
1 |
, |
− |
dz |
= |
RT |
. |
dP |
ρg |
dP |
|
||||||
|
|
|
|
|
Pg |
Барическая ступень показывает расстояние по вертикали, на котором атмосферное давление меняется на единицу, уменьшаясь вверх и возрастая вниз.
При Р=1000 гПа, Т=0°С барическая ступень составляет около 8 м. Таким образом при поднятии или опускании на 8 м по вертикали давление в атмосфере меняется на 1 гПа.
Барическая ступень зависит от температуры воздуха, увеличиваясь на 0.4% с возрастанием температуры на 1 °С (при давлении 1000 гПа). Барическая ступень зависит от давления. При давлении 500 гПа (на высоте около 5 км) барическая ступень составляет около 15 м/гПа.
•Наклон изобарических поверхностей к горизонту. Малые величины горизонтально-
го барического градиента обусловлены малым наклоном изобарической поверхности к горизонту.
Если изобарические поверхности располагаются горизонтально к земной поверхности, то барический градиент направлен по вертикали вверх. В этом случае горизонтальные составляющие барического градиента равны нулю. Если бы это относилось к изобарической поверхности в целом, то на всех станциях высоты данной изобарической поверхности были бы одинаковы.
Как показывает синоптическая практика, вертикальный барический градиент направлен вертикально вверх только в центрах барических образований, где изобарическая поверхность параллельна земной поверхности. В остальных случаях изобарические поверхности располагаются под углом к горизонту. Следовательно, барический градиент имеет вертикальную и горизонтальные составляющие, направленные в сторону понижения давления. Каков же этот угол наклона изобарической поверхности к горизонту?
Пусть точки А и В (рис. 9.2) расположены на изобарической поверхности Р=const.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
32 |
Обозначим угол наклона изобарической поверхности относительно оси Х как α Тогда при переходе из точки А в В точку изменение давления dP=0:
∂P dP = ∂∂Px dx + ∂∂Pz dz или ∂∂Px dx + ∂∂Pz dz = 0 или tgα = dxdz = − ∂∂Px .
∂z
Оценим порядок полученного равенства.
[tgα] ≈ [1гПа/100км] ≈ 0.0001. 1гПа/10км
P=const
0.7 |
|
|
|
|
|
|
|
0.6 |
|
|
|
|
|
|
|
0.5 |
|
|
|
|
|
|
|
H, 0.4 |
|
|
|
B |
|
|
|
kм0.3 |
|
|
|
|
|
|
|
0.2 |
|
A |
|
|
|
|
|
0.1 |
|
|
|
|
|
|
|
0 |
0 |
|
|
|
|
|
|
0 |
100 |
200 |
300 |
400 |
500 |
600 |
700 |
L, км
Рис. 9.2. Схема для вычисления угла наклона изобарической поверхности к горизонту
Таким образом, ∂∂Px << ∂∂Pz (примерно в 104), или tgα≈0.0001, т.е. α≈20″.
Поскольку вертикальная составляющая силы барического градиента практически уравновешивается силой тяжести g, то обычно рассматривается лишь горизонтальная составляющая силы барического градиента:
Gn = − ρ1 ∂∂Pn .
Горизонтальная составляющая силы барического градиента является непосредственной причиной возникновения атмосферных движений крупного (синоптического) масштаба.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
33 |
9.2.2.Связь изменений атмосферного давления у Земли
ина высотах
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. Следовательно, давление в тёплом воздухе убывает медленнее, чем в холодном.
Таким образом, 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.
Барометрическую формулу в виде:
− |
g |
(Z |
−Z ) |
|
|
|
|||
|
2 |
1 |
|
|
P2 = P1 e |
RTm |
|
, |
|
|
|
|
где Tm – средняя температура слоя, заключенного между Z1 и Z2., можно записать как:
ln P2 − ln P1 = − |
g |
(Z2 − Z1 ) . |
(9.2.1) |
|
RT |
||||
|
|
|
Дифференцируя данное выражение по x и y, и заменив из уравнения состояния га-
зов P2 = ρ2 RT2 , получим:
|
|
|
|
|
∂P2 |
|
= |
|
P2 |
|
∂P1 |
+ gρ |
T |
(Z |
|
− Z |
) |
1 |
|
∂Tm |
, |
||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
∂x P1 ∂x |
|
|
|
|
2 2 |
|
|
2 |
|
1 |
|
|
T 2 ∂x |
|||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
m |
|||||
|
|
|
|
|
∂P2 |
|
= |
|
P2 |
|
∂P1 |
+ gρ |
T |
(Z |
|
− Z |
) |
1 |
|
∂Tm |
. |
||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
∂y P1 ∂y |
|
|
|
|
2 2 |
|
|
2 |
|
1 |
|
|
T 2 ∂y |
|||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
m |
|||||
Допустим, что |
T2 |
|
≈1, |
|
ρ2 |
≈ ρm , тогда |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||||||
Tm |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
∂P2 |
|
= |
|
P2 |
|
∂P1 |
+ |
gρm |
(Z |
|
− Z |
) |
|
∂Tm |
, |
|||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
∂x |
|
|
|
|
|
|
||||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
P ∂x |
|
|
|
T |
|
|
|
2 |
|
1 |
|
|
∂x |
||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1 |
|
|
|
|
|
|
|
m |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
∂P2 |
|
= |
|
P2 |
|
∂P1 |
+ |
gρm |
(Z |
|
− Z |
) |
|
∂Tm |
. |
|||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
∂y |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
P ∂y |
|
|
|
T |
|
|
|
2 |
|
1 |
|
|
∂y |
||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
1 |
|
|
|
|
|
|
|
m |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
Можно записать: |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
∂P2 |
= |
P2 |
|
∂P1 |
+ |
gρm |
(Z |
2 |
− Z |
) |
∂Tm |
|
|
|
(9.2.2) |
||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||||||||||||||||||||||||||
|
|
∂n |
|
|
P1 |
|
∂n |
|
|
|
|
|
Tm |
|
|
|
|
1 |
|
|
∂n |
|
|
|
|||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Из анализа данного уравнения следует, что барический градиент на верхнем уровне Z2(Р2) определяется двумя факторами:
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
34 |
P2 ∂P1 –
P1 ∂n
барическим градиентом на нижнем уровне Z1(Р1), умноженным на отношение P2 ,
P1
gρm |
(Z |
2 |
− Z |
1 |
) |
∂Tm |
– |
|
∂n |
||||||
T |
|
|
|
||||
m |
|
|
|
|
|
|
дополнительным термическим градиентом, пропорциональным толщине рассматривае-
мого слоя (Z 2 − Z1 ) и величине горизонтального градиента температуры данного слоя r
∂∂Tnm , направленного параллельно барическому градиенту.
С увеличением высоты ρm и Tm уменьшаются, (Z 2 − Z1 ) растет. В результате до-
полнительный градиент возрастает.
Напротив, первый член уравнения P2 ∂P1 быстро убывает с высотой вместе с па-
P1 ∂n
дением давления Р2. Таким образом, с высотой дополнительный градиент оказывает большее влияние на величину барического градиента на верхнем уровне.
В результате с возрастанием высоты барический градиент верхнего уровня стремится приблизиться по направлению к среднему термическому градиенту, а изобары – к средним изотермам.
Следовательно, на высотах нескольких километров в атмосфере области высокого давления совпадают с очагами тепла, а области низкого давления – с очагами холода.
Для выяснения связи между изменениями давления на различных уровнях тропосферы и у Земли продифференцируем выражение (9.2.1) по времени t:
∂P1 |
= |
P1 |
|
∂P2 |
− |
gP1 |
(Z2 − Z1 ) |
∂Tm |
|
|
|
|
|
|
|
|
. |
(9.2.3) |
|||
∂t |
P |
|
∂t |
RT 2 |
∂t |
|||||
|
|
2 |
|
|
|
m |
|
|
|
|
Из анализа данной формулы следует, что давление на нижнем уровне Р1 (например, у поверхности Земли), во-первых, определяется изменением давления на верхнем уровне
Р2 с коэффициентом пропорциональности P1 >1, поскольку Р1>Р2, во-вторых, прямо про-
P2
порционально изменению средней температуры слоя (Z2 − Z1) и толщине этого слоя и обратно пропорционально квадрату средней температуры данного слоя.
Предполагая, что средняя температура данного слоя (Z 2 − Z1 ) не изменяется, т.е.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
35 |
∂Tm =0, тогда |
∂P1 |
= |
P1 |
∂P2 . |
|
P |
|||||
∂t |
∂t |
|
∂t |
||
|
|
|
2 |
|
|
В этом случае, изменению давления вверху должно соответствовать большее изме- |
нение давления у поверхности Земли. При этом, изменения давления на уровнях Z1(Р1) и Z2(Р2) относятся, как абсолютные величины давления:
|
∂P1 |
|
|
P1 |
|
|
∂t |
|
= |
. |
|
|
∂P2 |
|
|
||
|
|
|
P |
||
|
|
|
|
2 |
|
|
∂t |
|
|
||
|
|
|
|
|
При увеличении температуры в слое (Z 2 − Z1 ) , изменение давления у поверхности Земли становится меньше, при убывании температуры – наоборот, больше.
Если на верхнем уровне Z2(Р2) давление не меняется, т.е. ∂∂Pt2 =0, то изменение дав-
ления у поверхности Земли целиком сводится ко вторичному члену:
∂∂Pt1 = − RTgP12 (Z2 − Z1 ) ∂∂Ttm .
m
В этом случае при росте температуры в атмосфере давление внизу падает, при понижении температуры – давление, наоборот, возрастает.
Следовательно, под уровнем с неизменным давлением в тёплом воздухе условия благоприятны для понижения давления, в холодном – для повышения.
Примем за нижний уровень Z2(Р2), тогда верхний уровень – Z(РZ)и рассмотрим изменение давления выше этого уровня при Р2=const.
∂PZ |
= |
PZ |
|
∂P2 |
+ |
gPZ |
(Z − Z |
2 |
) |
∂Tm |
. |
∂t |
P |
∂t |
RT 2 |
|
|||||||
|
|
|
|
|
∂t |
||||||
|
|
2 |
|
|
|
m |
|
|
|
|
|
При
∂P2 |
= 0, |
∂PZ |
= |
gPZ |
(Z − Z |
2 |
) |
∂Tm |
|
∂t |
∂t |
RTm2 |
∂t |
||||||
|
|
|
|
повышение температуры слоя приводит к росту давления РZ на вышележащем уровне Z, понижение температуры – к падению давления.
iВ нижней тропосфере знаки изменения давления и средней температуры
слоя противоположны, в средней и верхней – совпадают
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии