ИССЛЕДОВАНИЯ РАДИАЦИОННОГО РЕЖИМА, ОБЛАЧНОСТИ

МИНИСТЕРСТВО ВЫСШЕГО. И СРЕДНЕГО
СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ РСФСР
ЛЕНИНГРАДСКИЙ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЙ
ИНСТИТУТ
Труды, выпуск 2 2
ИССЛЕДОВАНИЯ
РАДИАЦИОННОГО РЕЖИМА,
ОБЛАЧНОСТИ
И АТМОСФЕРНОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ
Б
И
Р
М
Т
Е К А
Я •'•'И г а д с к о г о
Гидромьте ролог ч е с к в г о
И отитута
ЛЕНИНГРАД
1964
Сборник содержит результаты исследований в
областях метеорологии.
различных
В статьях освещаются закономерности коротковолновой и
длинноволновой радиации, микро- и макрофизические характеристики облаков, ветровой режим, а также ряд вопросов, связанных с краткосрочным и долгосрочным метеорологическими
прогнозами.
Сборник рассчитан на научных работников и специалистов
метеорологов и синоптиков.
Ответственный редактор:
доцент; кандидат физ.-мат. наук
Б. М.
Гальперин
-
3
-
Б. М. ГАЛЬПЕРИН, Т. И. МИХАЙЛОВА и А. М. ХНЫЖЕВА
О ВЛИЯНИИ С Т Р У К Т У Р Ы П О Г Р А Н И Ч Н О Г О
НА И З Л У Ч Е Н И Е А Т М О С Ф Е Р Ы
слоя
При решении ряда практических эадач, ввязанных с суточным ходом,
радиационного баланса деятельной поверхности, особенно для предвычисления ночного понижения температуры при прогнозе заморозков и
радиационных туканов необходим точный учет баланса длинноволновой
радиации. В настоящее время с этой целью используются приближенные
формулы, связывающие излучение амосферы или эффективную радиацию
с температурой и упругостью водяного пара, содержащегося в воздухе,
измеренными в метеорологической будке. Как известно, эти формула ,
оправдывающиеся при "средних" условиях, дают суир ственные погрешности при вертикальном распределении температуры и влажности воздуха,
отличном от "нормального", особенно при инверсионном [ 5 , 6 ] * Однако
количественная оценка влияния стратификации, которая могла бы быть
использована при практических расчетах, до сего времени отсутствовала, поскольку не было достаточно подробных сведений о структуре пограничного слоя, вносящего основной вклад в поток атмосферной радиации, доходящий до земной поверхности, и испытывающего наибольшие изменения в течение суток. Известно, что рацио- и самолетное зондирование не позволяет получить такие данные.»
Для того, чтобы выяснить, каким образом изменение вертикальных
профилей температуры и влажности воэдуха, при неизменных их значениях у поверхности земли, влияет на излучение ааыосферы, в настоящей
работе были использованы данные о суточном ходе вертикальных градиентов температуры и удельной влажности воздуха в пограничном слое
ашосферы, полученные В.А^Девятовой [4] в результате обработки аэростатных наблюдений в ЦА.0 (Долгопрудная). Такой выбор исходных материалов был обусловлен тем, что в работе П.А.Воронцова [21 « в е с ь ма подробно исследующего вопрос о суточном ходе температурных градиентов по данным аэростатных подъемов на северо-западе STC, приводятся данные лишь за светлое время суток и, кроме того, отсутствуют сведения о суточном ходе удельной влажности. Следует укавать,
что общая картина суточного хода градиентов температуры в разных
слоях я изменения градиентов с высотой по данным обоих авторов совпадает, немного отличаются лишь абсолютные величины градиентов.
С целы) получения "типичных" для каждого сезона ночных профилей
метеоэлементов в слое 0 - 0 , 5 км были взяга средние ив наблюдений за
3 срока (22, 1 и 4 часа), поскольку в этот период во все сезоны наблюдаются сравнительно устойчивые температурные градиенты. По этой же
причине для характеристики среднего вертикального распределения температуры и влажности в дневное время для всех сезонов, кроме зимы,
осреднены градиенты за 3 дневных срока (10, 13 и 16 часов). Для зимы, когда наблюдается круглосуточная инверсия температуры во всем
пограничном слое и лишь днем в слое 0-100 м устанавливается положительный температурный градиент, был взят срок 13 часов. Средние для
каждого сезона ночные и дневные профили температуры изображены на
рис.1, а на рис.2 представлено характерное для трех сезонов распределение удельной влажности воздуха.
Рис.1. СРЕДНЕЕ ВЕРЖАШОЕ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТЕЖРАТУШ
В СЛОЕ 0 - 0 , 5 км В РАЗНЫЕ СЕЗОНЫ:
1 - день, П - ночь.
Можно видеть, что в годовом ходе дневных вертикальных градиентов
температуры и влажности максимальные величины наблюдаются летом. То
же характерно и для годового хода ночных градиентов удельной влажности во всем пограничном слое, а также градиента температуры
в
слое 0-50 м. Но если рассматривать слой 0-500 м целиком, то наибольший инверсионный скачок температуры получается зимой, когда высота
распространения инверсии наибольшая.
Инверсия влажности наблюдается лишь зимой в слое 0-200 м, причем
днем в слое 0-50 м она исчезает. Для всех сезонов характерно уменьшение градиентов влажности от дня к ночи.
Но данным В.А.Девятовой и П.А.Воронцова суточные изменения температурных градиентов наблюдаются до высошы 500 м. Поэтому для характеристики вертикального распределения температуры выше этого уровня
были использованы значения среднесезонных градиентов, полученные в
-
5
-
результате обработки аэроклиматических данных для 7 станций, расположенных в центре Европейской
территории СССР. По этим же материалам были определены и^сред<
неиеьимпае величины
величина
днесезонные
,
ZKM
*
Ц 0.5
где у г - удельная влажность на
уровне. 2 , a
на высоте
0 , 5 км. Такое соотношение было
взято потому, что, как известно,
для свободной аоюсферы характерно экспоненциальное убывание
удельной влажности с высотой.
Как показали исследования
П.А.Воронцова С31 , для нижних
500 м имеет место уже другая
зависимость:
U
1 Ч г /к*
Рис.2. СРЕДНЕЕ ВЕРТИКАЛЬНОЕ
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ УДЕЛЬНОЙ ВЛАЖНОСТИ В СЛОЕ 0 - 0 , 5 км В РАЗНЫЕ СЕЗОНЫ:
1 - день, П - ночь.
<*о-'9» >
где £
и
п - коэффициенты, зависящие от интенсивности зурбулентного перемешивания. Аналогичная связь, но с другими значениями коэффициентов была получена П.А.Воронцовым и для вертикального распределения температуры.
Проведенная нами обработка данных В.А.Девятовой по температуре и
удельной влажности на разных высотах за дневной (13 час.) и ночной
(4 часа) сроки подтвердила эти закономерности для всех сезонов.
В
обоих случаях-неустойчивого и инверсионного состояний показ атежстепени ( П ) получились близкими к найденным П.А.Воронцовым, особенно для распределения температуры.
Используя типичные для дня и ночи вертикальные профили температуры и удельной влажности, с помощью радиационной диаграммы Ф.Н.Шехтер мы определили величины излучения атмосферы С 7Г0 кал/см*шн.) и
эффективной радиации ( E 0 =crT 0 при безоблачной небе для разных
значений температуры (То) и упругости пара ( е 0 ) на высоте 2 м,
встречающихся в каждом сезоне. Необходимые для вычисления поглощающей массы водяного пара в тропосфере значения атмосферного давления
на равных высотах рассчитывались с учетом вертикального распределения температуры.
Как известно, различные эмпирические формулы для вычисления излучения атмосферы при безоблачном небе отличаются друг от друга лишь
видом зависимости
=
На рис.3 изображены такие зависимости, подученные в результате наших расчетов, характерные для дня и
^ По данным В.А.Девятовой суточный ход градиентов удельной'влажности наблюдается и выше 600 м , однако он очень мал и недоучет его
не вносит ошибки в расчет ивлучения атмосферы.
ночи за три сезона.
Оказалось, что при одинаковых приземных значениях метеоэлементов изменение их вертикальных профилей от дня к ночи увеличивает
излучение атмосферы зимой и весной в среднем на 4-5$, осенью на
3-4$ и летом на 9-10$. По отношению к эффективной радиации - малой
Рис.3, ЗАВИСИМОСТЬ ОШОСИШШОГО ИЗЛУЧЕНИЯ АТМОСЗЕШ
( g ^ r ) от ПРИЗЕМНОЙ ВЛАЖНОСТИ ВОЗДУХА ( е 0 ) :
I - день, П - ночь-, 1 - эима, 2 - весна, 3 - лето.
разности двух больших величин, это изменение стратификации сказывается относительно сильнее. Так, летом, когда наблюдается наибольшее изменение градиентов температуры и влажности от дня к ночи, величина
gj^, при постоянном в 0 уменьшается в среднем на 30$.
Известно из теории и наглядно видно из рис.3, что излучение атмосферы особенно сильно возрастает с увеличением влагосодержания
при
у алых его абсолютных значениях. Днем вследствие больших, чем ночью,
градиентов влажности воздуха тем же значениям ее у поверхности земли
( е 0 ) соответствует меньшая общая масса водяного пара. Поэтому с увеличением влажности вовдуха возрастание
днем происходит быстрее, чем ночью, и различие между ночными и дневными величинами
0
уменьшается.
Можно также видеть, что при одинаковой приземной влажности вовдуха значения ^ f a уменьшаются к лету, особенно дневные, что объясняется уже упомяну &ы значительным увеличением дневных градиентов температуры и влажности от зимы к лету (рис.1 и 2 ) . В соответствии с большими, чем осенью, дневньш градиентами температуры и удельной влажности весной значения g ^ V в это время суток меньше, чем осенью ,
но''ночью вследствие близких проблей температуры (рис.1) разница между осенними и весенними величинами мала.
Представляло интерес сравнить наши результаты с величинами, получаемыми при расчетах по общеизвестным приближенным формулам. На рис.3
-
7
-
изображены такав кривые, соответствующие формуле типа Брента
=
= а + & \Гё^с коэффициентами 5.1 .Е .Берлянда и Т.Г.Берлянд П ] , а также формуле Онгстрема а ^ = а ' _ 6'ю" с е ° с коэффициентами
ХБольца
и Г.Фалькенберга [7J .
Можно видеть, что для большинства интервалов влажности, характерных для равных сезонов, первая формула дает заниженные величины излучения атмосферы и, следовательно, завышенные величины эффективного
излучения, особенно для ночных условий. В последнем случае при средних для каздого сезона 'значениях влажности ан^г увеличивается зимой
и летом на 15-17$, а весной и осенью на 17-20$. С увеличением влажности относительное различие быстро растет, особенно зимой, лишь для
дневных условий летом (при всех е 0 ) и весной (при е 0 < 7 м б ) , т . е .
в периода, соответствующие максимальным градиентам температуры, получаются завышенные величины a^fs и заниженные J^f* • Такие результаты объясняются тем, что коэффициент данной формулы получены расчетным путем для постоянного во всей тропосфере градиента температуры 0,6°/1W м и нормального распределения влажности.
Наиболее близка к полученным нами результатам формула Онгстрема.
Очевидно, это обусловлено тем, что формула с данными коэффициентами
получена Больцем и Фалькенбергсм из многочисленных дневных и ночных
наблюдений, в разные сезоны с характерными для этих периодов вертикальными профилями метеозлементов. Поэтому яе, вероятно, она дает величины, наиболее близкие к средним иэ полученных нами для дневных и
ночных условий в переходные сезоны, и наибольшие расхождения получаются зимой и летом, в последнем случае особенно при большой влажности воздуха.
В работах ряда авторов [8,-9,10] было показано, что при постоянном вертикальней распределении метеоэлементов имеет место соотношение
^
= А+ВЦе
0
,
или
^ ^ = (i-A)-B
е0 .
Это полностью оправдалось и для каждого рассматриваемого нами
случая. Б табл.1 приведены значения коэффициентов А и В, подученные
нами для всех сезонов.
Таблица 1
Зима
день
А
В
0,64
0,18
Весна
Лето
Осень
ночь
день
ночь
день
ночь день
ночь
0,67
0,14
0,54
•0,24
0,61
0,20
0,46
0,27
0,56
0,23
0,60
0,21
0,57
0,22
Можно видеть, что от дня к ночи и от лета к зиме, т . е . с уменьшением градиентов температуры и влажности, коэффициент А увеличивается, а В , наоборот, уменьшается.
Проведенный анализ показал, что коэффициент А зависит от вертикального распределения не только температуры, но и удельной влажности. Так, например, летние ночные и осенние дневные значения А очень
8
-
близки, хотя величина и 8нак градиента температур! в обоих случаях
различны, но летней ночной температурной инверсии соответствует большее, чем осенью днем, падение влажности с высотой, особенно в нижних
100 м. Коэффициент В , характеризующий степень зависимости излучения атмосферы от приземной влажности воздуха, должен аависеть . от
градиента влажности. Так как увеличение излучения атмосферы с ростом влагосодержания происходит особенно быстро при малых его значениях,_то естественно, что при больших градиентах влажности возрастание
с увеличением е 0 должно происходить быстрее, чем при малых.
Поэтому0наибольшие величины коэффициента В получились летом, днем,
а наименьшие - зимой ночью.
Особенно резко на обоих коэффициентах сказывается распределение
температуры и влажности в нижнем 50-метровом слое.
Полученные нами зависимости могут сйть использованы для уточнения
расчетов излучения атмосферы и эффективного излучения в дневные
и
ночные часы в центре Европейской территории СССР. Естественно, что
в отдельные дни вертикальное распределение температуры и влажности
может отличаться от использованного нами, однако и в этом случае,
особенно для ночных условий, полученные связи должны дать лучшие результаты, чем климатологические формулы. Несомненно также, что наилучшее приближение будет достигнуто при влажности воздуха, близкой
к среднезонной, поскольку зависимости получены для среднесезонных
вертикальных градиентов метеоэлементов. Для утренних и вечерних часов, когда профили метеоэлементов, особенно температуры, резко меняются, можно воспользоваться средними из ночных и дневных величин
5Г0
Анализ вертикального распределения температуры и влажности в пограничном слое [ 2 ] и в свободной атмосфере за отдельные месяцу показал также, что для мая (сентября) лучше пользоваться средними из
летних и весенних (осенних) значений, а для ноября (марта) - средними из зимних и осенних (весенних).
' Представляло интерес выяснить, насколько связи, полученные по
данным, характерным для центра Европейской территории СССР, могут
быть использованы и для других районов. По формулам П.А.Воронцова
[ 3 ] , полученным в результате обработки аэростэдшх наблюдений на
северо-западе, были вычислены средние градиент температуры
и
удельной влажности в различных слоях до уровня 0 , 5 км для случаев
неустойчивого (1) и инверсионного (1У) состояний атаосферы летом
и осенью. Для весны и зимы в работе П.А.Воронцова не даны характеристики вертикального распределения влажности при инверсиях.
По аэроклиматическим данным нескольких северо-западных станций
были найдены также среднесезонные значения градиентов температуры
и величин т^ 2 - в свободной атмосфере. Оказалось, что выше 1 км не
наблюдается пространственное различие этих величин, лишь в слое
0 - 0 , 5 км и в меньшей мере 0 , 5 - 1 , 0 км они немного отличаются от полученных для центра: градиент немного больше и убывание влажности
с высотой в этом более увлажненном районе происходит несколько быст-
9
-
pee.
Произведенные по диаграмме Ф.Н.Шехтер расчеты излучения атмосферы
показали, что при инверсионных условиях летом при всех значениях приэемной влажности воздуха получается совпадение величин
, вычисленных для центра и северо-запада. Осенью цри среднезонных значениях
е 0 различие этих величин составляет 1$, а для ^ j i , - 4$. Таким образом, при расчетах ночного радиационного баланса на северо-западе
летом и, осенью йожно пользоваться получениями нами связями. Тот же
вывод можно сделать и-в отношении дневных осенних значений: расхождение их составляет соответственно 1,5 и
Так как весной различие
дневных градиентов температуры и удельной влажности в обоих районах
меньше, чем осенью, то, очевидно, ошибка будет еще меньше. Но летом
дневные градиенты на северо-западе Европейской территории СССР меньше, и величины -—^т, получаются в среднем на 4% выше, а ф^т, - на
Щ ниже, чем в центре. В этом случае лучшие результаты дает применение формулы Брента-Берлянда.
Приведенные в работе П.А.Воронцова 12] данные о суточном ходе
температурных градиентов в отдельные месяцы для разных пунктов СССР
показывают, что с увеличением континентальности климата увеличиваются не только величина и высота распространения дневных сверхадиабатических градиентов, нб и в еще большей мере интенсивность и высота слоя
ночной инверсии, среднесуточный же градиент уменьшается. Это объясняет отмеченный выше nq аэроклиматическим данным факт о больших величинах Градиентов в слое 0 - 0 , 5 км и 0 , 5 - 1 , 0 км на северо-западе. Кране
того,вследствие меньшего увлажнения почвы в континентальных районах
градиент влажности, очевидно, меньше. Поэтому применение климатологических формул при вычислении ночного понижения температуры даст
еще большие ошибки, Чем в цэнтре и на северо-западе Европейской территории Союза, и можно полагать, что при использовании зависимостей, полученных в данной работе, погрешности будут меньшими.
Л и т е р а т у р а
1. Б е р л я н д
M.S. и Б е р л я н д Т.Г. Определение эффективного излучения аемли с учетом облачности. Изв.
АН СССР, сер.геофиз., № 1, 1952.
2 . В о р о н ц о в П.А. Величина вертикального температурного градиента в пограничном слое атмосферы над некоторыми подстилающими поверхностями. Труды ГГО,
вып.63, 1956.
3 . В о р о н ц о в П.А. Профили основных метеорологических элементов в пограничном слое атмосферы. Труды ГГО,
вып.63, 1956.
4. Д е в я I о в а
5.
6.
7.
8.
9.
Ю.
10
-
Микроаэрологические исследования нижнего километрового слоя атмосфера. Гидрометеоиздат, 1957,
Кириллова
Т.В. Сравнительная оценка различных методов
определения эффективного излучения * у
эемной поверхности. Труды ГГО, вып.27,
1951.
К о н д р а т ь е в К.Я. и В а с и л ь е в а М.А. Приближенный метод расчета эффективного излучения
в инверсионных условиях. Вестник ЛГУ,№ 5,
серия математики, фиэики и химии, 1953.
Boltz н-und palckenberg G• Heubestimmung der Konstanten der Angstroms chen strahlungsformeJ, 2eitschr.f(ir
Meteor., H. 4-, 1949Elsasser W.
Heat t r a n s f e r by infrared, radiation in
atmosphere,наги.Met.Styd.,1942.
Henschel R.
Theoretische Betrachtungen Uber eropirische pormeln der Gegenetrahlung.
Zeitschr. f a r Meteor, fj. ВД.1956iShnkvist oTheoretical verification of the logarithmic formula for the r e l a t i v e net radiation
to a cloudless sky.
Arkiv fSr GeopHyaik.B 2»И 5,1953.
В.А*
-
11
Б. М. ГАЛЬПЕРИН
-
и Л. П. СЕРЯКОВА
ОСНОВНЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ КОРОТКОВОЛНОВОЙ
РАДИАЦИИ И Д Н Е В Н О Г О РАДИАЦИОННОГО БАЛАНСА
ПРИ РАЗЛИЧНОЙ ОБЛАЧНОСТИ
В предыдущих работах [3, 4] был рассмотрен вопрос о влиянии различных метеорологических условий и высоты солнца на интенсивность
рассеянной и суммарной солнечной радиации, а также на дневные величины
радиационного баланса естественной поверхности при отсутствии снежного покрова. Вывода, относящиеся к коротковолновой радиации, были
получены на основании обработки срочных актинометрических наблюдений в четырех пунктах, расположенных на северо-западе КТС, а по радиационному балансу, кроме того, еще были использованы измерения на
Азиатской территории СССР.
Представляло интерес выяснить, насколько полученные результаты
справедливы и в других климатических условиях, а также исследовать
временную и пространственную изменчивость интенсивности рассеянной
D и суммарной Q солнечной радиации и радиационного баланса В
за бесснежный период (при неизменных высоте солнца и прочих условиях). До настоящего времени этот вопрос еще мало изучен. С этой целы>
графическим способом по методике, изложенной в работах [3, 4 ] , были
обработаны срочные актинометрические наблюдения на нескольких группах станций, расположенных в различных районах Советского Союза, за
период с апреля по октябрь при отсутствии снежнйго покрова.
Вследствие значительной трудоемкости обработки наблюдений на каждой из групп станций рассматривались не все услбвия облачности, а
главным образам те, при которых можно было ожидать наибольшую временную и пространственную изменчивость. Поскольку прозрачность атмосферы и вертикальная мощность кучевых облаков испышвают заметные
изменения, то наблюдения при безоблачном небе и Си обработаны для
большинства районов. Для всех районов рассматривались коротковолновая радиация и радиационный баланс при сплошном покрове облаков нижнего яруса, водность и вертикальная мощность которых также могут
варьировать. Наблюдения при облачности меньшей 10 баллов Сс;Ci.Cs -и А ф с )
были обработаны только по одной иа групп станций, отличающейся по
своему климату от северо-запада: при Ci;Ci,Cs в Средней Аэии,
-
12
-
Таблица 1
Использованные материалы.
Облачность
Районы
1. Дальний
Восток
Станции
1. Владивосток
(Сад-город)
2 . Охотск
3 . Петропавловск-Камчатский
4. Южно-Сахалинск
3. Средняя 1.
Азия
2.
3.
4.
Ь.
б.
Ашхабад
Тамды
Ташкент
Фергана
Чарджоу
Чурук
3. Юг ETC
1.
2.
3.
4.
Берегово
Киев
Кишинев
Одесса
1.
2.
3.
4.
5.
Елшанка
Нолинск
Смоленск
Собакино
Ушаково
4. Центр
ETC1'
Потоки
D
Q
г
п
0
10 (О ,р,О , П) В и 1 0 ( 0 , 0 ° 11)
%
Си
Ро
Си
Ci;Cs;flc;SC;St
N S; =
Ci f• Cs
В
D
%
С1;Си
Q
%
а-Си
В
%
Ci.;Cu
.D
Си\ЙС и Sc flc-ScSb Л/s; C8
Q
С и; Ас и Sc CL;CS;Jlc,Sc;CB
В
Си 'Яс и Sc J7c;Sc;St;/Vs;C6
D
Ci;Cs;Sc;St;Ws
Ci,; Cs
CI
Sc - S T ; Ns
0
В
S С ; S t ; NS
а при Йс ( Sc) - н а юге ETC. При облачности 10 баллов этих форм использованы наблюдения в большинстве районов. В табл.1 дана сводка использованных в работе материалов.
Для выяснения временной изменчивости потоков коротковолновой радиации и радиационного баланса, как и в предыдущих работах СЗ, 4 ] , наблюдения при безоблачном небе обрабатывались для каждого месяца в отдельности, а для прочих условий по сезонам: весна (апрель, май), лето (июнь; июль, август) и осень (сентябрь, октябрь).
В результате графической обработки наблюдений были получены средние величины рассеянной ( D ) , суммарной ( Q ) солнечной радиации и радиационного баланса ( Е ) при различных высотах солнца,
количестве и формах облаков, интенсивности сияния солнца (О2, О ,
Из приведенных пяти станций две находятся за пределами центра
ETC: станция Нолинск расположена в Кировской области, Елшанка - в
Саратовской.
-
13
О0, П ) , а для радиационного баланса, кроме того, и при разных значениях альбедо естественной поверхности. Вследствие малой повторяемости некоторых облачных форм в отдельные сезоны в разных районах не для
всех условий, указанных в таблице, удалось получить надежные величины,
особенно по радиационному балансу. Известно L1] , что измерения радиационного баланса естественной поверхности балансомером Ю.Д.Янишевского начались только с 19оо г . , а на многих станциях еще позже.
Так же как и при обработке наблюдений на северо-западе ьТС СЗ] ,
оказалось, что величины рассеянной и суммарной солнечной радиации на
отдельных станциях юга, а таклв и центра ЙТС одинаковы.
Поэтому наблюдения всех станций, расположвнных в данном районе, были объединены. При,обработке наблюдений на Дальнем Востоке выявилось
заметное различие интенсивности рассеянной радиации при облаках нижнего яруса на станциях, расположенных на юге района, находящихся под значительным влиянием летнего муссона (Владивосток и Южно-Сахалинск) и
северных (Охотск, Петропавловск-Камчатский). Поэтому наблюдения при
S t j Sc и A/S на каждой из этих пар станций рассматривались отдельно. Для других условий облачности различия в коротковолновой радиации
на обеих группах станций оказались малы и для получения средних характеристик района Дальнего Востока наблюдения на всех четырех станциях
были объединены.
Обработка наблюдений в Средней Азии показала, что на станциях, расположенных в оазисах, вдали от песков (Ташкент, Фергана, Чарджоу, Чурук),суммарная радиация и особенно радиационный баланс больше, чем на
станциях со слабо развитой растительностью на метеорологической площадке, находящихся в зоне песков (Ашхабад, Тамда). В работе рассматриваются средние характеристики всего района и в отдельных случаях, где
материалов для этого достаточно, особенности отдельных станций. Более
детально этот вопрос излагается в соответствующих разделах статьи. В
работе принимали участие студент В.Васищева и Ю.Михеев.
Рассеянная солнечная радиация
1. Анализ средних величин рассеянной радиации при различных условиях во всех рассмотренных районах полностью подтвердил выводы о влиянии
интенсивности солнечного сияния, формы и количества облаков на потоки
рассеянной радиации, полученные по наблюдениям на северо-западе ETC
СЗ].
При любых облачных формах интенсивность рассеянной радиации при
умеренном сиянии солнца ( О ) больше, чем при полностью открытом (О2)
или закрытом диске солнца .( Л ) , особенно при больших его высотах
над горизонтом. При облаках небольшой вертикальной мощности (Ci;flc,Sc)
это влияние более заметно, чем при Си . При полностью экранированием
диске солнца ( П ) рассеянная радиация практически не отличается от
наблюдаемой при солнце, свободном от облаков. Значительное повышение
рассеянной радиации при облачности ®
при переходе
от полностью закрытого диска солнца к умеренному сиянию хорошо видно из сравнения кривых 2 и 1 на рис.1, построенном по-данным наблюдений на Даль-
-
14
-
Рис.1. ЗАВИСИМОСТЬ РАССЕЯННОЙ РАДИАЦИИ ОТ ВЫСОК СОЛНЦА.
ЛЕТОМ НА ДАЛЬНЕМ ВОСТОКЕ .
1 - ОШ/о
Ас ; 2 - ПШ/оЯфс);
3-17
Ш/оЛС;
4 - П 10 / 10 Sc ; 5 - П 10 / 10 St ; б - П Ю/10 NS ;
7-
О 2 О/О ; 8 - О 10/0 C l ; C i , C $ .
нем Востоке (в среднем по всем станциям).
Так ив, как и на северо-западе ЕТК, на всех рассматриваемых группах станций при сплошном покрове облаков нижнего яруса ( 10/10 П )
минимальная рассеянная радиация наблюдается при NS , а максимальная - при SC opacus. С б и S t занимают в этом отношении промежуточное полоявние. не удалось получить достаточно надежные средние
величины рассеянной радиации при тумане на Дальнем Востоке, но сопоставление приближенных значений показывает, что, как и на северозападе, рассеянная радиация при тумане больше, чем при облаках нижнего яруса.
При сплошном покрове облаков среднего яруса 10/0 Я С opacus всюду
рассеянная радиация больше, чем при SС opacus (рис.1), но при несомкнутом облачном покрове (отметке СШ) ) и при облачности меньшей
10 баллов рассеянная радиация при Я С t i c i n s
и S С t i a n s одинакова.
При любых количествах облаков и интенсивности солнечного сияния
15
-
средние величины рассеянной радиации при волнистых облаках больше,
чем при облаках вертикального развития. Максимальные величины рассеянной радиации всюду наблюдаются при облачности О ШЗ Яс ( S c ) ,
минимальные - при C i .
В предыдущей работе СЗ] не рассматривалась рассеянная радиация
при безоблачном небе ( D 0 ) . Как видно из рис.1, при - Л о > З б 0 рассеянная радиация цри безоблачном небе в бесснежный период даже меньше, чем при N S , и лишь при небольших высотах солнца превышает
рассеянную радиацию при сплошном покрове облаков нижнего яруса.
КАЛ
СМ мин
h0=4o°
0.3
OA
„-з
—.Си
--Ci
0.1
0.5
OA
0.3
0.2
0.1
8
10
БАЛЛЫ
ЗАВИСИМОСТЬ РАССЕЯННОЙ РАДИАЩИ ОТ КОЛИЧЕСТВА
ОБЛАКОВ (ЛЕТО)
1 - Средняя Азия; 2 - юг ETC, 3 - северо-запад ETC,
4 - Дальний Восток.
РИС.Й.
При любом состоянии солнечного диска увеличение количества облаков до отметки ШЗ баллов приводит к непрерывному возрастанию
рассеянной радиации ( р и с . 2 ) . Лишь цри облаках вертикального развития и отсутствии солнечного сияния (П) с изменением облачности
от 8 - 9 до ШЗ баллов рассеянная радиация практически не меняется.
С переходом от отметки П Щ к отметке П ю Яс, S c и С 8 , т . е .
с исчезновением просветов между облаками, рассеянная радиация уменьшается: при Яс~ незначительно, особенно при больших высотах солнца, а при SC и С 6 - в среднем в 1 , 5 раэа. Таким образом, результата! данной работы подтверждают полученный ранее [3, 4] вывод
о
необходимости выделения отметок Ш и 10 при исследовании рассеянной радиации.
Анализ наблюдаемых закономерностей рассеянной радиации, а также
-
16
-
рассмотрение причин некоторых: расхождений наших выводов о результатами других авторов, исследовавших рассеянную радиацию не дня отдельных форм облаков, а в среднем по ярусам, без учета интенсивности сияния солнца и не разделявших наблюдения при отметках Щ я 10 баллов, изложены в предыдущей работе 13}.
2 . Вследствие того, что повторяемость отдельных облачных форм в
разное время года в разных районах различна, для некоторых условий
облачности не удалось исследовать изменения интенсивности рассеянной
радиации в течение бесснежного периода. Так, например, для IV $ в Средней Азии можно было получить график D » f ("Pi©) только за весну. Недостаточно надежны средние значения рассеянной радиации по сезонам
для S c и совсем нельзя было получить их для St . На Дальнем Востоке, наоборот, St и Sc наблюдаются главным образе» летом, а в центре
ETC - осенью, ф и С& (на юге ETC) также недостаточно было данных для
построения графиков по сезонам.
Наиболее подробно можно было исследовать изменения рассеянной радиации при безоблачном небе ( D 0 ) . В табл.2 приведены полученные в данной работе средние месячные величины D 0 при разных высотах солнца за
апрель-октябрь для всего района Средней Азии и для Дальнего Востока,
а также аначения D 0 за бесснежные месяцы (июль-август) на полярной
станции мыс Челюскина С5]. Для большей наглядности на рис.3 изображен
Q
НАЛ
°см а мин
h „40е
«•О
i
2
3
4
%
Оъ
0.2.
0.1
IV
V
VI
VII
VIII
IX
х
МЕСЯЦЫ
Рис.з. ИЗМЕНЕНИЕ РАССЕЯННОЙ И СУММАРНОЙ РАДИАЦИИ ПШ
. БЕЗОБЛАЧНОМ НЕБ£ ОТ МЕСЯЦА К МЕСЯЦУ1 - Средняя Азия, 2 - Ашхабад, 3 - северо-запад
ETC, 4 - Дальний Восток, 5 - Карадаг.
годовой ход DQ при высоте солнца 40° в Средней Азии, на Дальнем Востоке и для сравнения в Карадаге и Воейкове, по данным 3.П.Барашковой
и М.П.Чияэвской [2, 6 ] . Ив этих данных видно, что, как правило, при
-
17
-
безоблачном небе наблюдается уменьшение рассеянной радиации от весны к лету, но в разных районах различное. Слабее всего оно выражено
в сухих районах - в Средней Азии и в Карадаге, что, по-видимому, обусловлено значительным летним увеличением содержания пыли в атмосфере, компенсирующим параллельное уменьшение конденсационной мутности.
Таблица 2
Рассеянная радиация при безоблачном небе ( j D 0 кал/смЧшн.).
Месяцы
о
10 1 15
1У 0,04 0,07
У 0,05 0,07
0,0о 0,07
п
0,04 0,07
т
УШ 0,04 0,08
IX 0,05 0,08
CXJ
m
оо
so
1У
.V
У1
УП
•УШ
1Х
X
т-т
|
0,10
0,10
0,10
0,10
0,10
0,10
0,04 0,07 0,10
0,05 0,07 0,09
0,07 0,08
0,06 0,08
0,03 0,06 0,08
0,04 0,06 0,08
0,04 0,06 0,07
"""По
25 1 30
I
Средняя Азия
0,12 0,13 0,'1о
0,12 0,13 0,14
0,12 0,14 0,15
0,12 0,13 0,15
0,11 0,12 0,14
0,12 0,14 0,16
го
Дальний
0,13 0,14
0,12 0,13
0,10 0,12
0,09 0,10
0,09 0,10
0,10 0,10
0,09 0,10
35
40
45
50
0,16
0,15
0,16
0,16
0,15
0,17
0,17
0,16
0,17
0,17
0,16
0,18
0,18
0,17
0,18
0,18
0,17
0,19
0,19
0,18
0,19
0,19
0,18
0,19
0,19
0,20
0,19
0,19
0 , 2 0 0,20
0,20
0,20
0,20
0,20
0,19
0,21
Восток
0,15 0,16
0,14 0,15
0,13 0,13
0,11 0,12
0,10 0,11
0,11 0,11
0,11 0,12
0,17
0,15
0,14
0,12
0,12
0,12
0,13
0,18
0,16
0,15
0,13
0,12
0,12
0,19
0,17
0,15
0,13
0,13
0,12
0,21
0,18
0,16
0,14
0,14
-
-
55
65
1
60
0,20
0,17
0,16
0,14
0,13
0,21
0,20
0,20
0,21
0,19
0,21
-
-
-
-
-
-
-
Мыс Челюскина
0,03 0,05 0,07 0,08 р , 0 9 0,10
Наибольшее понижение D 0 к лету происходит на Дальнем Востоке. Это,
очевидно,связано с меньшим содержанием пыли вследствие иного характера подстилающей поверхности и вымывания шли во время летних муссонных осадков.
При небольшой облачности (меньше б баллов), когда еще велика доля
рассеянной радиации, посылаемой безоблачной частью неба, изменения
средних величин рассеянной радиации соответствуют изменениям Юо. Так,
в Средней Азии при C i и
Си нельэя обнаружить изменение, рассеянной радиации от сезона к сезону, а на Дальнем Востоке получается уменьшение
рассеянной радиации от весны к лету примерно такое же, как цри безоблачней небе. При облачности, большей 5 баллов Си , весной и осенью
число наблюдений было недостаточно для получения средних эа эти сезоны величин рассеянной радиации, поэтому нельэя было дать четкую характеристик годового хода. Следует лишь отметить, что на Дальнем Востоке
и в Средней Азии намечается некоторое снижение D от весны к лету.
При облачности,большей 5 баллов C i ; C l , C s , летние и осенние
средние величины рассеянной радиации в Средней Азии примерно на 10$
-
18
-
ниже весенних, особенно при значительной облачности. Это можно объяснить тем, что в Средней Азии весной наибольшая повторяемость фронтов,
а следовательно, и более плотных С с , переходящих в C s . На северо-западе ETC И рассеянная радиация при облаках верхнего яруса во
все три сезона одна и та же.
Сопоставление средних за отдельные сезоны величин рассеянной радиации при сплошном покрове облаков нижнего яруса ( П 10/10 ) дало для
разных облачных форм различные результаты. При Sc opacus во всех районах, в том числе и на северо-западе ETC, не обнаруживается изменен®,
рассеянной радиации от сезона к сеэону, а при слоистообразных облаках
оно заметно.
Из данных табл.3 можно видеть, что на северо-западе и в центре ETC
осенью рассеянная радиация при S t несколько меньше, чем летом. Это
подтверждается сопутствующими актинометричесшм метеорологическими
наблюдениями, показывающими, что в это время года повторяемость дамки и мороси при St больше, чем летом. При Ns небольшое повышение
летних величин рассеянной радиации по сравнению с осенью и весной наблюдается в двух районах - центре ETC и на Дальнем Востоке. Наоборот,
на северо-западе и юге ETC летние значения рассеянной радиации мало
отличаются от осенних, но меньше, чем весной.
3 . Из рис.3 можно ввдзть, что в бесснежный шриод пространственные различия средних величин рассеянной радиации при безоблачном небе ( JD 0 ) на континенте невелики и проявляются в основном в летнеосенние месяцы. Выше всего D0 в сухих районах - Средней Азии и Карадаге; во влажном климате Воейкова D 0 несколько ниже.
Заметно понижена по сравнению с этими районами рассеянная радиация при безоблачней небе на Дальнем Востоке. Анализ наблюдений
отдельных станций показал, что особенно понижено D 0 в Охотске. Еще меньше значения рассеянной радиации при безоблачном небе в Арктике (табл.2).
Из станций Средней Азии несколько повышенными значениями D 0 ,
по
сравнению со средними для всего района, отличаются Ашхабад и Тамды,
расположенные в запыленных районах вблизи песков. Наиболее низкие величины D0 наблюдаются в Фергане, находящейся в центре орошаемого
массива, и на станции Чурук, где также хорошо развита растительность
[1]. Эти факты косвенным образом говорят о значительном влиянии пыли
на рассеяние радиации в атмосфере. Следует обметить, что и амплитуда
колебания рассеянной радиации при безоблачном небе (при неизменной
высоте солнца) на станциях Средней Азии значительно больше, чем на
Дальнем Востоке.
Пространственная изменчивость рассеянной радиации при кучевых облаках также заметна лишь в ла тне-осенние месящ, причем она обусловлена различием не только мутности атмосферы, но и свойств
облаков.
При небольшой облачности ( < б баллов) и открытом диске солнца, когда роль радиации, посылаемой облаками, невелика, рассеянная радиация
при С и на Дальнем, Востоке, как и при безоблачном небе, гораздо меньше, чем в других районах (рис.2). Различие рассеянной радиации
на
отдельных станциях внутри районов в этом случае также аналогично
-
19
-
со
I I
1 1 1 1
I I I
•
О .'
1
8
—
/>
Й
1
о
53
«о
1 см
о
ч
о о> оо о>
м
/^ч
S3
о о
о
S
о о
'О
СО
1
t—' 1—
tv
Г—"
о о
о
СО
!С
о о о о о
8 1
о о
о
1—•
^ a S
О О ОW
*—'
о
ООО
см N
*—'
о о
0J
о
Я
N Cl
ч—*
1—•
ООО
о»
о
о
СМ СО
' Т—'
'
ООО
^с
t—•
'Л,
о о
о о о о
о
оч—'
8 8 8
о о о о
8
о
e
о
в 8
о о
S o S o f
Ъ9 1 о о о о
2 : >,*
& 8- 8 8
ев о о о о
3
о
СО
Т—•
о о
X 8 т—•
1 о о
><
ТО
чР« -Ф
C
M W
Т-Ч f
т—• ч-ч
о о о о о
СО см см о 1 о
т—•
< ' Т— Ч—»
8 8
о о
S
о
£ g 8
ООО
'Л
о &
о о
8 8 8 8
о о о о
8
о
,
8
о
3 3 8
ООО
со ю
о о
о о
3 8
8
о о о о
1 1
I
ё
8
о
8
о
8
-xJ
8
IЯ) р
s03 i о
а р
< CQ
? §
S
Si о,
& 1
» в а ч л
n в:
дач
да да о» я
о ста о ч
0,01
(0,01
(0,01
оТ-Ч
о»
г*
to
Ю IO
г-* Т-" т—
1
0,02
ю
о"
1
о о
о • о>
о
о
о
Я
|
0,01
0,03
(Л
«"—ч
СО
СО
(0,02
0,02
я
1С
Т-"
й
о
к
о
00
00 IS tw 3
г—' t—' *—1 t—' т—<
о о о о о
'Л
СМ
о
'О
о
СО
м
о о о
ч
00
'1 '1 1'
I
8
ьэ
S3
IСМ
ко ло wow
О D.O- ев
H Е-1 ЕН. tc
B
KйS E
Одаев
о
о
i
ОРЯ
а а
В О
аз о я
а
о ей
03 8
«ИЬ2
I ьа
s
ар I
аз бн и Ж .2
m аз ав з А лЧ оX ою В tr
да да
га о о о О
о рг д в а е)УЧ Я
П
И IH
о ы
& &
m
да ха>
о tr
м
~
1 1
tS
8
о о
ю f*
см
о о
8
8
3
Ю
СО
О
СО
ю
С\2
Ю
О
&
о
S
Рч
1
-
II
1 1 I
>
«
е-
8 СМ
о о о
ем< t—1 СО о <
vt*»
ч—
о о о" о о
ог—• СО •<
С
М
8 г—
о о о о о
Сй о
I о •8 8
о о о о
£
-—.
cs
IV
то о 8 о &
о о о о
«о ю ю
о о о 8
о о о о
ю
Г" сч?
о о о
о
о
8 *—1 &
о о о о о
о ю
8
о о о
ч •
<о
о 8 Г-*
о о о
&
«—•
*—«
•ф
•ф
S о 8 о 8
о о о о о
о W
СО
8
8 о 8
о
о о о
Т—•
о
о о
о о
о
$
85 СО 9
о о о
о
СО см СО СО
о о о о о
Г"»
ю
8 S 5 8 см СО СО
о о о о о о'
«
о
а
о
о
«о О!
