- •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 |
36 |
Адвекция тепла сопровождается падением давления воздуха в нижнем слое и его увеличением в верхнем, адвекция холода благоприятствует росту давления внизу и его уменьшению в верхних слоях атмосферы.
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.
Данный уровень носит название уровня компенсации. Средняя высота данного уровня – около 3-4 км. Высота уровня компенсации не остается постоянной, а меняется в зависимости от сезона, широты места, синоптической ситуации. Например, зимой она ниже и располагается примерно на высоте 3-4 км, что соответствует высоте АТ700, летом – выше – примерно на высоте АТ700. В южных широтах уровень компенсации в среднем выше, чем в северных, над циклонами ниже, чем над антициклонами.
9.2.3. Локальные изменения давления
Изменение давления воздуха на станции (локальное изменение давления) определяется горизонтальным переносом барических систем (трансляционные изменения) и их эволюцией (эволюционные изменения).
Для изменений давления воздуха можем записать
( |
∂P )Loc = |
∂P |
− (u |
∂P |
+ v |
∂P ) = ( |
∂P )Evol + ( |
∂P )Trans . |
|
∂t |
∂t |
|
∂x |
|
∂y |
∂t |
∂t |
Для примера рассмотрим изменение давления в точке А под влиянием эволюции и трансляции (рис. 9.3).
Пусть циклон без изменения давления в центре сместился за время δt из положения t1 в положение t2 (рис. 9.3а). Эволюционные изменения давления при этом равны нулю.
Но давление в т. А изменилось и за время δt=t2 – t1 составило 10 гПа. Эти изменения дав-
ления в т. А – чисто трансляционные.
Пусть давление на первой замкнутой изобаре циклона в начальный момент времени составляло 985 гПа, на последней – 995 гПа. Циклон, не изменяя своего положения, за время δt заполнился на 10 гПа (рис. 9.3б).
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
37 |
а)
1005 |
1005 |
1000 |
1000 |
995 |
995 |
Н(t1) |
•A Н(t2) |
б)
995
990 985
•A Н
995
10001005
Рис. 9.3. Трансляционные (а) и эволюционные (б) изменения давления в т. А
Давление на последней замкнутой изобаре через δt изменилось и составило 1005
гПа, на первой – 995 гПА. В точке А давление понизилось на 10 гПа – до 995 гПа. Такое изменение давления является чисто эволюционным.
На картах погоды характеристикой локального изменения давления воздуха являются барические тенденции (изменение давления за последние 3 часа), поэтому их можно рассматривать, как сумму трансляционных и эволюционных изменений давления.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
38 |
9.3. Динамические изменения давления воздуха
Динамические изменения атмосферного давления возникают при горизонтальном переносе воздуха вследствие нестационарности движений в атмосфере, т.е. при наличии отклонения ветра от геострофического. Это имеет место в зонах сходимости или расходимости течений, при циклонически или антициклонически изогнутых изобарах и изогипсах, в местах сгущения или, наоборот, разрежения изобар, где вследствие инерции скорости происходит накопление или растекание воздушных масс. Это обусловливает, соответственно, динамический рост давления в одном месте и динамическое падение давления в другом.
Сдругой стороны, динамические изменения давления (накопление или разрежение масс воздуха) обусловливают развитие вертикальных движений от нестационарности. Кроме вертикальных движений от нестационарности в свободной атмосфере, различают ещё вертикальные движения в приземном слое трения, обусловленные сходимостью и расходимостью воздушных течений у поверхности Земли, а также вертикальные движения, обусловленные динамической турбулентностью и термической конвекцией.
Сэтими вертикальными движениями связано адиабатическое (за счёт внутренней энергии) нагревание масс воздуха вследствие динамического сжатия при нисходящих движениях и адиабатическое охлаждение вследствие динамического расширения при восходящих движениях. Динамические изменения давления, вызывая сжатие или расширение объёма, обусловливают динамические изменения температуры воздуха.
Сдинамическими изменениями атмосферного давления связаны возникновение и эволюция барических образований.
Формулу для локального изменения во времени давления можно записать в следующем виде:
∂P0 |
= ( |
∂P0 |
)1 |
+ ( |
∂P0 |
)2 |
= k1Tν H n sinξ + k2Tν2 [2H ns cos2ξ − H nn sin 2ξ + |
H n |
sin 2ξ , |
(9.3.1) |
∂t |
∂t |
∂t |
|
|||||||
|
|
|
|
|
r |
|
где:
(∂∂Pt0 )1 = k1Tν H n sinξ – адвективное изменение давления у Земли по первому при-
ближению,
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
39 |
( |
∂P0 |
) |
|
= k T 2 |
[2H |
ns |
cos2ξ − H |
nn |
sin 2ξ + |
H n |
sin 2ξ – динамическое изменение давле- |
∂t |
|
|
|||||||||
|
|
2 |
2 ν |
|
|
|
r |
ния по второму приближению,
k1 и k1 – положительные коэффициенты,
Тν – численное значение горизонтального градиента температуры ( ∂∂νT ),
Нn – численное значение горизонтального градиента геопотенциала на поверхности
∂H
АТ700 ( ∂n ),
Нns – изменение градиента (густоты изогипс) в направлении движения (величина,
характеризующая сходимость или расходимость изогипс – ∂∂s (∂∂Hn ) и положительная при
сходимости изогипс, отрицательная при их расходимости),
Нnn – изменение градиента Н в направлении нормали к изогипсам в сторону увели-
чивающихся значений геопотенциала ( |
∂ 2 H |
), величина положительная при сгущении |
|
∂n2 |
|||
|
|
изогипс вдоль нормали и отрицательная – при их разрежении,
r – радиус кривизны изогипс (положительный при циклонической кривизне изогипс, отрицательный – при антициклонической),
ξ – угол между изогипсами Н и изотермами Т, отсчитываемый от изогипсы к изо-
терме.
