- •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
10. Воздушные массы
10.5. Трансформация воздушных масс
При изменении циркуляционных условий воздушная масса как единое целое смещается из очага своего формирования в соседние районы, взаимодействуя с другими воздушными массами.
При перемещении воздушная масса начинает изменять свои свойства – они уже будут зависеть не только от свойств очага формирования, но и от свойств соседних воздушных масс, от свойств подстилающей поверхности, над которой проходит воздушная масса, а также от длительности времени, прошедшего с момента образования воздушной массы.
Эти влияния могут вызвать изменения в содержании влаги в воздухе, а также изменение температуры воздуха в результате высвобождения скрытой теплоты или теплообмена с подстилающей поверхностью.
iПроцесс изменения свойств воздушной массы называется трансформацией или
эволюцией.
Трансформация, связанная с движением воздушной массы, называется динамической. Скорости перемещения воздушной массы на разных высотах будут различными, наличие сдвига скоростей вызывает турбулентное перемешивание. Если нижние слои воздуха нагреваются, то возникает неустойчивость и развивается конвективное перемешивание.
Обычно процесс трансформации воздушной массы продолжается от 3 до 7 суток. Признаком его окончания является прекращение изменений температуры воздуха день ото дня как вблизи земной поверхности, так и на высотах – т.е. достижение температуры равновесия.
iТемпература равновесия характеризует температуру, свойственную данному
району в данное время года.
Процесс достижения температуры равновесия можно рассматривать, как процесс формирования новой воздушной массы.
Особенно интенсивно протекает трансформация воздушных масс при смене подстилающей поверхности, например, при смещении воздушной массы с суши на море.
Ярким примером может служить трансформация континентального умеренного воздуха над Японским морем зимой.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии |
7 |
10. Воздушные массы
При перемещении континентального умеренного воздуха над Японским морем он трансформируется в воздух, близкий по свойствам к морскому умеренному воздуху, который зимой занимает акваторию Тихого океана.
Континентальный умеренный воздух характеризуется малой влажностью и очень низкими температурами воздуха. Трансформация холодного континентального воздуха над Японским морем протекает очень интенсивно, особенно это относится к случаям резких вторжений, когда воздушная масса находится в начальной стадии трансформации.
Основную роль в термической трансформации воздуха в приземном слое играет турбулентный теплообмен между воздушной массой и морской подстилающей поверхностью.
Интенсивность прогревания холодного воздуха над морем прямо пропорциональна разности температур воды и воздуха. Согласно эмпирическим оценкам, величина термической трансформации холодного воздуха у морской поверхности прямо пропорциональна произведению
(T-Tw) t,
где Т – температура континентального воздуха, Tw – температура поверхности моря, t – время (в часах) перемещения континентального воздуха над морем.
Поскольку разность температур между воздухом континентального муссона и температурой поверхности моря над Японским морем превышает 10-15 °С у берегов Приморья, то прогревание воздуха у поверхности моря происходит очень быстро и зависит от его пути, пройденного над морем.
Кроме того, при поступлении холодного воздуха на тёплую подстилающую поверхность Японского моря возрастает его неустойчивость. Величина вертикального температурного градиента в приземном слое (100-150 м) быстро возрастает с высотой.
Отметим, что при слабом ветре воздух прогревается сильнее, чем при сильном ветре, но при этом прогревается только тонкий приводный слой атмосферы. При сильном ветре в перемешивание вовлекается слой воздуха большей толщины – до 1.5 км и более. Интенсивный турбулентный теплообмен, косвенным индикатором которого служит значительная повторяемость умеренных и сильных ветров над морем, благоприятствует быстрому распространению тёплого воздуха вверх. При этом адвекция холода с высотой возрастает, что приводит к повышению неустойчивости воздушной массы.
При перемещении над морем континентальный воздух не только прогревается, но и обогащается влагой, что также повышает его неустойчивость в соответствии с понижением уровня конденсации.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии |
8 |
10. Воздушные массы
При подъёме влажного воздуха в результате процессов конденсации происходит выделение скрытой теплоты парообразования. Выделяющаяся теплота конденсации (скрытая теплота парообразования) идет на нагревание воздуха. При подъёме влажного воздуха падение температуры происходит уже по влажноадиабатическому закону, т.е медленнее, чем в случае сухого воздуха.
По мере перемещения над морем, сопровождающегося прогревом и увлажнением, воздушная масса приобретает черты неустойчивой, по крайней мере, в нижнем 1.5- километровом слое атмосферы. В ней интенсивно развивается не только динамическая, но и термическая конвекция. Об этом свидетельствует образование кучевообразной облачности, представляющей собой деформированные закрытые ячейки. Эти ячейки под влиянием ветра вытягиваются в виде цепочек от берегов Приморья до западных берегов Японии, где их мощность увеличиваются и они дают осадки.
Образование облачности над морем и изменение облачности вдоль пути воздушной массы, в свою очередь, приводит к изменениям температуры воздуха. Образовавшаяся облачность экранирует уходящее излучение и создает противоизлучение атмосферы.
Кроме того, по периферии облачной ячейки формируются нисходящие потоки воздуха. При опускании воздух удаляется от состояния насыщения и адиабатически нагревается. Суммарный нисходящий поток над морем может давать существенный вклад в изменение температуры воздуха над морем.
Дополнительно в сторону роста температуры воздуха играет роль изменение альбедо: перемещение воздуха происходит зимой с континента, где преобладает снежный покров (альбедо в среднем 0.7), на открытую поверхность моря (альбедо в среднем 0.2). Данные условия могут повысить температуру воздуха на 5-10 °С.
Накапливание теплого воздуха у восточных берегов Японского моря активизирует процессы образования облачности и осадков, что, в свою очередь, отражается на формировании поля температуры воздуха.
10.6. Термодинамическая классификация воздушных масс
С точки зрения трансформации воздушных масс их можно классифицировать на тёплые, холодные и нейтральные. Такая классификация носит название термодинамической.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии |
9 |
10. Воздушные массы
iТёплой (холодной) называют воздушную массу, которая теплее (холоднее)
окружающей её среды и в данном районе постепенно охлаждается (нагревается), стремясь приблизиться к тепловому равновесию
Под окружающей средой здесь понимается характер подстилающей поверхности, её тепловое состояние, а также соседние воздушные массы.
Относительно тёплой (холодной) называется воздушная масса, которая теплее (холоднее) окружающих воздушных масс, и которая продолжает прогреваться (охлаждаться) в данном районе, т.е. является холодной (тёплой) в указанном выше смысле.
Чтобы определить, охлаждается или прогревается воздушная масса в данном районе, следует в течение несколько дней сравнивать температуру воздуха, измеренную в один и тот же срок, или же средние суточные температуры воздуха.
iМестной (нейтральной) воздушной массой называют массу, находящуюся в
тепловом равновесии со своей средой, т.е. день за днем сохраняющую свои свойства без существенных изменений.
Таким образом, трансформирующаяся воздушная масса может быть и тёплой, и холодной, а по завершении трансформации она становится местной.
На карте ОТ1000500 холодной воздушной массе соответствует ложбина или замкнутая область холода (очаг холода), тёплой – гребень или очаг тепла.
Воздушная масса может характеризоваться как неустойчивым, так и устойчивым равновесием. Данное разделение воздушных масс учитывает один из важнейших результатов теплового обмена – вертикальное распределение температуры воздуха и соответствующий ему вид вертикального равновесия. С устойчивыми (УВМ) и неустойчивыми (НВМ) воздушными массами связаны определённые условия погоды.
Нейтральные (местные) воздушные массы в любой сезон могут быть как устойчивыми, так и неустойчивыми в зависимости от начальных свойств и направления трансформации той воздушной массы, из которой образовалась данная воздушная масса. Над материками нейтральные воздушные массы летом, как правило, неустойчивы, зимой
– устойчивы. Над океанами и морями такие массы летом чаще устойчивы, зимой неустойчивы.
Н.А. Дашко Курс лекций по синоптической метеорологии |
10 |