а <м ч-* $ из
о о о о о о
!S
$ см а
о о о о
X. со со 00
Ч—1
I
о о о о
со
см я со
о о о
см 65. см
о о о
8 fe S
88
о о о о о
&
ю
о 8
о о о
о
& 8 о fe 8 8 8
о о о о о о о
S
о
8 88 8
о о о ч»/
о
Т— г-«
о о о
о о о
8
о
т—<
о
о
о
8
о
О» ю
о 8 о 8
о о о о о
1
•vf 1П
00
см IS
т—• 2
СЗ о о о о о о
оЧ-» —
• Ч-"оГ-» с» С
О со
о г— со
о о о о о о о
К
КМ
о о
св
X
& IH
О о
о
о
CQ Ю8 g
о
f-i
« « в §
и
В
ш)
&Щ ЛU
ф 1н S § й о
ста чес
г-
СО СО
о с>
I I 1 I I
CV ог* С
о• <о
ftО СО «т—
CJ
о о о о о о
о С
•sf Г" о
О Г"«
т—
СМ СО
о о о о о о о
• о
S3 СО
1 о о
1 1 1 1 1
1 1 1 1 1
—
. ч
СО'
ю
т—" см «о
1
о"
о о о
и
£
§
со
|
&
ф
о
I I I
I
«tо• 00
—
а
о о о
00
СО сТо-Ч ю
т—" «1о—'t-и
о о о о о
&
о0
0,18
0,21
СМ
CV?
• о-Г •
ю
«о
20
$
В
г
лЗ
I
3 8
о- «
а а Ей
® и и
®
О С=Г Q
t—1 1— ч—«
JS-
3 S S S S S S
о о о о о о о
о
8
I I 8
о о
о о о*
»•« и
§ к
о о
о о
« CQ
в
аа
&
S о
- и
« 8 8
§ S 8
<0 0 0
<! га CQ
в а;
л л
я ш
t=C t=f
А
a
а)
о
§
3в.
а®
о
00 ER
*ftpо
ы
а и
УЭ
§as Е1
л л
3со ня
qtf
0,08
0,07
0,04
(0,04
'Л
0,02
Северо-запад АТС
ЮГ ETC
С6
0,11 |
/1
0,07
о »
о
0,03
'Л
Мыс Челюскина
оСО
о й
ай
•л
СМ
/
г?
я
а
°
/
„о
•> Г )
.О
*
„
'
2ао
~
«л
О
0,18
0,17
Ттп!
W
•sp
0,22
0,20
8
0,25
0,23
Г -1[
0,27
0,25)
-1
8
,
!С
СО
(0,39)
-
1
1 1
О о"
D
и
fk «
о о
П.
со
о
о
5 2
»
•>
о
о
80
«
п.
§
•я
в
т
1
сС
S
21
-
22
-
наблюдаемому при безоблачней» не,бе.
Как видно из рис.2, при солнце, просвечивающем сквоаь облака ( О ) ,
когда увеличивается рассеянная радиация, посылаемая облаками, различие мевду рассеянной радиацией при Си на Дальнем Востоке и
на
юге и северо-западе ETC мало. Минимальные значения расселиной радиации летом и осенью в таком случае характерны для Средней Азии, особенно при значительной облачности. Можно предполагать, что это обусловлено меньшей вертикальной мощностью и, возможно, и водностью Си
в Средней Азии, где вследствие пониженной относительной влажности
воздуха высок уровень конденсации и мал приток водяного пара от земной поверхности. Цри одинаковых условиях освещения облаков прямой
солнечной радиацией, очевидно, поток рассеянной радиации от боковых
частей облаков тем больше, чем больше их вертикальная мощность и размеда капель.
Сравнение рассеянной радиации при С i; С L , С S в Средней Азии и
на северо-западе ETC показало, что летом вследствие меньшей повторяемости фронтов и, следовательно, меньшей плотности облаков рассеянная радиация в Средней Азии меньше, чем на северо-западе ETC, особенно при значительной облачности (рис.2). Весной, когда повторяемость
фронтов в Средней Азии максимальна, это различие очень невелико.
При облаках волнистой формы ( $ С , S С) при любом их количестве и
различном состоянии диска солнца ( О , О ) средние величины рассеянной радиации на юге и северо-западе ETC одинаковы; не отличаются от
них и значения рассеянной радиации на Дальнем Востоке при отметке.
О 10/0 Ас (при другом количестве облаков они для этого района не определялись) .
Рассматривая пространственное распределение рассеянной радиации
при облачности П10/10 (табл.3), можно видеть, что летом заметно по г
вышенными величинами рассеянной радиации при внутримассовых облаках,
особенно при S t , выделяется район Дальний Восток П (Охотск и Петропавловск-Камчатский) , а при Sc и Дальний Восток 1 (Владивосток и
Южно-Сахалинск). Это свидетельствует о меньшей плотности облачного
слоя St и Sc в этих районах, что может сЬть обусловлено более устойчивой, чем на континенте, стратифггкацией океанических воздушных
масс в это время года. Представляет интерес исследовать этот вопрос
по данным судовых наблюдений.
При фронтальных облаках NS эти районы уже мало отличаются от других. Но на полярных станциях (табл.3) и при NS рассеянная радиация
значительно выше, чем в умеренных широтах, и возрастает по направленно к полюсам.
Меньше всего пространственное различие рассеянной радиации при Ns,
особенно весной. Летом при Sрассеянная радиация на северо-западе
и юге ETC ниже, чем в центре. Это, очевидно, обусловлено тем, что в
центральные и восточные районы ETC фронты приходят уже размытыми.
Кроме того, при большем влагосодержании нижних слоев атмосферы на
северо-западе и юге ETC вероятность образования сплошного слоя S t
или S c под Ms
больше, чем в центре.
-
23
-
При S t рассеянная радиация на северо-западе также меньше, чем
в центре; здесь St чаще сопровождаются моросью и дамкой. При S c
уже исчезает различие в рассеянной радиации на северо-западе, юге и
центре ETC. Заметно ниже, чем в других районах, значения D при SС
в Средней Азии, но они требуют еще уточнения. Как отмечалось ранее,
при S c не обнаруживаются и временные изменения средних величин рассеянной радиации в течение бесснежного периода.
Суммарная солнечная радиация
1. Результат обработки наблюдений над суммарной солнечной радиацией на Дальнем Востоке подтвердили все закономерности, выявленные
при исследовании суммарной радиации на северо-западе ETC СЗJ .
Средние величины суммарной радиации при умеренном сиянии солнца
( О ) лишь немного ниже, чем при солнце, свободном от облаков ( О 2 ) ,
особенно цри С и , но при переходе к слабому сиянию они резко уменьшаются (см.рис.4).
Q-
КАЛ
СМ МИН
—
-Си
С1 .
Дс(5с)
1.0
0.9
0.8
й7
0.6
0.5
.V.W
0.4
0.3
&
10
-Бшы
Рис.4. ЗАВИСИМОСТЬ СУММАРНОЙ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ ОТ
КОЛИЧЕСТВА ОБЛАКОВ (ЛЕТО).
1 - Средняя Азия, 2 - юг ETC, 3 - северо-8апац ETC,
4 - Дальний Восток, 5 - среднее для станций всех
районов.
-
24
-
2
Минимальные величины суммарной радиации при отметках О и О
наблюдаются при СI . При умеренном сиянии солнца ( 0 ) суммарная
радиация при О ЯС или SC на юге ETC немного меньше, чем при Си^а
цри слабом сиянии солнца ( 0 ° ) - наоборот.
Увеличение количества облаков при отметках О 2 и О ° приводит- к
возрастанию суммарной радиации (рис.4), то звв 'получается и при О С и .
При ©CL происходит уменьшение суммарной радиации, особенно при переходе от 8-9 к 10 баллам. При о Л с (Sc)также наблюдается уменьшение радиации с возрастанием облачности от 8-9 до 10 баллов. Анализ
причин этих закономерностей изложен в работе [3] .
2 . Исследование изменений интенсивности суммарной солнечной радиации во времени (при неизменных высоте солнца и прочих равных условиях) можно было провести для безоблачного неба, а также для
облачности, меньшей б баллов Си , а для С i и при значительной облачности и отметках О2 и О ,
Таблица 4
Суммарная солнечная радиация при безоблачном
небе (в кад/смтшн.).
Месяцы
5
to
15
20
25
30
Сред!Ш Я
1У
У
У1
УП
УШ
IX
0,09 0,19 0,30
0,05 0,17 0,29
0,16 0,28
0,16 0,28
0,06 0,18 0,29
0,05 0,17 0,29
0,43
0,42
0,38
0,39
0,40
0,42
0,55
0,55
0,51
0,51
0,52
0,54
35
Ш-УШ
0,08 0,20
0,18
0,17
0,17
0,09 0,19
0,09 0,18
0,19 0,20
0,68
0,67
0,63
0,63
0,63
0,66
-
50
оэ
0,92
0,91
0,86
0,86
0,86
0,90
1,02
1,02
0,97
0,97
0,96
1,01
1,12
1,11
1,07
1,07
1,07
1,11
1,22
1,20
1,16
1,16
1,18
1,20
1,36
1,36 1,43
1,31 1,38
1,30 1,35
,1,31
1,34
0,96
0,91
0,89
0,88
0,89
0,93
0,98
1,07
1,01
1,00
0,98
1,00
0,91
1,17
1,11
1,11
1,08
1,10
1,26
1,21
1,20
1,17
1,17
1,31
1,29 1,34
1,27 1,32
1,23 1,28
1,22
0,80
0,79
0,75
0,75
0,75
0,79
60
65
BOCTOI {
0,44 0,58 0,71 0,84
0,43 0,55 0,68 0,80
0,43 0,55 0,67 0,78
0,42 0,54 0,67 0,79
0,42 0,54 0,66 0,77
0,44 0,58 0,70 0,82
0,48 0,60 0,72 0,86
lito Че ЛЮСК1ГАА
0,18 0,31 0,43 0,56 0,68
0,31
0,30
0,30
0,30
0,30
0,30
0,35
45
А зия
Дал!>ний
IV
V
У1
УП
УШ
IX
X
40
-
|-
Из данных табл.4 и более наглядно из рис.3 можно видеть, что в Средней Азии и на Дальнем Востоке, так же, как и на северо-западе ETC, наблюдается уменьшение суммарной радиации при безоблачном небе ( Q 0 ) от
весны к лету с последующим увеличением к осени. Эти изменения суммарной радиации по своей абсолютной величине больше, чем изменения рассеянной радиации ( D 0 ),и, следовательно, обусловлены уменьшением коэф-
-
85
фициента прозрачности атмосфер! и прямой солнечной радиации к лету.
Аналогичше изменения суммарной радиации от сезона к сезону наблюдаются и при облачности меньшей 6 баллов Си и Ci ; C i , СS
при
отметках О 2 и О : летние значения на 2-3% ниже, а весенние - на 2/S
ваше средних за все три сезона. При облачности © 10/0 С ё ; Ci. , С S
годовой ход суммарной радиации больше: летние величины на 6-6% ниже,
а весенние на 4-5J? выше средних.
Можно предполагать, что при слабом сиянии солнца изменения суммарной радиации во времени соответствуют изменениям рассеянной радиации.
3 . Как видно из рис.3, пространственные различия интенсивности суммарной солнечной радиации при безоблачном небе малы и меньше, чем рассеянной радиации. В противоположность распределению рассеянной радиации минимальные величины Qo наблюдаются в Средней Азии, а на Дальнем
Востоке они выше, чем в других районах. Это обусловлено основной ролью
прямой радиации и свидетельствует о понияенной прозрачности атмосферы
в Средней Авии по сравнению с северо-западом и Дальним Востоком.
В
среднем ва весь рассматриваемый период различие между суммарной радиацией при безоблачном небе в Средней Азии и на Дальнем Востоке составляет при "ft-0 $40° а при больших высотах солнца 2-3%. Сопоставление
подученных величин Q o с соответствующими значениями для полярной
станции мыс Челюскина (табл.4) подтверждает сделанный ранее вывод [5]
о малой географической изменчивости интенсивности суммарной солнечной
радиации при безоблачном небе.
Таким образш, географическое распределение возможных сумма солнечной радиации в бесснежный период определяется в основном чисто астрономическими факторами.
Сравнение значений Q 0 на разных станциях Дальнего Востока показало,
что наиболее высокие величины имеют место в Охотске, а самые низкие во Владивостоке.
В Средней Азии различие Q 0 на отдельных станциях выражено более резко. Как видно ив рис.3, различие меаду величинами Q 0 в Ашхабаде и средней по всему району Средней Азии больше, чем между различными районами.
Пространственное распределение суммарной радиации при Си и отметках О 2 и О аналогично распределению при безоблачном небе (рис.4). Летом, когда различие максимально, суммарная радиация при О 2 и О С и в
Средней Авии в среднем на 4%, на юге ETC на 1-2$ ниже, а на Дальне
Востоке на 2% выше, чем на северо-западе ETC.
При облачности© Лс(5с)различие между суммарной радиацией на юге и
северо-западе ETC также мало (1-2$), а при отметке О 10/0 оно практически исчезает.
При OCL суммарная радиация в Средней Азии окааывается уже выше,чем
на северо-западе. Это объясняется тем, что, как отмечено было при сопоставлении величин рассеянной радиации, на северо-западе эти облака
более плотные и , следовательно, менее прозрачны для прямой солнечной
радиации, чем в Средней Авии. Данные по суммарной радиации при О 10/0
C i ; CL , C S были обработаны для всех рассматриваемых районов и средние значения представлены в табл.5. Как видно из этой таблицы,в районах
•» 26
с большой повторяемостью атмосферных фронтов в летний период облака
верхнего яруса отличаются значительной плотностью, что способствует
уменьшению суммарной радиации.
Таблица 5
Средние величины суммарной солнечной радиации при
облачности © ю / 0 Ci. ; C i ^ C S
(в кал/см^шн.)
10
1. Средняя Азия
2 . Юг ETC
3 . Дальний
Восток
4 . Северо-запад
• ETC
5 . Отношение 1
к 4
15
20
25
30
0,18
0,17
0,30
0,28
0,41
0,40
0,52
0,51
0,14
0,24
0,36
0,15
0,25
1,20
1,20
35
40
45
50
0,64 0,74
0,63 0,74
0,86
0,86
0,97
0,98
1,04
1,06
0,47
0,59 0,70
0,81
0,93
1,04
0,35
0,46
0,56 0,66
0,77
0,86
0,94
1,17
1,13
1,14 1,12
1,12
1,12
1,12
При отметках о слабом сиянии солнца ( О 0 ) не удалось получить средних величин суммарной радиации по отдельным районам, за исключением
облачности Ас ( S c ) на юге ETC.
Для О ° С и данные по всем трем районам - югу ETC, Средней Азии и
Дальнему Востоку - были объединены. Сравнение этих величин с найденными ранее для северо-запада (рис.4) показывает, что при таких условиях
различие мевду притоком солнечной радиации в разных районах мало.
Таким образом, результат данной р а б о т показывают, что, несмотря
на значительные климатические различия разных районов умеренных широт,
интенсивность суммарной солнечной радиации в бесснежный период мало
меняется в пространстве. Это позволяет считать возможным применять
таблицы средних значений рассеянной и суммарной солнечной радиации в
бесснежный период при разных высотах солнца, состоянии его диска, форме и количестве облаков на северо-западе [3] и для любых других районов. Для некоторого уточнения можно использовать поправочные коэффициент, полученные в настоящей работе.
Дневные величины радиационного баланса естественной
поверхности
1. При получении эмпирических графиков В = ^(6®) при разных условиях облачности и сияния солнца все наблюдения разбивались по нескольким интервалам значений альбедо подстилающей поверхности. В результате предыдущей работы С4] выяснилось, что вследствие недостаточной
точности балансомера группировка наблюдений по малым интервалам альбедо (через 9JO не позволяет выявить зависимость радиационного баланса от альбедо* Поэтому в настоящей работе были взяш более крупные
интервалы Л : 11-20, 21-30 и более ЗС$.
В Средней Азии наблюдаются все эти значения альбедо, но Я < 2 ( $
характерны для весны и осени, когда почва больше увлажнена. Летом
-
27
-
преобладаю® значения 21-30$. Во всех других рассмотренных районах,
как и на северо-западе ETC, во все сезоны наибольшая повторяемость
альбедо 11-20$. Значения 21-30$ встречаются здесь обычно в конце лета или начале осени Д и дальнейшем изложении при анализе закономерностей изменений радиационного баланса для каждого района использованы
преобладающие величины альбедо.
Как и в работе [4] , бЬ1ло проведено предварительное специальное
исследование того, насколько изменения разности температур почвавоздух ( A t ) , влияющей на эффективное излучение, отражаются на величине радиационного баланса при сохранении постоянства всех других
условий - высот* солнца, состояния его диска, облачности и альбедо
поверхности. Для этого использовались наблюдения в Средней Азии, оде
At максимальны. Так же, как и по измерениям на северо-западе ETC ,
очевидно по тем же причинам, не выявилось влияние колебаний A t на
величину радиационного баланса. Поэтому при обработке наблюдений значения A t не учитывались.
Вследствие коротких рядов наблюдений балансомером и необходимости группировки материалов по интервалам альбедо средние величины радиационного баланса удалось получить не для всех условий, для которых найдены средние значения рассеянной и суммарной солнечной радиации. Например, недостаточно данных для получения средних величин
радиационного баланса при С и на Дальнем Востоке, а для характеристики радиационного баланса при облачности 10/10 в этом районе пришлось объединить наблюдения всех станций.
Анализ средних величин радиационного баланса при разных условиях
показал, что закономерности изменений радиационного баланса для всех
районов одинаковы и совпадают с полученными по материалам наблюдений
на северо-западе ETC С4] .
Влияние интенсивности сияния солнца, формы и количества облаков
на величину радиационного баланса при неизменной высоте солнца и альбедо поверхности определяется влиянием этих факторов на приток коротковолновой радиации. Лишь в отдельных случаях проявляется влияние облачности на величину эффективного излучения.
Как видно из рис.5, при сплошном покрове облаков нижнего яруса
( П 10/10) в соответствии с различием в рассеянной радиации максимальный радиационный баланс - при S c , а минимальный - при Ns .
Подсчет эффективного излучения [Е 3фф = Q(i-.flJ-B] показал, что при
$С эффективное излучение немного больше, чем при N s , что уменьшает различие в радиационном балансе при этих облаках. При облачности
среднего яруса П 10/10 Яс радиационный баланс, как и рассеянная радиация, больше, чем при П 10/10 SС , но это различие несколько
компенсируется повышенным эффективным излучением цри Я С .
В соответствии с суммарной солнечной радиацией радиационный баланс
при О 2 и о Си больше, чем при C i , причем при сильном сиянии солнца
он лишь немного выше, чем цри умеренном (рис.6).
Сравнение рисунков 4 и 6 показывает, что изменение радиационного
баланса с увеличением количества облаков при неизменном состоянии диска солнца хорошо согласуется с соответствующими изменениями суммарной
- 2 8 -
КАЛ
а
см мин
Рис.5. ЗАВИСИМОСТЬ РАДИАЦИОННОГО БАЛАНСА ОТ ВЫСОТЫ
СШНЦ& ЛЕТШ НА ДАЛЬНЕМ ВОСТОКЕ (А=21-ЗС$).
1 - 0 ° Ш / Ш Sc;
2 - П 10/0 Лс ; 3 - П 10/10 Sc ;
4 -
5 -
П 10/10 S t ;
П 1 0 / 1 0 Ms.
радиации.
' 2. Изменения дневных величин радиационного баланса от сезона к сезону (при постоянстве всех прочих условий) такав определяются главным
образом изменениями в коротковолновой радиации. Наиболее детально можно было рассмотреть временные изменения радиационного баланса при безоблачном небе ( В 0 ) . В табл.6 представлены средние месячные величины
8>0 по двум районам - Дальнему Востоку и Средней Азии.
На рис.7 изображены изменения от месяца к месяцу радиационного баланса ( Ь 0 ) , поглощенной солнечной радиации Q 0 ( 1-Л ) и эффективного ивлучения подстилающей поверхности ( Е 0 ) при безоблачном небе
для нескольких районов. Поглощенная солнечная радиация вычислялась для
преобладающих в каждом райэне значений альбедо, а Е 0 определялось как
равность между поглощенной солнечной радиацией и радиационным балансом.
Как можно видеть из рис.7, всюду в соответствии с изменениями суммарной радиации наблюдается понижение летних величин В 0 , по сравнению с весенними и осенними. Слабее всего это выражено на Дальнем Востоке и наиболее резко - в Средней Азии, особенно в Ашхабаде. Последнее
оГ-1
Л
1о
& а ~
S, I -«S
О
I
?
со ю <о о
О О О О г- о
о о о о* о о о
0,33
0,34
0,36
Ю г* г" О
Й о
СМ СМ СМ_ СМ СМ СМ
о о о" о" О О О
0,23
0,25
0,26
0,43
0,44
0,46
0,64
0,61
0,60
0,61
0,62
0,63
0,66
0,75
0,69
0,69
0,70
0,71
0,72
&
02 Э
3 'О "St
О :.Л
"t
Л
о о о" о* о" о о"
0,13
0,15
0,16
0,54
0,52
0,50
0,52
0,52
0,53
0,56
'О
1
_ !
0,91
0,89 0,95
0,91
0,86
0,93
0,83
0,84
0,85
0,85
0,85
9,7о
0,75
_
1
0,03
0,05
0,06
•г0,44
0,42
0,41
8 8 8 & Й'§ 8
о о о о . о" о сГ
-0,01
0,00
-0,03
0,34
0,32
0,31
г 'Л
,6 м
.с
осо
0,24
0,22
0,22
0,78
'
А-11
!Л1
'
Восток
в
0,73
о
JS
'
0,14
0,12
0,12
'О
sp
0,78
0,76
0,70
0,72
0,70
. • к
о
0,03
0,02
0,03
0,73
0,72
0,66
0,68
0,66
0,71
8
0,68
0,67
0,66
0,63
0,61
0,64
я
8
0,62
0,60
0,60
0,57
0,55
0,58
•о
ts
Дальний
о
0,48
0,44
0,43
0,42
0,42
0,44
0,46
с?
0,40
0,36
0,36
0,34
0,35
0,37
0,37
•о
«о
0,18
0,14
0,13
0,13
0,14
0,17
0,12
и
я
н
щ
0,03
-0,10 -0,02
-0,05
-0,03
-0,08 -0,01
-0,04
0,03
-0,03 0,00
ю
л
Район
29
I |
1 1 I 1 1
1 |
1 1 1 1 1
СО СЛ
0QЙЬ-ISЛЬ-Ъ-Й500N»»JN
«Чtsй 1
о о о о о о
>» >» j- в а х
х
-
в
См а мин
30
-
U = 40°
Рис.б. ЗАВИСИМОСТЬ РАДИАЦИОННОГО БАЛАНСА ОТ КОЛИЧЕСТВА
ОБЛАКОВ (ЛЕТО).
1 - Средняя Азия (А = 21-30$), 2 - or ETC (А = 11-20$),
3 - северо-запад ETC (А = 15-20$).
обусловлено значительным повышением эффективного излучения поверхност и сухой обнаженной почвы от весны к лету. Как указано в описании станций [1] , на актинометрической станции Ашхабад площадка лишена растительности, в то время как на других станциях почва покрыта растительностью. Это обусловливает более сильное повышение температуры поверхности летом. В увлажненных районах, где площадка покрыта растительностью, изменения Е 0 в течение бесснежного периода гораздо меньше.'
•На Дальнем Востоке получается даже небольшое понижение Е 0 в июлеавгусте. Трудно сказать, насколько реален этот результат, так как в
величине Е 0 , вычисленной по двум независимо найденным средним значениям Q 0 и 6>0, суммируются ошибед. определения обеих величин. Однако он не лишен физического смысла, так как в районе действия муссона
летом резко увеличивается влагосодержание воздуха, что повышает атмосферное излучение.
Обработка наблюдений в Средней Азии при облачности меньше 6 баллов СL и Си и значительной прямой солнечной радиации (О 2 и О ) показала, что изменения средних величин радиационного баланса от одно-
-
31
-
V
VI
VII
0.8 0.7
OA Е.
0.2 0.1 -
0.6
-
0.5 0.4 0.1
-
IV
VIII
К
*
Рис.7. ИЗМЕНЕНИЕ РАДИАЦИОННОГО БАЛАНСА. ПРИ БЕЗОБЛАЧНОМ
НЕБЕ И ЕГО СОСТАВЛШЩ ОТ МЕСЯЦА К МЕСЯЦУ.
1 - Средняя Азия (А = 21-30$), 2 - Ашхабад (А = 21-30$),
3 - беверо-эапад ETC (А = 15-20$), 4 - Дальний Восток
( А = 11-20$).
го сезона к другому аналогичны его изменениям при безоблачном небе.
В других районах данных для получения зависимости В = f ( - P i 0 ) при
С и по сезонам Сыло недостаточно.
При облачности 10 баллов нижнего яруса для большинства районов
не удалось получить достаточно надежных графиков В = f (& 0 )при равных значениях альбедо за отдельные сезоны.
3 . Данные табл.б и особенно рис.7 показывают, как в результате
различия свойств подстилающей поверхности создается значительный
контраст в дневных величинах радиационного баланса увлажненных и с у хих районов. Хотя интенсивность суммарной солнечной радиации цри б е з облачном небе очень мало меняется в пространстве (рис.3), вследствие более высоких значений альбедо и температуры поверхности почвы
значения радиационного баланса в Средней Азии гораздо ниже, чем на
северо-западе ETC и на Дальнем Востоке. Но и в пределах одного
и
того же климатического района при одинаковых альбедо поверхности и
мало отличающихся потоках коротковолновой радиации дневные величины радиационного баланса на разных станциях могут различаться очень
сильно в связи с различным характером подстилающей поверхности. Как
- з а видно из рис.7, за счет повышенного эффективного излучения радиационный баланс поверхности обнаженной почвы в Ашхабаде летом значительно ниже, чем в среднем по всему району Средней Азии. Здесь эффективное излучение составляет 40-50$ от поглощенной солнечной радиации.
Разница в дневньес величинах радиационного баланса в Ашхабаде и на
станции Чарджоу, где поверхность покрыта хорошо развитой растительностью [1] , почти такого же порядка, как и между разными районами.
На Дальнем Востоке интенсивность радиационного баланса при безоблачном небе выше, чем на северо-западе, из-за некоторого уменьшения
альбедо и главным образом вследствие меньшего эффективного излучения.
Последнее обусловлено не только более низкой температурой, но и большим влагосодержанием нижней тропосферы в муссонном районе.
Пространственное распределение радиационного баланса цри наличии
облачности и значительной роли прямой радиации О 2 ,©Си и C i (рис.6)
такое же, как при безоблачном небе. Для юга ETC наблюдения при безоблачном небе не обрабатывались, но при © 2 . © С и в соответствии
с меньшей суммарной радиацией (рис.4) радиационный баланс здесь меньше, чем на северо-западе (рис.б). Однако различие в величинах баланса больше, чем в суммарной радиации. Это говорит о большем эффективном излучении на юге и моявт быть обусловлено более высокой темпераТурой деятельной поверхности вследствие меньших увлажнения почвы и
густоты травостоя.
В табл.7 приведены средние значения радиационного баланса при облачности П10/10 St, IVs и S c . Сопоставляя таблицы 7 и 3, можно видеть, что пространственное распределение дневных величин радиационного баланса цри сплошной облачности и одинаковом альбедо поверхности
в основном соответствует распределению коротковолновой (рассеянной)
радиации. Так, на Дальнем Востоке радиационный баланс при St и S c
больше, чем в других районах, а при IVS так же, как и для рассеянной
радиации, различие районов невелико. Вычисленное по средним значениям
D и В эффективное излучение при облачности П 10/10 St и IVS в равных районах практически совпадает и колеблется от 0,00 до + 0,02—§25—
СМ ТДОН.
.(табл.81 Следует иметь в виду, что точность этих значений меньше, чем
при любых других условиях облачности, так как величины коротковолновой радиации и радиационного баланса в этом случае Очень малы. Кроме
того, показания балансомера частично искажаются сопутствующими этим
облакам осадками. Все это позволяет для определения средних величин
радиационного баланса при низкой облачности в других районах производить его расчет по известным величинам рассеянной радиации (табл.З) с
учетом альбедо поверхности.
В табл.8 приведены вычисленные по средним значениям суммарной (рассеянной) радиации и радиационного баланса средние величины эффективного излучения естественной поверхности цри некоторых условиях облачности и сиянии солнца на северо-западе ETC.
Как уже указывалось, точность значений эффективного излучения меньше, чем радиационного баланса и суммарной радиации, по которым они бы-
-
33
-
Таблица 7
Средние за бесснежный период значения радиационного баланса
(в кал/см^мин.) при сплошной облачности П 10/10.
15
K4L
20 25
30
35
40 45
Район
0
Северо-за15-20
пад ETC
Центр ETC 11-20
Дальний
Восток
(среднее
для 1 и П
11-20
районов)
St
0,01 0,02 0,04 0,07 0,09 0,11 0,13 0,15 0,16
0,01' 0,03 0,05 0,07 0,08 0,09
Северо-за15-20
пад ETC
Центр ETC 11-20
Дальний
11-20
Восток
Северо-запад ETC
Центр ETC
Юг ETC
Дальний
Восток
10
0,02 0,05 0,08 0,10 0,12 0,15
-
—
50
55
-
-
—
—
NS
0,02 0,02 0,04 0,06 0,07 0,08 0,10 0,11 0,12 0,13 i
0,02 0,02 0,04 0,05 0,07 0,08 0,10 0,11 0,14 0,15
0,02 0,04 0,05 0,07 0,09 0,11 0,13 0,15 0,16 0,18
•*
—
Sc
15-20 0,00 0,02 0,04 0,07 0,10 0,13 0,15 0,17 0,20 0,22 0,25
11-20 0,00 0,02 0,05 0,07 0,09 0,12 0,14 0,16 0,18 0,19 :о,22)
0,01 0,03 0,07 0,09 0,12 0,15 0,17 0,19 0,20 0,22
11-20
11-20
0,02 0,03 0,06 0,08 0,12 0,15 0,18 0,20 0,23 0,24
—
ли вычислены, так как в них складаваются ошибки определения обеих величин. Однако, несмотря на это, полученные таким способом средние знаТаблица 8
Средние величины эффективного излучения (в кал/см^мин) при различных условиях.
Облачность
баллы
О/о
6-7
ш
10
форма
©2Си
ПСи
oCLuCs
о°Сб,Си
П Sc
плс
flSc
ПС6
nst
nws
п=
10
15
20
0,13
0,14
0,06
0,14
0,12
0,06
O.lt 0,17 0,1? 0,17 0,17 0,18
0,1с 0,14 0,1Е 0,16 0,17 0,18
0,0£ 0,07 0,07 0,07 0,07 0,08
0,09 0,10
0,06 0,07
0,02 0,01
0,10
0,07
0,03
0,1С 0,10 0,10 0,10 0,09 0,10
0,07 0,06 0,07
0,03 0,04 0,05 0,05 0,05
-
0,04
0,01
0,02
0,01
0,00
0,00
-
25
30
35
40
45
0,04 0,04 0,06 0,07 0,08 0,09 0,10
0,02 0,01 0,02 0,03 0,04 0,03 0,04
0,02 0,02 0,01 0,01 0,00 0,00 0,00
0,01 -0,01 -0,01 -0,02 -0,02 0,00
0,00 0,00 -0,01 -0,01 -0,01 -0,01
0,00 -0,01 -0,01 -0,01
50
34
-
чения эффективного излучения-обнаруживают Бполне закономерные изменения о изменением метеорологических условий. В самом деле, максимальные величины эффективного излучения получаются при безоблачном небе,
а также при наличии облаков, но значительной прямой радиации ( . о 2 , © ) ,
когда велика звмпература поверхности.
При этих же условиях, очевидно, в связи с' суточным ходом разности
температур почва-воздух [1]
получается и увеличение эффективного
излучения с возрастанием высош солнца. При том же количестве облаков, но отсутствии прямой солнечной радиации ( П. ) эффективное излучение уменьшается в связи с меньшим прогревом поверхности.
Минимальные значения эффективного излучения земной поверхности,
как и следовало ожидать, получились при низкой облачности (10/10 S t ,
N S ) и тумане, В связи с большей высотой нижней границы облаков эффективное излучение при Sc taaus ((Щ / И ) получилось больше, чем
при SCop.( 10/10), а при
больше, чем при Sc . Закономерность
в изменениях.вычисленных значений эффективного излучения косвенным
образом свидетельствует о достаточной надежности полученных в данной
статье и работах [3, 4] средних величин коротковолновой радиации и
дневного радиационного баланса естественной поверхности. Эти величины могут быть использованы при различных исследованиях теплового баланса поверхности суши при конкретных заданных или прогнозируемых
условиях погоды, например, для расчетов трансформации воздушных масс,
суточного хода тепло- и влагообмена деятельной поверхности с атмосферой в бесснежный период.
Л и т е р а т у р а
1 . Б а р а ш к о в а Е.П., Р а е в с к и й В .Л., Д ь я ч е нк о Л.Н., Л у г и н а К.М., П и в о в а р о в а З.И. Радиационный режим территории СССР. Гидрометеоиздат, 1961.
3 . Б а р а ш к о в а Е.П. Рассеянная радиация в Карадаге. Труда ГГО,
вып.80, 1959.
3 . Г а л ь п е р и н Б.М. и С е р я к о в а Л.П. Рассеянная и
суммарная солнечная радиация при различных
облаках. Труды ГГО, вып.152, 1964.
4. Г а л ь п е р и н Б.М. и С е р я к о в а Л.П. Дневные величины радиационного баланса за бесснежный период при различной облачности. Труда ЛГМИ,
вып.14, 1963.
о. Г а л ь п е р и н Б.М. О суммарной и рассеянной радиации в Арктике. Труды ААНИИ, вып.229, 1960.
6 . Ч и ж е в с к а я М.П. Рассеянная радиация по наблюдениям в Воейково. Труда ГГО, вып.129, 1963.
-
35
-
С. В. ЗВЕРЕВА
ПРОЗРАЧНОСТЬ АТМОСФЕРЫ В
АНТАРКТИКЕ
В данной работе использован более полный материал актинометрических наблюдений в Антарктике, чем это было сделано ранее [У, 8 ] . По
наблюдениям семи советских станций в период первых трех континентальных антарктических экспедиций [11, 13, 15] и двух американских станций [6] нами обработано более 2000 измерений прямой солнечной радиации (табл.1).
По каждому наблюдению с помощью номограммы Закавказского НИГМИ
C9J нами были определены коэффициента* прозрачности атмосферы и интенсивность прямой солнечной радиации, приведенные к первой массе атмосферы. Для высокогорных станций выполнено приведение оптической массы
к нормальному давлению.
Значения коэффициента прозрачности атмооферы
В табл.2 приведены по месяцам и за год средние, максимальные
и
минимальные значения коэффициента прозрачности атмосфер! по каждой
станции.
Наиболее полные наблюдения ст.Мирный показывают значительную мехгодовую изменчивость коэффициента прозрачности. Поэтому данше, подученные для большинства станций на материале одного года наблюдений,
не могут рассматриваться в качестве надежной климатической характеристики.
Вместе с тем выявляется определенное различие коэффициента прозрачности атмосферы на разных станциях, обусловленное особенностями
географического полоюния каждой станции и климатических условий на
ней.
Географическое распределение коэффициента
прозрачности
По характеру местоположения и особенностям атмосферной циркуляции
В.А.Бугаевым (3] был выделен ряд климатических зон Антарктиды.
К зоне высокого антарктического плато относятся станции Восток,
з
№
»
а
I?
I
1300
Побережье
1260
30
2700
3140
3540
3570
3420
45
2880
93 01
95 30
96 35
97 29
87 35
106 52
162 28
S S S S S & f c S
% я & Й Й я ЙЙ
0
М
m
о
Ш3
п
t
S
3
м
«7
ч
о
i
о
Я а Н О Ф
Q, О о
a
Н Н .
pq о H
l a
3
п
s
8
3
g
Й
в
36
Ч
s i
28/ХП-58 г.-5/1-59 г.
4/1-58 г. -31/ХП-58 г.
1/Х1-57 Г.-31/Х-58 г.
1/Ш-58 г. -31/ХП-58 г.
со
1040
З/Ш-57 Г.-31/ХП-58 г.
20/1У-58 Г.-22/Х1-57 г.
Общее
число
наблюдений
т-
840
620
1/1-58 Г.-31/Я1-58 г.
1/Й-56 Г.-31/ХП-58 г.
1/1-57 Г.-15/Х1-58 г.
Период наблюдений
со
340
п
I
Побережье
28
Us"
i l l
100°43' в.
ж Q)
ая
Долгота
8
| |
в°
Широта
-
»— с\з «—
Q
Bi
g
s i
a ?
®
ш
a o>
iff
f»,
д
X
т-"
й
1
е> &
К SL
со R
аз
1
§
X
8
X
S
см
«о
|
11
ООО
ю
о
см 3 8 8
о о" о
ООО
8
о о" о
а' о о о
aо |8 .5
Е
Рц Рн РЦ
•
щ
t^T-
!
ас
о
3
§
1 11
f«—«
ООО
О
т—'
ООО
1
1 I 1
ю
*—
00
CD О О
& 8 5
°
Е Е
Он рц (X,
Сн'
1(8
о>
8
СО
$
я
0,837 0,820 0,808 0,819
0,885 0,848 0,824 0,855
0,810 0,793 0,773 0,792
0,838
0,858
0,822
1
Число наблюдений
§
0,849 0,847
0,882 0,866
0,830 0,817
т
0,832
0,849
0,803
0,885
0,767
0,882
0,792
0,885
0,767
Щ
Все
экспедиции
б
ю
0,841
0,862
0,858
0,854
t»
0,820
0,830
0,810
8 s
0,857 0,844 0,818
0,866 0,862 0,8301
0,850 0,810 0,794
>,
<о
о>
0,806
0,824
0,773
4
0,841 0,839 0,834
0,855 0,852 0,885
0,830 0,817 0,810
к
Число наблюдений
Средние
an гютт
37
-
с\)
ООО
*
^
о!!'•к 1 1
О
N. I I I
ООО
i n
ООО
• к с
D. В -i
о ЕЕ
Он Он Он
'к*
1
о
со
I"».
!>Ч
•й
и 1.
cog
1
W
ю
00
о>
ю
ООО
г*
S
оQ 1 1
JS
о
сч
^
л 8 •§
« Е Е
№ Рн №
(Я
t 11
ч—1
£ 3 1
Js ш ts
о о" о"
ю
8
I 1 t
и
Is
1
0
1
ч—•
о
О
СО
•sf
т-1
СО
^
& 1 1
РЦ PU рЦ
с,
*
к 2
ш
ООО
с
см
со
о о о"
ts
W rt g
ч—• cn ®
со О О О
аз
1 II
ж
0
1
О•
г—«
СО
• 0
х с~>
О,
о £ £
а, а. о.
9 со
я 8
и
СО
1
I0
1
8
8-
So
Я
8
Я
со
0,772
0,812
0,852
1
0,810 0,810 0,813 0,814 0,794 0,802 0,817
0,848 0,850 0,845 0,840 0,850 0,840 0,860
0,823 0,765 0,772 0,751 0,744 0,754 0,762
ООО
0,805
0,829
0,782
\
0,860
0,755
0J
со ю
0,777 0,783 0,793 0,807 0,803 0,809 0,823
0,817 0,830 0,805
0,795 0,813 0,845 0,824 0,819 0,840 0,860 0,840 0,840 0,810
0,755 0,765 0,772 0,774 0,775 0,774 0,762 0,814 0,824 0,800
1
38
Все
экспедиции
0
8
0,838 0,840
0,870
0,820
£
0,833 0,826 0,818 0,805
0,850 0,842 0,840 0,850
0,768 0,773 0,751 0,772
E
0,838
0,738
^
0,798
0,824
0,777
"
0,824
0,836
0,810
8
0,795 0,792 0,780 0,791
0,838 0,820 0,810 0,820
0,780 0,765 0,744 0,754
Средние
за год
§
1 КАЭ
1956 р,
га
i
Число наблюдений
п
-
i g
О о
ООО
a
§ 1 s
ООО
«
ООО
* с;
а• о
£ £ £
PU f i t Си
X
X
||
СО
А
ю
<—'
р»
•о
8
£
о* о о*
. ® FV
1
С*'
и
о>
>1
Г- 1о—
$
О О О
1-*
м
0
а
©
1
о
^ см м бн
3 8 £• О
Й
Ч-Н
X
Число наблюдений
0,819
0,822
0,803
®
°
s с
i е
А. рц Л
^
О О О
>»
см
а
00
к
Ем
а
X
«О
X '
«О
й
•
а о»
«
б
X
о
п
3
а& *
| -gс
PL, PL, PL,
со
X
со
т->
X«
СО
0,746
0,822
0,663
8
0,751 | 0,755 0,533
0,795 0,830 0,840
0,690 0,660 0,640
9 .
г—
Средние
за год
0,845
0,730
Ом
0,783
0,820
0,743
B.S
0,775 Ь,772 0,781 0,799 0,807 0,812 0,750 0,766
0,835 0,803 0,825 0,825 0,830 0,845 0,832 0,768
0,730 Р,740 0,740 0,756 0,750 0,764 0,698 0,764
Средние
за род
0,832
0,696
Е
•
а
с
ч -±
11
•а 1
0,840
0,640
39
Экспедиции
Б
С*-
0,805
0,830
0,774
Р
Экспедиции
Е
0,800
0,820
0,756
а
0,815
0,830
0,790
и*
0,761
0,623
0,696
•
Число наблюдений
Средние
8в год
-
ь»
а
к
«
§
®
I
03
8
а
&
о<
»
а . а.
I
с
Е
•
§^
Экспедиции
а
г—
й
Я
X
X»
й
Й.
Я шS
00^ 00 IV
о" сТ о*
8
• X с
О» О •-•
« Е Е
(X, Р-1 О)
Э
и
•
Н СЛ
•
СЛ
е
•
S
а
II
О
.5
8.
с5
<0
о
X
00
СО
X
о
X
«—
IV
СО
0,866
0,717
I
0,816
0,852
0,768
х
«
0,824
0,860
0,780
Е
1о .я
о
ТО
0,813 0,812
0,845 0,865
0,748 0,768
>»1
г"
В
0,783 0,826
0,837 0,866
0,717 0,770
SСО
40
1 ш
1958 г.
-
»
•0,882
0,745
•
Число наблюдений
I
1
У | Средние
1 за год
<
0,817
0,855
0,766
§1
Е
0,813 0,803 0,802 0,821
0,855 0,850 0,818 0,850
0,765 0,745 0,772 0,800
В
0,775 0,804 0,835 0,848
0,835 0,858 0,880 0,870
0,745 0,755 0,773 0,778,
к
Число наблюдений
Средние
sa год
-
СО
О О О
к
•
й
« £ £
Ot Рч №
в i
*
с
о
о
PQ
аВ
т—«
X
8
X
СО
X
!S
г
S
S
>5
э
00
О«
тС
—
0,855
0,725
• с
аз
41
-
£
5
°
«Ч
S
1
Е
о
55
-
* с
ft с
° £ £
Он Рн P-i
as
оэ
0,842
0,864
0,825
Число наблюдений
0,845
0,855
0,833
>>
ю
00
0,843
0,846
0,833
0,808
0,842
0,758
О
ОX
«й о
с
0,849
0,855
0,840
0,795
0,845
0,725
8О ЕК
Средние
за год
0,816
0,840
0,762
й
0,811
0,837
0,725
т—
0,806 0,816 | 0,803 0,806
0,855 0,840 0,829 0,845
0,7/3 0,782j 0,765 0,775
е
Число наблюдений
а
1 КАЭ
1958 г.
Экспедиции
Средние
эа год
-
0,864
0,825
s
С
е
X
X
X
£
ft 0 о £ £
№ Он Of
•
<£ 8
О I—
ю
X
и
о>
С
-
42
-
Советская, Комсомольская. Сюда яв можно отнести станцию АмундсенСкотт.
К воне антарктического склона относятся станции Восток-1 и Пионерская.
К зоне антарктического побережья относятся станции Мирный, Оазис
и Лига Америка.
Климат антарктического плато, как известно, отличается исключительной суровостью. Высокогорное положение плато (более 2800 м), высокая
широта (более 74°) создают здесь самые низкие на земном шаре отрицательные температуры в течение всего года.
Над плато преобладает малооблачная погода, так как облака нижнего
и отчасти среднего яруса лежат низе уровня станций, наблюдается большая сухость воздуха, количество осадков незначительное, ветры слабые
(3-5 м/сек.), так как уклон купола Антарктиды здесь еще мал.
Рассмотренные особенности этой высокогорной зоны обеспечивают большую прозрачность воздуха. Действительно, коэффициент прозрачности
8деоь (табл.2) выше, чем в других районах Антарктиды. Особенно выделяется район географического полюса - станция Амундсен-Скотт.
Представляет интерес сопоставить значения коэффициента прозрачности в Антарктике и в Арктике. Соответствующие данные приведены в табл.3,
в которой сведения по Арктике использованы из рабош С4].
Согласно данным табл.3 коэффициент прозрачности на станциях антарктического плато существенно выше, чем в Арктике.
Незначительная облачность и малая влажность воздуха над плато способствуют его сильному радиационному выхолаживанию. Это приводит к
двум важным следствиям, определяющим состояние прозрачности атмосферы.
Во-первых, под действием силы тяжести выхоложенный воздух начинает
стекать по ледяному цуполу сначала хотя и пологого, но большого по цротяявнности склона Антарктиды (до 600-800 км шириной) и приобретает большие скорости, достигающие на склоне и особенно на побережье ураганных
значений C7J.
Сильные стоковые ветры поднимают в воздух большое количество снега,
вызывая почти постоянные поземки и метели. Облака снежной пыли поднимаются до 50-100 м высозы и долго носятся в воздухе. Метели зимой в
отдельных местах склона бывают почти ежедневно, даяе летом число дней
с метелями достигает 15-20.
Среднее число дней с метелями за год и за период актинометрических
наблюдений по Н.И.Русину t7] приведено в табл.4.
Вторым следствием сильного радиационного выхолаживания воздуха над
антарктическим плато является возникновение резких приземных инверсий
температуры и влажности, вертикальная мощность которых в глубине континента достигает 1 км. Инверсии сохраняются в течение почти всего
года. Только в двух-трех наиболее теплых месяцах они становятся менее
мощными и удерживаются лишь при низком положении солнца.
Инверсионное распределение температуры и влажности в приземнсы слое
определяет направление турбулентного потока тепла и пара из атмосферы
к подстилающей поверхности, что является благоприятным для сублимации
-
о.
О
3
CV? -sf
M S
о о о о о
WON
N Ol О
N- !S 00
о о о о о
J*
0-1
8о
W
2
43
Ъ> ^ О) И j f f f l
•о S-- IS- 6» IS IS
-
•ф
о о
О
£ QJ
Q
со
о о
Е IS^
d
£
Ш
USB
«
aii
n
9
13
Ю
о
СП
Ю В N СО 0>
X.
о£
cu O O
o o o o o o o
св
аэоо
в (J3-*1 о о
n n ш a m oo m
о о" о" о" о" о" о
S2 я
$ 8 8 2 Я fc
I
3
8
% а
g g2 g
Я св
S
оЯ
8
о
Я
Я
3»
33
г- а
«
О
о*
в
о
и
S
е
и
I
§
Д О. S
Ц 01 ю
ic
I.
М
о" кS о0JJ
W8
И
в
8 £ S ф
р
оп оо
О CQ
I
I
ю ю
N
1
со о»
»
Й
о
<0
о
ю
-
44
Таблица 1
Число дней с метелями.
№
ц/п
1
2
3
4
5
б
Станция
Восток
Советская
Пионерская
Мирный
Оазис
Литл Америка
Число дней
за год
41
9
209
190
70
122
27
б
193
121
45
87
и конденсации водяного пара как в приземном слое, так и на самой снежной поверхности. Это приводит к воавикнсшению дымок и туманов над
всем антарктическим плато. Для зоны высокогорного плато более характерны дымки, в зоне ледникового склона довольно большую повторяемость
помимо дымок имеют и туманы.
Особенно часто возникают и наиболее длительно удерживаются дымки
и туманы на ст.Пионерская и Восток-1, так как,помимо уже указанных
особенностей, эти станции лежат на уровне нижней границу облаков.
Поэтому облака среднего и даже верхнего ярусов лежат у самой поверхности земли.
Сочетание таких неблагоприятных условий, как частая повторяемость
метелей, снежных и ледяных облаков, дымок и туманоЕ, приводит к тому,
Что прозрачность атмосферы и горизонтальная видимость на станциях
ледникового склона оказываются самыми низкими в Антарктике.
Величина среднегодового коэффициента прозрачности на ст.Пионерская
такого же порядка, а на ст.Восток-1 даже значительно ниже, чем коэффициенты прозрачности на островах Диксон, Мостах и Четырехстолбовой,
расположенных на аналогичных широтах в Арктике (табл.З).
Не все станции антарктического плато характеризуются одинаковой
Прозрачностью атмосферы. Это видно из рис.1 а, где изображен годовой
ход коэффициента прозрачности на каждой станции плато и склона.
Наиболее высокая прозрачность воздуха отмечалась на ст.АмундсенСкотт в течение трех месяцев, по которым наблюдения были в нашем распоряжении . Это объясняется как ее большой удаленностью от побережья
(табл.1), так и тем, что обработанные нами наблюдения, как
правило,
были проведены при штиле или слабом ветре, при отсутствии дамок и
других явлений, вамутняющих атмосферу. Поэтому среднемесячные коэффициенты прозрачности оказались более высокими, в то время как максимальные их значения такого нз порядка, как и на станциях Комсомольская,
Советская и Восток.
Несколько неожиданной оказалась более высокая прозрачность атмосферы на ст.Комсомольская весной и летом по сравнению со станциями
Советская и Восток, расположенными ближе к вершине купола Антарктиды,
где следовало ожидать большую прозрачность воздуха. На большую горизонтальную дальность видимости на ст.Комсомольская указывает
и
-
45
-
Н.П.Русин
[ 7 ] . Объяснение этому обстоятельству следует искать
в особенностях рельефа плато Восточной Антарктиды. ЁЬюота плато в
районе ст.Советская резко снижается к северо-западу в направлении
обширной долины, выходящэй к валиву Пред с, по которой относительно
теплые влажные массы воздуха, вторгающиеся на Антарктиду, достигают
ст.Советская легче и чаще, чем ст.Комсомольская, хотя последняя расположена ближе к побережью, но на более крутом и трудно доступном
склоне С31 .
Станции Советская и Восток расположены в сходных условиях на плато и характеризуются близкими значениями коэффициентов прозрачности.
Небольшое уменьшение коэффициента прозрачности на ст.Восток
по
сравнению с Советской объясняется тем, что до нее чаще доходят теплые
влажные массы воздуха из района моря Росса, от которых ст.Советская
заэкранирована небольшим гребнем, отходящим от центрального купола
Антарктиды в сторону Мирного [ 1 , 5 ] .
Температурный режим побережья Восточной Антарктиды блиэок к режиму аналогичных широт Арктики. Режимы же влажности и ветра резко различаются. В Арктике относительная влажность, особенно этой, высокая,
воздух постоянно близок к насыщению, поэтому дамки и туманы наблюдаются часто. На побережье Антарктиды туманы возникают только над территориями внешних и внутренних шельфовых ледников (ст.Литл Америка) при
вторжении на их выхоложенную ледяную поверхность масс теплого и влажного морского воздуха.
На все остальное побережье Антарктики, подвергающееся действию
сильных стоковых ветров, в частности на ст.Мирный, расположенную
у
самого края ледяного берьера, и в Оазисы поступает со склонов исключительно сухой воздух, потерявший всю свою влагу на длинном цути вдоль
ледникового склона. Поэтому дамки и туманы являются в этих районах побережья крайне редким явлением. Этим и объясняется, что коэффициенты
прозрачности на ст.Мирный и особенно Оазис значительно выше, чем на
всех арктических станциях.
Оазисы отличаются от окружающих районов побережья ещз большей сухостью. Это вызвано тем, что и бее того сухой воздух, приносимый в
Оазис с окружающих ледников, двигаясь над нагретой обнаавнной
поверхностью Оаэиса, еще более удаляется от состояния насыщэния. Относительная влажность в оазисах летом падает в отдельные дни до 15-20$.
Среднесуточная влажность летом '67%, в то время как вне оазиса
она
63$ [7] . Кроме того, в Оазисе развиваются фёноше явления, что поддерживает там еще большую сухость воздуха.
Сочетание таких благоприятных условий в Оазисе, как наибольшая сухость воздуха и малое количество метелей и поземков, так как ветры
слабые, обусловливает исключительно высокую прозрачность атмосферы.
Среднегодовой коэффициент прозрачности в Оазисе - 0,834, значительно
выше, чем на других станциях Антарктида и тем более Арктики, и ус*цу-.
дает только ст.Амундсен-Скотт.
Близки к условиям в Арктике значения коэффициента прозрачности на
стЛитл Америка, которая хотя и является прибрежной станцией, но рас-
-
46
-
положена в другом секторе Антарктики с иным рельефом и метеорологическими условиями, чем зона побережья восточного сектора.
Здесь наблюдаются более низкие температуры (большая широта), более
высокая относительная влажность, больше осадков, чем на восточном
побережье. По Н.П.Русину среднегодовая относительная влажность составляет: в Мирном - 69$, в Оазисе - 66%, в Литл Америке - 84$. Кроме
того, ст.Литл Америка расположена на большом шельфовом леднике далеко от ледникового склона, так что стоковые ветры здесь не имеют такого значения. При вторжениях морского воздуха на выхоложенную поверхность ледника происходит образование дамок и туманов. Число дней
с туманами за год равно: в Мирном - 2, в Оазисе - 2, в Литл Америке 46.
Особенности годового хода коэффициента прозрачности
атмосферы на различных станциях
Несмотря на то, что годовой ход коэффициента прозрачности
на
антарктических станциях выражен сравнительно слабо, по его характеру
все антарктические станции можно разделить на две группы: береговые
станции и станции ледникового плато и склона.
Группы береговых станций, как видно из рис.1 а, имеет годовой ход
коэффициента прозрачности, подобный годовому ходу в Арктике и на
других станциях СССР, т . е . летом наблюдается минимум.
РС,
0.860
0.820
0.710
0.740
1
mi
1
ix
и
'
ii
'
*u
'
I
1
a
in
к
v
РисИа.СДОБОЙХОД СРЕДНИХ КШФЭТЦИИНТОВ ПРОЗРАЧНОСТИ
АТМОСФЕРЫ НА БЕЕКГОШХ АНТАРКТИЧЕСКИХ СТАНЦИЯХ.
1 - Литл Америка, 2 - Мирный, 3 - Оазис.
Такой характер годового хода коэффициента прозрачности показывает,
что основным фактором, обусловливающим ослабление солнечной радиации
на этих станциях, является содержание водяного пара в атмосфере, имеющее аналогичный годовой ход.
Наиболее отчетливо ход выражен на ст.Оазис. Станции Мирный и Литл
Америка характеризуются менее плавными кривыми. Впрочем.следует учитывать разнотипность приборов, использованных на советских и американ-
-
47
-
ских станциях. Кроме того, за исключением резко выделяющихся низких
значений коэффициента прозрачности в Литл.Америке в сентябре (когда
число-наблюдений .мало), в остальные месяц* величины близки к тому,
что наблюдалось в Мирном.
Уменьшение коэффициентов прозрачности в Мирном и Литл Америке весной и осенью по сравнению с Оазисом объясняется усилением метелевой
деятельности, которая на этих станциях в эти сезоны весьма сильная
(табл.4).
Обобщенная кривая голового хода для всех трех береговых станций
(рис.2) с явным минимумом детом имеет амплитуду 0,038,, б л и з ^
по
величине к амплитуде на арктических станциях, где она равна 0,033
для всех полярных станций и 0,038 для всех дрейфующих станций, что,
конечно, значительно меньше, чем на станциях средней полосы СССР,
например, в Павловске, данные которого для сравнения помещены на рис.2.
Станции ледникового плато и склона (рис.1 б) имеют обратный годовой ход коэффициента прозрачности, максимум наблюдается летом, минимумы - весной и осенью.
И*
0.SM
0.(40
олоо
3
0760
олао
-и.
VIII
№
Рис.16. ГОДОВОЙ ХОД СРЩМХ КОЭФЧЩШТОВ ПРОЗРАЧНОСТИ
КШХМЫ НА СТАНЦШХ АНТАРКТИЧЕСКОГО ПЛАТО И СКЛОНА.
1 - Комсомольская, 2 - Советская, 3 - Пионерская,
4 - Восток, 5 - Восток-!',. 6 - Амундсен-Скотт.
Необычность годового хода коэффициента прозрачности на этих станциях говорит о том, что ослабление радиации, вызванное водяным паром,
перекрывается здесь влиянием более сильных процессов ослабления, имеющих годовой ход, обратный годовому ходу содержания водяного пара в
атмосфере. Объяснение атому следует искать в рассмотренных выше
особенностях расположения станций на ледниковом плато и склоне.
Резкое инверсионное распределение температуры и влажности в приземном слое на плато и склоне, как уже говорилось, приводит к постоянной сублимации и конденсации пара в этом слое и к образованию дымок и туманов. С другой стороны, сильные стоковые ветры, поднимая в
-
48
-
воздух снежную пыль, вызывают постоянные метели и поземки. Летом оба
эти процесса замутнения атмосферы ослабевают, так как частично или
полностью разрушается приземная инверсия и ослабевают стоковые ветры.
Годовой; ход коэффициента прозрачности с максимумом летом на одних
станциях вцражен более резко (Комсомольская, Пионерская), на других
менее заметно (Советская, Восток). Если же рассмотреть осредненную
кривую для всех станций ледникового шато и склона (рис.2), то такой
ход, бее сомнения, имеет место.
Рис.2. ГОДОВОЙ ХОД ОСЩНЕННЫХ КШФЯЩИЙНТОВ ПРОЗРАЧНОСТИ
A'iMOCSSPbl НА АНТАРКТИЧЕСКИХ И АРКТИЧЕСКИХ СТАНЦИЯХ.
1 - станции антарктического плато и склона, 2 - береговые антарктические станции, 3 - арктические станции, 4 - Павловск.
Амплитуда осрецненной кривой невелика - 0,026, на отдельных станциях она значительно больше (Комсомольская - 0,078, Пионерская 0,062, Советская - 0,054 и Восток - 0,021).
Таким образом, летом на всех антарктических станциях ослабление
радиации определяется в основном содержанием водяного пара в атмосфере, а так как различия в содержании водяного пара межцу отдельными
станциями Антарктики сравнительно невелики, то естественно, что
и
величины коэффициентов прозрачности летом на всех антарктических
-
49
-
станциях блиэки между собой. Наибольшее различие наблюдается весной
и осенью.
Принимая во внимание малую амплитуду годового хода среднемесячных
значений, коэффициента прозрачности, можно в первом приближении считать, что полученные среднегодовые значения коэффициентов прозрачности в целом характеризуют условия прозрачности атмосферы в районе
каждой станции.
На рис.3 приведены кривые годового хода средних максимальных коэффициентов прозрачности на всех станциях плато и склона (кривая 1) ,
береговых станций (кривая 2) и всех арктических станций, (кривая 3 ) . .
II
.
41
V
«I
у*
m
v
*
w
Рис.3. ГОДОВОЙ ХОД ОСРВДНЕНШХ МАКСИМАЛШЫХ КтаадМЩЕНТОВ
ПРОЗРАЧНОСТИ АТМОСФЕРЫ В АНТАРКТИКИ И АРКТИКЕ.
1 - станции антарктического плато и склона, 2 - береговые
антарктические, станции, 3 - арктические станции, 4 - Павловск.
Эти данные получены цутем осреднения абсолютных максимальных значений коэф|ициентов прозрачности по каждому месяцу на всех станциях.
Как. видно из рассмотрения рис.3, годовой ход средних максимальных
коэффициентов прозрачности на. антарктических станциях аналогичен,
годовому ходу средних коэффициентов прозрачности на тех же станциях.'
Максимальные значения коэффициента прозрачности на арктических
станциях в целом значительно ниже, чем на антарктических станциях.
Представляет интерес сравнить абсолютные максимумы коэффициента
прозрачности в Антарктике и Арктике. Соответствующие данные приведены в табл.5.
Из рассмотрения данных табл.5 следует, что максимальные значения
коэффициентов прозрачности на антарктических станциях значительно
выше, чем на арктических, и приближаются к коэффициенту прозрачности
идеальной атмосферы.
-
50
-
Таблица 5
Абсолютные максимумы коэффициентов прозрачности
в Антарктике и Арктике,
Антарктика
Месяцы
УШ
X
1Х
XI
ХП
1
П
ill
1У
У
Стан- }азис Оазис Оазис Коме. Коме. Ам.-Ск. ЙЧРНИй Мирный Мирный Мирный
ции
р• та* },882 0,866 0,885 0,870 0,882 0,864 0,860 0,872 0,870 ; 0,852 i
Арктика
Месяц*
Станции
Ртах
П
ш
1У
У
C1I-6 СИ-5 СП-2 QI-7
1957 1956 1950 1957
0,819 0,840
га
У1
0,842 0,836
УЩ
СП-2
1950
CII-2
1950
0,837
0,846
1Х
X
СП-7
1957
0,818
Абсолютный максимум коэффициент прозрачности в Антарктиде (ст.
Оазис 0,885) только на 2/5 ниже коэффициента прозрачности идеальной
атмосферы.
Л и т е р а т у р а
1.Аверьянов
2.
3.
4.
5.
6.
/.
8.
9.
10.
В.Г.
Центральная Антарктида. Труды Советской
антарктической экспедиции, т.ЗО, 1963.
А с т а п е н к о П.Д. Атмосферные процессы в высоких широтах
южного полушария. Изд.АН СССР, М.,I960.
Б у г а е в В.А.
Климатические зоны Восточной Антарктида.
Метеорология и гидрология, № 3, I960.
3 в е р в в а С.В.
Прозрачность атмосферы в Арктике. Труда
ААНИИ, т.229, 1961.
Карта исследований в Антарктике в период Международного геофизического года 1956-1960 г г . , М., 1960.
Материалы актинометрических наблюдений США в Антарктиде в период
МГГ, микрофильм, фонда ААНШ.
Р у с и н Н.П.
Метеорологический и радиационный режим
Антарктиды, 1йдрометеоиздат, 1961.
С у б б о т и н а З.Я. Коэффициент прозрачности в Антарктиде.
Труда ГГО, вып.115, 1960.
Т а в а р т к и л а д в е
К.А. Номограмма для приведения коэффициента прозрачности и интенсивности
солнечной радиации к любому числу масс
атмосферы. Труды Закавказского НИГМИ,
вып.14, 1963.
Труды Советской антарктической экспедиции 19о5-19о7 гг. Общее
описание. 1959.
- b i -
11. Труды Советской антарктической экспедиции, т.З. Первая континентальная экспедиция 1955-1957 гг. Материалы наблюдений. 1959.
12. Труда Советской антарктической экспедиции, т.В. Вторая континентальная экспедиция 1956-1958 гг. Общее описание, 1960.
13. Труда Советской антарктической экспедиции, т.УЗ. Вторая континентальная экспедиция 19t:>6-1958 гг. Материалы наблюдений,
1961.
14. Труды Советской антарктической экспедиции, т.16. Третья континентальная экспедиция 1957-1959 гг. Общее описание и научные результаты. 1962.
15. Труды Советской антарктической экспедиции, т.29. Третья континентальная экспедиция 1957-1959 гг. Материалы наблюдений.
1962.
16. Ш л я х о в В.И.
Некоторые результаты актинометрических
исследований. Труды Советской антарктической экспедиции, т.9. Вторая континентальная экспедиция 1956-1958 гг. Научные
результат. 1960.
-
А. Г. БРОЙДО,
52
-
В. И. НОСОВА, Л. И.
Э. И. РУБЦОВА
ПОМОЗОВА,
О РАСЧЕТЕ СРЕДНЕЙ СУТОЧНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ
ПОВЕРХНОСТИ ПОЧВЫ
Данные о температуре земной поверхности используются при рассмотрении теплового режима почвы и при решении ряда задач физики приземного слоя атмосферы. Тем не менее до настоящего времени на сети гидрометеорологических станций еще не имеется удовлетворительной методики определения этой температуры. Поэтому целесообразны попытки дальнейшего уточнения и упрошения методов непосредственного ее измерения
и способов расчета. В частности, заслуживает внимания использованный
Т.В.Кирилловой [1] прием определения среднесуточной температуры поверхности на основании предположения о том, что средняя из разностей
температуры почва-воздух за климатологические сроки 01, 07, 13 и 19
часов близка к четверти этой разности в срок 13 часов:
t 2 0 = "2^- ( t 0 - tj.olda. 1
(1)
откуда для искомого значения получается
t0=W0+i
Uo-WoW •
(2)
В этих формулах t 0 - температура поверхности, Ц_0 - температура
воздуха на высоте 3,0 м над поверхностью. Из (2) ясно, что использование (1) позволяет для определения среднесуточной температуры поверхности выполнять за сутки лишь одно ее измерение в 13 часов, чем
несколько уменьшается трудоемкость этого определения.
Поскольку,однако,при наблюдениях только в климатологические сроки
то соотношение (1) выполняется тем лучше, чем ближе к нулю величина
(to"t-i.o)o
1^-0 - t2i0)QTl+ (t 0 -t 20 ), 3T .
(3)
Степень же близости к нулю этого выражения зависит от факторов
астрономических (продолжительность дня, определяющая "попадание"
сроков 01, 07 и 19 часов на светлое или темное время суток), метеорологических (в первую очередь от облачности и осадков в эти сроки
и перед их наступлением), почвенных (тепяофизические характеристики
-
S3
-
почвы и степень их влияния, в частности, на асимметрию колебания температуры поверхности относительно истинного полудня, наличие и состояние снежного покрова и т . д . ) . Поэтому можно ожидать, что соотношение
(1) будет с различной точностью выполняться в разных районах и в различные сезоны. Однако до настоящего времени выполнение этого соотношения проверялось лишь на весьма ограниченном материале наблюдений
[1] . Эта проверка дала положительные результаты, но из-за малого объема использованного опытного материала она не является достаточной.
В настоящей работе ставилась задача проверки соотношения (1)
на
более обширном материале, причем на первой стадии задача решалась для
того же климатического района, который рассматривался Т.В.Кирилловой.
Были использованы материалы наблюдений над температурой поверхности
оголенной почвы и температурой воздуха в климатологические сроки за
месяцы с апреля по сентябрь I960 и 1961гг. на трех метеорологических
станциях Северо-Западного УГМС: Ленинград-город, Пушкин и Белогорка.
Поскольку целью расчета является получение величины t 0 , то щхздметом проверки соотношения (1) являлось прежде всего определение
и
анализ абсолютных погрешностей, т . е . значений
^о.новл. •
С целью выявления систематических погрешностей рассматриваемого метода для каждой станции и каждого месяца найдено Gfcuio число случаев
с
0 , Л%,<0 и Д^о» 0 и выражено в процентах от общего
числа
случаев. Результаты приведены в табл.1.
Таблица 1"
Повторяемость завышенных и заниженных значений t 0 (в %).
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Всего
Ленинград
ф о
aVO
78
22
0
47
50
3
40
55
5
43
52
5
52
40
8
,90
8
2
58
38
4
39
56
5
67
26
7
44
SO
6
18
78
4
33
57
10
30
65
5
Пушкин
at^O
Д^О
93
5
2
45
42
18
10
90
0
8
84
8
Белогорка
82
4><o 16
2
36
58
6
5
92
3
10
87
3
Из табл.1 видно, что на всех станциях положительные и отрицательные А1 0 имеют вполне отчетливый и противоположный друг другу сезонный ход: положительные
часто встречается весной (апрель)
и
осенью (сентябрь^ но летом их повторяемость уменьшается, тогда как
повторяемость отрицательных д £ 0 летом больше, чем весной и осенью.
Этот результат вполне естественен, так как положительные
наибо-
-
54
-
лее вероятны тогда, когда инверсия температуры в нижнем двухметровом
слое атмосферы имеет место не только в ночной, но также в утренний
и (иди) вечерний срок наблюдений, а это более характерно для весны
или осени, чем для лета, когда ночи сравнительно коротки. Наоборот,
расчет должен давать заниженные величины ( т . е . будет д ! о < 0 ) в сравнительно длинные летние дни. Таким образом, изменения повторяемости
положительных и отрицательных Д ^ о т месяца к-месяцу, характеризуемые табл.1, хорошо согласуются с действием соответствующих астрономических причин (продолжительность дня). В дополнение к ним в апреле,
когда в рассматриваемом районе происходит интенсивное снеготаяние,
завышению рассматриваемых t 0 могут еще способствовать "снеговые инверсии". Найденные закономерности изменений повторяемости разных
внаков величины л 10должны относиться к любым районам, но с увеличением географической широты продолжительность периода с преобладанием отрицательных Д t 0 на Д положительными в теплое время года должна сокращаться. С уменьшением шроты должна наблюдаться обратная картина.
Несмотря на наличие упорядоченных изменений a t 0 от месяца к месяцу, всё же в целей по всему рассмотренному материалу не отмечается
какого-либо систематического и отчетливого преобладания повторяемости погрешности какого-либо одного знака над повторяемостью погрешности другого знака. В частности, по ст.ЛенингРЗД во все летние месяцы с мая до августа повторяемость положительных и отрицательных отклонений вычисленных значений от действительных остается примерно одинаковой. Отмечается лишь небольшое преобладание отрицательных отклонений. По остальным двум станциям преобладание отрицательных отклонений более заметно, чем в Ленинграде. Оно особенно заметно для ст.
Белогорка, на станции же Пушкин оно в сентябре сменяется, как и в
Ленинграде, преобладанием положительных отклонений. В целом же для
ст.Ленинграц несколько преобладают положительные отклонения, для ст.
Белогорка - отрицательные, а для ст.Пушкин повторяемость отклонений
обоих знаков примерно одинакова*
Полученные результаты позволяют заключить, что-,- по-видимому, рассматриваемый метод определения среднесуточной температуры поверхности почвы не содержит каких-либо значительных систематических ошибок
в сторону резкого завышения или занижения вычисляемой величины.
Чтобы подтвердить полученное заключение каким-либо другим путем,
для каждой станции и каждого месяца были найдены средние неположительных 1 т . е .
и средние ив отрицательных £ т . е . ( д! 0 )] отклонений вычисленных значений от фактических. Результаты приведены в
табл.2.
Из табл.2 следует, что средние как иэ положительных, так и отрицательных отклонений вычисленных
от фактических в общем незначительны. В летние месяцы и в сентябре они, как правило, не превышают
1,0°, и лишь в одном случае (Ленинград, сентябрь) составляют 1,2°.
В ацреле же, т . е . при неустойчивом тепловом режиме поверхности почвы, связанном со снеготаянием и наличием "снеговых инверсий", они
-
55
-
лежа® в пределах 1-2°.
Таблица 2
Средние положительные и средние отрицательные отклонения
,(в°С) вычисленных значений i 0 от фактических.
Апрель
1.3
u U -1,1 '
Май
Июнь
Июль
Ленинград
0,5
0,5
-0,9
-0,7
0,6
-0,8
Август Сентябрь Всего
0,5
-0,5
1,2
-0,2
0,9
-0,7
0,5
-0,6
0,8
-0,4
1,0
-0,9
0,7
-0,8
0,4
-0,6
1,1
-0,7
Пушкин
1,5
u U
u U -2,1
0,8
-0,6
U U 1,8
( A U -0,9
0,2
-0,4
0,6
0,4
-1,0
-1,1
Белогорка
0,4
0,2
-0,9
-0,9
Интересно также отметить, что в общих выводах для каждой станции
средние из положительных отклонений несколько превышают абсолютную
величину средних отрицательных отклонений. Это особенно заметно для
ст.Белогорка, т . е . как раз для той станции, для которой особенно заметным было преобладание повторяемости отрицательных отклонений над
положительными (табл.1). Следовательно, отрицательные отклонения в
среднем встречаются несколько чаще положительных, но абсолютная величина их меньше. Наоборот, положительные отклонения вычисленных t 0 от
фактических встречаются реже отрицательных, но по величине они несколько больше. Таким образом, в обоих случаях происходит некоторая
компенсация числа отклонений абсолютной их величиной. Этим еще раз
подтверждается сделанное выше заключение об отсутствии в рассматриваемом методе каких-либо крупных систематических погрешностей.
Таким образом, проверка соотношения (1) на довольно обширном опытном материале дает вполне удовлетворительные результат. Она показывает, что примененный в работе [1] метод вычисления средней за сутки
температуры поверхности почвы приводит к значениям, воторые в большинстве случаев мало отличаются от средних, получаемых из наблюдений
по арочным термометрам за 4 климатологических срока. Этот метод, повидимому, не содержит какой-либо систематической ошибки в летнее
время и может быть рекомендован для использования при решении всех
задач, в которых необходимы данные о средней за сутки температуре
поверхности почвы. В дальнейшем целесообразно полученный вывод проверить на материале наблюдений в других районах.
Литера
1. К и р и л л о в а
Т.В.
т у р а
Радиационный баланс оз.Балхаш. Труды
ГГО, вып.78, 1958 .
56
П. М.
-
МУШЕНКО
ОЦЕНКА ВОДНОСТИ ПЕРИСТЫХ ОБЛАКОВ
В настоящее время сведения о водности перистых облаков весьма
ограничены. Непосредственное измерение водности облаков верхнего
яруса никем не производилось 17, 13], если не считать единичных измерений, выполненных B.C.Кожариным.
Последние нельзя пригнать надежными как из-за малого числа случаев наблюдений, так и из-за недостатков, присущих примененной методике измерений.
Предпринимавшиеся попытки определить водность по косвенным признакам дали больше расхождения. Так, в работе Вейкмана [16] водность
оценивалась по разности абсолютных влажностей воздуха над водой и
над льдом.
Основанием для этого послужило предположение о том, что образование конденсата в переохлажденном водяном паре начинается по достижении критического пересыщения по отношению к воде, а дальнейшее
существование зависит от наличия пересыщения по отношению ко льДу.
В результате такой оценки при температуре -30°С водность оказалась
равной примерно 0,1 г/м 3 .
Согласно данным Кампе [15] , рассчитанная по дальности видимости
средняя водность перистых облаков оказалась равной 0,03 г/м 3 .
Непосредственные измерения в кристаллических высокослоистых облаках, выполненные В.Е.Минервиным, дали значения водности 0,0030,002 г/ы 3 . Отсюда можно предположить, что в перистых облаках она
во всяком случае не больше этих значений.
По данным В.С.Кожарина средняя из трех выполненных измерений водность перисто-слоистых облаков оказалась равной 0,005 г/м 3 , а средняя на 100 м толщины слоя облаков - 0,002 г/м 3 .
Как видим, по данным различных авторов значения водности отличаются на два порядка.
В настоящей работе проведена оценка водности конденсационных
следов за самолетами, являющихся одной из разновидностей перистых
облаков Сс t-iactusfe] .
-
57
-
По своей природе они относятся к числу искусственных облаков. Однако довольно часто при благоприятных условиях они превращаются в перистые облака, которые по внешнему виду и поверхностной яркости
мало
чем отличаются от естественных. Поэтому оценка водности этих облаков
в известной мере является косвенной оценкой водности облаков верхнего яруса.
Теория образования и результат экспериментального исследования
конденсационных следов подробно изложены в работах Сб, 8, 9, 14 и дрА
Из этих работ следует, что водность конденсационных следов в основном
определяется температурой и влажностью атмосферного воздуха на уровне
полета, а также зависит от химического состава топлива, типа двигателя, режима его работы, скорости полета и т.п.
Так как согласно [4] , (111 и [141 параметры выхлопных газов изменяются от одного типа двигателя к другому незначительно, то водность
следов в основном зависит от температуры и влажности атмосферного
воздуха, т . е . от термодинамических условий в струе выхлопных газов
ТВД, смешивающихся с атмосферным воздухом.
Для определения термодинамических условий в следе используем схему расчета свободной турбулентной струи, разработанную Т.Н.Абрамовичем [1].
Прежде чем перейти к детальному расчеоу распределения водности в
следе, определим ее экстремальное значение.
Многочисленные опыты и•теоретические исследования показали, что
в зоне смешения двух масс воздуха с различными температурами и влажное тями соблюдается закон [1 и др.]
=
(1)
где
9 h - начальная (избыточная) разность удельных влажностей; At 0 = t 0 - t K - начальная (избыточная) разность температур,
=
9t - 9 h ~ избыточная удельная влажность смеси; At = t - t ^ избыточная температура смеси; t 0 , t h и t - соответственно температура в начальном сечении струи, в окружающей струю среде и в
любой точке струи; q 0 , Qh и ty - соответствующие удельные влажности.
Перейдя от удельной влажности к упругости водяного пара, перепишем соотношение (1) в виде
л So _ де
'
.
тг0-ИТ
«>
С учетом (1) и (2) фактическая удельная влажность в любой точке
струи будет равна
( t - t h ) + <*h ,
(3)
а упругость водяного пара
V-Jf»-
(t - t h )
+
eh.
( 4)
-
58
Переход ох упругости водяного пара к абсолютной влажности, как
известно, осуществляется с помощью уравнения состояния
w
s
А
, **
-г »
(5)
где R n - удельная газовая постоянная водяного пара,
Подставив (4) в (5), получим
H i (t-tH)^,
(6)
f U 2 7 3 *Ч
Как известно, конденсация водяного пара наступает по достижении
так называемого критического пересыщения.
В работе [5] показано, что величина критического пересьшэния зависит от скорости охлаждения.
Экспериментальная проверка теории образования конденсационных
олецов, выполненная, в частности, в работе [17], показала, что с
достаточной степенью точности применительно к поставленной задаче
можно принять щштическое пересыщение равным 1. В таком случае удельное и абсолютное количество водяного пара, которое может пойти на
образование конденсата, будет соответственно равно
С} = 9 , » - 9 к р
(?)
SN * W<p~ w K p .
(8)
Насыщающая удельная влажность
E(t)
Ph
(9)
где Рд - атмосферное давление, E ( t ) ~ упругость насыщения при температуре t , J* и М - молекулярные веса вода и воздуха.
Насыщающая абсолютная влажность
ЬАш'.0Поцставкв
.
( 0>
'
(3) к (9) в (?), а (б) и (10) в (8), полущм
К
E(t)
^ ( t - M ^ - ^ - J ^ .
w
.
at)
- ^ ' V ^ ^ b - E l t ) ,
R n (,273
+t)
Условимся в дальнейшем называть cj и W соответственно удельной и абсолютной водностью.
В уравнения (9)-(12) входит максимальная упругость водяного
пара Е It), зависимость которой от температуры с достаточной точ-
-
59
-
ностью описывается известным уравнением вида
+ t
E ( t ) = Е 0 -Ю
,
(13)
где Е 0 - упругость насыщения водяного пара при температуре t =0°С,
а и В - постоянные.
.Условие максимальности 9 получим, веяв от (11) первую производную и приравняв ее нулю. Исследовав (11) на максимум с учетом
(13), имеем
i & s i i h
^
и
ю
««
-
Решая совместно (11) и (14), окончательно запишем
' v
-
f
t
^
-
-
^
^
!•<»*••
о »
В уравнении (16) температура t ^ определяется с помощью соотношения (14).
Правая часть уравнения (14) является функцией температуры t ^ и
давления Pf, [см. (9) ] .
Если в (14) и (15) перейти к упругости водяного пара, то получим еще более простые соотношения
Обозначим
дб
E ( t
через
^
е а 1 0 ,
(1б)
А. Тогда
=А [ц-th-
J *;nlf0
] + eh .
(17,
Из (16)"и (17) следует, что температура, при которой в зоне изобарического смешения имеет место максимальная удельная
водность
, зависит лишь от начальной разности температур и влажности
смешивающихся масс воздуха и не зависит от их абсолютных значений.
Аналогичным образом для абсолютной водности получим условие ее
максимальности
д е0 ^ з
Д t0
+
tH)-eh
=
E(tj[-(2^++ttJ
a&emo-i
(18)
Уравнение (18) позволяет по заданным значениям -^-f- , t ^ и
е^ найти температуру t w , цри которой создается максимальная
водность тумана смешения. Обозначим левую часть уравнения (18) через В, тогда (18) перепишем в виде
В
(273 + t h ) -
eh .
Максимальная водность может быть определена по формуле
(19)
-
Wm
~
60
-
R h (273 •
tw)
Как показано в работе [8] , условие максимальности пересыщения водяного пара выражается соотношением
l\-
( 2 6 - а В in io)t s = a 6 ^ o e h - t h ) £ n i o - Б2
Так же как и t w
большее и
, температура t s
с
является функцией
_
,
(21)
, при которой пересыщение наи-
( t s - U ) - ^
th
и
.
e. h ,
Обозначим правую часть уравнения через С и перепишем (21) в виде
a 6
l - 4 l f o eK - t h N o
с
-
(23)
Сравнивая между собой условия максимальности пересыщения водяного
пара, удельной и абсолютной водности, можно заметить, что они совпадают лишь в одном случае, а именно, когда S m = Ь
= 0 и Wm= 0.
В этом случае Ц = t w = t s . В остальных случаях различие между
ними будет зависеть от абсолютных значений параметра
*
, температуры и влажности атмосферного воздуха. С помощью графиков рис.1
по известным значениям
, t h и e h можно определить t ^ , t w
и t s , а по ним с помощью0уравнений (17), (20) и (22) соответственно максимальную удельную и абсолютную водность и пересыщение (рис.1а "вода", рис.1в - "лед").
Определим максимальную водность в конденсационном следе при реально
встречающихся в природе условиях.
Экспериментальные исследования конденсационных следов, выполненные
И.Г.Пчелко С9] , показали, что средняя температура атмосферного воздуха, при которой начинается образование следа, для умеренных широт в
теплое время года составляет -46°С. В 96$ случаев образование следов
происходило в диапазоне температур атмосферного воздуха от -43 до -65°С.
Расчет температур t s , при которых максимальное пересыщение равно
1 [см.формулы (21) и (22)] .показал, что для высот 8-12 км эти температуры составляют -38 f -44°С, если брать пересыщение по отношению
ко льду, и -41 + -49°С - по отношению к воде.
\
.
Для столь ниэких температур возникает воцрос о температурных границах образования твердой фазы конденсата в пересыщенном водяном паре.
Не останавливаясь на этом вопросе, который может быть предметом
самостоятельного исследования, укажем лишь, что по экспериментальным
исследованиям, результаты которых опубликованы в работе [16] , начальная фаза конденсата жидкая, а конечная может быть как жидкой, так и
твердой.
-
61
-
1000
-200 .
-зоо L
РИС.1,
к ШНДОЕНИЮ МАКСИМАЛЬНЫХ ЗНАЧЕНИЙ УПРУГОСТИ
ВОДЯНОГО ПАРА, ВОДНОСТИ И ШРЕСЬШРШЫ.
Мы произведем расчеши как для того, так и для другого случаев
при следующих исходных данных, выбранных с учетом сделанных выше замечаний в отношении характерных метеорологических условий образования
конденсационных следов за самолетами:
Д t-о0
= 0,0336
th =
CJh =
Pft =
Результат расчета
кг град
(24)
-б0°0,
0,063 г/кг,
266 мб.
сведены в табл.1,
Таблица 1
Фазовое
состояние
Вода
Лед
У с
-43,2
-40,1
г/кг t w ° G
0,304
0,427
-43,8"
-40,6
1
w -2-
t,°c
0,123
0,170
-63,2
-53,9
Sm
2,64
4,60
Распределение водности в конденсационном следе можно получить с
помощью формул (11) и (12), если известно распределение температур
и концентраций водяного пара в струе выхлопных газов.
Используем для этой цели схему расчета турбулентной свободной
струи в спутном потоке, предложенную Г.Н.Абрамовичем [1] .
-
62
Условимся в дальнейшем снабжать параметры, относящиеся к начальному сечению сопла, значком „о' , на оси струи - т " , вне струи
,ft* , в любой точке струи - беэ значка.
Многочисленные опыты показали, что теоретический профиль избыточной температуры, полученный Толмином (см.ссылку в Ct] ) , применим к
случаю распространения струи в спутном потоке, Скорость которого
обозначим UH , и описывается универсальным цля всех поперечных сечений соотношением
• ^ - ^ U )
"
(25)
где
У - расстояние от оси струи, R - граничный радиус струи.
Как показано в работе [1] , этим же соотношением (25) описывается и распределение избыточных концентраций в поперечных сечениях,
т.е.
1
асц
VR /
Среднее по толщине струи значение избыточной температуры будет
равно
- Г »
Выполнив интегрирование, получим крайне простое соотношение
a t = 0,6 д t
.
(28)
Щ = 0,6 fiCJ m.
(29)
m
Соответственно для концентрации
Таким образом, чтобы получить распределение средней по толщине
струи избыточной температуры и концентрации, необходимо знать закон
изменения избыточной температуры и избыточной юнцзнтрации вдоль оси
струи.
Анализ влияния неизотермичности на формирование струи, распространяющейся в спутном потоке, показал, что применительно к поставленной задаче в качестве исходных могут быть взяты расчетные формулы, приводимые ниже tl] .
Для распределения температуры на оси струи:
где
п (л
Uh V L U - U H
'П тT А
\ 1' - " йUP
U h:
^ )/ TUi q^- U
,,
T"
nП г и
д (.
М" ** '-
UH \
U p '/
UH _ Um-UH Q Л
- " ц Л - XvlfH 4
.Uh \
"uj
Д.
+
0,
b
'
Ын
Up
UH
u0
^ ^
-
Uo_Um
"
63
-
4-,1вС(«-*•>VHT(.1*V 1
)
Здесь приняты обозначения: П т , n 2 u и n l u - постоянные, характеризующие неравномерность поля скоростей и температуры в начальном
сечении струи; At , А а , В 4 и В 2 - постоянные, ос0 - полюсное расстояние, С - константа турбулентности, Я„ - начальный радиус струи,
и .
£ - 1 , И 2L,тmг %
н
Граничный радиус струи определяется с помощью формулы
U
_D \/
г
- 4 ( 17 i?- - Wи н ) 'Г-л
V - ~ o l
tu~ -ng-
(33)
< U n - U n f , AA UnCUm-Ug
•
lMu
0 -uJ
* <
(u0-Uh)
Для современных самолетов отношение скорости полета к скорости
истечения согласно [4] может быть принято равным - щ = 0,4« Неравномерность поля скоростей и температур в начальном сечении струи
сказывается непосредственно вблизи от начального сечения и с достаточной степенью точности в уравнениях (30) - (33) коэффициенты
п т « n a u ш n i u = 1,
Значения постоянных Aj, Ag,
и В 2 получены Г.Н.Абрамовичем и
равны в данном едучае [1] :
Aj= 0,258;
Ag=> 0,134;
В,= 0,428;
В2= 0,180.
Начальное сечение струи примем равным R 0 = 0,3 м, экспериментальную константу турбулентности С « 0,22.
В таком случае формулы (30) - (33) примут вид:
Кт »
0,0804-тр—гг + 0,1032
к
!
0,1060 - Т Г ^ * 0,1712
(9,76 • - 2 , а а
ТГ^ТГ- 0,827 :
R -
,
(34)
I
+
'
0 , 3
„
;»t85)
(Зб)
Заметим, что приведенные формулы применимы лишь в области так
называемого основного участка свободной турбулентной струи,
где
турбулентность значительно больше, чем в окружающей среде.
Проведенное в работе [12] сопоставление различных схем расчета
свободных турбулентных струй показало, что схемы удовлетворительно
согласуются между собой.
1
Я)
64
с«з
1 |
|
«O
-5Г со со со со оз
flAAWAflltAKft
0
0,151
0,142
0,122
| 0,096
0,072
0,057
0,042
0,034
0,030
0,027
0,004
(9 аО
§" СЛ
№
Sit
CD
&
В
О
Си
0
а
_ ч
3 «л
«
лед
О)
&
Абсолютная
водность
Пересыщение
-
S - ^ - S i i y ^ о-Фотоа — « - о
1 1 I O o o- o- o- o- o- o- o- o- o- o- o o o o o o o o o о о
>»
^ m oo
g :л м go с- со
OO-— - — o o o o o o o o
C\f O O O O O O O O O O O
О (Л N Tf to 00 CO C^ OJ Tf to CO to 00 00
3 $ £ 2 8 £ 8 ffl 18 8 $5 Щ 8 8 %
« —
l l l l t t f t f l t l
I
»ф
os
8й
а,
а
о
о
!
Q ОT N
® « ffl M —
- Q'5O'Л
OO
CO W о О O^ О 0_ CI O^ 25 о
о
0 0 0 0 0 0 0 0 0 * 0 0 о о о
tsa3»-OsCOotOcOCO'/3COoOC\3'f5
о" о" г-* г.* и
'Л «э ss сГ о oj т щ
7,1
8,5
12,8
33,3
80,0
190
256
396
710
1070
1940
3300
4080
5400
60000
s
Избыточная
относитель- Темпераная темпетура
ратура на
на оси
оси струи
струи
at m
t m°c
~аТо
0,658
0,522
0,318
0,124
0,061
0,031
0,024
0,018
0,012
0,0091
0,0060
0,0042
0,0036
0,0030
0,0006
а
1
&
а>
*§
tS ®
i f
сб ое
>>ев g Ею
B
t
Избыточная относительная
скорость
на оси
струи
Л Urn
д и0
йш
Граничный
радиус
Ям
«
-1,762
0,165
0,147
0,127
0,096
0,072
0,057
0,042
0,034
0,030
0,02?
0,004
п
-
65
-
согласуются мевду собой.
Поэтому с достаточной степенью точности можно принять следующий
критерий применимости схемы Г.Н.Абрамовича при решении поставленной
задачи, а именно: принять то расстояние, где средний поперечный градиент скорости в струе fier в 10 раз меньше, чем градиент J>cl в окружающей среде, за предельное, т . е . fier = 10 fiо..
На больших расстояниях турбулентность в струе и в атмосфере будут
соизмеримы и формулы Г.Н.Абрамовича не могут быть использованы.
Согласно flOj характерное значение вертикального градиента скорости ветра в слоях болтанки в верхней тропосфере и в нижней стратосфере составляет 0,015 м/сек м . С другой стороны, начальная избыточная скорость в струе по данным Н.В.Иноземцева С4] составляет
200-400 м/сек. С учетом этих значений область применимости формул
(34) - (36) распространяется до расстояний несколько более 5000 м.
Формулы (30) - (36) в сочетании с формулой (29) позволяют получить распределение температуры на оси струи и распределение средних
температур.
Зная*распределение температур, с помощью формулы (12) можно найти
водность следа и ее изменение в зависимости от расстояния от cpesa
сопла.
Результаты расчетов, проведенных нами при указанных выше исходных
данных, представлены в табл.2.
Как видно из табл.2, водность конденсационных следов в основном
составляет 0,02 - 0,08 г/м 3 .
Максимальные значения лежат в области 0 , 1 - 0 , 2 г/м 3 . Вплоть до
расстояний 5 км толщина следа [см.формулу (33)]
составляет 10-20 м.
Это согласутеся с результатами наблюдений автора и некоторыми другими данными.
К сожалению, непосредственное сопоставление водности конденсационных следов и перистых облаков затруднено тем, что их вертикальная
протяженность (толщина) различна.
Исследования вертикальной протяженности облаков верхнего яруса
показали, что средняя толщина перистых облаков составляет 1-2 км
Гз]. Это на один-два порядка превышает толщину Сс tioctus .
Поэтому можно лишь предполагать, что водность перистых облаков
должна быть значительно ниже водности конденсационных следов
за
самолетами, значение' которой нами получено.
В заключение автор благодарит доктора физико-математических наук
Л.Г.Качурина и кандидата физико-математических наук И.В.Васильченко,
просмотревших работу в рукописи и сделавших ряд ценных замечаний.
-
66
-
Л и т е р а т у р а
1. А б р а м о в и ч
Г.Н.
Теория турбулентных струй. Физматгиз,
М., 1960.
2» Атлас облаков. Гидрометеоиздат, Л., 1957.
3 . Б а р а н о в A.M.
Пространственная структура облаков верхнего яруса и условия полета в них. Материалы научной конференции по авиационной
метеорологии. Гидрометеоиздат, М., 1963.
4 . И н о з е м ц е в Н.В. Авиационные газотурбинные двигатели.
Оборонгиз, М., 1955.
5 . К а ч у р и н Л.Г.
Нарушение коллоидальной устойчивости пе;
реохлажденных облаков пересыщенным паром.
Проблемы физики атмосферы, № 2, изд.ЛГУ,
Л., 1963.
6 . М а т в е е в Л.Г.
Исследование слоистообразных облаков применительно к условиям полетов в них. Материалы научной конференции по авиационной метеорологии. Гидрометеоиздат, М.,
1963.
7 . М е й с о н Б.Дж»
Физика облаков. Гидрометеоиздат, Л.,1961.
8 . М у ш е н к о П.М.
Конденсация водяного пара в свободной
турбулентной струе. Труда ЛГМИ, вып.8,
1958.
9. П ч е л к о И.Г.
Метеорологические условия полетов на больших высотах. Гидрометеоиздат, Л., 1957.
10. П ч е л к о И.Г.
Аэросиноптические условия болтанки самолетов в верхних слоях тропосферы и нижней
стратосфере. Гидрометеоиздат, М., 1962.
11. Р а г о з и н Н.А.
Реактивные топлива. Гос.научно-техн.изд.
нефтяной и горно-топливной литературам.,
1963.
12. Т е р е х и н а Н.Н.
Автореферат кандидатской диссертации "Исследование турбулентного смешения свободных турбулентных струй газа цри различной
плотности". Казахский ГУ, Алма-Ата, 1954.
13. X р г и а н А.Х. (ред.) Фязика облаков. Гидрометеоиздат, Л., 1961.
14. Appleaan Н.
The formation of exhaust condensation t r a i l s
by j e t a i r c r a f t . Bull. Диет.Meteor.sec. ,34.1953.
15. Kanrpe H-J.and weicmano H.K. Trabert'S formula and the determination
of the water content in clouds.journ.Met.,
9(3), I95Z.
16. p i l i e Roland j . ^ j i u s t o jamea E-A- laboratory study of contrails.
j.Meteorol.X5.SO-2. I958.
17. ffeiclcmann н>
Die EiSphase in der Atmosphere,
Ber.jjeutsch.wetterd. dr.6, 1949-
-
67
-
П. М. МУШЕНКО
КОНДЕНСАЦИЯ ВОДЯНОГО ПАРА НАД КРЫЛОМ
ЛЕТЯЩЕГО САМОЛЕТА
Наблюдения показываю®, что при значительных скоростях полета над
крыльями самолета образуется пелена молочного цвета [1, 7 ] . Иногда
облачные полосы сбегают с консолей крыльев и лопастей винта и тянутся
за самолетом Сб] .
В работе [2] предпринята попытка дать теорию этого явления. Однако положенные в основу этой теории предположения представляются нам
ошибочными.
Очевидно, что конденсация водяного пара в данном случае происходит в результате адиабатического понижения температуры влажного атмосферного воздуха. В работе [ а ] приведен расчет распределения температуры и влажности атмосферного воздуха в области адиабатического
разрежения и показано, что относительная влажность в этой области может быть больше 100$. Отсюда сделан вывод о возможности конденсации
водяного пара. Иначе говоря, критическое пересыщение принято равным
единице. Известно, однако, что величина критического пересыщения будет
зависеть от того, конденсируется ли водяной пар преимущественно
на
ядрах конденсации и каплях или образование конденсата происходит в
основном спонтанно. В первом случае.критическое пересыщение S K p - 1,
во втором величина $кр>1 и определяется по формулам спонтанной
конденсацииСЗ, 7, 6 ] . Таким образом, для определения условий конденсации водяного пара в-рассматриваемом едучае необходимо прежде всего
установить возможный характер конденсации. Используем для этой цели
критерий, предложенный в работе С4]:
a
А
~
KNT g
f -WnDMPiT
. .
ш
где к - постоянная Больцмана, N - число Авогадро, L g - теплота
испарения воды, Т - температура, п - число капель в единице массы
облака, D - коэффициент диффузии, М - молекулярный вес вовдуха,
Р - давление, 1 - радиус капель,gpjr - скорость охлаждения.
Физический смысл параметра Л заключается в том, что он харак-
-
68
-
теризует собой скорость обратимого изменения концентрации водяного
пара в облаке цри его охлаждении. В зависимости от скорости охлаждения облака могут иметь место два практически интересных для
нас
случая.
Скорость охлаждения настолько велика, что пар не успевает конденсироваться, облако удаляется от равновесного состояния, водяной пар
накапливается, влажность растет и создаются условия для спонтанной
конденсации. Бели же скорость охлаждения невелика, то в этом случае
накопления водяного пара не происходит и, если существуют благоприятные для конденсации условия, то пар конденсируется на каплях и
ядрах конденсации.
^ Согласно [4] отрицательные значения Л соответствуют случаю спонтанной конденсации, а положительные - конденсации на ядрах и каплях.
Как видно из (1), знак Л зависит от соотношения между первым
и вторым членами знаменателя. Таким образом, для определения 8нака
Л , а следовательно, и характера конденсации необходимо прежде всего оценить скорость адиабатического охлаждения воздуха над крылом
самолета. Используем для этой цели результаты определения распределения давления по профилю крыла самолета, которые обычно получают из
эксперимента.
В качестве характерного распределения давления используем данные
о значениях так называемого коэффициента давления для одного из профилей цри различных числах М от 0,4 до 0,835, опубликованные
в
работе [5].
Условимся в дальнейшем обозначать параметры набегающего потока
вначком 0 0
, а в рассматриваемой точке - значком х .
Коэффициент давления
5
Г
где
_
Rg - Рео
Pea V£>
(о)
?
5 ~
р - давление, Р - плотность, V - скорость полета.
Используя уравнение состояния, из (2) получим
- к г '
2тггг-
+ 1
•
где •R - газовая постоянная.
При адиабатическом понижении давления от I» до Рж температура
воздуха понизится от
до
и может Сыть определена ив соотношения
Т
„
-
Т
„
,
(4)
где
С учетом (3) формула (4) примет вид
.а
\
(5)
-
69
-
С помощью уравнения (6) по заданному распределению давления
можно найти распределение температуры.
В табл.1 приведены значения Р , взятые из цитируемой выше книги
Я.И.Левинсона [о].
Таблица 1
Расстояние
вдоль хорды,
1
Число
М
$
0,40
0,о0
0,64
0,72
о
10
15 '
20
-0,85
-0,92
-0,89
-0,75
-0,30
-0,02
-0,-43
-0,38
-1,01
-1,1о
-1,10
-0,97
-0,82
-0,71
-0,60
-0,51
-0,35
-1,00
-1,40
-0,75
-1,16
-1,35
-1,41
-1,42
-1,40
-1,Зо
-0,80
-0,26
-0,11
-0,04
••го
30
Зэ
40
50
60
70
80
-0,26
-
-
-
-
-
-
-1,76
-1,25
-0,95
-0,8о
-0,70
-0,55
-0,40
-0,2о
-0,15
-
-
0,83о
-0,20
-0,53
-0,72
-0,83
-0,91
-0,9.3
-1,00
-1,00
-1,00
-0,92
-0,40
-0,26
На основании данных табл.1 нами проведена оценка скоростей охлаждения. Результат расчетов сведены в таОл.2.
Таблица 2
Число М
dT град
ofx сек.
0,40
0,50
0,64 '
4
0,55*10 4 0,89'Ю
0,72
1,б'10 4 1,55*1О4
0,835
1,13*1О4
Как видно из табл.2, средняя скорость охлаждения составляет около
10 4 град/сек. При таких значениях ^ в широком диапазоне значений п-г
параметр Д отрицателен, dxo указывает на спонтанный характер конденсации водяного пара над крылом самолета, поэтому критическое пересыщение необходимо определять по формулам спонтанной конденсации.
Для расчета величины критического пересыщения можно воспользоваться одной из следующих формул:
по Фольмеру С9]
_ ц
US
(б)
SKp - w
по Сандеру и Дамколлеру [8]
S
KP= е
д р - 1.581
»
(7)
jB последнее время предпринят ряд уточнений основного уравнения
фдукщуационной теории фазовых превращений, например [3] , Однако
нет оснований отдать предпочтение ни одному из них. Поскольку пре-
-
70
-
имущества той или иной формулы для расчета критического пересыщения
в настоящее время не доказаны, в дальнейшем мы будем использовать
классическую формулу (б) [ 9 ] .
Конденсация водяного пара, как известно, наступает в том случае,
когда фактическое пересыщение превышает критическое
>
S
kP •
(8)
В случае адиабатического понижения температуры в области разрежения фактическое пересыщение водяного пара будет равно
S =4 J L G k ) _ E L „
(о)
где fc- относительная влажность атмосферного воздуха, Е (Too) и
Е Ш - насыщающая упругость водяного пара при температуре Хо и Т х .
В таком случае условие (8) перепишется в виде
1
(10)
Рсо > Ю
1 Г Й
Здесь по-црежнему
а
. ае-1
•
01)
2
_ f P Ус
RTo
+ 1 •
(12)
На рис.1 представлена номограмма для определения возможности образования конденсата в зависимости от степени разрежения (ось абсцисс) и относительной влажности атмосферного воздуха (ось ординат).
Линии а , 6 и С делят график на три части. Заштрихованная
часть представляет собой область, где спонтанная конденсация
при
адиабатическом понижении температуры воздуха возможна. В области Щ
спонтанная конденсация невозможна. Между линиями а и С располагается область П, где возможность спонтанной конденсации зависит
от температуры атмосферного воздуха. Линия ct соответствует
Too = 2Ь0°К , линия & - Т.» = *273°К и С - Т 0 0 = 320°К. Очевидно,
что переход от формулы (б) к формуле (7) изменит границы областей 1
и Ш.
Для того, чтобы определить,возможна или невозможна конденсация,
необходимо по заданному значению
и относительной влажности ^
найти точку на диаграмме рис.1. Ответ будет зависетьрот того, в какую
часть диаграммы попадет точка. Так, например, при -рп- = 0,о
и
leo = 0,6 точка М попадет в область 1. Следовательно, при этих
условиях конденсация возможна. На том же рис.1 в качестве примера
представлены кривые пересыщений S x в долях от 4со в зависимости
от
„ Пунктирная линия d соответствует Т^ = 273°К, а линия
Гоо
-
71
-
6 - Too =320°K. В заключение определим (разовое состояние конден-
£ .
0,4
s
—
~
0,5
Рис.1. НОМОГРАШ ДЛЯ ОПРаДЗЛЗйШ УСЛОВИЙ СПОНТАННОЙ
КОНДЕНСАЦИИ ВОДЯНОГО ПАРА НАД- Ш Ш САМОЛЕТА. .
сата в области разрежения над крылом летящего с а м о л е т а .
Для этой цели используем отношение потенциальных барьеров .для
ледяного и водяного конденсатов [4]
,,
о
с
\ LgCnS^.J
й
I+Z n j f f i f
где значками 6
обозначены параметры для вода, а
значками Л - для льда, 6 упругость водяного пара.
На рис.2 приведена зависимость К от степени разрежения
-р=- при заданных значениях
V и относительной влажности атмосферного воздуха, равной 100$. Из рис.2 видно, что
конденсат
может быть как в
Рис.2. К ОПРЕДЕЛЕНИЮ ФАЗОВОГО
жидком
(
К
> 1 ) , так и в криСОСТОЯНИЯ КОВДИНСАТА.
сталлическом состоянии (К < 1 ) .
Для наиболее характерных условий полетов в атмосфере более вероятным
состоянием конденсата является кристаллическое и лишь при Т с поред-
-
72
-
ка 290 К и выше вероятность образования водяного конденсата является преобладающей.
В заключение статьи автор выражает благодарность доктору физикоматематических наук Л.Г.Качурину, просмотревшему работу в рукописи
и давшему рад ценных замечаний.
Л и т е р а т у р а
Прикладная газовая динамика ГИТТЛ,
И., 1953.
Б о л г а р с к и й А.В. Влажный газ,Госэнергоиздат, М., 1951.
К а ч у р и н Л.Г.
Об основном уравнении флуктуационной
теории фазовых превращений. Журнал физической химии, т.ХХХ, вып.10, 1956.
К а ч у р И н Л.Г.
Нарушение коллоидальной устойчивости
переохлажденных облаков пересыщенным
паром. Сб'Шроблемы $изики атмосферы",
Ш 2- Изд-во ЛГУ, Л., 1964.
Л е в и н е о н Я.И.
Аэродинамика больших скоростей. Оборонгиа, М., 1948.
М а т в е е в Л.Г.
Исследование слоистообравных облаков
применительно к условиш полетов в.
них. Материалы научной конференции по
авиационной метеорологии, М., 1933.
Condensation phenomena a t the exhibition
jones R. Fof the Society of British Aircraft constructors a t parr) bo rough. Meteorol .(gag.,
84,я 993, 1955
Sander д. , цдткбМег с.
Die Naturwissensohaften.f{eft 39/40,1943..
1.Абрамович
2.
3.
4.
о.
б.
7-
8.
9. volmer М-
Г.Н.
Klnetik der pbassenbildung. D.Dresden,
T939.
-
73
Н. П.
ТУРБУЛЕНТНЫЙ
-
ТВЕРСКАЯ
О Б М Е Н ПРИ О Б Л А К А Х
РАЗВИТИЯ
ВЕРТИКАЛЬНОГО
Исследованию турбулентного состояния атмосферы в последние годы
уделяется большое внимание. Это связано с тем огромным практическим
значением, которое имеют сведения о турбулентном обмене для рабош
высотно-скоростной авиации, быстро развивающейся в настоящее время.
С другой стороны, процессом турбулентного обмена в атмосфере осуществляется перенос в ней различных свойств. Этот перенос
имеет
место при любых метеорологических условиях, однако его интенсивность
и масштаб зависят от распределения скорости ветра и. температуры в
атмосфере.
Турбулентный перенос таких СЕОЙСТВ, как тепла, влаги, ядер конденсации, оказывает существенное влияние на процессы образования,
развития и распада облаков. Следовательно, один из важнейших вопросов физики атмосферы - эволюция облачности, не мояет быть окончательно решен без учета турбулентного состояния атмосферы. При этом наиболее трудным и мало изученным является вопрос о влиянии турбулентного обмена на эволюцию кучевых и особенно «учево-дожцевых облаков.
В ряде работ [2, о, в, 8] приводятся экспериментальные данные
относительно различных характеристик, полученных при полетах в дни
с кучевыми облаками. Однако подобные исследования возможны лишь цри
относительно малом вертикальном развитии кучевых облаков.
Полеты даже вблизи С8 сопряжены со значительной болтанкой [3].
Что касается полетов внутри мощных кучево-дождевых облаков, то они
являются чрезвычайно опасными, а в ряде случаев просто невозможными.
Поэтому экспериментальные данные о характеристиках внутри сильно развитых С6 совершенно недостаточны, а имеющиеся в настоящее время сведения относятся преимущественно к их окрестности.
На основании сравнительно немногочисленных данных о перегрузках
самолетов [8] были проведены оценки величин коэффициентов турбулентности вблизи С 6 , эти коэф$ициенты оказались различными в зависимости от стадии развития облака. Обычно уменьшение интенсивности
турбулентного обмена отмечается при распаде кучево-дождевого облака.
-
74
-
Зона повышенной турбулентности е окрестности С 6 также определяется
стадией развития облака и е г о вертикальной мощностью. Так, например,
[4] рядом с растущими СВ сабv. турбулентный обмен идет интенсивнее
и размер турбулентной зоны больше, чем вблизи С б сор. , которые уже
прекратили свой р о с т . Но данным, приведенным в р а б о т е [ 5 ] , горизонтальная протяженность турбулентных зон около С 8 изменяется в широких пределах - от нескольких километров до 400-500 км, составляя в
среднем 60-80 км.
В предлагаемой работе рассматриваются результаты исследования
турбулентного обмена при кучевых и кучево-дождевых облаках в летний
период в районе Ленинграда.
В большинстве случаев вершины развивающихся в этом районе кучевых
и кучево-дождевых облаков имеют высоту, не превосходящую 7 км, а в
ряде случаев значительно меньшую [7] .
При полете на современных типах самолетов вполне возможен их облет. Для развития этих "низких" кучевых облаков большое значение
имеет турбулентный обмен не только в свободной атмосфере, но и в
пограничном слое, где располагается нижняя граница облака. Как следует из донесений летвых экипажей, в тёплое время года в районе Ленинграда вершины кучево-дождевых облаков могут развиваться до высот
12-13 км, т . е . достигать тропопаузу и даже ее пробивать, при этом
вертикальная мощность Облаков д й превосходит 8-10 км. При такой
мощности облаков в их окрестности наблюдается весьма протяженная
эона повышенной турбулентности, вызывающей сильные перегрузки самолета, а иногда и потерю устойчивости. Хотя развитие таких мощных
кучево-дождевых облаков ("высоких") в районе Ленинграда происходит
сравнительно редко, именно их исследование представляет наибольший
практический интерес.
Для развития "высоких" С6 весьма существенны условия турбулентного обмена во всей тропосфере, а также в слоях, расположенных над
их вершинами.
В качестве характеристики интенсивности турбулентного
обмена
в атмосфере при кучевых облаках разной вертикальной мощности использовался коэффициент турбулентности К .
Расчеты коэффициента турбулентности проводились по данным темперазурно-ветрового зондирования атмосферы ст.Воейково. Коэффициенты турбулентности цри "низких" обЛаках вертикального развития
рассчитывались в пограничном слое, а для "высоких" облаков значения К вычислялись в пограничном слое и в свободной атмосфере для
слоев километровой толщины. Расчеты коэффициента турбулентности дня
пограничного слоя проводились по формуле ДЛЛайхтмана
w z Н*
где
Н - высота пограничного слоя
Обозначения в формулах следующие: V^ - скорость геострофического вет-
-
75
-
pa в м/сек., 9 0 и Э н - потенциальные температуры на уровне будки
и высоте пограничного слоя,
Уа = 1/100 км, У - вертикальный
градиент температуры в атмосфере, w z = w s l n f - вертикальная
составляющая угловой скорости вращения Земли, ^ - ускорение силы
тяжести.
В свободной атмосфере коэффициент турбулентности вычислялся по
формуле JI.Т..Матвеева
• К =-^[2,3
- 1 , 6 ^ ( У с - Г ) - 0,072] ,
где V - средняя скорость-ветра в м/сек., Р - вертикальный градиент скорости ветра (вектор) в м/сек/км.
1Три анализе полученных значений коэффициента турбулентности привлекались данные самолетного зондирования, содержащие сведения о
высоте верхней и нижней границ облаков, их форме и количестве. Для
характеристики синоптических условий при отборе соответствующих случаев использовались наземные синоптические карты. Отбирались
те
случаи, которые соответствовали развитию внутримассовых облаков Си
и Сб.
1. Рассмотрим результаты расчетов коэффициента турбулентности в
пограничном слое в дни с наличием "низких" облаков вертикального
развития. Всего было вычислено 68 значений К в теплый период года
(с мая по сентябрь) за 1958-1961 гг.
Полученные значения К. колебались в очень широких пределах. Максимальное значение К = 188 м й /сек. было получено 23 июня 1960 г . при
наличии 10 баллов облаков Си , наблюдаемых совместно с Sc и Ас .
На основании анализа полученных данных выявилась достаточно четкая связь величины коэффициента турбулентности со скоростью ветра и
градиентом температуры. В табл.1 приведены средние значения К в
пограничном слое цри разных средних скоростях ветра V и средних
вертикальных градиентах температуры Т . Средние значения скорости
ветра в пограничном слое цри "низких" облаках наиболее часто колебались в пределах от б до 10 м/сек. Сравнительно редко средняя скорость превосходила 10 м/сек.
Таблица 1
Средние значения коэффициента турбулентности в
пограничном слое при "низких" облаках вертикального развития.
V м/сек.
С5
У °/100 м
>0,7
< 0,7
Повторяемость, %
14
.1 24
к м^/сек.
9 + 3(13)
8 + 2(6)
К м у /сек.
6 + 2(10)
>5
< 0,7
> 0,7
25
37
25 + 6(ИЗ) 96 + 18(88)
60 + 10(68)
В табл.1 приведена также средняя квадратичная ошибка среднего
арифметического, а в скобках указана дисперсия одного измерения.
В последней строке таблицы указаны К при V > о м/сек.
и
V < 5 м/сек., без,учета распределения температуры. Как следует из
76
-
приведенных данных, наибольшие значения коэффициента турбулентности
наблюдаются при скоростях ветра больше 5 м/сек. и вертикальных градиентах температуры больше 0,7°/100 м. Уменьшение вертикального граи
диента температуры приводит к некоторой компенсации роста интенсивности турбулентного обмена, вызванного динамическими причинами.
Поскольку в дни в наличием облаков вертикального развития Си и С В
скорости ветра в пограничном слое обычно превосходят 5 м/сек., то
следует считать, что интенсивность турбулентного обмена в районе
Ленинграда в теплый период года цри наличии облаков вертикального
развития в большинстве случаев характеризуется значениями коэффициента турбулентности от 25 до 96 м 2 /сек., причем в 62$ случаев
при
V>5 м/сек. К = 60 м 2 /сек.
Обращает на себя внимание связь коэффициента турбулентности
с
развитием облаков и их количество»!, ё табл.2 в качестве примеров
приведены значения К в утренние, дневные и вечерние часы, т . е . в
процессе развития облаков.
Таблица 2
Значения коэффициента турбулентности утром, днем и вечером
в пограничном слое при "низких" облаках.
К м в /сек.
Дата
Время
8/У1 1961
утро
день
вечер
ясно
7/7 Cu.Cfi
5/0 Ci.
утро
день
вечер
2/2 Си
8/8 Си
0/0 Си
1
100
утро
день
вечер
0^0 С и
56
5/5 С и , Т - 1 Си
79
утро
день
вечер
о/о Ас
io/ioSc,Cu,Ac
2/0 Ас
114
188
188
17/1У 1959
15/1Х 1958
23Д1 I960
18/У1 1960
7/У1 1960
14/У1
I960
утро
день
вечер
утро
день
вечер
утро
день
вечер
Облачность
-
7
-
3/3 С и
8/8 Cu.CL
11
49
-
-
1/0
4/3
10/0
2/0
5/5
0/0
20
49
1
Сс
Си,Сб,Сс
Ci.
CI
Cu.fanfe
СI
20
20
1
114
161
36
-
77
Данные, приведенные в таблице, являются достаточно типичными для
теплого периода в рассматриваемом районе. Почти во Есех случаях отмечается выраженный дневной максимум коэффициента турбулентности.
Численные значения К сильно меняются от одного дня к другому, однако в приведенных примерах достаточно отчетливо проявляется связь
между увеличением интенсивности турбулентного обмена и ростом количества облакоЕ вертикального развития в дневное время. В 60% рассмотренных случаев наибольшее развитие облаков достигалось в дневное время, как показывают проведенные расчеты, средние значения
дневного коэффициента турбулентности возрастают с ростом количества
облаков (табл.3).
Таблица 3
Дневные значения коэффициента турбулентности при
разном количестве облаков.
Количество облаков
(в баллах)
Повторяемость, %
Кд м 2 /сек.
0-4
6-7
70
40
lb
04
7-10
> 5
16
68
30
61
Из данных, приведенных в таблице, следует, что при количестве
облаков большем 6 баллов среднее значение коэффициента турбулентности составляет 61 м а /сек. Однако отдельные значения меняются в
широких пределах, хотя, как отмечалось выше, редко превосходят
100 м 2 /сек.
Следует отметить, что в роде случаев при интенсивном турбулентном обмене в пограничном слое облака вертикального развития отсутствуют или отмечаются лишь их следы.
Отсутствие облаков при высоком турбулентном обмене является,
очевидно, следствием достаточной сухости воздуха и расположения
уровня конденсации выше уровня конвекции.
В ряде случаев при достаточной сухости воздуха интенсивный турбулентный обмен приводит к увеличению вовлечения в облако сухого
воздуха, что способствует его размыванию. Таким образом, роль турбулентного обмена в развитии облаков является достаточно сложной.
Рассматривая эволюцию облаков вертикального развития, необходимо,
кроме характеристик турбулентного обмена, учитывать влажность воздуха и возможность достижения состояния насыщения. В этом отношении
практический интерес представляет установление комплекса метеорологических характеристик, определяющих возможность развития и распада облаков вертикального развития.
В заключение следует отметить, что полученные нами численные
значения коэффициента турбулентности
(несмотря на различие методов определения К), находятся в согласии с данными, приведенными в
одной из последних работ [1] .
2. Рассмотрим результаты исследования турбулентного обмена
при
„высоких" облаках вертикального развития. Анализу подвергнуты те
-
78
-
Рис» 1 • ВЕРЖАЛЬШЁ ПРОФИЛИ КОЭФФИЦИЕНТА ТУРБУЛЕШНОС'Ш К,
СКОРОСТИ ВЕ'ГРА V' И ГРАДИЕНТА ТЕИПЕРАТУШ Г 24 МАЯ
I960 г . В 7 ЧАСОВ 30 МИНУТ.
случаи, когда наблюдалась облачность 8-10 баллов, тогда данные темперащурно-ветрового зондирования можно считать относящимися непосредственно к облакам. Преимущественно в этих случаях наблюдались
С6 ^вертикальная протяженность катодах составляла от 8000 до
» 10 ООО м- Для Ленинградской области удалось подобрать всего 12 подъемов, поэтому рассмотрим отдельные случаи, не проводя осреднения.
На рисунках 1 , 2 , 3 , 4 в качестве примеров представлены вертикальные распределения коэффициента турбулентности, скорости ветра
и градиента температуры при высоких С 6 . Н а рисунках также указано положение нижней и верхней границ облака. Следует указать, что
данные примеры подобраны таким образом, что на рис.1 распределение
указанных элементов получено за 2,6 часа до того, как было проведено самолетное зондирование и указаны количество и высопы границ
облака. На рис.2 приведены данные, полученные за 1 час до самолетного зондирования; на рис.3 представлены данные, когда темперааурно-ветровое и самолетное зондирования проведены одновременно, а
на рис.4 - данные, полученные через 2 часа после самолетного зондирования.
Как следует из анализа вертикального распределения К при высоких
-
79
-
Рис.2. ВЕРТИКАЛЬНОЕ ПРОШЛИ К, СКОРОСТИ ВЕТРА V
ГРАДИЕНТА ТЁМГКРАТУШ Г 12 АВГУСТА 1961 г .
В 13 ЧАСОВ 52 МИНУТЫ.
и
С 6 , коэффициент турбулентности в облачном слое возрастает с высотой. Это возрастание происходит резче в верхней половине облачного
слоя по сравнению с нижней. В большинстве рассмотренных случаев
наибольшее значение коэффициента, турбулентности наблюдается в среднем ниже уровня максимального ветра примерно на 500 м (например,
рис.1 и 4 ) . Такое соотношение особенно четко проявляется, когда
наряду с уменьшнием скорости ветра над облаком имеет место достаточно мощная надоблачная инверсия температуры. В тех случаях, когда вертикальный градиент температуры вблизи верхней границы облака
достаточно большой, например 0,7-0,8°/100 м, а инверсия начинается выше, максимальный турбулентный обмен наблюдается несколько выше
уровня максимального ветра, как это имеет место в случае, представленном на рис.3. Максимальные значения К наблюдаются вблизи верхней границы облака С6 . Как следует из наших данных, для высоких
С6 вблизи их верхней границы К значительно цревосходит
100 м 2 /сек., нередко достигая 150-200 м 2 /сек. Наибольшее значение
К (превосходящее 300 м 2 /сек.) было получено 20 июля 1960 г . в 19
часов 30 минут (рис.3) внутри кучево-дождевого облака, развившего-
-
•
б
15
I
I
-08
I
,
26
1
о
.
80
1
35
1
OA
-
.
46
•
55
1
г
0JB
12
Рис.3. ВЕРТИКАЛЬНЫЕ ПРОФЙШ К, СКОРОСТИ ВЕТРА V
ГРАДИЕНТА ТЁМПЕРАТУШ Т 20 Ш
I960 г .
В 19 ЧАСОВ 30 МИНУТ.
>- V
"/сек
аг wo и
и
ся до высоты 9400 м. Значение К = 300 и2/сек» было подучено 17
сентября в 19 часов 53 минуты, при этом уже за 2 часа до того, как
проводилось зондирование, отмечалась облачность 8 баллов с высотой
верхней границы И ООО м.
Меньшие значения К - около 100 м 2 /сек.-отмечались утром 24 мая
1960 г . в 7 часов 30 мщгтза два часа до того, как была зафиксирована облачность 10 баллов С 8 с высотой верхней границы 9300 м.
Аналогичные данные получены 12 августа 1931 г . за час до регистрации 10 баллов облаков с высотой верхней границы 9000 м. В этом
случае численные значения К вблизи верхней границы несколько больше, чем в предыдущем примере, и составляют 200 м 2 /еек.
Над высокими С б интенсивность турбулентного обмена уменьшается, что и видно на приведенных рисунках.
Сопоставляя вертикальное распределение коэффициента турбулентности при облаках разной вертикальной мощности с распределением
скорости ветра и градиента температуры по высоте, следует отметить
-
81
-
•Нкт
л
®
.
.
.
j
< 2 6 Ш
Гда—
од
1
ДО
н
45
1
W
V
—
/сек
0
2Г /'оом
Рис.4. ШРЖАДЫШ ПРОИЩИ К, СКОРОСТИ ВЕТРА V и
ГРАДЖНТА ИМШРАТУШ Т
17 ОКТЯБРЯ 1962 г .
В 19 ЧАСОВ 50 МИНУТ.
их достаточно хорошую корреляцию, хотя при этом влияние динамических факторов на турбулентный обмен проявляется значительно больше,
чем термических. На приведенных рисунках вертикальное распределение коэффициента турбулентности в основном соответствует вертикальному распределению скорости ветра V .Как видно из рисунков, положительные вертикальные градиенты температуры существенно не изменяют общей закономерности в распределении коэф|ициента турбулентности. При больших отрицательных градиентах температуры, характеризующих интенсивные, инверсии (например, рис.1),обычный рост коэффициента турбулентности с высотой уменьшается.
Максимальные значения К, подученные в работе, для высоких С6
превосходят имеющиеся опубликованные данные [ 1 , 3 ] , которые, как
указывается в работах, являются заниженными, в то время как наши
максимальные значения, возможно, относятся к центральной части развивающихся "высоких" облаков. В этом отношении представляется, что
полученные максимальные значения К также не являются предельными.
Расчеты коэффициентов турбулентности выполнены Э.А.Петлицкой,
-
82
Л и т е р а т у р а
1. Г е р м а н М.А.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
О турбулентном обмене в облаках. Метеорология и гидрология, ® 10, 1963.
З а й ц е в В.А. и Л е ц о х о в и ч А.А.
Приборы и методика
исследования облакЬв с самолета. Гицрометеоиэдат, 1960.
П е с к о в Б.Е.
Некоторые особенности образования кучевододцевых облаков и условия полета вблизи
них. Метеорология и гидрология, № о, 1963.
П и н у е Н.Э. и Л и т в и н о в а В.Д. Об интенсивности турбулентности в облаках. Изв.АН СССР, серия
геофиз., В 1, 1962.
П и н у с Н.З.
Современное состояние вопроса о турбулентности свободной атмосферы, вызывающей болтанку самолетов. Труды ЦАО, вып.34, 1960.
С е л е з н е в а Е.С. и Ч у р и н о в а М.П.
Некоторые
характеристики состояния атмосферы
при
развитии кучевых и кучево-дожце вых облаков.
Труда ГГО, вып.102, 1960.
Т в е р с к а я Н.П. Характеристики влажности атаосферы цри цучевых облаках. Труда ЛГМИ, вып.19, 1963.
Ш м е т е р С.М.
Турбулентность в облаках верхней тропосферы. Труда ЦАО, вып.34, 1960.
-
83
-
О. В. КОЗЛОВСКАЯ, А. В. КУРБАТОВА
ПОЛОЖЕНИЕ ВЕРХНЕЙ ГРАНИЦЫ ОБЛАКОВ ВЕРХНЕГО ЯРУСА
В РАЗЛИЧНЫХ БАРИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ В РАЙОНЕ
ЛЕНИНГРАДА
В данной работе рассматривается положение верхней границы перистых облаков в различных барических системах по сезонам года и
по
отношению к высоте тропопаузы в районе Ленинграда» Более детально
исследуются высоты верхней границы облаков в циклонах, в различных
их частях, а также изменения данных высот в зависимости от эволюции
циклонов. Эта работа является продолжением ранее опубликованных работ 11] и [2] , в которых исследовалась вертикальная протяганноеть
облаков верхнего яруса над северо-западом Европейской территории
СССР,
Исследования в таком плане для данного района ранее не производились.
В работе использованы данные самолетных и радиовондовых наблюдений, а также синоптические карпы за период с 1954 по 1960 г . Всего
рассмотрено 1075 случаев, для которых была определена верхняя граница облаков верхнего яруса.
Анализируя данные самолетных наблюдений, можно отметить, что в
преобладающем числе случаев высота верхней границ* периешх облаков изменяется от 7 до 11.вы, но вместе с тем отмечаются отдельные
случаи, когда верхняя граница облаков достигает 13 кы и более, а
также опускается и ниже 7 кы. Так, иэ 1075 случаев только 4 раза
верхняя граница превышала 12 км и 1 раз - 13 км, причем это наблюдалось в циклонах и ложбинах. Значительно чаще верхняя граница перистых облаков оцускалась ниже 7 км (80 случаев); больше половины
этих случаев приходится также на циклоны и ложбины. Таким образом,
верхняя граница перистых облаков в циклонах и ложбинах изменяется
в значительно больших пределах, чем в других барических системах.
Рисунок 1 наглядно показывает, что в областях повышенного давления верхняя граница периешх облаков располагается выше, чем в
областях пониженного давления. Так, в циклонах, ложбинах и седловинах преобладают высот о» 8 до 9 км, в барических гребнях - от
9 до 10 км, а в антициклонах - от 10 до 11 км. Эти различия сохра-
-
84
-
Рис Л . ПОВТОРЯЕМОСТЬ ВЕРХНЕЙ ГРАНИЦ* ПЕРИСЖХ ОБЛАКОВ В
РАЗЛИЧНЫХ БАРИЧЕСКИХ СИСТЕМАХ.
1 - антициклоны, 2 - барические гребни, 3 - циклоны,
4 - седловины, о - ложбины.
няются и в отдельные сезоны (табл.1), особенно летом, весной и зимой.
Из табл.1 видно, что в антициклонах и барических гребнях летом
повторяемость облаков с высотой верхней границ более 9 км составляет 70-60$, тогда как в циклонах и барических ложбинах - 49-57$. Зимой данная повторяемость в областях повышенного давления превышает
50$, а в областях пониженного давления составляет около 38$.
Высоты облаков верхнего яруса различаются и по сезонам года*
Летом верхняя граница облаков во всех барических системах располагается выше, чем в остальные сезоны года. Наиболее низкое положение верхней границы наблюдается зимой.
Данные табл.1 показывают, что летом во всех барических системах
довольно часто верхняя граница располагается выше 10 км. Повторяемость высот более 10 км летом в областях повышенного давления превышает 40$, а в областях пониженного давления - 30$.
Зимой облака с высотой верхней границы более 10 км отмечаются
в 1,5-3 раза реже, чем летом. Так, в циклонах зимой только в 10$
и
t i l
O ' e H - l ' l l - CO О <3* CD t
o ' u - i ' o i со о
T— is
*—• ca4—« t
O'OI-I'G
8-8 «
0'б-1'8
0'8-lV,
O'z da
20
0 i u - l 81;1 i )
o'ei-i'gi;
O'll-l'Ol
O'Ol-1'б
0'6-l'e
о'8-i'z
а
о
&
о
е
Я N
its
тг:
см
-о
«—
яоз
Sj см
!j
;!
с8 $ §
j
— I
1 CM I
o'si-i'u
® О
W
00 л г
«-
O'll-l'Ol
CM
o'oi-1'б
0'6-l'S
£ ы
a s r a
П'О
«-,,-,-.
CM N «-« CM
Г!
CM со О
«—
•
•N
'-O 1 CO CO -
сЗ CO
о'н-1'ei
1 1
o'ei-i'si
t
1
)
см
СО """
т- г-»
JS
сл со
г- со
»-
o'ei-i'si
o'si-ru
Весна
i i
О'Я-1'Gl
о'8-l'z
O'Z Off
*
!
S3
'О О 1
CM •
CO 00 о
t~ о j
I I » !
1
i i i I
i
CO 00 1 1
I I I
t I t
см is
O'll-l'Ol
i . см
I- I,
1
CO ч-*
00 ' 4-i
-^t <0
CMО
0'0l-l'6
$'8
8 888'
0'6-l'8
8 S9
'Sfcfc
о'8-l'z
ия o ' z otr
S3 55
54- Ю
1
•
o'ei-i'si
I
^
1
0*31-I'll
m
I
ч
Я
O'll-l'Ol
2
CO
^
00 'O
1
сЗ й . s - '
Л• Оз N ССО
t—
1—•
«- t
! 1 I
O'Z №
Барические
системы
о щ
SJ S3
а о
33
к 03
•8
а о
§ с
X
<Я w
аt. сЯ
а
«Ф <8
о
й §
аФ
я
г—> о§
ф
g
ю
—^ а
л оСО
О
О
аФ
Осень
I
$5 8
CO -ф
CO CM
to CO
t
со
Зима
— CM
O'si-l'll
Лето
1
ч
•О
о
o'ei-i'si
о'и-1'ei
8
a-i
X
г
к
га
01
1
О.
»
О
К
о
ч
VD
О
О 1
а в
а о
Ф со
С! Ф
О
э5
а; я
сз о
6 о
«Ф §
К
S tr
ф «
w
•
о
^ В
21*
РЗ
а
2
CO
о'н-i'ei
t
8 8
со T—
о«
t I
0'81-l'gl
I
о'81-l.'ll
1
O'll-l'Ol
0'01-Гб
I
S
I
CO 'O
CO T- 00
' CO
a
О'б-1'в
a3
о'8-i'z I 2
c3
5
2
2
S
§
O'Z Otf j . -о
1
о ' н - 1 ' e i !1 ""
CO ^
о'81-l'sij
CM t
0'6-l'8
о'8-l'z
'
'
СЙ
'
CM
й •s • S
N 'О ®
a
D
rC
—
!.0
rs -vf
o'^i-rei
t
1 1
0'8l-l'8l
1
1
О'81-ril
OJ
O'll-l'Ol
s
a
^
O'Ol-1'б
a • S
2
o ' z Olr
8.
а
о
да
S
o'li-i'oij
,8 0'0l-l'6
л
6Н
о
о
.я-
.
c3
O'Sl-l'llj
s
| Ю
o'oi-1'б
0'6-Г8
О'8-l'Z
O'Z titt
0'6-l'8
О'8-I'z
гм O'Z OV
Части
циклонов
1!
t i l
Осень
со
01
а
II
]
в*
о'и-i'ei
ЦИКЛОНЫ
х
-
Ложбины
Антициклоны
Гребни
Седловины
Зима
• •
85
Весна
-
8
s
CO COCM
t
1 1
Й
CO ^
я
Ol
' ^
C
O
4—» 1
t§
ж s a
tf Л Я р
Ф fH H
ач ни
и
3
ИЛ
О
но
- 86
-
случаев верхняя граница перистых облаков превышает 10 км, а в седловинах такие высош в этот сезон не наблюдались совсем.
Была рассмотрена также повторяемость верхней границ* перистых
облаков в различных частях циклонов ( т а б л . 2 ) .
Анализируя данные этой таблицы, можно отметить, что во все с е з о ны года верхняя граница облаков в передних частях циклонов и их теплых секторах располагается в ш е , чем в тыловых частях.
В тыловых частях циклонов во все сезоны преобладают высоаы облаков менее 9 км, особенно зимой. Так, зимой облака с высотой верхней
границы до 9 км в шловых частях циклонов наблюдаются в 90$ сдучаев,
тогда как летом эта повторяемость составляет только 64$. Высоты облаков более 10 км в тыловых частях циклонов отмечаются очень редко (зимой - 5$,летом - • 1 8 $ ) .
Сравнивая . положение верхней границы облаков в передних частях
циклонов и их теплых секторах, можно отметить, что в теплых секторах циклонов наблюдаются более высокие облака, чем в передних частях,
во все сезоны года, за исключением зимнего. Зимой в теплых секторах
циклонов так же, как и в тыловых частях, преобладают высоты облаков
до 9 км (вероятность их 7 8 $ ) . Следует также заметить, что в теплых
секторах циклонов значительно чаще, чем в других его частях, наблюдаются облака высотой более 10 км, особенно летом и осенью.
В различных Частях барических ложбин (табл.3) наблюдаются те же
закономерности распределения высот облаков, как и в циклонах: в
передних частях ложбин верхняя граница облаков располагается выше,
чем в тыловых частях. Но здесь эти различия во все сезоны года меньше, чем в циклонах, за исключением зимнего. Зимой в тыловых частях
ложбин так же, как и в тыловых частях циклонов, преобладают облака
высотой до 9 км (87$), а облака более 10 км не наблюдаются совсем.
В передних .частях ложбин зимой большую повторяемость имеют высоты
облаков более 9 км (50$), а также сравнительно часто отмечаются облака с верхней границей и выше 10 км (27$).
В связи с тем, что в антициклонах и барических гребнях перистые
облака наблюдались вообще значительно реже, сделать определенные
выводы о положении их верхней границы в различных частях данных барических образований не представлялось возможным. Однако можно отметить, что в западных частях антициклонов и гребней верхняя граница
располагается значительно выше, чем в их восточных частях.
Положение верхней границы перистых облаков было рассмотрено также в зависимости от эволюции циклонов, как в среднем ( т а б л . 4 ) , так
и в различных их частях.
Как видно из табл.4, в заполняющихся циклонах верхняя граница
перисшх облаков располагается значительно ниже, чем в углубляющихся,
хотя осенью эти различия не существенны.
Верхняя граница перистых облаков в углубляющихся и заполняющихся циклонах различается в основном з а счет передних частей циклонов.
В передних частях заполняющихся циклонов в преобладающем числе случаев наблюдаются высоты облаков до 9 км: повторяемость данных высот
-
87
1
1 1
тО
"*
С
О«
<—
I I
1 г—о
1 сл
•о'я-i'ei
со
o'ei-i'si
I
•0!8l-l«ll
o'u-t'oi
св
O'O'l-1'б
I
0'б-1'8
0'8-1'г
ой
о'н-i'ei
o'ei-i'si
O'Sl-l'll
O'll-l'Ol
Осень
O'i
O'Ol-1'б
0'6-l'8
2. 2
П N
!S
1
1
'Я
'О
1 Js
Ч—1
< 1
I I
— <о
«-1
Г- {S
01
Я
8
2
о'г <лг.
o'ei-i'ei
i
г
0*31-1*11
Si
о'н-i'ei
3
£
|
00
$
00
t 1
1 1
N
9
2 s1
8" O'll-l'Ol
o'oi-Гб
$
от
a
*
i
1
r
I
t
ОТ IS
0'6-l*8
0'9-1'г
о'г oir
o'fi-i'ei
Весна
а
• 8
0'8-1'г
Й
-
o'ei-i'si
O'Sl-l'll
O'll-l'Ol
o'oi-1'б
0*6-1*8
О'в-1'z
"я.О'^о11
8
a
i
1
1
gj
81 00
tN !N
S3
О
OT
8
S n
<Q
Я Я
га е- i
(Q
i§
i* %n till i
н
ч
хэ
I
s
-
88 -
Таблица 4
Повторяемость (в %) верхней граница перисзых облаков в
углубляющихся и заполняющихся циклонах по сезонам года.
Углубляющиеся циклоны'
Сезоны
года до 9 км > 9 т
>10 км
42
45
51
50
Весна
Лето
Осень
Зша
27
40
25 .
6
58
" 55
. 49
50
Заполняющиеся циклоны
до 9 'км
> 9 км
75
63
.60
76
25
37
40
34
> 10 КМ
б
20
24
14
в 2 - 2 , 5 раза больше, чем в передних частях углубляющихся циклонов.
Положение верхней границы перистых облаков в различных частях
углубляющихся и заполняющихся циклонов рассматривалось и по отношению к тропопаузе.
Данные табл.5 показывают, что ЕО всех частях как заполняющихся,
так и углубляющихся циклонов в большинстве случаев перистые облака
располагаются под тропопаузой, чаще всего на расстоянии 1-8 км от
Таблица о
Повторяемость (в %) положения верхней границ* перистых облаков
по отношению к тропопаузе в различных частях углубляющихся и
заполняющихся циклонов.
Тепшй
Положение верхПередняя
Все части
йиовал
сектор
ней границы обчасть
циклонов
часть
лаков по отношению к тро- . углуб- запол- 1углуб-^ запол- углуб- запол- рглуо- заполпопаузе
ляюняю- лью- няю™ ляю- няю- яаэ- няющиещийся щиеся щиеся диеся щшея щиеся циеся ся
В®
1,1-2,0
выше 0 , 6 - 1 , 0
Н
0-0,5
Н в совпадает
с
Нн
Н
тр.
0-0,5
ниже 0 , 6 - 1 , 0
н
г р . 1,1-2,0
более 2 , 0
-
2
-
7
3
-
9
»
j5
16
18
23
22
.
8
4
2
2
м
6
i
4
2
15
2
3
-
10
1
2
о
б
о
о
5
4
8
15
19
27
11
18
12
15
35 35
29
23
13
.23 ,
28
17
22
19 j 29
16 ! 27
21
22
24
19
29
31
последней. Вероятность положения верхней границы перистых облаков ниже тропопаузы более чем на 1 км в различных частях циклонов составила
от 35 до 70$.
j
Шли отмечены т а к | е случаи, когда перисзые облака проникали
в
слой тропопаузы ш н м й г а стратосферу, tio вероятность такого положения
вообще небольшая Ые~вше 1 ^ ) . При 'этом нужно отметить,. что указанные
-
89
-
16$ приходятся на углубляющиеся циклоны. В заполняющихся циклонах
проникновение облаков верхнего яруса в слой тропопаузы и нижнюю стратосферу наблюдается только в а$ случаев.
В этих редких случаях термическая структура тропопаузы характеризуется медленным падением температуры с высотой.
Определенный интерес также представляет рассмотрение взаимного
расположения тропопаузы и облаков верхнего яруса при различном положении их верхней границы (табл.6).
Таблица 6
Повторяемость (в $) верхней границы перистых облаков по
отношению к тропопаузе в циклонах при различном положении этой границы.
Положение верх
Высота верхней границы
ней граница по
отношению к
цо 8 , 0 8 , 1 - 9 , 0 9 , 1 - 1 0 , 0 10,1-11,0
тропопаузе
в 1,-1-2,0
вше 0 , 6 - 1 , 0
Н
НТр
0-0,о
FL совпаца* ет сйтр
0-0,5
0
ниже , 6 - 1 , 0
1,1-2,0
н^р
более 2 , 0
КМ
11,1-12*0 12,1-13,0
3
5
10
4
5
4
8
о
10
100
-
2
2
1
2
2
3
7
о
20
2
14
26
аз
5
14
40
35
22
27
26
6
23
24
27
4
40
15
•ч»
*•*
aw
Из данной таблицы видно, что, чем выше располагается верхняя граница перистых облаков, тем ближе она к тропопаузе, и наоборот.
В тех случаях, когда верхняя граница перисллс облаков не превышала
8 км, она в основном лежала под тропопаузой. При этом перистые облака,
как правило, лежали ниже тропопаузы на расстоянии от последней более
чем 2 км. Вероятность такого положения составляет 52$.
Когда верхняя граница перистых облаков превышает 11 км, в таких
случаях она располагается как под тропопаузой, так и над ней. Под
тропопаузой она чаще всего лежит на расстоянии до 500 м и очень редко
до 1 км; ниже 1 км она не опускалась совсем. При этом наблюдается большая вероятность превышения перистыми облаками тропопаузы или совпадении
их границ (45$).
Таким образом, верхняя граница перистых облаков испшывает значительные колебания, связанные с различными барическими системами, временами года, полозением тропопаузы и ее термической структурой.
-
90
-
Л и т е р а т у р а
1. К у р б а т о в
р и н Н.И.
а А.В.,
2. К о а л о в с к а я
К о з л о в с к а я
О.В., М а а у Некоторые пространственные характеристики облаков верхнего яруса над северозападом Европейской территории СССР.
Труды ЛГМИ, вып.12, 1961.
О.В., К у р б а т о в а А.В. Исследование
облаков верхнего яруса в различных барических системах в районе Ленинграда.
Труда ЛГМИ, вып.19, 1963.
-
В. К. КАЛИНЦЕВА,
91
-
С. В. СОЛОНИН,
Г. Г.
ТАРАКАНОВ
О ПРОСТРАНСТВЕННОЙ СТРУКТУРЕ ПЕРИСТОЙ ОБЛАЧНОСТИ
И УСЛОВИЯХ ПОЛЕТОВ В НЕЙ ПО НАБЛЮДЕНИЯМ С БОРТА
САМОЛЕТА
О пространственной структуре облачности верхнего яруса и условиях
полетов в ней в последние годы опубликовано значительное количество
работ. Фундаментальные исследования по этому вопросу выполнили А.М.Баранов, Н.И.Мазурин, И.Г.'Пчелко, Г.Д.Решетов, й.Г.Зак и другие авторы.
Тем не менее дальнейшее накопление сведений об облачных полях и атмосферных процессах в верхней тропосфере представляет большой интерес, так как метеорологические условия в верхней тропосфере изучены
по-прежнему недостаточно. Последнее можно объяснить двумя причинами:
сложностью и многообразием физических процессов в верхней тропосфере
и отсутствием надежных исходных данных для научных обобщений.
Субъективизм визуальных наблюдений, значительные погрешности измерений на больших высотах в сочетании со сложностью и многообразием
атмосферных процессов - барьер, который может быть преодолен только
усилиями многих исследователей. На основе сопоставления самых различных точек зрения и сведений, часто более или менее противоречивых,
можно будет со временем создать более объективные модели облачности
верхнего яруса при различных синоптических условиях. Именно этими
соображениями руководствовались авторы, публикуя приводимые ниже данные.
В статье изложены результаты анализа материалов наблюдений
за
облачностью с борта^самолета Ту-104, выполненных С.В.Солониным и
Г.Г.Таракановым в период с 1958 по 1961 г . в 82 полетах по воздушным
трассам Москва-Ленинград, Ленинграц-Свердновск, Свердловск-Ташкент,
Ленинград-Симферополь, Ленинград-Киев, Ленинград-Адлер. Методика наблюдений описана кратко в работе [1] .
Структура перистой облачности и условия полетов в ней в значительной степени зависят от синоптического положения, времени года и суток.
Наиболее характерные формы перистой облачности на различных атмосферных фронтах, наблюдавшиеся в полетах, представлены на рис.1-7.
На рис.1 показана перистая облачность, типичная для теплых фронтов. С самолета, совершавшего полет 2 апреля 1961 г . , на высоте
-
92
-
11
9000 м в 9 часов 43 минуты ' в районе Кирова на теплом фронте наблюдался ровный слой достаточно плотных перисто-слоистых облаков.
Верхняя граница облаков выражена четко. Выше основного слоя располагались отдельные гряцы перистых облаков с верхней границей на высоте 10 ООО м.
В отдельных случаях верхняя граница перисто-слоистых облаков может быть выражена слабо: перистая облачность постепенно переходи! в
дымку» Иногда этот переходный слой может быть неоднородным^ местами
перистыз облака как бы "вырываются" И8 основного массива (рис.2).
Пго.1. ПЕШСТО-СШСТЫЕ ОБЛАКА ТВШ10Г0 ФРОНТА. ВЫСОТА ВВРХНВЙ.
ГРАНИЩ ПЕШСТО-ОЯШСШХ ОБЛАКОВ 9000 м. ПОЛЕТ ПО ВОЗДУШНОЙ ТРАССЕ СВЕЕрОВСКпйЕНИНГРАД. 2 АПРЕЛЯ 1961 г .
НА СНИМКЕ ВВДНА ЧАСТЬ КШЛА САМОЛЕТА.
Типичная дяя холодного фронта облачность представлена на p i c . 3 - 5 .
Характерной ее особенностью по наблюдениям с борта самолета является расслоенность и "хаотическая" пространственная структура. Это также хорошо видно на приведенных фотоснимках. Верхняя кромка перистослоистой облачности на холодных фронтах, как правило, волнистая или
всхолмленная или над нею выступают "пучки" и "валы" перистых облаков.
Перистая облачность, характерная для фронтов окклюзии на периферии
циклона, показана на рис.6. Облачность на фронтах окклюзии является
1)
Здесь и ниже время - московское.
-
93
-
rtic.8. ШШСТО-СЯШСШЕ ОБЛАКА НА ТЕП/ЮМ ФРОНТЕ. В ОЕДОЛЫШ
МЕСТАХ ШШСТЬЕ ОБЛАКА КАК Ш "ВЫШВАЮТСЯ" ИЗ ОСНОВНОГО МАССИВА.
В ПОЛИТЕ НАБЛЩАЛАСЬ СЛАБАЯ БОЛТАНКА. ПОЛЕТ НА ВОЗДУШНОЙ ТРАССЕ
ЛЕНИНГРАД-МОСКВА. ВЫСОТА ПОЛЕТА 8000 м. 13 часов 30 минут
15 АПРЕЛЯ 1961 г .
многослойной, причем она как бы "растянута" по горизонтали. На периферии циклонов на фронтах окклюзии были зарегистрированы случаи,
когда перистая облачность напоминала "слоеный
пирог" - состояла
ив трех, четырех и даже пяти облачных слоев.
На рис.? приведен фотоснимок перистой облачности, показательной
для периферии антициклона в летнее время. Обычно ниже слоя перистых
облаков развиваются кучевые, мощно-кучевые или кучево-дождевые облака.
Рассмотрим некоторые количественные характеристики пространственной структуры перистых облаков.
Изучение материалов полетов позволило выявить следующие особенности в расположении облачных вон в верхней тропосфере на различных
атмосферных фронтах.
1) Перистая и перисто-сяоистая облачность на теплых фронтах начинается, как правило, над приземным положением фронтов и далее располагается впереди фронтов. Ширина зоны перисто-слоистых облаков ко-
-
леблетея
94
-
в значительных пределах, однако
в 85$ случаев не превышает
Рис.3.СТРУКТУРАШШСТО-СШСТОЙ И ПЕРИСТОЙ ОБЛАЧНОСТИ НА
ХШОДНШ ФРОНТЕ. ВЕРХНЯЯ ГРАНИЦА ПЕШСТОЙ ОБЛАЧНОСТИ РАСПОЛАГАЕТСЯ ПРИМЕРНО НА ВЫСОТЕ 11 ООО м. ПОЛЕТ ПО ВОЗДУШНОЙ ТРАССЕ
ЛЕНИНГРАД-СВЕРДЛОВСК. ВЫСОТА ПОЛЕТА 10 ООО м. РАЙОН
ПЕШ. 12 часов 14 минут 7 АВГУСТА 1960 р.
800 км. Средняя ширина указанной зоны составляет 600 км.
Наибольшую вертикальную мощность перисто-слоистые облака имеют в
центральных частях циклонов в радиусе до 500 км, особенно на удалении
100-200 км перед цривемным положением фронтов. В этих случаях облака
верхнего, среднего и нижнего ярусов чаще всего сливаются в один сплошной облачный массив. На периферии циклонов облачность обычно многослойная (3-4 и более слоев).
При этом "сухие" безоблачные црослойки образуются не только между
облаками различных ярусов, в частности меяду перисто-слоистыми и высоко-слоистыми, но и в перисто-слоистых и перистых облаках. В полетах
наблюдалось несколько случаев, когда перистые облака на высотах
6-12 км располагались в вице четко выраженных 3-4 слоев.
По мере удаления от центра циклона вдоль фронта количество перистой облачности уменьшается с 10 баллов до 5-8 баллов на расстоянии
свыше 600 км.
Нижняя граница перистых облаков располагается на различных высотах
от 5-6 до 10-11 км, верхняя граница - на высотах от 6 - 7 до 11-12 км.
Уменьшение высот верхней границы перистых облаков в холодное по-
-
95 -
Рис. 4 . РАСТЕКАЮЩАЯСЯ ОБЛАЧНОСТЬ ХОЛОДНОГО ФРОНТА.
МАРШРУТ ПОЛЕТА МОСКВА^ЛЕНИНГРАД. ШСОТА ПОЛЕТА 7000 м. 19 часов
59 мину® 28 ИЮЛЯ 1960 г .
лугоцие по сравнению с теплым полугодием невелико. В среднем высота
верхней кромки перистых оо'лаков летом на 1 км выше, чем зимой.
Толщина облакоЕ перистых форм составляет от нескольких десятков
и сотен метров до 5-6 км. Средняя толщина перистой облачности на теплых фронтах (на удалении по фронту не более 500 км от центра циклона)
равна 2 , 4 км. На периферии циклонов вертикальная мощность перистой
облачности уменьшается из-тза ее расслоенности.
Хорошо выражено уменьшение толщины перистой облачности при удалении от приземного фронта, начиная с расстояния более 300-350 км. На
расстоянии 600-800 км перед теплым фронтом толщина перистой облачности составляет 200-600 м.
2) На холодных фронтах пространственная структура перистой и перисто-слоистой облачности зависит от скорости их движения.
На медленно движущихся холодных фронтах облака верхнего яруса начинаются на удалении до 80-100 км впереди приземного положения фронтов и заканчиваются на удалении до 150-200 км позади него.
Таким образом, ширина зоны перистых и перисто-слоистых облаков
достигает 200-300 км (80$ случаев). Средняя ширина указанной зоны
составляет 240 км.
-
96
-
й ю . б . СТРУКТУРА ПЕШСТОЙ ОБЛАЧНОСТИ НА ХОЛОДНОМ ФРОНТЕ.
МАНПРУТ МОСКВА-ЛЕНИНГРАД. ВЫСОТА ПСШЕТА 7000 М. 9 часов 37 минут
16 АПРЕЛЯ 1961 г .
Наибольшую вертикальную мощность перисто-слоистые облака имеют, как
правило, над областью приземного фронта. В летнее время при развитии
КУчево-дождевой облачности они чаще всего образуют единую облачную
систему с развивающимися кучево-доздевыми облаками, маскируя их. В
зимнее время они чаще прослеживаются в вице отдельного облачного массива.
Нижняя и верхняя границы перистых облаков в среднем на 0,5-1 км
располагаются ниже, чем на теплых фронтах.
Толщина облаков перистых форм составляет от нескольких десятков и
сотен метров до 3 - 4 км. Средняя толщина перистой облачности на медленно движущихся холодных фронтах (на удалении до 500 км по фронту)
равна 1,8 км.
На быстро движущихся холодных фронтах облака верхнего яруса начинаются обычно над областью приземных фронтов и далее располагаются
впереди фронта на удалении до 200-250 км. Средняя ширина облачной
зоны 160 км. В теплое время года они образуют единую облачную систему с кучево-дождевыми облаками. Средняя толщина перистой облачности
на быстро движущихся холодных фронтах 1,4 км.
3) Перистая и перисто-слоистая облачность на фронтах окклюзии
-
97
-
Рис.6. МНОГОСЛОЙНАЯ ОБЛАЧНХТЬ НА ФРОНТЕ ОККЛЮЗИИ.
ПОЛЕТ ПО ТРАССЕ ЛЕНИНГРАД-МОСКВА. ВЫСОТА ПОЛЕТА
4900 м. 11 часов 21 минута 12 АВГУСТА 1960 г .
располагается в 300-500 км впереди и в 100-200 км повали приземного
их положения.
В среднем ширина зоны перисто-слоистых облаков 460 км*
Наибольшую горизонтальную протяженность и вертикальную мощность
перисто-слоистые облака имеют вблизи центра циклона, ще они образуют единый облачный массив с облаками других ярусов.
По мере удаления от центра циклона и от приземного положения атмосферных фронтов толщина перисто-слоистой облачности уменьшается
и на удалении 400-500 км перед фронтами окклюэии она составляет
300-500 м.
-
98
-
Рис.7. ПЕШИЬЕ ОБЛАКА НА ЮШОЙ ПЕШФЕРЖ АН1ИЩКЛОНА. НИШЕ
BE НИНЫ МОЩНО-КУЧЕВЫХ ОБЛАКСВ. ТРАССА ЛЕНИНГРАД МОСКВА.
ВЫСОТА ПОЛЁТА 5800 м . 10 часов 38 минут
2 АВГУСТА 1960 г .
На периферии циклонов между облаками верхнего и среднего ярусов
имеются безоблачные прослойки. В теплое полугодие на фронтах окклюзий в "сухих" прослойках, как правило, располагаются гряды мощнокучевых и кучево-дождевых облаков.
Мы воздержимся от приведения более подробных количественных характеристик облачности верхнего яруса на фронтах окклюзии, поскольку имеющийся в нащрм распоряжении материал наблюдений по фронтам
окклюзии явно недостаточен для других обобщений.
4) В струйных течениях могут наблюдаться перисто-слоистые облака, но чаще отмечались нитевидные, крючковицные перистые облака,
вытянутые вдоль струи в виде полос, и перисто-кучевые. Иногда отдельные элементы ("нити") этих облаков имели волнообразную форму.
На это ранее обращалось внимание в работе [2] , в которой описано
спиральное ("геликоидальное") облако , наблюдавшееся на высоте около
12 км 7 сентября 1959 г . в одном из исследовательских полетов на
самолете ТУ-104 в районе Дербента,
5) Перистые облака над антициклонами и гребнями имеют небольшую
вертикальную мощность, как правило, не превышающую 300-500 м , и
характеризуются малой плотностью.
- 99
-
В работе Ш автора обращали внимание на хорошую корреляционную
связь между высотой уровня максимальной скорости ветра (на вертикальном разрезе) и положением верхней границы облачности верхнего яруса.
Коэффициент корреляции равен 0 , 8 . Коэффициент корреляции между высотой тропопаузы 1 ^и высотой верхней границы облачности для этих же
случаев меньше 0 , 6 .
Исходя из физических соображений, во фронтальных зонах ниже уровня
максимальной скорости ветра должны существовать восходящие вертикальные движения воздуха, а выше - нисходящие. Таким образом, уровень максимальной скорости ветра выполняет роль задерживающего слоя, ниже которого должны располагаться облака верхнего яруса. Однако анализ материала наблюдений не полностью подтверждает это положение ( т а б я . 1 ) . В
отдельных случаях между положением уровня максимальной скорости ветра
и высотой верхней границы перистой облачности имеются значительные
расхождения. Это можно объяснить двумя причинами: нестационарностью
атмосферных процессов и большими погрешностями измерений высоты верхней границы облаков с самолета (на больших высотах инструментальные
и методические ошибки барометрических высотомеров становятся значительными), а также ошибками радиозондирования.
Остановимся кратко на характеристике условий полетов в облачности перистых фор».
При полете в перистых, перисто-слоистых и перисто-кучевых облаках
чаще всего наблюдается слабая и реже умеренная болтанка.
Средняя встречаемость болтанки, характеризуемая отношением времени полета с болтанкой разной интенсивности ко всему времени полета
в облаках, составила 68$.
Интенсивность болтанки зависит от положения самолета в облаке, В
перисто-слоистых облаках большая встречаемость болтанки на верхней
и нижней кромках.
В плотных однородных перисто-слоистых облаках полет протекает
спокойно.
Если облако внутри имеет неоднородную структуру (это хорошо з а метно по изменению видимости при полете в облаках), болтанка на о т дельных участках достигает умеренной интенсивности.
При полете над перисто-слоистыми облаками у их верхней границы
интенсивность- болтанки зависит от вида верхней кромки облаков. При
ровной, бее валов, град и выступов, верхней кромке облаков болтанка отсутствует и , наоборот, волнистой, всхолмленной, "вспученной"
верхней границе облаков сопутствует, как правило, умеренная болтанка в виде резких, жестких' бросков.
В перистых облаках полет протекает либо спокойно, либо сопровождается слабой болтанкой. В перистых облаках струйных течений чаще
всего болтанка не превосходит умеренную, исключение составляют облака Ci i n t , при входе в которые самолет испытывал очень сильные
и резкие толчки и больше перегрузки. Однако вероятность встречи
1) Высота тропопаузы указывалась согласно коду КН-04 (I960 г . )
-
100
-
Таблица 1
Связь верхней границы перистых облаков с положением
уровня максимальной скорости ветра и тропопаузы.
Дата
7MS0
зо№
31/Ш
1/1У
!
2/W
6/1У
7/1У
11/1У
22/1У
28/У
2/Ш
7/Ш
\2/М
17/УШ
23/УШ
15/Ш-61
16/1У
2Э/1У
Район
Киров
Свердловск
Вологда
Киров
Пермь
Киров
Ленинград
Вологда
Киров
Киров
Киров
Свердловск
Киров
Ленинград
Москва
Харьков
Ростов-наДону
Бологое
Бологое
Вологда
Киров
Бологое
Бологое
Ленинград
Бологое
Бологое
Ленинград
Бологое
Москва
Зарубино
Киров
Высота
уровня
Hg
максимальны^
ветров,
км
8,8
7,2
8,8
8,8
9,0
10,8
5,2
Высота
РазНо
верхней ность
границы н - н
6
0
облаков,
км
км
8,8
8*8
10,0
9,0
9,0
10,7
8,0
9,0
7,5
7,2
7,3
8,8
9,2
9,0
6,0
7,4
7,0
10,0
8,3
6,6
10,0
7,0
8,0
7,5
9,0
9,0
10,0
10,2
10,6
8,8
9,2
10,0
10,0
8,5
8,0
8,5
8,6
7,5
7,5
8,0
8,5
9,9
9,9
10,0
8,5
9,2
9,8
9,5
8,0
7,9
8,5
8,7
8,0
7,8
7,4
0,0
0,0
1,5
0,0
-0,2
1,8
-0,8
0,0
1,8
0,0
0,7
2,4
0,7
1,0
1,0
0,0
1,0
0,5
0,1
0,3
0.6
0,3
0,0
0.2
0,5
0,5
0,1
0,0
-0,1
-0,5
-0,3
Высота
тропопаузы
нх
кы
8,8
8,0
8,8
10,3
10,5
11,0
7,6
8,4
10,2
9,3
9,8
10,0
11,6
9,6
12,0
8,0
10,3
12,0
Равность
Нт - Н 0
км
0,0
0,8
1,5
1,5
1,3
2,0
1,6
1,0
3,2
-0.7
1,5
3,4
1,6
2,6
4,0
0,5
2,3
3.5
11,6
1,?
12,0
11.9
11.0
11.7
10.4
2,1
1,9
2.5
2,5
0.6
10.8
1,3
7,6
10,6
10,4
10,5
10,0
6,2
-0.4
2,7
1,9
1,8
2,0
-1,6
в полете C l i-nt очень небольшая.
В литературе указывается на опасность электризации самолетов при
полете в перистой облачности (Н.И.Ма8урин). По-видимому, это явление
очень редкое, поскольку ни в одном иа полетов (ни днем, ни ночью) интенсивной электризации самолетов нами не было замечено. Накоплению
-
101
-
большого статического электричества на корпусе самолета препятствует
стенание эарядов.
Обледенение самолетов в облаках верхнего яруса также наблюдается
очень редко. Только в одном иа полетов в июле 1958 г . в районе Ташкента на высоте 8000 м при ревком снижении (полет происходил на самолете-лидере на высоте 12 ООО м) был зарегистрирован мелкокристаллический налет на передних частях консолей и на остеклении кабины
штурмана и летчика. Однако он удерживался очень непродолжительное
время.
Наиболее существенное влияние облачность верхнего яруса оказывает на пилотирование и самолетовождение и з - з а ухудшения видимости.
Дальность видимости в перистых и перисто-слоистых облаках летом
в большинстве случаев составляет 200-500 м; зимой - 1 - 2 км. Однако
в зависимости от конкретных аэросиноптических условий может иметь
место существенное отступление от указанных значений. Нами наблюдались случаи, когда видимость в плотных перисто-слоистых облаках
оценивалась в несколько десятков метров.
Иногда перисто-слоистые облака воспринимаются в полете как высотная дымка с видимостью до 4 км. Однако при внимательном наблюдении перистые облака существенно отличаются от высотной дымки. Несмотря на малую плотность этих образований, они имеют достаточно хорошо
выраженную структуру (можно выделить отдельные сгущения и разрежения
или полосы и волокна) и границы.
В отличие от редких перисто-слоистых облаков, высотная дымка
имеет очень большую вертикальную мощность и в ней практически невозможно выделить структурные особенности. Однако верхняя граница дымки также может быть хорошо выражена. Так, например, при полете на
высоте 8000 м по воздушной трассе Ленинград-Москва 14 июля I960 г .
в районе Зарубино в 8 часов 06 минут наблюдалась довольно густая
дымка очень большой вертикальной иснцности с четко выраженной по г о ризонту верхней границей, совпадавшей с уровнем тропопаузы.
Видимость различна в различных частях облачности.
Нижняя граница перистых облаков часто бывает размытой и как бы
замаскирована дымкой с видимостью 4-10 км. На это неоднократно обращали внимание ранее другие авторы (А..М.Баранов, ГД.Решетов и д р . ) .
Минимальная видимость - в средней части облачности. При приближении
к верхней границе видимость снова возрастает и достигает 2 - 4 км.
Улучшение видимости в верхней части облаков может быть объяснено
понижением водности в связи с уменьшением температуры воздуха
с
высотой и увеличением освещенности.
Анализ материалов наблюдений с борта самолета позволяет сделать
вывод, что выполнение полетов с дозвуковши скоростями в облаках
перистых фори не вызывает особых затруднений.
Наиболее опасные метеорологические условия для полетов в верхней
тропосфере связаны с мощными кучевыми и кучево-дождевыми облаками
(сильная и очень сильная болтанка, интенсивное обледенение, град,
-
102
-
возможность поражения самолета электрическими разрядами).
Л и т е р а т у р а
1. С о л о н и н С.В., Т а р а к а н о в
Г.Г.
Методика исследования облачности верхнего яруса с самолета и
некоторые вопросы ее пространственной структуры, Труды ЛГМИ, вып.14, 1963.
2 . Ш и е т е р С.М.
Турбулентность в облаках верхней тропосферы.
Труды ЦАО, вып.34, 1960.
-
103
Г. Г.
-
ГРИЦАЙ
К ВОПРОСУ О ВЫЧИСЛЕНИИ ПОВТОРЯЕМОСТЕЙ УСЛОВИЙ
ПОГОДЫ РАЗЛИЧНОЙ СТЕПЕНИ СЛОЖНОСТИ
Бурное развитие авиационной техники и средств посадки самолетов, а
также широкое освоение полетов в сложных метеорологических условиях
приводит к непрерывному возрастанию требований авиации по ее метеорологическому обеспечению.
В настоящее время работа по повышению качества метеорологического
обеспечения авиации проводится по нескольким направлениям. Одни из
них связаны с внедрением на оперативной сети более совершенных метеорологических приборов; другие - с улучшением системы сбора и распространения метеорологической информации; третьи - с усовершенствованием методики прогнозов важных для авиации метеорологических элементов и явлений; четвертые - с более детальным и всесторонним учетом
климатических характеристик при планировании и проведении полетов.
В последние годы учет климатических факторов в деятельности авиации находит Есе более и более широкое применение. До недавнего времени климатические данные использовались в основном при строительстве
аэродромов и для изучения общих погодных условий в конкретном физикогеографическом районе. В настоящее вдемя климатические данные используются также при планировании полетов в сложных и простых метеорологических условиях на год, по полугодиям и по месяцам. Они учитываются
при планировании последовательности и параллельности в отработке различных упражнений и задач летной подготовки и в ряде других случаев.
Спрос на климатические данные возрастает, если они наилучшим образом
удовлетворяют запросы авиации и подставляются потребителю в виде» наиболее удобном для использования в авиации.
С целью максимально возможного приближения климатических характеристик, используемых в авиации, к запросам авиации несколько лет назад в НИИАК, ГГО и в других учреждениях была разработана методика
вычисления некоторых специальных авиационно-климатических показателей.
Среди последних существенное внимание уделялось разработке комплексных показателей, которые характеризуют повторяемость определенных с о четаний нескольких метеорологических элементов. В практике метеороло-
-
104
-
гического обеспечения планирования летной подготовки авиации используется такой комплексный авиационно-климатический показатель, как
"число дней с условиями погоды различной степени сложности", который
характеризует метеорологические условия взлета, посадки и полета на
малых высотах. Этот показатель устанавливается сочетанием определенных градаций видимости, высоаы нижней границы и количества облаков важных характеристик летно-метеорологических условий. Градации этих
элементов в комплексе подбираются такими, чтобы они определяли нелетную .ограниченно летную и летную погоду. Последняя в свою очередь
должна быть разграничена на летную в сложных метеоусловиях при минимуме погоды, на летную в сложных метеоусловиях при повышенном минимуме погоды и на летную в простых метеоусловиях. Методика выбора
условных градаций видимости, и высоты нижней границы облаков, а также методика выборки и вычислений среднего числа дней с условиями погоды различной степени сложности обстоятельно разработана Г.Я.Наровлянским. Эта методика широко используется в метеорологических подразделениях авиации при составлении авиационно-климатических описаний
и справок. Ниже приведена таблица различных степеней сложности погоды по Г.Я.Наровлянскому.
Условные
степени
сложности
погоды
У
У1
Ш
П
1
Видимость,
км
от
0
2
3
6
10
и более
ДО
2
3
б
10
-
Таблица 1
Высота нижней границы облаков
(м), количество которых
составляет 5 баллов и более
от
До
0
200
200
300
300
600
600
1000
1000 и более
(или любая высота цри кол-ве
облаков менее 5
баллов) и ясно
Из табл.1 следует, что к У-П степеням сложности погоды по облачности относятся лишь такие случаи, когда высота облаков не превышает
1000 м, а количество облаков при этом больше 4 баллов. Критические
значений вщ^шости в каждой из этих степеней сложности связаны с
соответствующими критическими значениями высоты облаков соотношением
S = 10 Н ,
(1)
где
S - горизонтальная видимость в метрах, Н - высота облаков в
метрах.
К 1 степени сложности относятся случаи с видимостаоЮ км и более
при высоте облаков 1000 м и более, а также при любой высоте, если
количество облаков менее 5 баллов. В каждую степень сложности входят
бее разграничения все случаи, независимо от того, определяются они
двумя элементами погоды (облачностью и видимостью) или только одним
-
105
-
из них. Выбор таких критических значений количества облаков, высоты
нижней границы облаков и видимости для установления степеней сложности в тот период, когда разрабатывалась эта методика, был вполне оправдан требованиями авиации и методикой производства метеорологических наблюдений.
В НИИАК при составлении аэроклиматических описаний авиатрасс и
аэропортов [ 1 , 2 ] также использован этот компдексный показатель, в
котором количество степеней сложности *было увеличено до 7 з а счет
уменьшения интервала градаций высоты облачности и видимости.
За
критическое значение количества облаков принято 5 баллов. Повторяемость условий погоды различной степени сложности определяется
для
калдого срока 24-часовых наблюдений и приводится в среднем числе
случаев.
Практика освоения техники пилотирования на различных типах самолетов при взлете и посадке в сложных метеорологических условиях за
последние годы показала, что:а) минимальные условия взлета и посадки
для одного и того же типа самолета должны быть различны (более сложные для взлета); б) для успешного освоения полетов в сложных метеоусловиях необходим определенный налет не только при минимуме погоды,
определяемом одним из элементов (облачность или видимость), но обязателен также и определенный налет при минимуме погоды, определяемом
одновременно двумя и более элементами; в) критическое значение количества облаков может быть увеличено до 7 баллов; г) при установлении
минимума погоды соотношения высоты облаков и видимости не обязательно должны удовлетворять формуле ( 1 ) . Таким образом, для более полного удовлетворения современных запросов авиации необходимо некоторое
усовершенствование и уточнение авиационно-климэтической характеристики условий взлета и посадки самолетов. В связи с этим нами было
предложено разделение метеорологических условий в каждой степени
сложности погццы в зависимости от того, характеризуются, ли они
комплексом метеоэлементов (облачностью и видимостью) или только
одним из этих метеоэлементов (табл.2).
В этой таблице, в отличие от табл.1, каждая степень сложности разбита на три группы. В У-П степенях сложности погоды к группе а отнесены случаи со сложностью погоды,определяемой высотой, количеством облаков и видимостью; к группе б - случаи со сложностью погоды, определяемой только высотой и количеством облаков; к группе в случаи со сложностью погоды, определяемой только видимостью.
Представление потребителю данных о повторяемости условий погоды
различной степени сложности в таком виде значительно облегчит
и
улучшит планирование последовательности и параллельности отработки
упражнений и эацач по подготовке (совершенствованию) летчика (экипажа) к полетам в сложных метеорологических условиях цри вэлете, посадке и полетах на малых высотах.
Таблица 1 и 2 в соответствующих степенях сложности погоды отличаются критическими значениями градаций метеоэлементов. Последние выбираются в зависимости от установленных минимумов погоды для аэродрома
-
106
Таблица 2
Градации
Степени
сложности
погоды
высота
облаков, м
метеоэлементов
кол-во облаков,
в баллах
видимость,
км
У
а
б
в
100 и ниже
100 и ниже
100 и ниже
выше 100
8-10
8-10
0-7
0-10
0-1
более 1
0-1
0-1
1У
а
б
в
100-200
100-200
200 и ниже
выше 200
8-10
8-10
0-7
0-10
1-2
более 2
1-2
1-2
Ш
а
б
в
200-300
200-300
300 и ниже
выше 300
8-10
8-10
0-7
0-10
2-3
более 3
2-3
2-3
П
а
б
в
300-600
300-600
600 и ниже
выше 600
8-10
8-10
0-7
0-10
3-4
более 4
3-4
3-4
1
а
б
в
выше 600
выше 0
выше 0
8-10
4-7
0-3
более 4
более 4
более 4
при взлете и посадке, минимумов погоды для экипажей различной классности, минимумов погоды для самолетов и минимумов (повышенных минимумов)
погоды для выполнения некоторых упражнений и задач летной подготовки,
а также с учетом методики и качества метеорологических наблюдений з а
облачностью и видимостью.
Следовательно, градации метеоэлементов в каждой степени сложности
и количество степеней сложности погоды могут изменяться в зависимости
от перечисленных ({акторов. Для получения авяационно-климатических данных о повторяемости условий погоды различной степени сложности удобно
производить предварительную выборку данных из дневников погоды в р а бочую таблицу, форма которой приведена в т а б л . 3 . В этой таблице г р а д а ции метеоэлементов и периоды суток выбраны с учетом потребностей авиации и методики метеорологических наблюдений на авиаметеостанциях.
Данные в нее вносятся интегральным числом случаев з а несколько л е т .
Это удобно дня накопления их з а длинные ряды наблюдений. Из т а б л . 3
можно выбрать условия погоды различной степени сложности в необходимых для практики сочетаниях облачности и видимости. Иногда при этом
приходится укрупнять или сужать градации метеоэлементов. В последнем
случае, а иногда и цри укрупнении градаций необходимо провести интерполирование данных. Для этого можно использовать интерполяционные
-
107
-
-
108
-
формулы Ньютона или другие способы приближенных вычислений. Менее
строго, но более быстро интерполирование можно выполнить по следующим формулам:
fii
-
al
+
J b
j6 • У ,
ot + у
.I
ОС •
(
J I
^
- <X + P* У
A
-Я
*" ci" +J6+- JT I
J3'"
(2)
—
(
3
)
.ft'T
где oC ,
, ^ - повторяемости метеоэлементов соответственно в
градациях А, В, С. Градации должны быть с равнши промежутками
и
располагаться в указанной последовательности. . А , £ 2 - повторяемости
метеоэлемента в градациях
, расположенных соответственно по соседству с градациями А и CL. jb1 , Ji" , fi'" - повторяемости метеоэлемента в градациях -§- , расположенных соответственно по соседству
с градацией А, в середине градации В и по соседству с градацией С.
Формулы (2) используются цри уменьшении интервала в два раза, а
формулы (3) - в три раза. Эти же формулы можно использовать
цри
интерполяции метеоэлементов по времени суток.
Таким образом, наличие данных в табл.3 исключает повторную выборку иэ дневников погоды необходимого комплекса условий погоды различной степени сложности, если потребности авиации требуют изменения в
этих комплексах градаций метеоэлементов или их сочетаний. Для ускорения получения по даннш табл.3 повторяемости условий погоды различных
степеней сложности целесообразно пользоваться специально изготовленными трафаретами. Предложенная методика была применена нами для получения повторяемости авиационно-климатических характеристик условий
ввлета и посадки самолетов за холодное полугодие в пяти пунктах юго-запада Украины. В одном иэ этих пунктов повторяемость условий погоды
различной степени сложности определялась и для теплого полугодия.
Следует отметить, что в первоначальном варианте табл.3 в комплексе метеорологических элементов, кроме облачности и видимости, был
учтен и ветер. Однако опыт выборки данных показал, что излишняя детализация комплекса по числу метеоэлемзнтов и их количественнш характеристикам приводит к значительному уменьшению статистической
устойчивости получаемых данных. Последняя, конечно, существенно з а висит также от длительности рядов наблюдений (статистической совокупное!») . Для характеристики комплекса метеоэлементов в выбранных
нами градациях облачности, видимости, ветра и частей суток пятилетний
рад наблюдений для большинства градаций оказался явно недостаточным.
К такому же выводу пришел и ВЛ .lllanaeg [31 , изучавший этот комплекс
по одной из станций Ленинградской области. В связи с этим мы ограничились комплексом, состоящим только из двух метеоэлементов. Вопрос
о периоде наблюдений, обеспечивающем получение устойчивых характе-
-
109
-
рисшк условий взлета и посадки самолетов, имеет важное методическое
значение.
В программе ,
разработанной в НИКАК , указывается, что пятилетний ряд может быть достаточным цри использовании ежечасных наблюдений.Г.Я.Наровлянский считает, что ряд наблюдений должен быть не менее 6 - 7 лет. Как указывалось выше, нами использованы пятилетние данные ежечасных наблюдений. Деление каждой степени сложности на три части, естественно, уменьшило статистический вес получаемых характеристик, но это уменьшение было скомпенсировано укрупнением градаций по
частям суток. Таким образом, наши данные должны иметь примерно такую
де статистическую устойчивость, как и данные НИИАК . Для выявления
этой устойчивости по одному из пунктов были вычислены значения повторяемости условий погоды различной степени сложности по наблюдениям за
10 лет (с 1952 по 1961 г . ) . В табл.4 приведены эти данные аа январь
по пятилетиям и за десятилетие (в процентах, от общего числа наблюдений).
Таблица 4
Повторяемость ($) условий погоды различной степени сложности.
Январь.
ст.\
сложности
Годы
1952-56 1953-57 1954-58 1955-59 1956-60
1997-61 1952-61
У
а
б
в
10,54
9,51
3,63
23,68
10,21
8,66
4,11
22,98
11,16
8,14
4,41
23,71
10,70
7,64
4,70
23,04
10,81
7,04
4,92
22,77
9,27
7,26
4,97
21,50
9,90
8,39
4,30
22,59
IV
а
б
в
4,25
7,55
6,35
18,15
4,28
7,07
7,58
18,93
4,22
б,ое
7,98
18,22
3,52
6,56
5,08
15,16
3,71
6,53
6,26
16,50
4,00
6,61
7,61
18,22
4,13
7,08
6,97
18,18
1,05
а
6,21
б
в • 4,43
11,69
1,21
5,22
5,24
11,67
1,45
3,79
5,35
10,59
1,80
4,44
3,39
9,63
2,28
4,22
4,14
10,64
2,55
4,71
4,60
11,87
1,80
5,45
4,52
11,77
П
а
б
в
2,20
4,65
9,52
16,37
2,50
4,36
10,59
17,85
2,96
5,65
9,62
18,23
2,66
7,15
7,66
17,47
2,50
6,15
6,91
15,55
2,82
6,02
7,47
16,32
2,51
5,06
8,49
16,36
1
а
б
в
10,78
6,29
13,04
30,11
11,18
6,34
11,05
28,57
12,04
6,02
11,18
29,25
14,41
6,37
13,92
34,70
14,36
5,68
14,49
34,53
13,36
4,89
13,84
32,10
12,07
5,59
13,44
31,10
Ш
!
-
110 -
Из этой таблица видно, что почти для веек степеней сложности погоды
статистический вес пятилетних данных ложно считать вполне устойчивым
по любому пятилетию. При увеличении числа степеней сложности погоды
и вычислении их не для целых суток, а для отдельных частей суток у с тойчивость уменьшается. От месяца к месяцу устойчивость повторяемости
условий погоды в отдельных степенях сложности изменяется. Особенно
сильно изменяется устойчивость сложных условий погоды летом. В зимние
месяцы, когда чаще всего наблюдаются сложные метеорологические условия, повторяемость всех степеней сложности, полученную по пятилетним
данным, можно считать достаточно устойчивой. По-видимому, статистическая устойчивость данных будет зависеть не только от времени года, количества градаций по метеоэлементам и времени суток, но и от физикогеографических условий района или местных особенностей станций.
Поэтому при решении вопроса о длительности рядов наблюдений необходимо учитывать все эти факторы и в каждом конкретном случае решать
вопрос о способах повышения статистической устойчивости получаемых
характеристик до необходимых пределов. В некоторых случаях, возможно,
придется объединять данные за два месяца или за сезон. При этом необходимо принимать во внимание возможности исполнителя и требования
потребителя.
Выборка данных и получение показателей с условиями погоды различной степени сложности, особенно при вычислениях на простейших вычислительных приборах, требует нэлоссальной затраты времени. Так, например, для выборки данных иэ дневников погоды за один месяц одного года
в табл.3 требуется 6-8 часов работы опытного специалиста. Значительно упрощается и ускоряется эта работа при выполнении ее на счетноаналитических или быстродействующих электронных машинах. Однако подготовка материалов ежечасных наблюдений для этих машин также требует
больших затрат труда и времени. К тому же далеко не везде представляется возможность использования сложной вычислительной техники.
В практике метеорологического обеспечения авиации нередко по запросам потребителей приходится представлять в короткий срок данные
о
повторяемости условий погоды различной степени сложности по различным пунктам территории базирования. Предварительные расчеты показывают, что эту работу можно выполнить значительно быстрее, если воспользоваться данными о повторяемости высоты облаков и видимости ,
выбранных не в комплексе, а отдельно, и применить законы теории вероятностей.
Естественно предположить, что облачность и видимость являются
совместными и зависимыми событиями. Тогда на основании теоремы сложения и умножения вероятностей совместных и зависимых событий для
выбранных нами степеней сложности погоды можно записать:
-
Ill
-
р5 = PIV5) + PlV«H5h PlVjHg)* P(V 2 H 5 ) + PW4H6)
Р1Ч,) * PtVjt-Q* PtV2H)+ P(V, Нд,)- P(Vi,H5)
ъ*
ps = PIV 5 ) • p-iVjHj)* р а д - P l V i H5)-•P(V 3 HJ
р (V2) * Р ( V, н2)-PIV 2 H 5 )-PIV 2 HJ-•PIV 2 H 5 )
р< = р (V.) - P(V,H5)--PlVAJ-PlVt H4)-- P(V t H 2 )
где Р к - вероятность к-й степени сложности погоцы, P(Vj - безусловная вероятность видимости, определяющей условия погоды к-й степени
сложности, PlVKHK)_ вероятность сочетания видимости и высоты облаков
(при количестве их 8-10 баллов), определяющих к-ю степень сложности
погоды.
Каждая вероятность произведения двух событий в формулах (4) может
быть представлена в виде
PIV k H k )=P(H k )-POVHK),
(5)
где Р(Нк)- безусловная вероятность высош облаков (при количестве их
8-10 баллов), определявшей к-ю степень сложности погоцы, P ( V | / H k ) - у с ловные вероятности видимости, определяющей
к-ю степень сложности
погоды при значении высоты облаков (при количестве их 8-10 баллов),
определяющей к-ю степень сложности погоцы.
Как следует ив формул ( 4 ) , индекс "К" изменяется от 1 до 5 и в вероятностях произведений видимости и высоты облачности встречается
в различных сочетаниях.
Р а с ч е т условных вероятностей различных градаций видимости
при
значении различных градаций высоты облаков по месяцам и по пунктам
в одном климатическом районе показали, что условные вероятности одних
и тех же градаций видимости при значении одних и тех же градаций высоты облаков в одном и том же месяце от одного пятилетия к другому и
от одного пункта к другому пункоу изменяются незначительно.
Это обстоятельство было использовано нами для расчета повторяемости условий погоды различной степени сложности по условным вероятностям видимости и облачности, вычисленным в данном пункте за данное
пятилетие, и безусловным вероятностям видимости и облачности, вычисленным в этом же пункте за другое пятилетие. По этим же условным вероятностям и по безусловным вероятностям видимости и облачности, вычисленным в соседних пунктах, можно получить данные о повторяемости у с ловий погоды различной степени сложное ля для этих пунктов.
В табл.5 приведены значения условных и безусловных вероятностей,
а также повторяемости условий погоды
различных степеней сложности
вычисленные по формулам (4) для января в двух пунктах А и Б, расположенных в одном климатическом районе на расстоянии около 150 кы
друг от друга.
1
о.
X
£L
Ж
/
/
&1/АИ
ffl/BOO
/
° § §
Года
0,005 0,002
0,012 0,014
0,017 0,035
0,068
0,003
0,021
0,031
0,052
0,039
0,006
0,017
0,008
0,018
0,015
в
к
S
е?
0,134
0,086
0,109
0,121
0,261
0,178
0,131
0,088
0,110
а
Iй
§ со 5 SS
в о - 1 1
в о о о
0
*
1
ш
Я
С^ t 1 1 1
£
а.
>
а.
Ю <QffiN
т" (О т« Я
О п ПВ 1
«ч о о" о о
0,047
0,193
а
0,009
0,025
*
0,201
0,142
0,163 0,128
0,078 0,098
0,203 0,094
0,414 0,168
'
0,059
Яг
*
в я5 ю о ч);
Зр З СО ^ (Я
т— т—
« « к
й
СП
—
о
*
о о о о о
>» >» н в — h hч—« S B 1956-60
£
^
*
00 О ^ СО ю
СЛ Ю СО 00 о
t—• — — — СО
0,157
0,153
0,098
0,132
0,460
X
о.
N
00 ю со «о ю - о о о
м <о о'ю*^" W <0 Oi »" о
« со
N «-* — 1— со N —
0,007 10,003
0,018 0,022
0,013 0,028
0,062
X
О. Q.
<о см с& оо ю
«о ш со т
———— т
0,008
0,025
I
X " *
00 Ю «О «О 1Л
CvT со сГ ю ^
С\} ч— *— г— СО
0,053
о\ оа
* 10
а
а
VJ »
о\ V
112 -
23,7
18,1
11,7
16,4
30,1
-
о
о>
г—
- .113 ~
Для пункта А условные вероятности рассчитаны по пятилетнему ряду за
1956-I960 г г . По этим условным вероятности и безусловном вероятноетки видимости и высоты облаков для этого же пункта, но за период
1958-1956 г г . определены вероятности условий погоды различной степени
сложности. Сравнение этих данных с вероятностями, полученными путем
выборки данных из табл.3, показывает, что они отличаются не более чем
на
(П степень сложности). .
.
По этим же условный вероятностям и безусловным вероятностям
высоты облаков и видимости, рассчитанным з а пятилетний период (с 1956 по
1960 г . ) , получены вероятности условий погоды различной степени сложности для пункта Б. Сопоставление полученных результатов с данными,
выбранной за этот же период из табл.3, показывает, что они отличаются не более чем на Ъ% (1 степень сложности).
ириведенные примеры показывают, что условные вероятности определенных градаций видимости при значении определенных градаций высоты облаков, рассчитанные по пятилетнему периоду наблюдений в одном пункте,
можно использовать для получения данных о повторяемости условий погода различной степени сложности за другой период в данном пункте и з а
тот же период в соседних пунктах. Более надежные условие вероятности
для данной территории можно получить как средние арифметические нескольких пунктов. В этом случав целесообразно картографирование условных вероятностей. При наличии таких карт условные вероятности для интересующих нас пунктов можно получить путем интерполяции. Это значительно упростит расчет показателя условий взлета и посадки самолетов
для определенной территории. При вычислении повторяемосзм условий
погоды различной степени сложности по формулам (4) вместо безусловных
вероятностей можно пользоваться общим или средним числом случаев з а
пять лет, тогда ответ получается тоже в общей или среднем числе случаев . Для получения повторяемости условий погоды различной степени в
процентах необходимо полученный результат в общем или среднем числе
случаев разделить соответственна на общее или среднее число случаев
и умножить на сто.
Сделанные HJMH выводы об устойчивости условных вероятностей различных градаций видимости при определенных значениях высоты облаков сле,дует..рассматривать.как предварительные. Необходимо провести более де' тальное .исследование , этого вопроса на .более общирном материале
для
других сезонов, для большего числа станций и для различиях физико-географических районов.
,
••
Ji .и т е р а т у р а
1. 3 в е р е в а
C.JB.
2..Х-Д, т о . в , В.И.
,
.... .. .
да
,,..г
3.,.Щ а п а е в.,В..М-.
Г о р и з о н т а л ь н а я . в и д и м о с т ь и. высота, о б л а к о д . в
районе Ленинграда. Труда ЛОТ,, вып. 19_, Л 9 6 3 .
.Д некщорых; сезонных особенностях, условий погов .аэропортах Ленинград,..Внуково, Курск;., Харь,ков.,..Рос1юв~на-Дрну, определяемых... высотой обла. ков „и. видимостью.: Труды НИИАК, вып. 11, 1963.
О.некоторых синоцтико-климатических характерно. ..тиках , аэропортов.. Труды Л1ВД, вып., 19.,. 1963.
- 114
-
О. А. БУШ УК
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОСЕЙ СТРУЙНЫХ ТЕЧЕНИЙ И ВЫСОТНЫХ
БАРИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ НАД СЕВЕРО-ЗАПАДНЫМИ
РАЙОНАМИ ETC
В настоящей статье приводятся данные о распределении осей струйных
течений над северо-западными районами КТО в различные сезоны, цри
этом рассматривались только те струйные течения, которые оказывают
влияние на авиационную трассу Ленинград-Москва. Кроме того, в работе дается характеристика высотных барических полей в районе этой
трассы.
Изучением распределения струйных течений над большими районами
занимались Х.П.Погооян [2] , В.И.Воробьев Ш и К.Ф.Угарова [3], а
также ряд зарубежных исследователей. Однако подробный анализ расположения осей струйных течений с различным направлением ветра по
отношению к рассматриваемой трассе и их повторяемости в различные
сезоны не проводился. Указанный анализ позволяет оценить общие условия ветрового режима при полетах по этой трассе.
Данные о полот wm осей струйных-течений по отношению к рассматриваемой трассе, а также повторяемость этих положений по сезонам
приведены в табл.1.
Исходным материалом для проведения осей струйных течений послужили ежедневные карты AT^QQ за утренний срок с декабря 1957
по
ноябрь I960 г . В тех случаях, когда на АТ 300 струйные течения были
выражены слабо, для корректировки положения осей использовались
карты ATgQg*
По этим картам проводились оси струйных течений для тех случаев,
когда они располагались на трассе или вблизи от нее. Удаленные от
трассы оси учитывались только в том случае, если окоросши ветра на
трассе достигали 100 км/час и более.
В табл.1, в графах 2 и 9 приводится повторяемость осей струйных
течений, направленных вдоль трассы и на расстоянии не более 200 км
по обе стороны ох нее, а в 3 и 4-й - повторяемость осей, расположенных на расстоянии от 200 до 500 км по обе стороны от трассы.
Сравнительно мало отмечалось осей струйных течений с северным
направлением ветра, поэтому их повторяемость приводится вместе с
Повторяемость
СТ,
*
115
*
№
К
t=T
«
ю
иоо satf
со см
со«
см
.Ю СО
СМ
to
со см
•г—
то то
§
ь
то ю« со
to
см см
•Г- IS
JS-
о» «о
ТО СО
OI 43
о»
то см
IS л
•=}<
1—1 «М
«йвйашшвь
(30
энодей a
'О Os
Г'
<
р—
—
V
о
гаяоок
еноквй з
IS
BlredJHHHSif
эноивй a
to
<- ZS
шяоок
эно^вй a
ю
to ю
см —
•й'2
«
IS
w
О
I
1
то
о> СО
Т— Ч—•
со о>
Г—
см
о>
T-
ES см ем
—- Т— Г—
*—
о*—> о
'О» см
!S- — см
ts «—
см
СМ 00 аз
to «—
О to
S
со ^
t 1
см со
ю со
1 1
О> Ю
сЗ
8 сЗ
9
Т— (О
то
8 §•Г- й
\
Г-»
К
св
-
I S B
ТО^
33*—
о ФЕЗ'-
О
^
04
С»
со ю то
Ч—
is
\
я
ВЯЭ1ГО
«
CD
ЙЯ
й
вавЗпо
й
СО
оО
«
m o d o i o Э90
on ГШ o o g см
и эооесЬс вн
шоложе\ние
\ осей
\ СТ
И
е«
св Я
оз £
| а
о аз
&да
ФФ
в о
а>
о S
Ю СО
то
'О со
тт*
Сезоны
«
«—«
Г*
см
таяоот
внойв<3 a
Западный
поток
-
£
§
8
•з* то
1
О «
0 Я «
mЕо
HHOCIOSO
1 D*
ООО 000 on WH o o s
Ь Е Н В и воовсТд вн
Q
"S о
Я^
«••Я
CN] C4J
BtredJHHH8]f
eHojjed a
&ДЗ
С! Q Ей
св О
со S В
8Г—*
в
ю то
зазвал
вн
вниржон
о 3
&
§
Г—
та оор
ЭЭК09 чоо
тН—
О Р*
О W
ООО
яой
о к
as
со ц
3
Т-*
10 00
s
Св1
Я
&
о
Ф
я
ю
о
о
аз
<о•
10 еэр
Ф
ffi
fcf
о
g
к
й
Осень
(1Х.Х,
XI)
x
atc
&
о
E-i &
•8
-
св
A
8
-
116
-
осями северо-западного направления. Также редко вдоль оси струйного
течения наблюдались ветры южного и восточного направления, поэтому
они были объединены соответственно с юго-западными и северо-восточными.
При оценке повторяемости осей струйных течений, расположенных
поперек трассы, их удобнее было разделить на две группы: на группу
осей, проходящих в районе Ленинграда (графы б , 8 и 11), и на группув районе Москвы (графы 5, 7, 10), на расстоянии порядка до 300 км по
обе стороны от этих пунктов.
В итоге обработки всего материала выяснилось, что повторяемость
струйных течений над северо-западными районами Ж довольно большая.
В среднем за 3 года она составляет 52$. Это значит, что в течение
573 дней ив 1096 над северо-западными районами ETC располагалась
ось струйного течения, а на трассе Ленинград-Москва скорости ветра
отмечались от 100 км/час и более.
По-видимому, если учесть, что слабые струйные течения могли
и
не отразиться на рассматриваемых картах, т . е . если привлечь карты
максимальных скоростей ветра, то эта цифра могла (fa быть и несколько большей.
Как видно из табл.1, наибольшая повторяемость осей струйных течений отмечается в зимние месяцы и составляет 62$ от общего числа дней
в сезоне за три исследуемых года; а в отдельные месяцы, например в
декабре 1957, январе 1959 и феврале 1960 гг.,повторяемость струйных течений достигала соответственно 87, 74 и 76$ от общего числа
дней в каждом месяце.
Значительно меньше по сравнению с зимой отмечалось струйных течений в летний сезон. Их повторяемость в среднем за 3 года составила 40$ от общего числа дней в этом сезоне. Однако в отдельные месяцы число струйных течений летом может быть больше, чем зимой. Например, число дней со струйными течениями в июле 1958 г . составляло
56$, а в декабре этого же года - только 45$.
Низкая средняя повторяемость струйных течений летом по сравнению с зимой связана, по-видимому, с тем, что лето 1959 и особенно
I960 г г . характеризовалось слабой циклонической деятельностью над
северо-западными районами ETC, что подтверждается осадками, количество которых в этих районах было значительно ниже нормы.
Весной и осенью число дней со струйными течениями почти одинаково (сб и 54$).
Таким образом, в районе рассматриваемой трассы во все сезоны года, кроме лета, число дней со струйными течениями несколько больше
числа дней без струйных течений..
Как показывают данные табл.1, в зимний и переходные сезоны года
наибольшую повторяемость Составляют оси, расположенные вдоль трассы
с ветрами северо-западных румбов (графа 2 ) , т . е . с направлением ветра из района Ленинграда к Москве, тогда как расположение осей
с
обратным направлением ветра, от Москш к Ленинграду (графа 9), отмечается сравнительно редко. Например, вимой повторяемость осей
с
-
117 -
северо-западными и северными ветрами составляет 26$, а с юго-восточными - всего лишь 2$ от всего количества дней со струйными течениями
в этом сезоне. Примерно такое же соотношение отмечается и в остальные сезоны.
Во все сезоны года значительную повторяемость составляю^ оси, расположенные в районе трассы с западными и юго-западными ветрами, т . е .
с ветрами, направленными поперек или под углом к трассе. При этом,
каис правило, зимой и в переходное время года наибольшее число осей
располагается в районе Москвы, а летом - в районе Ленинграда.
Очень мала во все сезоны года повторяемость струйных течений с
северо-восточными и восточными ветрами (граф* 10 и 11). Зимой она
составляет 8$ от общего числа струйных течений за сезон, несколько
больше их отмечалось весной и осенью, а летом - лишь единичные случаи.
Кроме рассмотренных положений осей струйных течений, в небольшом
числе случаев на трассе наблюдались оси в виде ложбины с северо-восточными ветрами на оси у Ленинграда и с юго-западными у.Москвы, Зимой таких сдучаев отмечалось 6 из 168, а в другие сезоны еще меньше
(графа 12).
В графе 13 табл.1 приведены также случаи, когда в районе трассы
одновременно наблюдалось две оси струйных течений с одинаковым направлением ветра. Таких случаев было немного, они отмечались главным
образом весной и осенью, летом их не наблюдалось.
Струйные течения, оси которых СЬли значительно удалены от трассы
(более 500 км), редко сопровождались сильными ветрами на трассе. Их
повторяемость приведена в графе 14.
В табл.2 приводится повторяемость различных барических систем в
верхних слоях тропосферы в районе трассы, полученная по данным карт
АТ 300 с декабря 19э7 по ноябрь 1960 г .
Анализ материалов показал, что из всех барических систем, наблюдающихся над северо-западными районами ETC, в районе рассматриваемой трассы преобладает циклоническая или антициклоническая периферии
с одинаковым направлением ветра между Ленинградом и Москвой. Повторяемость этих случаев приводится в первых девяти графах табл.2. В остальных графах табл.2 приводится повторяемость различных барических
полей, расположенных на трассе, с неодинаковым направлением ветра
между Ленинградом и Москвой. Этих случаев значительно меньше.
Из табл.2 следует, что чаще всего наблюдаются циклонические и
антицишгониче-ские периферии барических систем с северо-западными
ветрами вдоль всей трассы. В среднем за 3 года повторяемость таких
случаев составляет 26$. Однако летом повторяемость юго-западных ветров несколько больше, чем северо-западных (графы 2 и 3 ) .
Довольно часто во все сезоны года наблюдаются циклонические и
антициклонические периферии с ветрами юго-эападных и западных румбов, их повторяемость составляет соответственно 17 и 12$ от общего
числа наблюдений во все сезоны (графы 3 и 4 ) . .
Повторяемость барических систем с ветрами на трассе восточной
-
118
-
-
119
-
половины горизонта сравнительно небольшая (графы 5 - 9 ) . Здесь только
следует отметить, что повторяемость ветров юго-восточных румбов (от
восточного до южного) весной и летом значительно больше, чем зимой
и осенью. Например, в течение орех лет весной и летом отмечалось только 36 дней с юго-восточными ветрами вдоль всей трассы, а зимой
и
осенью только 12.
Случаи с неодинаковым направлением ветра вдоль трассы чаще всего
были связаны с высотными ложбинами, оси которых располагались поперек трассы, т . е . между Ленинградом и Москвой. Такое положение высотных ложбин и гребней на трассе наблюдалось соответственно в 86 и 62
случаях из 1096 (гра<|ы 10 и 11).
Повторяемость высотных циклонов и антициклонов с центрами, расположенными между Ленинградом и Москвой, а также и других высотных барических систем сравнительно небольшая (граф* 12-16). Все же следует
отметить, что повторяемость высотных циклонов на трассе несколько больше, чем антициклонов.
Седловина с нейтральной точкой, расположенной на трассе, и гребень
с осью вдоль трассы чаще всего наблюдались летом. Ложбина с осью ,
расположенной вдоль щэассы, наблюдалась в единичных случаях.
В работе принимали участие студенты 3JI.Соколик, К.Б.Декусар,
Т.С.Пагава и Г.Я.Бурова.
Ли т е р а т у р а
1. В о р о б ь е в
В.И.
2. П о г о с я н
Х.П.
3 . У г а р о в а
К.Ф.
Струйные течения в высоких и умеренных
широтах. Гидрометеоиздат, 1960.
Сезонные особенности распределения
струйных течений в северном полушарии.
Метеорология и гидрология, № 9, 1957.
Особенности сезонного распределения струйных течений над территорией Евразии. Сборник работ по синоптике, IP 1. Гидрометеоиздат, Л., 1956.
- 120
В. И.
-
БУШУК
СТРУКТУРНЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ И ПОВТОРЯЕМОСТЬ
АРКТИЧЕСКИХ АНТИЦИКЛОНОВ
Несмотря на большой фактический материал,имеющийся по арктическому бассейну, до настоящего времени еще не полностью изучены особенности арктических антициклонов. Недостаточно рассмотрены структура
и основные статистические данные арктических антициклонов.
Такие данные могли бы характеризовать роль и значение арктических антициклонов в общей циркуляции атмосферы и особенности атмосферных процессов в арктическом бассейне.
Исследования в этом направлении могут представлять большой интерес также и в связи с тем, что в последнее время ряд авторов считают возможным не рассматривать арктический антициклон как центр действия атмосферы, сохраняя эту роль только для гренландского антициклона [ 1 ] .
Ряд структурных особенностей до настоящего времени остается не
вполне выясненным и нередко встречаются противоречивые указания.
Для получения основных характеристик арктических антициклонов
нами рассмотрен период в 5 лет - с 1954 по 1958 г . Исследование
проводилось в основном по картам северного полушария ежедневного бюллетеня погоды, издаваемого Центральным институтом прогнозов. В работе
принимали участие студенты С.В.Рязанова и Г.В.Дорофеева.
Для более детального изучения распределения антициклонов
над
арктичеоким бассейном и соответственно изучения структурных особенностей весь арктический бассейн до широты 70° был разделен на 8 районов (рис.1). Каждый ив этих районов характеризуется теми или иными
географическими особенностями как в отношении подстилающей поверхности и формирования воздушных масс, так и особенностями рельефа
местности.
Исследование антициклонов цроводилось с момента его возникновения до полного разрушения. Все многочисленные гребни, области повышенного давления и антициклонические центры, обнаруживаемые в пределах арктического бассейна только за один срок, из анализа исключались.
-
121
-
Рис.1.
В работе рассматриваются следующие характеристики антициклонов
над арктическим бассейном:
1) общее число дней с антициклонами и число дней с различным количеством антициклонов по месяцам;
2) повторяемость антициклонов по районам в различные месяцы;
3) районы возникновения антициклонов;
4) продолжительность существования антициклонов;
о) районы стационирования и повторяемость стационирующих антициклонов по районам;
6) продолжительность стационирования;
7) термическая структура по картам ОТ^Щ^ в различные месяцы.
Термическая структура рассматривалась по отношению к центральной
части приземного антициклона в зависимости от следующих особенностей термического поля: ложбина холода, замкнутая область холода,
гребень тепла, замкнутая область тепла, размытое термическое поле
и термическая асимметрия;
8) вертикальная протяженность антициклонов до поверхности 500 мб
и за 1958 г . до поЕв£>хности 200 мб.
Анализ карт северного полушария за 5 лет показывает, что в пределах арктического бассейна редко встречаются дни без антициклонов
или областей повышенного давления, в которых можно наметить центральную замкнутую изобару.
Однако сравнительно небольшое количество данных не всегда позволяет судить с уверенностью о наличии антициклона, его перемещений
или регенерации. Поэтому анализировались только те антициклоны, у
-
122
-
которых можно было с уверенностью наметить замкнутую изобару и существование которых можно было проследить по крайней мере .-в течение
двух сроков.
И тем не менее анализ только этих антициклонов показывает, что в
течение 5 лет наблюдалось 1522 дня с антициклонами, или 84$ от всех
дней за 5 лет-.
Подробные данные-приведены в табл.1, где в первом столбце за каждый год указано общее количество дней с антициклонами по месяцам, во
втором столбце в числителе - число дней с одним антициклоном, а
в
знаменателе - с двумя или тремя антициклонами.
Как видно из этой таблицы, антициклоническая деятельность в Арктике развивается неравномерно как в отдельные годы, так и по месяцам
Эти данные указывают, что нет непосредственной связи между интенсивностью антициклонической деятельности в Арктике и процессами над
Европой, Например, в 1965, 196? и 1958 г г . с различными особенностями синоптических процессов и различными' отклонениями от нормы основных метеорологических характеристик над Европой число дней с антицик
лонами достигало 90$.
Анализ числа дней с антициклонами по месяцам показывает, что наиболее интенсивно антициклоническая деятельность развита в апреле,
мае и июле, когда число дней с антициклонами достигает 93-96$.
В
холодную половину года антициклонвеская деятельность резко уменьшается, особенно в ноябре и декабре. В эти месяцы число дней с антицик
лонами в среднем достигает 69$, а в отдельные годы наблюдается даже
менее 50$.
В арктическом бассейне очень часто встречаются дни, когда одновре
менно наблюдаются 2 .иди даже 3 антициклона, находящиеся в различной
стадии развития. Подсчеты показывают, что в среднем около 64$ дней
наблюдается один антициклон и. около 36$ дней наблюдается одновременно два или три антициклона. Причем три антициклона.в среднем наблюдаются в небольшом количестве дней ( 5 $ ) . Но в отдельные месяцы (сентябрь, август) число дней с тремя антициклонами достигает 10$,
В теплую половину года число дней с двумя или тремя антициклона- .
ми больше, чем в холодную (43$ против 2 8 $ ) ,
Всего за о лет было рассмотрено 2174 антициклона, что в среднем
составляет около 435 антициклонов в год, или 36 антициклонов в месяц
Данные о повторяемости их по различным районам (рис.1) и в различные месяцы за 5 лет приводятся в табл.2.
Из таблицы видно, что наиболее часто антициклоны наблюдаются над
Гренландией (19$), хотя в двух любых других районах вместе наблюдает
ся большее количество антициклонов. В-частности, в Центральном бассейне Арктики (7 и 8-й районы) или в американском секторе Арктики
(5 и 6 - й районы) количество антициклонов достигает 25$.
В холодную половину года.несколько увеличивается процент антициклонов в 1-м районе (22$), в то время как в 7 и 8-м районах количество антициклонов достигает 30$.
57,2/42,8
.56,8/43,2
09,4/40,6
69,3/30,7
79,8/20,2
74,3/25,7
93.5
86,4
85,3
80,0
69,3
69,9
50,3/49,7
62,7/37,3
22/5
18/9
11/111
19/6
17/14
17/14
15/12
10/1?
15/14
21/8
18/7
o j c o ^ c o t s c - ' o o c o ^ ^ ' o
г . ^ с-1} га ^ щ --t га « к о о
Т*"* с
*<
<
—
а* •
CU
?}
I
1j
!
!Oj 1С
t£>) СО
о
СЛ
1
1
т
со
О О 00 О tO <-* tQ Л 2Q D> CO
м м п и л и с ч к я м я а
>3
Сй
Ч
со
'А
JJ
Г\!
' d f f l S ^ ^ N ^ C O C O t O r t 4 d M V N O i a - f f l '1 O W ® ; «—«
v—< «—< 4—• «—«
t— r— CV2 -v "V
см
•-8
Ci
ч—•
j
§
СО
О
со
о
ю
О
21/5
Всего
96,1
72,1/27,9
60,1/39,9
94.4
' В g? ч5 3 8 « S W fc 1
&
81,1
65,5/34,5
78.6
69/31
t
fe 8
%
СЛ
123 -
80,7
77.5
Повторяемость
дней с антициклонами, %
-
л
Ci
^ Ю V- r - ffl'O
о
r - N C \ ) i - r - i t - < - i - r - ! 0 t COf—»
fc
<—i <—* ' *—i * v— Cv
г-«
N.
о \ t o i а о a i - i - о t o o>
от—"
i—
3 C5
co>— о о '.о г - со Ю сч о ^ a X—»
'»
Cv 1' wV
C\?r—
«с-* CV
CV
SS & a fc- 8 S8 ?5 W 8 8 Я? 23 с\?
СО
00
о
^
я
g
о
со*
to"
чО
8
Декабрь
Октябрь
Ноябрь
1
*—
to
С\?
о
Сн
аз
о
со
sf
ю
8
й
Повторяемость дней
с антициклонами,^
6/24
20/10
16/9
12/14
17/8
13/6
14/1
10/3
Сентябрь
и
®
lag*
Август
I/
/
Июнь
Июль
iL
<o Ю О О Ю t o !.0 OJ '.O CO
Январь
Февраль
Март
о
Апрель
Май
•75
10/11
U/5
11/5
18/7
л
3
-
-
124
-
Таблица 2
Повторяемость антициклонов по районам с 1954 по
1958 г .
\Район
7
8
Сумма
за
5 лет
36
7
29
15
16
2
30
Январь
43
8
21
26
23
13
4
Февраль
6
31
13
17
22
21
33
Март
36 20
28
14
17
28
30
Апрель
47
40
30
12
20
33
SS
Май
30 19
23
14
19
32
38
Июнь
25
25
22
10
38 43
Июль
54
23
16
36
13
Август
51 27
38
27
18
39
21
24
Сентябрь
38 18
25
17
23
22
32 10
12
Октябрь
16
3
4
14
12
41
18
Ноябрь
25
6
9
15
10
13
33
Декабрь
Сумма за
413 179' 252 233
280 261 306
5 лет
Среднее
количество антициклонов
8 а год
32,6 35,8 50,4 46,6 56,0 52,2 51,2
Повторяемость
антициклонов по
районам,
8
13
19
12
12 14
И
25
18
13
23
36
22
11
И
19
23
20
29
160
156
156
196
240
197
218
215
204
164
128
140
250
2174
Мес*щ\
1
2
3
4
5
6
Среднее
за
месяц
32,0
31,2
31,2
39,2
48,0
39,4
43,6
43,0
40,8
32,8
25,6
28,10
50,0 434,8
11
100
Наименьшее количество антициклонов наблюдается во 2-м районе
и
составляет всего 8$ от общего количества антициклонов, из них в холодную половину года всего
В теплую половину года количество антициклонов в этом районе возрастает до 11$, а в июне даже 24$.
В среднем в арктическом бассейне наибольшее количество антициклонов наблюдается в мае, июле и августе, наименьшее - ноябре и декабре.
Анализ синоптических процессов в арктическом бассейне показывает,
что, как и в любом естественном синоптическом районе, здесь происходит интенсивная циклоническая деятельность, сопровождающаяся возникновением и развитием антициклонов. За пятилетний период
было
отмечено 528 случаев возникновения антициклонов в различных районах
Арктики, что составляет по 105 антициклонов в год, причем как
в
теплую, так и в холодную половину года возникновение антициклонов
происходит с одинаковой частотой (см.табл.3).
Наиболее часто антициклоны возникают над Гренландией (25$), примерно с одинаковой частотой как в холодную, так и теплую половину
-
года,
однако
в подавляющем
125
-
большинстве
случаев
они
здесь
Таблица 3
Количество возникающих антициклонов в различных районах
по полугодиям (с 1954 по 1958 г ) .
^\Районы
Иолу-\годие
Теплое
В процентах
Холодное
В процентах
1
2
3
4
о
6
7 и 8
61
23
72
27
38
14
10
4
33
13
17
б
26
10
59
22
37
14
33
13
23
9
23
8
44
17
53
20
Сумма
261
100
267
100
Таблица 4
Продолжительность существования антициклонов.
\11родолжитель^ность
в
^днях
Годы
1954
1955
1956
1957
1958
Количество
антициклонов
з а 5 лет
В процентах
2
3-4
5-7
8-10
29
38
45
40
32
48
37
40
24
29
16
16
15
12
26
о
7
4
8
10
178
36,2
85
17,3
34
6,8
184
37,4
10 и более
1
2
-
5
2
10
2,3
Итого
99
100
104
89
99
491
же и разрушаются независимо от структуры термобарического поля. Довольно часто антициклоны возникают в 4 и 5-м районах (16 и 14$) ,
однако в 4нм районе это наиболее часто наблюдается в холодную половину года (22$), В центральной Арктике (7 и 8-й районы) количество возникающих антициклонов оказывается относительно большим и достигает
17-20$.