Как следует из формулы (9.3.1), динамическое изменение атмосферного давления зависит от квадрата горизонтального градиента температуры. Следовательно, интен-
сивность динамических изменений быстро возрастает с увеличением горизонтальных контрастов температуры.
Кроме того, динамическое изменение давления зависит от величины изменения градиента как по потоку, так и по нормали к движению
Изменение градиента давления по потоку определяется сходимостью или расходимостью изогипс АТ, а изменение градиента давления по нормали – сгущением или разрежением изогипс АТ в сторону низкого или высокого давления. Динамическое изменение давления зависит также и от кривизны изобар – циклонической или антициклонической. Причём, динамический рост или падение давления характеризуются соответственно, положительными или отрицательными знаками каждого из них.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
40 |
Таким образом, динамические изменения давления, кроме зависимости от квадрата горизонтального градиента температуры, определяются сходимостью или расходимостью изогипс, их сгущением или разрежением вдоль нормали, а также их кривизной.
iЕсли изотермы и изогипсы пересекаются под углом, равным 90° или близ-
ким к нему, а также, если они параллельны или пересекаются под очень малым углом, то величина динамического изменения давления в основном определяется только сходимостью или расходимостью изогипс, независимо от характера адвекции тепла или холода
iЕсли же изотермы и изогипсы пересекаются под углом, равным 45° или
близким к нему, то величина динамического изменения давления в основном зависит от сгущения или разрежения изогипс, от их кривизны и характера адвекции
При этом углы адвекции считаются положительными при отклонении изотерм влево от изогипс, что соответствует адвекции холода, и отрицательными, если изотермы отклоняются вправо от изогипс, что соответствует адвекции тепла.
Итак, динамические изменения давления определяются структурой термобарического поля тропосферы:
•Если структура термобарического поля тропосферы такова, что изогипсы пересекаются с изотермами под углами, меньшими 45°, то в области сходящихся изогипс всегда будет иметь место динамический рост давления, а в области расходящихся – динамическое падение давления.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами, большими 45°, то, наоборот, в области сходящихся изогипс будет иметь место динамическое падение давления, а в области расходящихся изогипс – динамический рост давления.
•Если изогипсы и изотермы пересекаются под углами, равными 45, то динамическое изменение давления равно нулю как в области сходящихся, так и расходящихся изогипс.
•При параллельности изогипс и изотерм наибольший рост давления будет иметь место в области сходимости изогипс, наибольшее падение давления в области расходимости изогипс. Наоборот, при углах адвекции 90° наибольший рост давления происходит в области расходимости изогипс, наибольшее падение – в области сходимости изогипс.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии
9. Основные характеристики полей метеорологических величин |
41 |
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами, близкими к 45°, и имеет место адвекция холода, то при сгущении изогипс в сторону высоких значений происходит динамическое падение давления, а при их разрежении – динамический рост давления.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами, близкими к 45°, и имеет место адвекция тепла, то при сгущении изогипс в сторону высоких значений происходит динамических рост давления, а при их разрежении – динамическое падение давления.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами 90° или параллельны, то динамическое падение давления при сгущающихся и разрежающихся изогипсах в сторону высокого или низкого давления равно нулю.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами, равными 45°, то динамическое изменение давления при адвекции холода и адвекции тепла как при сгущающихся, так и при разрежающихся изогипсах достигают, соответственно, максимальных значений.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами, близкими к 45°, и имеет место адвекция холода, то при циклонической кривизне происходит динамический рост давления, при антициклонической кривизне и адвекции холода происходит динамическое падение давления.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами, близкими к 45°, и имеет место адвекция тепла, то при циклонической кривизне происходит динамическое падение давления, при антициклонической кривизне и адвекции тепла происходит динамический рост давления.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами 90° или совпадают по направлению, то динамическое изменение давления вследствие циклонической или антициклонической кривизны равно нулю.
•Если изогипсы пересекаются с изотермами под углами, равными 45°, то динамическое изменение давления вследствие циклонической или антициклонической кривизны как при адвекции тепла, так и при адвекции холода достигает максимальных значений.
iИз всех факторов, наиболее существенными для динамического изменения
давления являются сходимость и расходимость изогипс.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии