Лекции по "Навигационной гидрометеорологии"

 

 

Границы воздушных масс

Воздушная масса имеет четкие границы, отделяющие ее от других воздушных масс. Эти границы называются фронтальными поверхностями. Проекция фронтальных зон на карты погоды называется атмосферными фронтами (у поверхности Земли) или фронтальными зонами (на АТ500).

В горизонтальном направлении протяженность фронтов, как и воздушных масс, имеет сотни или тысячи километров, по вертикали – около 5 км, ширина фронтальной зоны у поверхности земли – порядка сотни километров, на высотах – несколько сотен километров.

Фронтальные зоны характеризуются значительными изменениями температуры воздуха, влажности, направлений ветра вдоль горизонтальной поверхности, как на уровне земли, так и выше.

Фронтальные поверхности располагаются не перпендикулярно к подстилающей поверхности, а наклонены под очень малыми углами к горизонту. В пределах тропосферы таким, образом, одна воздушная масса перекрывает другую.

Если бы фронтальная поверхность располагалась перпендикулярно к земной поверхности, то на основании того, что в теплом и холодном воздухе давление меняется по-разному – в теплом воздухе барическая ступень больше, т.е. давление по вертикали изменяется медленнее, чем в холодном, где барическая ступень меньше. Тогда на очень малом расстоянии по горизонтали создались бы сверхбольшие градиенты давления (порядка 50-100 гПа/100км) соответствующие сверхзвуковым скоростям ветра, т.е. разрыв давления, чего на самом деле в атмосфере не происходит. Холодный воздух как более тяжелый (более плотный) подтекает клином под теплый, а теплый совершает восходящее скольжение вдоль этого клина.

В пределах одной и той же воздушной массы можно с достаточным приближением применять графическую интерполяцию, например, при проведении изотерм. Но при переходе через фронтальную зону из одной воздушной массы в другую линейная интерполяция уже не даст правильного представления о действительном распределении метеорологических элементов.  

 

Очаги формирования воздушных масс

Воздушная масса приобретает четкие характеристики в очаге формирования. Очаг должен отвечать определенным требования. Это, во-первых, однородность подстилающей поверхности воды или суши, чтобы воздух в очаге подвергался достаточно сходным воздействиям. Но однородность свойств подстилающей поверхности Во-вторых, однородность радиационных условий, и, наконец, циркуляционные условия, способствующие стационированию воздуха в данном районе.

Воздушные массы классифицируют прежде всего по очагам их формирования в зависимости от расположения в одном из широтных поясов – арктическом, или антарктическом, полярном, или умеренных широт, тропическом и экваториальном (географическая классификация).

Очагами формирования обычно бывают области, где воздух опускается, а затем распространяется в горизонтальном направлении - этому требованию отвечают антициклонические системы. Антициклоны чаще, чем циклоны, бывают малоподвижными, поэтому формирование воздушных масс обычно и происходит в обширных малоподвижных (квазистационарных) антициклонах.

Кроме того, требованиям очага отвечают малоподвижные и размытые термические депрессии, возникающие над нагретыми участками суши. Наконец, формирование полярного воздуха происходит частично в верхних слоях атмосферы в малоподвижных, обширных и глубоких центральных циклонах в высоких широтах. В этих барических системах  происходит трансформация (превращение) тропического воздуха, втянутого в высокие широты в верхних слоях тропосферы, в полярный воздух. Все перечисленные барические системы также можно назвать очагами воздушных масс уже не с географической, а с синоптической точки зрения. 

 

Географическая классификация воздушных масс

Воздушные массы можно подразделить на основные географические типы по тем широтным зонам, в которых располагаются их очаги. В соответствии с этим, воздушные массы называют: арктический или антарктический воздух (АВ), полярный, или умеренный, воздух (ПВ или УВ), тропический воздух (ТВ). Что касается экваториальных широт, здесь происходит конвергенция (сходимость потоков) и подъем воздуха, поэтому располагающиеся над экватором воздушные массы обычно приносятся из субтропической зоны. Но иногда выделяют самостоятельные экваториальные воздушные массы (ЭВ).

Данные воздушные массы, кроме того, подразделяют на морские и континентальные воздушные массы: мАВ и кАВ, мУВ и кУВ (или мПВ и кПВ), мТВ и кТВ.

Термин “полярный относится к воздушным массам, формирующимся на широтах от 50° до 70°.

В метеорологической литературе прошлых лет воздух умеренных широт иногда называли полярным воздухом в противопоставлении тропическому, когда его еще не разделяли от арктического (согласно воззрениям Дове, 1837 г., Фицроя, 1863 г., Я.Бьеркнесса и Сульберга, 1919-1922 гг.). Когда были изучены свойства воздушных масс Арктики (Туром Бержероном, который впервые в корректной форме дал понятие о воздушных массах в его “Veber die dreidmensional verknupfende Wetteranalyse”.–Teil 1.-Geof. Publ. 5, 6.-Oslo, 1928.) и обнаружены существенные его отличия от воздуха умеренных широт, стали выделять собственно арктический воздух. В ранних синоптических исследованиях арктический воздух иногда называли "настоящий полярный", "свежий полярный", а прежнее название "полярный воздух" оставалось в применении воздушным массам умеренных широт от j= 45-50°N до j=70°N.

Термин "переходный" воздух также иногда встречается в применении к воздуху умеренных широт, который после выделения собственно арктического воздуха рассматривался как "буферная", переходная зона между двумя довольно устойчивыми и резко различными по своим свойствам воздушными массами - арктической и тропической.

Основными воздушными массами бассейна Японского моря являются континентальный и морской умеренный воздух. Кроме того, определенную роль играют континентальный и морской арктический и морской тропический воздух.

Арктический воздух формируется в Северном полярном бассейне, а зимой также над северными частями материков (Таймыр, Колыма, Чукотка, арктическая Америка). АВ характеризуется низкими температурами, малым влагосодержанием и большой прозрачностью. Вторгаясь в низкие широты, АВ создает похолодания. Прогреваясь при движении к югу над морем, а летом – над сушей, АВ приобретает неустойчивую стратификацию в нижних слоях атмосферы.

Летом арктический воздух выходит на дальневосточные моря, в частности, на Охотское, через море Лаптевых и бассейн р. Колымы, не вызывая похолодания, так как преобладающий летом на Охотском море морской воздух значительно холоднее арктического, прогревающегося при прохождении над материком и, кроме этого, при переваливании через Становой хребет приобретающего свойства фена. Над Охотским морем он трансформируется в морской полярный воздух. Но на Берингово море арктический воздух вторгается непосредственно из Северного Ледовитого океана, вызывая резкие похолодания, особенно в северной половине моря, где он сравнительно медленно трансформируется в морской умеренный воздух.

Арктические и антарктические воздушные массы в основном континентальные, поскольку формируются над замерзшими поверхностями, хотя в дальнейшем они могут трансформироваться, проходя над незамерзшими акваториями океанов. В южном полушарии аналогом АВ является антарктический воздух, массы которого формируются над Антарктидой и примыкающими к ней частями океанов, покрытыми ледяным покровом.

Зимой на пути вхождения арктического воздуха лежит мощный сибирский антициклон с более холодным континентальным воздухом умеренных широт, поэтому арктический воздух при прохождении над континентом дополнительно охлаждается. Таким образом, основная адвекция холода идет зимой не из Арктики, а из западных континентальных районов. Воздух умеренных широт, по сравнению с полярными районами, зимой имеет более низкие температуры воздуха не только у поверхности Земли, но и в значительной толще тропосферы.

Континентальный умеренный воздух поступает на дальневосточные моря преимущественно в зимний период (зимний муссон). Континентальный умеренный воздух образуется в области сибирского антициклона – над Монголией, Китаем, Забайкальем, Якутией, Верхним Амуром, захватывая Ленско-Колымский район, где зимой у земли также преобладает поле повышенного давления.

Огромная территория очага формирования континентального умеренного воздуха и различные условия инсоляции дают возможность естественного разделения его на два типа: холодный (сибирский) и менее холодный (китайский). Континентальный умеренный воздух, формирующийся непосредственно в центральной части сибирского антициклона характеризуется очень низкими температурами воздуха (ниже, чем в арктическим бассейне), мощными приземными инверсиями и малой влажностью. Устойчивый сухой и холодный континентальный умеренный воздух при движении с северо-запада на юго-восток создает зимний муссон с сильными западными и северо-западными ветрами и резкими понижениями температуры воздуха. Над теплым Японским морем устойчивый континентальный умеренный воздух согревается, увлажняется, и на юге моря становится неустойчивым и может давать ливневые осадки.

Континентальный умеренный воздух, формирующийся на южной периферии сибирского антициклона (Монголия и Китай), имеет более высокие температуры, и при вторжениях на Японское море он увлажняется и трансформируется в морской умеренный воздух.

Летом при формировании континентального умеренного воздуха над прогретым материком повышается его неустойчивость, только ночное выхолаживание может на короткое время создать устойчивую стратификацию (приземную инверсию) в самом нижнем слое воздушной массы. При выходе на Японское море, континентальный умеренный воздух быстро трансформируется в морской умеренный воздух, формирующийся над дальневосточными морями и северной частью Тихого океана.

Морской умеренный воздух, является воздухом летнего муссона, и представляет собой относительно теплую и влажную массу, формирующуюся в области северотихоокеанского антициклона. Над холодными водами северо-западной части Японского моря морской умеренный воздух выхолаживается и почти всегда находится в состоянии насыщения влагой с типичными конденсационными формами устойчивой воздушной массы – слоистой облачностью, моросью и чрезвычайно густыми туманами, сохраняющимися по несколько дней. При южных, юго-восточных ветрах слоистая облачность, морось и туман выносятся в прибрежную зону с глубиной проникновения от 10 до 50 км ("летний вынос"). Зимой морской умеренный воздух также имеет устойчивую стратификацию, поступая с теплого океана на более холодные дальневосточные моря.

Тропический воздух чаще попадает в умеренные широты не из тропических, а из субтропических широт, а летом формируется над материками даже на юге умеренной зоны.

Очаг формирования морского тропического (субтропического) воздуха, поступающего на Японское море только летом, – область тихоокеанского субтропического антициклона, летом иногда Японское море. Континентальный тропический воздух образуется над центральным Китаем и Монголией и отличается сухостью, низкой прозрачностью и высокими температурами воздуха. Поступает на Японское море летом и частично в переходные сезоны.

Иногда, кроме очагов в точном смысле слова, выделяют районы, где зимой воздушные массы трансформируются из одного типа в другой при их перемещении. Это районы в Атлантике южнее Гренландии и в Тихом океане над Беринговым и Охотским морями, где кПВ превращается в мПВ, районы над Юго-восточной частью Северной Америки и к югу от Японии в Тихом океане, где кПВ превращается в мПВ в процессе зимнего муссона, и район на юге Азии, где азиатский кПВ превращается в тропический воздух (также в муссонном потоке) 

 

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 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.

Процесс 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. Температура равновесия характеризует температуру, свойственную данному району в данное время года.

Процесс достижения температуры равновесия можно рассматривать, как процесс формирования новой воздушной массы. 

 

Термодинамическая классификация воздушных масс

Когда над каким-либо районом одна воздушная масса сменяет другую, изменяется и характер погоды, а следовательно, и условия плавания. Если с приходом воздушной массы в данный район потеплело, то такая воздушная масса называется теплой, если похолодало, то воздушная масса называется холодной. Иначе, воздушную массу называют теплой, если температура подстилающей поверхности ниже температуры пришедшей воздушной массы, и холодной, если температура подстилающей поверхности выше.

Теплая воздушная масса характерна своей неустойчивой стратификацией, но при своем движении в более холодный район она, охлаждаясь снизу, становится устойчивой, т. е. в ней почти прекращается конвективное и турбулентное перемешивание, особенно в нижнем километровом слое (рис. 2.1.1).

На верхней границе охлажденного слоя обычно образуется инверсия — повышение температуры с высотой. Устойчивость нижнего слоя затрудняет вертикальные движения воздуха, и ветер в такой массе воздуха имеет более или менее спокойный характер.

Рис. 2.1.1. Погода над морем в теплой воздушной массе.

Температура воздуха (в нижнем слое) может достигнуть значения, при котором произойдет конденсация водяного пара, в результате чего образуется дымка, туман и низкие слоистые облака, нередко сливающиеся с туманом. Из слоистых облаков могут выпадать слабые осадки: при положительных температурах—в виде мороси, при отрицательных — в виде мелких снежинок.