Рассматривая количество возникающих антициклонов е других районах,
интересно отметить, что во 2 и 3-м районах особенно часто возникают
антициклоны в теплую половину года и сравнительно незначительное количество их возникает в холодную половину года,особенно во 2-м районе.
Подавляющее количество возникших антициклонов в арктическом бассейне здесь аэ и разрушается или превращается в гребни или отроги
более мощных антициклонов и только незначительное количество (около
12$) перемещается за пределы Арктики.
Продолжительность существования антициклонов в Арктике от момента
возникновения до момента разрушения или выхода из пределов арктического бассейна представлена в табл.4.
-
126
-
Из таблицы видно, что каждый год в среднем наблюдается примерно
по 100 устойчивых антициклонических образований, продолжительность
существования которых можно было отметишь по крайней мере в течение
двух сроков по картам за 3 часа. Количество антициклонов с различной продолжительностью может быть различным, однако наиболее часто
антициклоны существуют на протяжении двух (37,4%) или трех - чеаырех
суток ( 3 6 , 2 $ ) .
Количество антициклонов, существующих более десяти суток, весьма
незначительно. Средняя продолжительность существования антициклонов
в Арктике около трех суток.
Из всего рассмотренного количества антициклонов за о лет около
60% являются малоподвижными или стационарными. К малоподвижным относились такие антициклоны, скорость которых не превышала 400 км в
сутки, или в процессе эволюции они оставались в одном и том же районе. Повторяемость малоподвижных или стационарных антициклонов
по
районам в различные месяцы приводится в табл.5* Как видно из таблицы, наиболее часто антициклоны стационируют над Гренландией
и в
центральной части арктического бассейна (7 и 8-й районы). Реже всего
стационирование наблюдается во 2-м районе.
Стационирование антициклонов в Арктике тесно связано с особенностями развития атмосферных процессов в остальной части арктического
бассейна и в смежных с ним районах. В частности, длительное стационирование антициклонов в центральной части Арктики обусловливается
наличием высоких холодных устойчивых циклонических систем в районе
Канадского архипелага, в районе Новой Земли - Таймырского полуострова и в районе Курильских островов. Циклонические системы в этих
районах особенно хорошо оформлены на поверхности 500 мб, где
они
имеют несколько замкнутых изогипс, и четко бывают выражены на изобарических поверхностях 300 и 200 Мб. Особенно большой интенсивностью
отличается циклоническая система в районе Канадского архипелага.
Отмеченные условия расположения циклонических систем обусловливают повышение абсолютного геопотенциала к району полюса во всей
тропосфере и часто, в нижней стратосфере.
Повышению абсолютного геопотенциала к полюсу способствует также
и направление горизонтального температурного градиента. Таким образом создаются благоприятные условия для длительного существования
высотного и относительно теплого антициклона центральной части арктического бассейна.
Большой процент малоподвижных антициклонов над Гренландией, так
же как и наибольшая повторяемость антициклонов над этим районом
(табл.2), являются следствием флзико-географичесдих особенностей
Гренландии и,следовательно, особенностей циклонической деятельности над смежными морями.
Продолжительность стационирования антициклонов приводится
в
табл.6. Из таблицы видно, что наиболее часто антициклоны стационируют на протяжении 2-3 дней. Процент продолжительности стационирования больше 4 дней весьма незначительный.
-
127
-
Таблица 5
Повторяемость малоподвижных антициклонов по районам
с 1954 по 1958 г .
Районы стахционирова-
1
2
3
4
5
6
7-8
Итого
12
11
9
8
7
4
2
10
б
7
3
9
2
3
0
2
2
2
2
1
0
0
0
0
3
3
3
2
2
7
6
5
2
1
2
0
2
3
1
2
2
2
3
2
2
1
2
3
0
1
1
5
1
1
1
2
3
2
3
0
0
3
7
4
6
5
6
0
0
2
1
6
8
7
2
5
8
1
1
5
7
9
9
23
27
26
24
27
25
20
28
26
21
18
26
88
30,3
15
5,2
36
12,2
22
7,6
23
7,9
39
13,4
68
23,4
291
^ция
МесяЦЫ
\
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Количество
антициклонов за 5 лет
В процентах
1
Анализ термической структуры антициклонов (табл.7) показывает, что
около 52$ антициклонов являются термически асимметричными. В холодную
половину года процент термически асимметричных антициклонов несколько больше (58$), чем в теплую (47$), а в июне наблюдается всего 32$*
Повторяемость теплых и холодных антициклонов в арктическом бассейне в среднем примерно одинаковая. Однако в теплую половину года теплые
антициклоны встречаются чаще (около 20$), чем в холодную (около 15$),
а в июне повторяемость теплых антициклонов достигает 36$.
Интересно отметить, что в июле повторяемость теплых антициклонов
резко понижается и составляет всего около 12$, а в следующие два месяца вновь резко возрастает. В декабре вновь количество теплых антициклонов резко возрастает, достигая 24$, и превышает количество холодных
антициклонов.
Таблица 6
Продолжительность стационирования антициклонов.
Продолжительность стационирования, в
днях
Число случаев
за 5 лет
2
3
4
5
6
7
8
9
ю
118
73
45
20
12
8
6
4
3
> 10
2
-
128 -
Таблица 7
Термическая сшрукщура антициклонов (1954-1958 г г . ) .
Месяцы
Ложби- ЗамкнуГретая
на
бень
область
холода холода тепла
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Количество
антициклонов за 5
лет
Повторяемость
Замк- Размы- Термичес- Количество
нутая
тое
кая
антициклообласть терми- асиммет- нов эа 5
тегша ческое
лет
рия
поле
12
4
97
160
16
9
99
156
7
. 24
78
156
36
20
97
196
13
38
135
240
38
45
62
197
48
И
108
218
13
40
103
215
26
18
88
204
6
8
100
164
14
9
81
128
28
12
73
140
10
7
15
17
9
9
11
5
15
11
10
6
32
16
23
И
25
11
25
26
23
31
10
15
5
9
9
15
20
32
.15
28
34
8
4
6
125
248
185
208
287
5,7
11,5
8,5
9,5
13,2
1121
2174
51,6
100$
Таблица 8
Вертикальная протяженность антициклонов.
С 1954 по 1958 г .
Месяцы
850
700
За 1958 г .
500
300
200
70
66
90
74
103
105
86
90
48
59
59
74
924
42
15
16
15
17
10
17
10
10
6
4
13
21
154
38,2
7
4
1
10
7
12
8
9
3
1
5
17
84
17,8
км
Январь
Февраль
Март
Апрель
Май
Июнь
Июль
Август
Сентябрь
Октябрь
Ноябрь
Декабрь
Итого
В процентах
127
123
125
132
172
141
156
164
131
116
1.07
111
1605
74
102
85
111
88
114
121
91
122
71
80
86
91
1162
53
-
129
-
Довольно велика повторяемость антициклонов с размытым термическим полем, особенно в теплую половину года (около 18$). В холодную
половину года повторяемость антициклонов с размытым термическим полем снижается до 6$.
Вертикальная протяженность антициклонов представлена в табл.8.
В этой таблице вертикальная протяженность антициклонов с 1954
по 1958 г . рассматривалась до поверхности 500 Мб, а в 1958 г . еще
и до поверхности '300 и 200 мб.
Из таблицы видно, что около 26$ антициклонов не достигают поверхности 850 мб. На поверхности 500 мб обнаруживаются около 42$ антициклонов и соответственно на поверхностях 300 и 200 мб наблюдается
около 33 и 18$ антициклонов.
Наиболее часто высокие антициклоны наблюдаются в июне (на поверхности 500 мб около 53$) и меньше всего их бывает в сентябре (около
24$).
Л и т е р а т у р а
1. 3 в е р е в А.С.
Синоптическая метеорология. Гидрометеоиздат,
1957.
-
130
-
В. Ю. МИЛЕВСКИЙ
ВЕТРОВОЙ РЕЖИМ СРЕДНЕЙ ПОЛОСЫ ЕВРОПЕЙСКОЙ
ТЕРРИТОРИИ СССР
1. Введение
До последнего времени ветровой режим СССР изучался таким образом,
что рассматривалось пространственное и внутригодовое распределение
или направления (А.А.Каминский, О.А.Дроздов) или скорости (М.Е.Подтятин, В.Ю.Милевский, Л.Е.Анапольская) ветра. Такое раздельное исследование составных компонентов ветра оправдавается тем, что точность наблюдений за ними различна: скорость наблюдается менее точно,
чем направление, хотя и само направление также наблюдается недостаточно точно Ш .
Однако, поскольку ветер является векторной величиной, то изучение
направления без скорости или скорости бее направления является неполноценным изучением ветрового режима. К тому же для различных отраслей хозяйства является важным знание того, с какими скоростями
дует ветер именно из данного румба или из каких румбов дует ветер
именно с данной скоростью. Поэтому необходимо исследовать направление и скорость ветра совместно. В этом отношении наиболее тонкой и
глубокой характеристикой ветрового режима являются вероятности ветров различных направлений по градациям скоростей (или вероятности
ветров различных градаций скоростей по направлениям), показывающие,
как часто наблюдаются ветры определенных румбов с различными скоростями (или как часто наблюдаются ветры определенных скоростей
из
различных румбовi При этом используются данные по восьми румбам и
пяти градациям скоростей ветра: 0 - 1 , 2т5, 6 - 1 0 , 11-15 и более
15 м/сек. В дальнейшем изложении вероятности ветра любой градации
скорости любого румба будем обозначать буквой Р , вероятности ветра определенного румба независимо от скоростей -<•
Р с » Р св >
Р д» Р ю в , Р ю , Р Ш , Р 3 , Р С 8 , вероятности венгра определенной
градации скорости любых румбов - Р q-1» р 2 - 5 ' р 6-10' Р 11-15'
^более 15* Вероятности ветра определенной градации скорости определенного румба будем обозначать следующим, например, образам:
? с(0-1)'
Р
св(2-5)'
р
:в(6-ю)'
Р » в ( 11-15)' Р ю(более 15)
-
131
-
и т.д.
Однако при получении и оценке таких совместных характеристик ветрового режима (скоростных роз-диаграмм ветра или роз-диаграмм скоростей ветра) возникают дополнительные трудности, с которыми реже встречаются при раздельном изучении компонентов ветра. В частности, степень
открытости флюгера для ветров разных направлений может быть различной,
в результате чего становится затруднительным выяснение вопроса о том,
в какой мере влияет на скорость ветра данного румба, наблюдаемую по
флюгеру, атмосферная циркуляция, а в какой мере - степень открытости
флюгера со стороны данного румба. Выяснение этого вопроса является
особенно важным для флюгеров, расположенных в гористой стране.
Чтобы достаточно надежно судить о р е п р е з е н т а т и в н о с т и полученных
данных, с л е д у е т с помощью паспортов станций, подробных ф и з и к о - г е о г р а фических к а р т и других материалов определить с т е п е н ь открытости м е с тоположения флюгера с о стороны каждого из восьми румбов з а т о т период,
наблюдения к о т о р о г о нами используются, а затем п о с т р о и т ь розу открыт о с т и флюгера, согласно м е т о д и к е , изложенной нами р а н е е [ 4 ] .
Сопоставление роз открытости флюгеров станций со скоростными розами-диаграммами ветра этих станций позволяет гораздо глубже и точнее
проанализировать характеристики ветра, нежели это можно было бы сделать, не имея роз открытости. При этом вовсе не является обязательным сходство скоростных роз-диаграмм с розами открытости, хотя оно
и может иметь место; часто различие между ними только ярче выявляет
особенности ветрового режима данной станции и показывает, в какой
мере характерна эта станция для рассматриваемой территории.
Из сказанного следует, что, если понадобятся средние многолетние
скоростные розы-диаграммы ветра для пунктов, где наблюдений за режимом ветра по флюгеру никогда не производилось, то построив
розу
открытости данного пункта и зная розы открытости.и средние многолетние скоростные розы-диаграммы соседних пунктов, можно с достаточной
степенью точности судить по аналогии о том, какими должны быть средние многолетние скоростные розы-диаграммы ветра в интересующем нас
пункте.
?.. Цель работы и использованные материалы
Нами была поставлена задача: исследовать ветровой режим средней
полосы Европейской территории СССР, используя при этом вероятности
ветров различных скоростей по направлениям. Эта среднемесячная среднесуточная характеристика режима ветра дополнялась для лета на приморских, озерных и горных станциях еще и среднемесячными характеристиками режима ветра по срокам с тем, чтобы можно было исследовать
наличие или отсутствие бризовой и горно-долинной циркуляций.
Всего нами были использованы данные 31 станции, сведения о которых приводятся Ьиже (табл.1). Расположение их на рассматриваемой
территории (рис.1), к сожалению, таково, что район междуречья Западной Двины и Днепра, бассейн р.Ветлуги, междуречье рек Суры и Хопра,
район впадения Камы в Волгу и Предуралье остались недостаточно ос-
>
-
132
-
вещенными. По паспортам станций и описаниям их местоположений (в том
числе выполненных А.А.Каминским и М.Е.Подтягиным), а также с помощью
подробных физико-географических карт были составлены розы открытости
флюгеров станций (табл.2) за те периоды, за которые используются данные о ветровом режиме.
На основании указанных данных были построены карта роз открытости
флюгеров станций (согласно определенной шкале классов) и карты
скоростных роз-диаграмм ветра за январь, июль и год. Анализ карт ветра
производился с учетом месячных и среднегодовой карт распределения атмосферного давления на территории СССР и карты рое открытости флюгеров станций средней полосы Европейской территории СССР.
Рис.1. КАРТА МЕТЕОСШЩИй.
1 - Паланга , 2 - Лаздияй, 3 - Каунас, 4 - Рига, университет,
5 ~ Пярну, б - Таллин, маяк, 7 - Руйена, 8 - Пинск, 9 - Минск,
обсерв., 10 - Остров, 11 - Василевичи, 12 - Ломоносов, 13 - Ленинград, 14 - Горки, с.-х.академия, 15 - Веребье, 16 - Свирица, 17 Боровичк, 18 - Орел, АМСГ, 19 - Курск, 20 - Москва, с.-х.академия,
21 - Волово, 22 - Шбинск, 23 - Вологда, Молочное, 24 - Воронеж,
с . - х . и н - т , 25 - Тамбов, ж.д.и учит.ин-т, 26 - Урюпинск, 27 - Горький, 28 - Безенчук, 29 - Киров, город, 30- Бисер, 31 - Свердловск.
Таблица 1
Основные сведения о станциях, данные о которых сшш использованы в работе.
№
а/п
1
2
3
4
Название
Паланга
Лаздияй
Каунас
Рига, университет
Высота
над ур.м.,
м
4
128
83
9
&сота
флюгера,
м
14
14
16
28
Период наблюдений
1924-40
1924-31,34-38,42-43
1929-40
1926-41,44-50
-133
W
ц/п
О
6
7
8
9
10
11
Высота
Высота
ад ур.м*, флюгера,
м
м
Название
Пярну
Таллин, маяк
Руйена
Линек
Минск, обсерватория
Остров
Василевичи
12 Ломоносов
13 Ленинград
14 Горки, с.-х.акацемия
10
16
17
18
19
20
21
22
23
24
20
26
27
28
29
30
31
-
Веребье
Свирица
Боровичи
Орел, АМСГ
Курск
Москва, с.-х.академия
Волово
Рыбинск
Вологда, Молочное
Воронеж, с . - х . и н - т
Тамбов, ж . д . и учительский ин-т
Урюпинск
Горький
Беэенчук
Киров, город
Бисер
Свердловск
Период наблюдений
1891-1910, 14-15
1921-40, 43-44
1926-44
1903-15, 46-50
1939-41, 45-50
1926-50 (с перерывами)
1891-1903,29-30,35-40,
44-50
1928-50
1891-1933
1891-98,1904-10,12-15,
35-40, 46-50
1925-50
7
43
60
142
223
62
140
14; 22
19
14
13
16
13
16
4
5
204
13
29
12
116
9
86
201
225
167
273
98
135
150
15
30
И ;14
1930-50
1936-41,45-53
1936-41,43-53
1936-49
1936-40,42-53
1936-53
1920-38
1936-42,44-53
140
88
162
47
171
464
284
16
14
10; 18
15
13
13
15
1936-53
1891-97,1925-30,36-50
1936-53
1904-35
1936-53
1903-19,24-30,32-50
1900-35
14
И
23
аз
8
Таблица 2
Розы открытости флюгеров станций.
п/п
Паланга
Лаздияй
Каунас
Рига,университет
5 Пярну
6 Таллин,маяк
7 Руйена
1
2
3
4
Румбы
Название
С
СВ
В
ЮВ
8-6
6-6
6-6
б-б
7-6
6-6
6*6
6—6
7-а
6-6
6-6
7-а
8-6
7-6
7-а
10-6
9-6
8-6
9-6
6-6
6-6
8-6
10-а
6-6
6-6
6-6
8-а
7-а
8-6
6-6
7-а
6-6
8-6
9-6
7-а
7-6
Ю
ЮЗ
3
СЗ
7-а
10-6
6-6
7-а
10-6
7-6
6-6
6-6
9-6
7-а
6-6
6-6
8-6
8-а
7-6
8-6
8-6
6-6
10-8
6-6
- 134
ц/п Название
-
БУмсЬ
С
СВ
В
6-6
8 Пинск
9 Минск,обсерватория
6-а
10 Остров
7-6
6-6
11 Василевичи
9-6
12 Ломоносов
13 Ленинград
5-6
14 Горки,с.-х.
6-6
академия
6-6
15 Веребье
16 Свирица
7-6
5-6
17 Боровичи
7-6
18 Орел, АМСГ
.19 Курск
6-а
20 Москва,с.-х.
академия
7-6
7-6
21 Волово
5-6
22 Рыбинск
23 Вологда,
Молочное
7-а
24 Воронеж, с . - х ,
ин-т
7-а
25 Тамбов, ж.д.
6-6
и учит,ин-т
26 Урюпинек
6-6
6-6
27 Горький
28 Безенчук
7-а
29 Киров,город
7-а
4-в
30 |Бисер
31 Свердловск
6-а
6-6
6-6
ЮВ
Ю
ЮЗ
3
03
6-6
6-а
5-6
5-6
6-6
6-а
7-6
6-6
9-6
5-6
6-а
7-6
6-6
6-6
5-6
6-а
6-6
6-6
7-6
6-6
7-а
7-6
7-6
7-6
6-6
6-а
6-6
6-6
7-6
9-6
6-а
7-6
6-6
9-6
8-6
7-а
6-6
6-6
9-6
7-6
6-6
5-6
7-6
6-6
7-а
7-а
7-6
6-6
б-б
7-6
6-а
7-а
6-6
6-6
7-6
6-6
7-а
6-а
5-6
6-6
6-6
5-6
6-а
6-а
5-6
5-6
8-6
6-6
6-а
6-а
6-6
5-6
8-6
7-6
7-6
6-а
7-6
5-6
8-6
6-6
6-6
6-а
6-6
7-6
5-6
6-6
7-6
5-6
6-6
7-6
5-6
6-6
7-6
5-6
6-6
7-6
5-6
6-6
7-6
5-6
7-6
7-6
5-6
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
7-а
6-6
6-6
6-а
7-6
6-а
6-а
5-6
6-6
7-6
6-а
7-6
6-а
6-а
6-а
6-6
7-6
6-а
7-6
7-а
4-в
7-а
5-6
6-6
6-6
7-6
7-а
5-в
5-6
5-6
7-6
6-6
8-а
7-а
7-а
6-а
5-6
7-6
6-6
8-а
7-а
7-а
7-а
5-6
7-6
6-6
8-а
7-а
5-в
6-а
3 . Открытость флюгеров станций
Розы открытости флюгеров станций построены на основе использования
ранее предложенной нами классификации местоположений флюгеров [1, б ] .
Рассмотрение рое открытости показывает, что они различаются и по размерам и по формам. Размеры роз открытости говорят о степени открытости флюгеров станций, а их формы - о том, со стороны каких румбов они
более открыты ШЕИ эакрызы.
По своим размерам построенные 31 роза открытости (рис.2 и 2а) могут
быть разделены на три группы: 1) крупные, как, например, Паланга, Таллин, Пярну, Рига, Ломоносов; 2) мелкие, как, например, Веребье, Рыбинск
(до создания Минского водохранилища), Боровичи, Бисер, Пинок и отчасти Горки; 3) средних размеров, каковыми являются остальные розы. Крупные розы характерны для фшогеров станций, расположенных на побережьях
Балтийского моря и его заливов; мелкие розы - для флюгеров станций,
-
ПАЛАНГА
106
135 -
ЛАЗДИЯЙ
КАУНАС
РИГА, ун-т
96
86
76<£/
ее
86 ж 86
.66
10 6 •
66
106
Ш
,6
8б
ПЯРНУ
86
8 6
86
Ж
7а
ТАЛЛИН, М
А
Я
К
10
РУЙЕНА
вб
\;\
6б-Ч£-6б
в ? \
8б
пинск
86 • 66
76
ее I еб
S6яС<" 86
76
96
МИНСК, ОБСЕРВ.
ОСТРОВ
ВАСИЛЕВИЧИ
ломоносов
96
7
чГ
98
6а j|C 6а
eajea
7'а
ЛЕНИНГРАД
ч З >
76—JK--76
^ ф Г
76
ГОРКИ, С-ХОЗ.АКАДЕМ.
7
86
86
96
86—^ £-86
96
7а Ж
1?«S6
>ГВб
/вбвб
Классы 12а
Число, ни 23
если 1 едн мь4
Классы 7а
, Число, ми и
если1ед11мй
7бв6вб
86^-76
вЛб
96
96
Z
66 Ж 66
а Ж
'в
96
3 С-вб
^ \
76
ВЕРЕБЬЕ
СВИРИЦА
вб
56 6
5б*-еб
Ж
66
Ч 7|® 'б
вб—
86
J K 66
/ < \
Л вб 76
86
11а 116 юа 106 10в 9а 96 98 8а 86 8В
32 21 20 19 18 17 18 IS 14 13 12
76 7в ва бб вв 56 5В 4В 4а Ч *Г
10 9 а 7 6 5 4 3 2 1 0
МАСШТАБ 1 КЛАСС = JJMM
Рис»2, Розы открытости флюгеров станций.
-
ОРЕЛ. АМСГ
76
66 7а
76—6а
63
ба 7а
РЫБИНСК
56R61
li ®
6
б ^ вв
»«вб
УРЮПИНСК
б
66
Шт
7 « 76
? 1 66
6
ба им
д,Jan/.ни—7а
баМЧа
ба
ВОЛОГДА,МОЛОЧНОЕ
\ 1 /-7а—J t—7а
/ \ 7а
7а
7а
ВОРОНЕЖ , г . - х о з и н - Т
7а
7а
-7а
\|/
7
а
—
/
Ч
7а
7а
7а
ГОРЬКИЙ
Л>
вб-аь—6а
7 6
БИСЕР
•оЖшба
_ г 5в48
Ржс»2а,
-
волово
МОСКВА,С-ХОЗ.АКАДЕМ
в6
-'х &
дГ
7 6
КУРСК
136
БЕЗЕНЧУК
•7б
76
76
7в
76
• 76
76- ) к
76
76
ТАМБОВ,Ж-ДОР.И УЧИТ.ИН-Т
66
5
56 |56
|6б
6 эб ЖЖ еб
в «Те:
КИРОВ,ГОРОД
7а
ба
8а 76 76
вб'
СВЕРДЛОВСК
7а—ва вб *
6а
Рощ
ошщтаош
флюгеров
станций.
-
137
-
расположенных внутри континента в лесной зоне и окруженных почти
со всех сторон различными элементами защищенности, а также и в долинах Уральских гор; розы средних размеров - для флюгеров станций,расположенных в лесной и лесостепной зонах, иногда на серегах рек и
озер, и окруженных элементами защищенности со стороны некоторых
румбов.
По своим формам построенные 31 роза открытости могут быть разделены на две группы: 1) более или менее симметричные, как, например,
Воронеж, Волово, Вологда-Молочное, Шбинск, Веребье, Киров; 2) асимметричные, каковыми являются остальные розы. Перше розы характерны
для флюгеров станций,- расположенных на вершинах холмов (Воронеж, Вологда-Молочное, Киров) или же на равнине (Шбинск, Веребье, Волово)
и открытых (Волово) или окруженных (остальные пять станций) элементами защищенности со всех сторон горизонта более или менее равномерно. Вторые розы характерны для флюгеров станций, расположенных так,
что элемент различных степеней защищенности окружают флюгер со стороны некоторых румбов. Так, например, флюгер Паланги больше защищен
со стороны восточного квадранта, Таллина - со стороны южного, Ломоносова - юго-восточного, Ленинграда - северо-восточного квадранта. Роза открытости Риги вытянута вдоль устья Западной Двины с iOiOB на ССЗ,
а роза Бисера - вдоль перевала (седловины) через Уральский хребет
с ЗЮЗ на ВСВ.
Таким образом, крупные асимметричные розы открытости имеют Паланга, Таллин, Ломоносов, Пярну и Рига, мелкие симметричные - Рыбинск
и Веребье, мелкие асимметричные - Бисер, Боровичи, Горки и Пинск;
симметричные розы средних размеров имеют Вологда-Молочное,
Киров,
Воронеж и Волово, а асимметричные - все остальные станции.
Следовательно, на изучаемой территории мы наблюдаем большое разнообразие роз открытости как по размерам, так и по формам. В этом
отношении наиболее интересными являются розы Паланги, Риги, Пярну,
Таллина, Ломоносова и Бисера.
4. Ветровой режим в январе
В январе Европейская территория СССР находится под воздействием
резко выраженных: а) гребня азиатского максимума, в котором
над
Прикаспийской низменностью давление повышается до 1023 мб, и б) ложбины исландского минимума, в которой над Баренцевым морем давление
понижается до 1003 мб.
Таким образом, изобары оказываются направленными с юге-запаца на
северо-восток, причем создаются очень большие градиенты давления ,
направленные с юго-востока на северо-запад. Это и предопределяет характер ветрового режима в данном районе.
Хотя скоростные розы-диаграммы несколько, а иногда и довольно сильно различаются между собой, однако для подавляющего большинства иэ
них характерны две особенности (рис.3, За, 36 и Зв):
- 138 -
КАУНАС
ЛАЗДИЯЙ
ПАЛАНГА
* Jf
пинск
РУЙЕНА
<У/.
•
о
*
ТАЛЛИН, МАЯК
ПЯРНУ
РИГА, УН-Т
%
1
] 2
МИНСК, ОВСЕРв.
<1%
>\'Л
A
cssgg 4
В
О
8
10
16%
3
Рис.3. Скоростные розы-диаграммы ветра за январь.
Вероятности менее
и
и более для градаций
скоростей ветра: 1 - 0-1 м/сек., 2 - 2 - 5 ,
3 - 6-10, 4 - 11—15, 5 - более 15 м/сек.
-
139 -
ОСТРОВ
ВАСИЛЕВИЧИ
ломоносов
Г О Р К И , С - ХОЗ. АКАДЕМ.
41ШШШЕ
ОРЕЛ,А.М.С.Г
СВЙРИЦА
Ч
А
Рис«За. Скоростные розы-диаграммы ветра за январь.
Вероятности менее \$ и
и более для градаций
скоростей ветра: 1 - 0-1 м/сек., 2 - 2 - 5 , 3 - 6-10,
4 - 11-15, 5 - более 15 м/сек.
Условные обозначения см.на рис.3.
-
-
ПОЛОВО
М О С К В А , с: • х о з . л к л д к м .
В О Л О Г Д А , МОЛОЧНОК
140
ВОРОНЕЖ,с-хоз.ин-т
РЫБИНСК
Т А М Б О В , Ж - Д О Р . И УЧИТ.ИН-Т
• -«I
••
УРЮПИНСК
ГОРЬКИЙ
БЕЗЕНЧУК
Рис.36. Скоростные розы-диаграммы ветра за январь.
Вероятности менее
и
и более для градаций скоростей ветра: 1 - 0-1 м/сек., 2 - 2-5, 3 - 6-10,
4 - 11-15, 5 ~ более 15 м/сек.
Условные обозначения см.на рис.3.
-
К И Р О В , ГОРОД
141
-
БИСЕР
СВЕРДЛОВСК
*
Рис.Зв. Скоростные розы-диаграммы ветра
за январь. Вероятности менее
и \% и
более дяя градаций скоростей ветра:
1 - 0-1 м/сек., 2 - 2-5, 3 - 6-1О,
4 - 11-15. 5 - более 15 м/сек.
Условные обозначения см.на рис.3
-
142
-
1) преобладание ветров южной половины горизонта: южного, юго-западного и юго-восточного;
2) большие Р g_ 5 и Р 6-10 н а выУтриконтинентальных станциях;
только на побережье Балтийского моря Р
уменьшаются не только за
счет возрастания Р б _ 1 0 , ной Р и _ 1 5 и даже Р б о л е е
В качестве наиболее ярких примеров приморских станций можно привести Ригу, Таллин и Пярну, а внутриконтинентальных - Лаадияй, Остров,
Москву и Горький.
В этом отношении представляет интерес сравнение хотя бы одного
из преобладающих направлений ветра на приморских и континентальных
станциях. В качестве примера дается сравнение ОстроЕа и Таллина по
южному ветру (табл.3).
Таблица 3
Вероятности различных скоростей южного ветра ( Р ).
Станции
Остров
Таллин,маяк
Разности
Скорости, м/сек.
0-1
2-5
2,6
10,9
7,3
+3,6
1,2
+1,4
6-10
7,1
11,7
-4,6
11-15
0,5
3,0
-2,5
более 15
0,0
0,4
-0,4
Из табл.3 видно, что даже при преобладающем южном направлении
ветра на внутриконтинентальной станции Остров вовсе отсутствует
Р ю(более- 15) и Р е з к о уменьшаются по сравнению с приморской станцией Таллин Р ю ( 11—15) и Рю(б-Ю)» н о з а Т 0 > несмотря на меньшую суммарную вероятность южного ветра ( Р ) в Острове по сравнению
с Таллиным, все-таки увеличиваются Р ю ( 2 - 5 ) и Р ю (о-1)»
Эта закономерность, характерная для континентальных станций, проявляется, однако, весьма слабо в тех случаях, когда флюгер установлен очень открыто на холме (Вологда-Молочное: классы 7-6) или вообще
на возвышенной местности (Безенчук: классы 8-а и 7-6).
Интересно отметить, что преобладание ветров южной ПОЛОЕИНЫ горизонта и большая вероятность значительных скоростей ветра на побережье
Балтийского моря, особенно со стороны этой половины горизонта, проявляется и на тех станциях, у которых южная половина горизонта менее
открыта, чем северная. Показательными примерами этого являются Таллин
и Ломоносов, у которых классы открытости южной полэвины горизонта составляют соответственно 7-а и 7-6.
Это обстоятельство указывает на то, что во всяком случае в условиях
большой открытости флюгера степень его открытости со стороны той или
иной половины горизонта имеет второстепенное значение по сравнению с
барическим рельефом (направлением и густотой изобар). Однако в условиях малой открытости флюгера степень его открытости со стороны какойлибо половины горизонта начинает значительно влиять на ветровой режим
данной станции. Это следует, в частности, из пониженной вероятности
ветров южной половины горизонта в Боровичах (южный, юго-западный и юговосточный ветра! составляют менее 49$, из них слабые - 2-5 м/сек. достигают около 30$, а штилевые - 0-1 м/сек. - около 11$; классы от-
-
143
-
крытости этих румбов составляют б-б и 6-6) и иэ повышенной вероятности слабых и штилевых ветров южной половины горизонта в Веребье (южные,
юго-западные и юго-восточные ветры со скоростями 2-5 и 0-1 м/сек. составляют более 52$ из бо$ всей вероятности ветров любых скоростей этих
румбов; классы открытости этих румбов составляют 6-6 к 5-б>.Видно это
также и по скоростным розам-диаграммам Рыбинска (см.рис.2а и 36), Василевичей (см.рис.2 и За), а для западной половины горизонта и для
Пинска (см.рис.2 и 3 ) .
На некоторых станциях влияние рельефа и защищенности флюгеров несколько искажает характер ветрового режима, создаваемого барическими
условиями над континентальной частью средней полосы Европейской территории СССР, в результате чего скоростные розы-диаграммы этих' станций
приобретают иной вид. Прежде всего это относится к Уралу.
В самом деле, в Бисере, например, скоростная роза-диаграмма чрезвычайно вытянута с юго-запада на северо-восток, так как ( Р __ + Р
ЮЗ
св
~ 63$, причем из них вероятность штилевых (0-1 м/сек.) ветров составляет более 20$, а слабых (2-5 м/сек.) - около 31$. При этом следует
указать на значительный перевес Р С 8 над Р с в ; так Р ю а ~ 42$,
причем из них вероятность штилевых ветров составляет около 13$, а слабых - более 21$. Такой своеобразный вид скоростной розы-диаграммы Бисера вызван тем, что станция расположена на седловине, понижающейся
на юго-запад и северо-восток и повышающейся на северо-запад и юго-восток, причем на местности, окружающей флюгер, имеются различные элементы защищенности (рис.2а).
Выделяется большой Р 8 ( 33$) станция Свердловск; при этом
р
этого румба составляет более lti$, а Р j j_i5 - около 2$.
Это объясняется довольно большой открытостью флюгера, особенно со
стороны западного румба (класс 7-а), а также, возможно, довольно
быстрым отеканием воздуха со склонов Уральского хребта и продвижением его на восток.
5. Ветровой режим в иоле
В июле Европейская территория СССР находится под воздействием слабо выраженных: а) ложбины азиатской депрессии, появившейся вместо
гребня азиатского максимума, в которой давление над Уралом понижается до 1009 мб, б) гребня азорского максимума, в котором над югозападной Украиной давление повышается до 1012 мб, в) гребня полярного антициклона, сформировавшегося на места ложбины исландского минимума, создающего над Баренцевым морем давление в 1012 мб.
Таким образом, изобары имеют направление, близкое к меридиональному, причем градиенты давления оказываются очень малыми и направленными с запада на восток. Это и предопределяет характер ветрового режима в данном районе.
Хотя скоростные розы-диаграммы ветра довольно значительно различаются между собой, однако большинство из них имеют две общие черзы
(рис.4, 4 а, 4 б, 4 в):
-
144
-
ПАЛАНГА
КАУНАС
•41ШЕ
РУИЕНА
ПИНСК
МИНСК,ОБСЕРВ.
Рис.4, Скоростные розы-диаграммы ветра за июль,
Вероятности менее Л% и
и более для градаций
скоростей ветра: 1 - 0Т1 м/сек., 2 - 2-5,
3 - 6-10, 4 - 11-15, 5 - более 15 м/сек.
Условные обозначения см.на рис.3.
-
ОСТРОВ
ЛЕНИНГРАД
145
-
ВАСИЛЕВИЧИ
Г О Р К И , С-ХОЗ. АКАДЕМ.
V
-«шшпг
СВИРИЦА
f
ЛОМОНОСОВ
ВЕРЕБЬЕ
А
спае»
*
КУРСК
ОРЕЛ,А.м.с.г
Т
Рис.4а, Скоростные розы-диаграммы ветра за июль,
Условные обозначения см.на рис.3 •
I
-
МОСКВА, С • ХОЗ. АКАДЕМ.
146 -
ВОЛОВО
А
ВОЛОГДА, МОЛОЧНОЕ
•
ВОРОНЕЖ,С-ХОЗ.ИН-Т
4Ш
*
ТАМБОВ,Ж ДОР.И УЧИТ.ИН-Т
•
а *
*
г
УРЮПИНСК
ГОРЬКИЙ
*
^
БЕЗЕНЧУК
Рис. 46, Скоростные розы-диаграммы ветра за июль.
Условные обозначения см.на рис.3 .
-
147 -
БИСЕР
СВЕРДЛОВ СК
д
гп*
ч
Рис.4в. Скоростные роэы-диаграммы ветра
за июль.
Условные обозначения см.на рис.3 .
-
148
-
1) преобладание ветров северо-западного квадранта, особенно с е в е ро-западного румба; при этом на западе (Прибалтика, Белоруссия, Ленинградская область) наблюдается значительный перевес западных ветров над северными (в Финском заливе - даже над северо-западными), а
на северо-востоке рассматриваемой территории, к северо-востоку от
линии Шбинск-Горький - небольшой перевес северных ветров над з а падными;
2) при преобладании Р
наблюдаются значительные Р Q_J
(особенно на внутриконтинентальных недостаточно открытых станциях)
и Р g_-jQ (особенно на побережьях морей и озер и на некоторых хорошо открытых континентальных станциях, расположенных на выпуклых формах рельефа; при этом особенно велики Р Q^Q со стороны северо-западного квадранта).
В качестве наиболее ярких примеров приморских станций можно, в
частности, привести Таллин, Ригу, Ломоносов и Палангу, а внутриконтинентальных - Василевичи, Пинск, Боровичи и Руйену.
В этом отношении представляется интересным сравнение вероятностей
различных скоростей ветра преобладающих направлений на внутриконтинентальных и прибрежных станциях. В качестве примера дается сравнение станций руйена и Паланга по западным ветрам ( т а б л . 4 ) .
Из табл.4 видно, что даже при близком к преобладающе^ западном направлении ветра,
несмотря на его большую суммарную вероятность на
континентальной станции Руйена по сравнению с приморской станцией
Паланга, все-таки в Руйене (класс открытости западного румба - 7 - 6 )
вовсе отсутствуют штормовые ветры, из этого румба и значительно
Таблица 4
Вероятности различных скоростей западного ветра
(Ря).
Скорости, м/сек.
Станции
Руйена
Паланга
Разности
0-1
2-5
5,7
4,5
+1,2
14,7
12,4
+2,3
6-10
2,9
3,7
-0,8
11-15
0,3
0,6
-0,3
более 15
0,0
0,1
-0,1
уменьшены по сравнению с Палангой (класс открытости западного румба
10-6)
Р s(11-15)
и
Р
8(6-10)'
но
зато
несколько
Увеличены
Р
8(0-1) и
8(2-5)Г
Такие же закономерности проявляются, хотя и в более ослабленной
форме, и при сравнении вероятностей различных скоростей ветра преобладающих направлений внутриконтинентальных станций, расположенных
на плоских формах рельефа и притом недостаточно открыто, и внутриконтинентальных же станций, расположенных вполне открыто на выпуклых формах рельефа. В качестве примера дается сравнение по североР
-
149 -
западным ветрам станций Вйинск, до создания Рыбинского водохранилища (класс открытости северо-западного румба - 5 - 6 ) и Вологда-Молочное (то же - 7 - а ) ( т а б л . 5 ) .
Таблица 5
Вероятности различных скоростей северо-западного
ветра ( Р . _ ) .
Скорости, м/сек.
Станции
Рыбинск
Вологда-Молочное
Разности
0-1
2-5
6-10
3,7
9,6
2,1
0,1
0,0
2,4
+1,3
8,8
+0,8
4,2
-2,1
0,5
-0,4
0,2
-0,2
11-15
более 15
Из табл.5 видно, что даяв при преобладающем северо-западном направлении ветра на станции Рыбинск вовсе отсутствовали штормовые в е т ры и были резко уменьшены по сравнению с Вологдой-Молочным f 5 Сз(11—15)
и Р С 8 ( б _ ю ) » Н 0 зато,несмотря на меньшую суммарную вероятность с е веро-западного ветра в Рыбинске, все-таки здесь были несколько увеличены P c s ( o _ i ) и Р сз(2-5)«Естественно,что после создания Шбинского водохранилища, расположенного к тому же к северо-западу от Рыбинска, вероятности больших скоростей северо-западного ветра увеличились, а вероятности малых скоростей уменьшились.
Обращают на себя внимание приморские станции, отличающиеся повышенными вероятностями больших скоростей Еетра, особенно со стороны
западной половины горизонта. В этом отношении в качестве примера
можно привести Ригу ( р и с . 4 ) , где вероятности ветров северо-западного квадранта со скоростями 6 - 1 0 м/сек. превышают 10$, а со скоростями 11-15 м/сек. почти достигают 1$. Над Финским заливом, вытянушм с вапада на восток, преобладают, естественно , ветры западного
квадранта; так, например, в Таллине (рис.4) вероятности скоростей
ветра 6-10 м/сек. этого квадранта составляют около 14$. В суженной
Невской губе этот режим ветра усиливается и, например, в Ломоносове
(рис.4а) при ветрах западного квадранта, кроме вероятности их около
14$ для скоростей 6-10 м / с е к . , наблюдается и около 1$ вероятности
для скоростей 11.-15 м / с е к . ; особенно часто дуют ветры из западного
румба, направление которого совпадает с направлением береговой линии Финского залива (в Ломоносове класс открытости этого румба 9 - 6 ; р и с . 2 ) : Р а ( б _ 1 0 ) > 6$, а
Р з ( 1 и 1 5 ) = 0,5$.
Значительны вероятности больших скоростей ветра западного квадранта и на побережьях Ладожского оэера; так вероятности скоростей
ветра 6 - 1 0 м/сек. этого квадранта составляют в Свирице (рис.4а) 10$,
а скоростей 11-15 м/сек. - почти 1 , 5 $ .
Направление береговой линии, ее изгибы и извилины, могут значительно изменять направление и скорость ветра. В этом отношении весьма показателен Пярну ( р и с . 4 ) , стоящий на берегу довольно узкого э а -
-
150
-
лива Пяриу (части Рижского з а л и в а ) , глубоко вдающегося в б е р е г
в
направлении с ЮЗ на GB ( р и с . 2 ) . В р е з у л ь т а т е здесь ч а с т о дуют с и л ь ные ветры юго-западного к в а д р а н т а : вероятности их со скоростями
6 - 1 0 м / с е к . составляют более 2 1 $ , со скоростями 11-15 м / с е к . - около
4$ и со скоростями более 15 м / с е к . - более 1 , 5 $ ( в с е г о , таким о б р а зом, около 2 7 $ ) ; особенно выделяется в этом отношении юго-западный
румб (класс открытости 9 - 6 ; р и с . 2 ) : Р Ю 3 ( 5 _ ю ) > 13$, Р ю з ( т i - i s ) ^
=»3$ и Р в д (более 15) =
( в с е г о , таким образом, около 17%) > .
Внутри континента также встречаются станции со значительными с к о ростями в е т р а определенных румбов, отличающиеся большой открытостью
флюгера ъ большей частью расположенные на выпуклых формах р е л ь е ф а ;
наиболее сильные ветры дуют на э т и х станциях из с е в е р о - з а п а д н о г о
к в а д р а н т а . В к а ч е с т в е примеров можно привести: 1) уже упоминавшуюся
ранее Вологду-Молочное ( к л а с с розы открытости 7 - а ; р и с . 2 а ) , где в е роятности в е т р о в с е в е р о - з а п а д н о г о квадранта со скоростями 6 - 1 0 м / с е к .
составляют около 12??, со скоростями 11-15 м / с е к . - более 1 , 5 $ и со
скоростями более 15 м / с е к . - около 1$ ( в с е г о , таким образом, более
1 4 $ ) ; 2 ) Киров (класс розы открытости 7 - а - 6 - а ; р и с . 2 а ) , где в е р о ятности ветров с е в е р о - з а п а д н о г о квадранта со скоростями 6 - 1 0 м / с е к .
составляют около 14$, а со скоростями 11-15 м / с е к . - около 1 $ .
Повышение скорости Еетра при западном переносе наблюдается
не
только на открытых Еыпуклых местоположениях на Европейской т е р р и т о рии СССР, но и з а .Уральским хребтом; т а к , например, в Свердловске
вероятности скоростей 6 - 1 0 м / с е к . в е т р о в западного квадранта (класс
открытости 7 - а и 6 - а ) составляют более 10$, а скоростей 11-15 м / с е к . около 0 , 5 $ .
Однако в средней полосе Европейской территории СССР флюгера р а с полагаются преимуирственно на плоских формах рельефа, в местоположениях более защшцэнных (классы открытости 5 - 6 и 6 - 6 ) и потому о т м е ч а ют более спокойный ветровой режим. З д е с ь даже ветры преобладающих по
ч а с т о т е направлений, т . е . ветры западной половины г о р и з о н т а , имеют
большие вероятности штилевых и слабых скоростей в е т р а . Особенно выд е л я е т с я в этом отношении такие штилевые станции, к а к : 1) Василевичи,
( р и с . 4 а ) где вероятности скоростей 0 - 1 м / с е к . ветров с е в е р о - з а п а д н о г о к в а д р а н т а составляют более 19$, а скоростей 2 - 5 м / с е к . - около
25$ ( в с е г о более 4 4 $ ) ; 2) Пинск ( р и с . 4 ) , где вероятности скоростей
0 - 1 м / с е к . ветров западного квадранта составляют около 20$, а с к о ростей 2 - 5 м / с е к . - более 32$ ( в с е г о более 5 2 $ ) ; 3) Боровичи, где в е роятности скоростей 0 - 1 м / с е к . вещзов западного квадранта составляют
более 14$, а скоростей 2 - 5 м / с е к . - около 27$ ( в с е г о около 4 1 $ ) ;
4 ) Каунас ( р и с . 4 ) , где вероятности скоростей 0 - 1 м / с е к . в е т р о в югозападного квадранта составляют более 2 6 $ , а скоростей 2 - 5 м / с е к , «•
более 21$ ( в с е г о более 4 7 $ ) ; 5) Веребье ( р и с . 4 а ) , где вероятности
скоростей 0 - 1 м / с е к . ветров юго-западного квадранта составляют около
16$, а скоростей 2 - 5 м / с е к . - более 26$ ( в с е г о около 4 2 $ ) .
-
151 -
Реако шраженный рельеф и сильная защищенность фногера со стороны тех или иных румбов на некоторых станциях (в частности, уральских)
может значительно искажать характер ветрового режима, создаваемого
барическими условиями над континентальной частью средней полосы Европейской территории СССР; в результате скоростные розы-диаграммы
таких станций приобретают несколько иной вид. Наглядным примером этого является станция Бисер (рис.2а и 4 в ) .
Здесь, кроме западных ветров, наблюдаются также и юго-западные
( Р ю з ~ 15$), кот<эрые в связ'и с вынужденным подъемом воздуха к
седловине являются штилевыми ( Р ю а (о~1) ~ б о л е е
и слабыми
(
Р
юз(2-5) ~
Однако еще более характерными для Бисера являются большие вероятности северо-восточных ветров ( Р с в « 21$), особенно штилевых
( Р с в ( о - 1 ) ~ б °лее 7$) и елаШх ( Р с в ( 2 - о ) = ^ ^ скоростей;
наличие их вызвано потоками воздуха, движущимися по северо-западной
периферии ложбины азиатского циклона и медленно поднимающимися по
северо-восточному склону седловины, на которой расположена станция.
В результате Есего этого скоростная роза-диаграмма Бисера приобретает необычную форму, вытянутую с юго-запада на северо-восток ( т . е .
вдоль понижений седловины) и непохожую на формы скоростных роз-диаграмм ветра ближайших станций (например, Свердловска).
X
X
X
Сравним теперь январские и июльские скоростные розы-диаграммы
ветра. Если в январе преобладают ветры южного (и юго-западного) квадранта а большими вероятностями слабых и средних скоростей на внутриконтинентальных станциях и меньшими вероятностями их (эа счет увеличения Р i i _ i 5 и отчасти Р б о л е е
на приморских станциях, то
в июле преобладают ветры северо-западного квадранта с большими вероятностями слабых и штилевых скоростей на внутриконтинентальных станциях и меньшими вероятностями их (за счет увеличения Р
и даже
Р i i _ i 5 ) на приморских станциях. Это положение можно подтвердить
на раде примеров, из которых мы приводим наиболее яркие.
Из приморских станций можно привести Ригу, где в январе преобладают южные ветры, а в июле - северные. Распределение вероятностей
различных скоростей ветра этих направлений представлено ниже (данные
по Р ( $ о л е е 15не приводятся, как недостаточно надежные)(табл.б).
Из табл.6 Видно, что январские вероятности приведенных скоростей
южного ветра больше июльских (почти на 12$), но вато июльские вероятности этих скоростей северного ветра больше январских (более чем
на 15$). Кроме того, видно, что в январе вероятности средних и сильных скоростей ветра преобладающего (южного) направления довольно велики (около 10$), а в июле велики (более 17$) вероятности штилевых
и слабых скоростей ветра преобладающего (северного) направления.
-
152
Таблица б
Вероятности различных: скоростей ветра двух направлений
на станции Рига в январе и июле.
Юхное направление
Северное направление
Скорости, м/сек.
Январь
Июль
Разности
0-1
2-5
6-10
11-15
0-1
2-5
6-10
11-15
2,3
1,8
11,7
7,2
8,4
2,5
1,1
0,1
1,0
3,9
2,9
13,2
1,5
3,7
0,4
0,4
+0,5
+4,5
+5,9
+1,0
-2,9 -10,3 -2,2
0,0
Из внутриконтинентальных станций в качестве примера можно привести Москву (с.-х.академия), где в январе преобладают южные ветры, а
в июле - северо-западные (табл.7).
Ив табл.7 видно, что январские Р
больше июльских (более чем
на 10$), но зато июльские Р с а больше январских (на 7$) за счет
главным образом Р C 3 ( o _ i ) и
Р е ё ( 2 - 5 ) ' к Р° м е т о г о > в иоле вероятности штилевых и слабых скоростей преобладающего (северо-западного)
направления весьма велики (около 16$), а штормовые скорости вовсе
отсутствуют.
Таким обраэом господствующий над средней полосой Европейской территории СССР западный перенос, вызванный продвижением с Атлантического океана циклонов и антициклонов, приобретает в январе под влияТаблица 7
Вероятности различных скоростей ветра двух направлений
на станции Москва (с.-х.академия) в январе и июле.
Северо-западное направление
Южное направление
0-1
2-5
6-10
4,0
1,4
8,3
4,7
4,0
0,7
Скорости, м/сек.
11-15 оолее
0-1
15
0,6
2.5
0,2
0,0
5.6
0,0
Разнос+2,6 +3,6
ти
+3,3
+0,6
Январь
Июль
+0,2
-3,1
2-5
6-10
11-15
6,9
10,2
2,5
3,1
0,3
0,3
оолее
15
0,0
0,0
-3,3 -0,6
0,0
0,0
нием северо-западной периферии гребня азиатского антициклона южную
составляющую, а в июле под влиянием северо-восточной периферии гребня азорского антициклона - северную составляющую. В результате над
средней полосой Европейской территории СССР в январе дуют преимущественно юго-западные, южные и даже юго-восточные ветры со средними и
даже сильными скоростями (особенно на побережье Балтийского моря),
а в июле - западные, северо-западные и даже северные ветры со штилевыми и слабыми скоростями (особенно внутри континента в условиях з а -
-
153
-
щищенных местоположений).
Указанный западный перенос искажается в условиях своеобразных местоположений станций в горных районах. Так, например, на Урале
на
станции Бисер, расположенной на седловине, направленной с юго-запада на северо-восток, в январе наблюдаются не только повышенные
Р ю а ( • « 42$), особенно слабых и средних скоростей (28$), но и
значительные Р
(более 21$), также особенно слабых и средних скоростей (более 13$), а в июле наблюдаются не только значительные
Р с в ( « 2 1 $ ) , особенно штилевых и слабых скоростей (более 18$), но
и несколько повышенные для шля Р ю а ( ~ 15$), также особенно штилевых и слабых скоростей ( ^ 14$).
6 . Бризовая и горно-долинная циркуляции
Летом на побережье Балтийского моря и его заливов при антициклонической погоде, связанной с наличием слабых ветров, наблюдается бризовая циркуляция или тенденция к ее развитию. Наиболее ясно она проявляется в Пярну (табл.8).
Из табл.8 ввдно, что
Р
b (Q_D
и ^ в(2-5)
в 7
часов
(материко-
вый бриз) больше, чем в 13 часов (более чем на 7$), но з а т о Р ю з ( 0 _ ^
и Р юз(2_о)
в
часов (морской бриз) больше, чем в 7 часов (на 4$)#
Кроме того, и Р ю з ( б _ 1 0 ) в 13 часов значительно больше, чем в 7 часов (более чем на 12$).
Обнаруживается бризовая циркуляция и в Риге, несмотря на то, что
она удалена от береговой линии на десяток километров (табл.9).
Таблица 8
Вероятности различных скоростей ветра двух направлений на
станции Пдрну в июле в 7 и 13 часов.
Восточное направленш
Юго-западное направленш
Скорости, м/сек.
7 час.
13 час.
Разности
0-1
2-5
0-1
2-5
2,2
0,6
+1,6
9,8
4,0
+5,8
1,0
1,2
-0,2
8,5
12,3
-3,8
Таблица 9
Вероятности слабых (2-5 м/сек.) скоростей
ветра двух направлений на станции Рига - университет в июле в 7 и 13 часов.
Северное
направление
7 час.
13 час.
Разности
7,2
16,0
-8,8
Юго-восточное
направление
10,6
4,8
+5,8
-
154
-
Из табл,9 видно, что Р с ( 2 _ 5 ) в
часов (морской бриз) больше,
чем в 7 часов (почти на 9$), но зато Р ю в ( 2 - 5 ) в 7 часов'(материковый бриз) больше, чем в 13 часов (почти на 6$). кроме того,
и
Р ю в (о_1) в 7 часов больше, чем в 13 часов (почти на 2 $ ) , в то
время как
Р ( 6 „ I Q ) В 13 часов больше, чем в 7 часов (более чем
на 4 $ ) .
Проявляется бризовая циркуляция и в Паланге (табл.10).
Таблица 10
Вероятность слабых (2-5 м/сек.) скоростей ветра двух
направлений на станции Паланга в июле в 7 и 14 часов.
C
Юго-восточное
направление
7 час.
14 час.
Разности
Западное
направление
8,7
2,5
+6,2
Из табл.10 видно, что
Р
9,5
19,3
-9,8
юв(2-о)
в 7
часов (материковый бриз)
больше, чем в 14 часов (более чем на 6 $ ) , но зато Р 3 (g_5) в 14
часов (морской бриз) больше, чем в 7 часов (почти на 10$), кроме
того, и Р g(6—10) в ^ часов несколько больше, , чем в 7 часов
(почти на 0 , 5 $ ) , в то время как Р ю в ( о - 1 ) в 7 ч а с о в б о л ыпе, чем в
14 часов (на 3 $ ) .
Бризовая циркуляция осуществляется и на побережье Финского залива,
что особенно хорошо видно на примере станции Таллин, маяк (табл.11).
Таблица 11
Вероятности различных скоростей ветра двух направлений
на станции Таллин,маяк в июле в 7 и 13 часов.
Юго-восточное
направление
Северо-западное
направление
Скорости, м/сек.
2-5
7 час.
13 час.
Разности
8,7
1,9
+6,8
6-10
4,3
3,8
+0,5
2-5
6; 7
19,9
-13,2
6-10
2,9
8,2
-5,3
.
Из табл.11 видно, что Р е в ( 2 _ 5 ) и Р юв(б-Ю) в 7 ч а с о в (материковый бриз) больше, чем в 13 часов (более чем на 7$), но зато
часов
р с з ( 2 - 5 ) и Р сэ(6-10) в
(морской бриз) больше, чем в
7 часов (почти на 19$).:
тому же и Р ю в (о_^) в 13 часов меньше,
чем в 7 часов (более чем На 2 $ ) .
Бризовая циркуляция, хотя и более ослабленная, наблюдается и в
восточной части Финского залива, примером чего является гидрометеорологическая станция в Ломоносове (табл.12).
-
155
-
Таблица 12
Вероятности различных скоростей ветра двух направлений на
г.-м.станции Ломоносов в июле в 7 и 13 часов.
Юго-восточное
направление
Северо-западное
направление
Скорости, м/сек.
7 час.
13 час.
Разности
0-1
2-5
0-1
2-5
2,3
0,1
+2,2
7,9
3,8
.+4,1
1,0
1,2
-0,2
3,2
10,8
-7,6
Из табл.12 видно: Р
юв(о—1)
и
^ юв(2-5)
в 7 часов
(материко-
вый бриз) больше, чем в 13 часов (более чем на 6$), но зато
Р
сз(0-1
и
Р
сз(2-о)
в
13 часов
(морской бриз) больше, чем в 7
часов (почти на 8$); Кроме того, и Р с э ( а _ ю ) в 1 3 4 3 0 0 : 8 больше,
чем в 7 часов (более чем на 4 $ ) .
Дале в городских условиях Ленинграда проявляет себя бризовая
циркуляция Невской губы (табл.13).
Из табл.13 видно, что Р В ( 2 _ 5 ) в 21 час (материковый бриз) больше, чем в 13 часов (на 5 , 5 $ ) , но зато P 8 ( g _ 5 ) в 13 часов (морской
бриз) больше, чем в 21 час (почти на 1$), к "тому же и Р 3 ( б _ ю ) в
Таблица 13
Вероятность слабых (2-5 м/сек.) скоростей ветра двух
направлений на станции Ленинград, город в июле в 13 и 21 час.
Западное
направление
Восточное
направление
13 час.
21 час.
Разности
16,1
15,3
. +0,8
6,5
12,0
-5,5
13 часов больше, чем в 21 час (более чем на 6$), в то время как
час
^в(0-1) в
несколько больше, чем в 13 часов (более чем на
1$).
Бризовая циркуляция наблюдается и на побережьях Ладожского озера,
что можно видеть по данным станции Свирица (табл.14).
Из табл.14 видно, что Р к>в(0-1) и ^ юв(2-5) в 7 ч а с о в (материковый бриз) больше, чем в 13 часов (около 6 $ ) , но вато Р с э ( о - 1 ) и
Р с з ( 2 - 5 ) в 1 3 ч а с о в (озерный бриз) больше, чем в 7 часов (более
чем на 11$). Кроме того, и Р
часов (почти на 2 $ ) .
са(б_ю)
в
13
часов больше, чем в 7
-156
-
Таблица 14
Вероятности различных скоростей ветра двух направлений
на станции Свирица в июле в 7 и 13 часов.
Юго-восточное
направление
Северо-западное
направление
Скорости, м/сек.
7 час.
13 час.
Разности
0-1
2-5
0-1
2-5
3,4
1,8
+1,6
9,1
4,8
+4,3
4,1
7,3
-3,2
5,0
12,9
-7,9
Далеко на востоке, на склонах Уральских гор, при антициклонической погоде, связанной с наличием слабых ветров, наблюдается горнодолинная циркуляция или тенденция к ее развитию, примером чего является станция Бисер, расположенная в седловине по реке Койве с
западо-юго-запада на восток-северо-восток (табл.15).
Из табл.15 видно, что Р
св(2_5)
и
Р св(6-10)
в 7 часов
ные ветры) больше, чем в 13 часов (на 2$), но зато Р
юэ(9_о)
( Г °Ри
часов
Р юв(б-10) в
(долинные ветры) больше, чем в 7 часов (почти на 6%). К тому же и Р ю 8 ( ц _ 1 5 ) наблюдаются, хотя и редко, но
только в 13 часов, тогда как Р
часов(почти на 4 $ ) ,
св(о-1)
в 7
часов больше, чем в 13
Таблица 15
Вероятность различных скоростей ветра двух направлений
на станции Бисер в июле в 7 и 13 часов.
Северо-восточное
направление
Юго-западное
направление
Скорости, м/сек.
2-5
7 час.
13 час.
Разности
12,2
10,4
+1,8
6-10
3,2
3,0
+0,2
2-5
9,8
13,4
-3,6
6-10
0,9
3,2
-2,3
Все вышеописанное приводит к выводу о том, что характерными для
бризовой и отчасти для горно-долинной циркуляции являются преимущественно слабые (2-5 м / с е к . ) , а также и штилевые (0-1 м/сек.) ветры. При этом материковые бризы, а также и горные ветры особенно
часто имеют штилевые и слабые скорости, в то время как морские и
озерные бризы, а также и долинные ветры преимущественно обладают
слабыми и средними (6-10 м/сек.) скоростями.
-
157
-
Направление бриаоюй циркуляции близко к перпендикулярному
по
отношению к береговой линии; направление же горно-долинной циркуляции более или менее совпадает с направлением перевала, седловины
или долины, в которой эта циркуляция развивается.
7 . Ветровой режим в сроднем за год
В среднем за год и, в частности, весной и осенью Европейская территория СССР находится под воздействием: а) ложбины исландского минимума, в которой над Баренцевым морем давление понижается
до
1009 мб, и б) гребня азиатского максимума, в котором над Прикаспийской низменностью давление.повышается до 1018 мб. Таким образом,
изобары оказываются направленными с западо-юго-запада на восток-северо-восток, причем создаются значительные градиенты давления, направление с юго-юго-востока на северо-северо-запад, ато и предопределяет среднегодовой характер ветрового режима в данном районе.
Несмотря на некоторое разнообразие скоростных роз-диаграмм ветра,
в них можно обнаружить (рис.5, 5а, 56, 5в) ряд общих черт, характерных для большинства станций. Одной из этих черт является определенное преобладание ветров западного квадранта, причем на ряде одних
станций несколько выделяются своей повторяемостью ветры
юго-западного и даже южного румбов, а на некоторых .других станциях - ветры северо-западного румба. Второй из этих черт является то, что:
а) на приморских станциях, а также на некоторых хорошо открытых
континентальных станциях, расположенных на выпуклых формах рельефа
(класс открытости 7 - а ) , ветры со скоростями 6-10 м/сек. наблюдаются не намного реже, нежели ветры со скоростями 2 - 5 м/сек.,
и к
тому же довольно часто наблюдаются ветры со скоростями 11-15 м/сек. и
даже более 15 м/сек., б) на внутриконтинентальных недостаточно открытых станциях ветры со скоростями 2 - 5 м/сек. наблюдаются значительно
чаще, нежели ветры со скоростями 6-10 м/сек., а кроме того, очень часто наблюдаются ветры со скоростями 0-1 м/сек.
В качества наиболее ярких примеров приморских станций можно привести Ломоносов и отчасти Таллин и Пярну, а внутриконтинентальных ветреных станций - Водогду-Модочное и отчасти Киров.
На станции Ломоносов (рис.5а) вероятности ветров западного квадранта составляют около 51$, причем из них вероятности скорости ветра
6-10 м/сек. составляют около 19$, а скорость 11-15 м/сек. - около 3$.
На станции Таллин, маяк (рис.5) вероятности ветров юго-западного квадранта составляют более 45$, причем из них вероятности скорости ветра
6-10 м/сек. составляют более 18$, скорости 11-15 м/сек. - 3$ и скорости более 15 м/сек. - около 1$. На станции Пярну (рис.5) вероятности ветров юго-западного квадранта составляют более 51$, причем иэ них
вероятности скорости ветра 6-10 м/сек. составляют более 18$, скорости
11-15 м/сек. - около 5$ и скорости более 15 м/сек. - около 3$. (Впрочем, такие большие вероятности сильных и штормовых ветров на станции
-
ПАЛАНГА
158
-
КАУНАС
ЛАЗДИЯЙ
Т А Л Л И Н , МАЯК
V
РУЙЕНА
ПИНСК
•
'
М И Н С К , ОБСЕРВ.
Рис.5. Скоростные розы-диаграммы ветра за год.
Условные обозначения см.на рис.3 .
-
159
-
ВАСИЛЕВИЧИ
ОСТРОВ
ЛЕНИНГРАД
СВИРИЦА
Г О Р К И , С-ХОЗ. АКАДЕМ.
ОРЕЛ,А.М.С.Г.
ломоносов
ВЕРЕБЬЕ
КУРСК
Рис.5а. Скоростные розы-диаграммы ветра за год,
Условные обозначения см.на рис.3 .
М О С К В А , С-ХОЗ.ЛКАДЕМ.
160 ВОЛОВО
РЫБИНСК
ч
-41ПГГ
В О Л О Г Д А , МОЛОЧНОЕ
УРЮПИНСК
В О Р О Н Е Ж , С-ХОЗ. ИН-Т
ГОРЬКИЙ
ТАМБОВ, Ж-ДОР. И УЧИТ, и н - т
БЕЗЕНЧУК
Рис.56, Скоростные розы-диаграмш ветра за год,
Условные обозначения см.на рис.3 .
-
161
КИРОВ, ГОРОД
БИСЕР
-
СВЕРДЛОВСК
*
Рис.5в. Скоростные розы-диаграммы ветра за год.
Условные обозначения см.на рис.3.
-
162
-
Пярну связаны также и с большой открытостью флюгера со стороны югозападного квадранта - класс 9-6) (рис.2).
На станции Вологда-Молочное (рис.56) вероятности ветров юго-западного квадранта составляют 48$, причем из них вероятности скорости
ветра 6-10 м/сек. составляют около 15$, скорости 11-15 м/сек. - около
4$ и скорости более 15 м/сек. - более 3$. На станции Киров (рис.бв)
вероятности ветров западного квадранта составляют более 47$, причем
из них вероятности скорости ветра 6-10 м/сек. составляют около 16$
и скорости 11-15 м/сек. - около 2$.
Своеобразную скоростную розу-диаграмму имеет станция Свердловск
(рис.5в). Здесь вероятности ветров западного квадранта составляют
около 56$, причем из них вероятности скорости ветра 6-10 м/сек. составляют более 20$ и скорости 11-15 м/сек.- 2$; при этом вероятности ветров одного только западного румба превосходят 2?$, причем из
них Р 3 ( з _ ю ) превосходят 11$, а Р 3 ( ц _ 1 5 ) Такие повышенные
^з(б~10)и
^з(11-15)
объясняются не только тем, что в течение
большей части года Свердловск находится под воздействием северозападной периферии отрога азиатского антициклона, изобары которого
довольно сгущены, но и тем, что станция Свердловск, расположенная
на выпуклой форме рельефа, больше открыта со стороны западного румба
(класс открытости 7-а), нежели со стороны других соседних румбов
(рис.2а).
В качестве наиболее ярких примеров внутриконтинентальных штилевых
станций можно привести Пинск, Боровичи, Каунас и отчасти Веребье.
На станции Пинск вероятности ветров западного квадранта составляют около 46$, причем из них вероятности скорости ветра 2-5 м/сек.
составляют около 24$ и скорости 0-1 м/сек. - более lti$. На станции
Боровичи вероятности ветров западного квадранта составляет более
43$, причем из них вероятности скорости ветра 2-5 м/сек. составляют около 24$ и скорости 0-1 м/сек. - 11$. На станции Каунас вероятности ветров юго-западного квадранта составляют около 51$, причем
из них вероятности скорости ветра 2-5 м/сек. составляют 23$, а скорости 0-1 м/сек. - даже около 18$. На станции Веребье вероятности
ветров южного квадранта составляют более 57$, причем из них вероятности скорости ветра 2-5 м/сек. составляют более 35$, а скорости
0-1 м/сек. - около 13$.
Резко отличается от других станций по форме своей скоростной розыдиаграммы уральская станция Бисер (рис.5в). Помимо больших Р 3 (всего
19$, причем из них Р 3 (2~о) составляют более 10$, а Р 3 (Q_D - около
6$), наблюдаются еще большие Р й 3 (около 32$, причем из них Р ю з (2-5)
составляют около 17$, а Р c 8 (Q_D - около 9$; цри этом довольно вели' ки Р Ю 8 ( б _ 1 0 ) - около 6$ - и даже бывают сильные и штормовые ветры).
Вместе с тем по сравнению с соседними румбами резко выделяются большими вероятностями скоростей ветра северо-восточный румб (около 15$ ,
-
163
-
причем иэ них Р с в ( 2 - о ) составляют около 8$, a P C B ( o _ i ) ~ более 4$;
при этом и Р с в ( б _ 1 0 ) , Р св(11-15) и Р св(более 15) Достают в сумме почти 3$). Вероятности же скоростей ветра остальных румбов колеблются в пределах от 4 до 9$.
В сумме вероятности скоростей ветра двух взаимопротивоположных
румбов - юго-западного и северо-восточного - составляют около 47$ ,
причем из них вероятности слабых ветров составляют более 24$, а штилевых - более 13$; при этом велики вероятности средних скоростей 8$ - и даже сильные и штормовые ветры достигают почти 1$ вероятности.
Такое распределение вероятностей всех (особенно слайях и средних) скоростей ветра этих двух румбов объясняется не только тем, что
в течение большей части года Бисер находится под воздействием северозападной периферии отрога азиатского антициклона, но и тем, что станция Бисер расположена на седловине, от которой местность понижается
на юго-запад и сеЕеро-восток (классы открытости 7-а и 6-а) и повышается на юго-восток и северо-запад (классы 4~в и 5-в) (рис.2а). Это
обстоятельство создает, во-первых, значительное превышение Р ю з над
Р а ; во-вторых, значительные Р с в (особенно в летнее время года ,
когда Бисер находится под воздействием северо-западной периферии ложбины азиатского циклона); в-третьих, очень малые вероятности скоростей ветра остальных пяти румбов. Кроме того, поскольку станция, расположенная на седловине, окружена с разных сторон элементами защищенности, то и соотношение различных градаций скоростей ветра таково,
что вероятности градаций малых скоростей ветра резко превалируют над
вероятностями градаций средних и больших скоростей ветра. Ветровой
режим этой станции является типичным для седловин, имеющих спуск
на юго-запад и северо-восток.
х
х
X
Преобладание ветров западо-юго-западной половины горизонта
со
сравнительно небольшим перевесом слабых ветров над ветрами средних скоростей на приморских (балтийских), озерных (ладожских) и открыто расположенных на выпуклых формах рельефа внутриконтинентальных
станциях и со значительным перевесом слабых ветров над ветрами средних скоростей на внутриконтинентальных недостаточно открытых станциях является результатом круглогодичного западного переноса атлантических воздушных масс, интенсивно проявляющегося над морскими
просторами на западе и постепенно ослабевающего по мере продвижения
в глубь континента на восток. В качестве примеров можно привести
Свирицу, Киров и Москву.
Так, например, в Свирице (рис.5а) вероятности ветров северо-западного, западного, юго-западного и южного румбов составляют около 60$,
причем из них вероятности ветров со скоростями 2-5 м/сек. составляют
около 26$, а со скоростями 6-10 м/сек. - более 18$ (да и вероятности
сильных и штормовых ветров составляют около 3$). На открыто располо-
-
164
-
женной на выпуклой форме рельефа (класс розы открытости флюгера 7-а)
станции Киров (рис.2а и 5в) вероятности ветров северо-западного,западного, юго-западного и южного румбов составляют более 59$, причем
иэ них вероятности ветров со скоростями 2-5 м/сек. составляют более
29$, а со скоростями 6-10 м/сек. - 22$ (да и вероятности сильных и
штормовых ветров составляют около 2$). На сравнительно закрыто расположенной (класс розы открытости флюгера преимущзственно 5-6) станции Москва (рие.2а и 56) вероятности ветров северо-западного, западного, юго-западного и южного румбов составляют более 62$, причем из
них вероятности ветров со скоростями 2-5 м/сек. составляют
около
36$, а со скоростями 6-10 м/сек. - более 11$.
В холодное время года приобретают большое значение вероятности
юго-западных и даже южных ветров средних и сильных, и даяе штормовых, скоростей, особенно на побережьях морей (Балтийского) и озер
(Ладожского), а также отчасти и на внутриконтинентальных хорошо открытых станциях, расположенных на выпуклых формах рельефа. Летом же
несколько увеличиваются вероятности северо-западных ветров слабых
и штилевых скоростей, особенно на внутриконтинентальных недостаточно открытых станциях.
8 . Репрезентативность местоположений флюгеров станций
Проведенное исследование показывает, что хотя ветровой режим
средней полосы Европейской территории СССР зависит прежде всего от
изменений в пространстве и во времени (в течение года) атмосферного
давления, но все же характер местоположений станций, особенно приморских и уральских, накладывает определенный отпечаток на ветровой
режим этих станций, создавая своеобразие его на одних или искажения
его на других станциях. Эти особенности можно с достаточной степенью
надежности распространить на другие аналогичные местоположения, где
наблюдений над ветром вовсе не производилось.
Так, например, ветровой режим станции Пярну, расположенной на берегу Рижского залива (рис.1 и 2 ) , должен наблюдаться на всем побережье этого залива, правда, с некоторым перераспределением вероятностей ветров различных скоростей тех румбов, которые входят в преобладающий квадрант; это перераспределение зависит от изменения направления береговой линии и выражается в том, что вероятности ветров,
особенно сильных, тех румбов, направление которых совпадает с направлением береговой линии, будут несколько увеличиваться за счет вероятностей ветров, также более сильных, других румбов.
Ветровые режимы станций Таллин, расположенного на побережье западной части ФИНСКОГО залива, и Ломоносов, расположенного на побережье восточной части Финского залива, должны наблюдаться и в других
пунктах побережий соответственных частей Финского залива; при этом
по маре продвижения по побережью с запада на восток в среднем
за
год уменьшаются вероятности более сильных ветров южного квадранта и
-
165 -
увеличиваются вероятности более слабых ветров западного квадранта,
а летом уменьшаются вероятности более слабых северо-западных ветров
и увеличиваются вероятности более сильных западных ветров.
Ветровой режим станции Свирица, расположенной на берегу Ладожского озера, должен наблюдаться на всем побережье этого озера, однако
с соответственным перераспределением вероятностей ветров различных
скоростей тех румбов, которые входят в преобладающий квадрант, это
перераспределение зависит от направления береговой линии.
Ветровой режим таких станций, как Лаздияй, Москва, 1'орький (рис.1,
2 и 2а), характерны для всего внутриконтинентального пространства
средней полосы Европейской территории СССР; при этом на открытых вершинах холмов ветровой режим должен быть аналогичен ветровому режиму
станций Вологда-Молочное и Киров, а в условиях сильно защищенного
ровного местоположения ветровой режим должен быть аналогичен ветровому режиму станций Пинск и Боровичи (отчасти Каунас и Веребье).
Ветровой режим станции Свердловск (рис.1 и 2а) характерен для
* открытых местоположений (и, в частности, для вершин холмов) в районе
Урала; однако для перевалов через Уральский хребет и седловин, имеющих направление с запада и юго-запада на восток и северо-восток, является характерным ветровой режим станции Бисер.
9.Выводы.
Из выполненной работы можно сделать следующие выводы.
1. Розы открытости флюгеров станций на средней полосе Европейской
территории СССР отличаются значительным разнообразием как по своим
размерам (крупные - на побережье Балтийского моря и его заливов, мелкие - внутри континента в лесной зоне в окружении различных элементов
защищенности, а также в долинах Уральских гор), так и по своим формам
(сравнительно симметричные - на вершинах холмов или на равнинах в
равномерном окружении со всех сторон элементами защищенности, асимметричные - на берегах Балтийского моря и его заливов, внутри континента в условиях неодинакового окружения элементами защищенности с
разных сторон, в долинах Уральских гор).
2 . В январе преобладают ветры южной половины горизонта, причем на
внутриконтинентальных станциях наблюдаются больше вероятности слабых
и средних скоростей ветра, а на приморских станциях - меньшие вероятности их, за счет увеличения вероятностей средних и сильных, и даже
штормовых, скоростей ветра. В условиях значительной защищенности станций или своеобразного рельефа местности (осойенно на Урале) ветровой
режим претерпевает искажения.
3 . В июле преобладают ветры северо-западного квадранта, причем
наблюдаются большие вероятности слабых ветров, а также штилевых на внутриконтинентальных недостаточно открытых станциях - и средних
скоростей - на приморских и некоторых хорошо открытых внутриконтинентальных станциях, расположенных на выпуклых формах рельефа; цри этом
особенно велики вероятности средних скоростей со стороны сеЕеро-за-
-
166
-
падиого квадранта. Направление оереговой линии, аильная защищенность
флюгера со стороны некоторых румбов или резко выраженный рельеф ( в
частности, на Урале) могут сильно искажать ветровой режим.
4. Сравнение январской и июльской ветровых карт показывает преобладание в холодный период года ветров южного (и юго-западного) квадранта со слабыми и средними (а на приморских станциях - и с сильными)
скоростями, а в летний сезон года - ветров северо-западного квадранта со слабыми и штилевыми скоростями, особенно на внутриконтинентальных очень защищенных станциях. Таким образом, весь год преобладают
ветры западной половины горизонта: зимой - со значительной южной составляющей и большими скоростями, а летом - со слабой северной составляющей и меньшими скоростями.
5. Летом при антициклонической погоде, связанной с наличием слабых
ветров, на побережьях Балтийского моря и его заливов, а также Ладожского озера наблюдается бриэовая циркуляция или тенденция к ее развитию, а на склонах Уральских гор наблюдается горно-долинная циркуляция или тенденция к ее развитию.
6. В среднем за год преобладают ветры западной половины горизонта
с большим перевесом слабых ветров над ветрами средних скоростей на
внутриконтинентальных недостаточно открытых станциях и с небольшим
перевесом слабых ветров над ветрами средних скоростей на приморских
(балтийских), озерных (ладожских) и открыто расположенных на выцуклых
формах рельефа внутриконтинентальных станциях. Это является результатом круглогодичного западного переноса атлантических воздушных масс,
интенсивно проявляющегося зимой, особенно над морскими просторами на
западе, и постепенно ослабевающего к лету, особенно в восточной части
средней полосы Европейской территории СССР.
7. Характер местоположений станций накладывает отпечаток на ветровой режим этих станций, создавая своеобразие его на одних или искажения его на других станциях. Эти особенности можно с достаточной степенью надежности распространить на другие аналогичные местоположения,
где наблюдения над ветром вовсе не производились.
Л и т е р а т у р а
1. Методы климатологической обработки метеорологических наблюдений,
под ред.О.А.Дроздова. Гидрометеоиздат, Л., 1997.
2 ^ А н а п о л ь с к а я Л.Е. Режим скоростей ветра над территорией
СССР. Гидрометеоиздат, Л., 1961.
3. Климат СССР, вып.1, Лебедев А.Н. - Европейская территория СССР.
Гидрометеоиздат, Л, 1958.
4. М и л е в с к и й В.Ю. Методика исследования скоростных роз и
скоростных роз-диаграмм ветра. Труды ГГО,
вып. ИЗ, 1960.
5. М и л е в с к и й В.Ю. Вероятности ветра различной скорости на
территории СССР. Труды ЛГМИ, вып.12,1961.
6 . М и л е в с к и й В.Ю. Особенности ветрового режима северной полосы Европейской территории СССР.Труды
ЛГМИ, вып.12, 1961.
-
167
В. М.
-
РАДИКЕВИЧ
О ПАРАМЕТРЕ УСТОЙЧИВОСТИ ВЕТРОВОГО ПОТОКА
Скорость ветра является одним из важнейших элементов морской
метеорологии, необходимым для расчета большинства процессов, протекающих на границе море-атмосфера, в том числе потоков тепла и влаги.
Однако в ряде случаев наблюдений за скоростью ветра оказывается недостаточно для получения устойчивых средних характеристик ветра.
Кроме того, следует учитывать большие затруднения, связанные с корректным измерением ветра в море (выбор места, периода осреднения и
т . д . ) . В этих условиях часто возникает необходимость расчета скорости ветра по полю атмосферного давления. Однако при расчете ветра по
среднему полю давления, например по среднему месячному полю, нельзя
получить представление ни о средней, ни о преобладающей эа этот период скорости. Расчет ветра по среднему полю давления характеризует
распределение почти результирующего ветра, аналогичное или близкое
тому, которое получилось бы при сложении всех векторов ветра за период осреднения, так как среднее поле давления является результатов
сложения не только скалярных величин давления, но и векторных величин градиента давления 110, 11].
Согласно терминологии, принятой в климатологии, будем называть
скорость ветра, полученную при осреднении наблюдений за скоростью
ветра, средней скалярной скоростью и обозначать V s . Физический
смысл этой величины состоит в том, что она является оценкой энергии движущейся массы. Ветер же, рассчитанный по среднему полю давления, будем называть результирующим или средним векторным V T ,
а его физический смысл состоит в том, что он характеризует скорость
и направление переноса воздушной массы.
Так как скорость ветра, входящая в расчетные формулы потоков
тепла и влаги, отражает влияние коэффициента турбулентности атмосферы, являющегося энергетической характеристикой, то естественно
использовать в этих расчетах среднюю скалярную скорость ветра.
Остановимся теперь подробнее на соотношении между Vs и VT. ,
обратная величина этого соотношения в климатологии называется у с -
-
168
-
тойчивостыо воздушного потока и обозначается как С} . Изучению законов распределения велюра посвящен ряц теоретических исследований[1-6].
В работе 17] указывается, что при П—ое можно в интегральной форме
записать:
(1)
% — ^ J V ( 1 ) c£t ,
•
0
'
171 = 4 -- J V
,.'0.
lt)co$lV»n)dt,
(2)
где
^л)" отклонение направления мгновенного вектора скорости
ветра от среднего направления, П - число наблюдений, V ( t ) - мгновенная скорость.
Уравнение (1) дает выражение для средней скалярной скорости ветра,
а (2) - для средней векторной. Принимая в дальнейшем два упрощающих
допущения: что V(t)= const и что направление вектора мгновенной скорости изменяется относительно среднего направления по синусоидальному закону, т . е . (
Ч1 ) =4У=%$1.пш1,где о) =
if0 - максимальная амплиада направления, и считая, что период синусоиды Т
равен временному интервалу осреднения т .Протопопов [71 после
ряда несложных преобразований приходит к выводу, что
vT-R0-vT[i-3ecv
^-г
_
где
к -
1
1+ к
o
)l
(3)
,
.
1 - Эо(Ч»о)
Зр1¥о>
(4)
3 0 №о)- бесселева функция нулевого порядка от максимальной амплитуды направления.
Очевидно, что формула (4) легко преобразуется в формулу (5):
ш
(б)
-
На основании формулы (б) можно легко оценить величину отношения
средней векторной скорости к средней скалярной при различных значениях % [7] .
30°
0,93 '
0,74
90°
120°
0,47
0,17
Согласно оценке на основе обычных тригонометрических формул для
пары равных векторов, расположенных под углом друг к другу оС , отношение средней векторной скорости к средней скалярной равно
С}= cos ot
2
(6)
-
169
-
В случае неравных векторов
а
-
4
"
l/v. z + S V.V2 cosoL+vl
,7)
V,*V2
В работе А.СЛарченко [б] принимается, что для условий свободной
атмосферы ветер можно рассматривать как двумерную случайную величину,
распределение которой близко к нормальному круговому. На основании
этого допущения получены формулы, связывающие основные характеристики
ветра:
(8)
\[d
,
(9)
VSn
D Vs» D V^ , D Э - дисперсия средней скалярной скорости ветра, модуля среднего векторного ветра и направление среднего векторного
ветра.
В работе [6] приводятся графики функций
и
по которым видно, что с ростом Ц обе функции сближаются и уже при Ц =0,95
f s (q) и f i l t y ) практически равны друг другу.
На основании формул ( 8 ) , (9), (10), зная величину Ц , можно получить интересные выводы по точности рассчитанных средних величин
V s , V 4 , 9 и рекомендации по количеству наблюдений, необходимых
для получения этих величин с достаточной для климатологических целей
точностью.
Итак, теоретически, с теми или иными допущениями, вопрос о соотношении между различными характеристиками ветра довольно хорошо изучен, но представляет интерес практически рассмотреть закономерности
распределения столь важной величины, как Ц , во времени и в пространстве для территории северной части Атлантического океана. С этой
целью и была выполнена настоящая работа.
По среднему за месяц полю давления по методике А.И.Соркиной [12]
рассчитывалась скорость ветра на высоте б м над уровнем океана, без
учета поправки на кривизну изобар; при этом считалось, что эту скорость с некоторым приближением можно рассматривать как среднюю векторную. Рассчитанная по шлю давления скорость ветра сопоставлялась
со скоростью, полученной по чешрехсрочным наблюдениям на кораблях
погоды, которая рассматривалась как средняя скалярная скорость ветра.
Последние данные были собраны, обработаны и любезно предоставлены в
наше распоряявние К.Г.Архиповой. Считалось, что отношение скорости
ветра, полученной по среднему за месяц полю давления, к средней за
месяц скорости ветра по наблюдениям на кораблях погоды можно рассматривать как величину условной устойчивости воздушного потока
.
Расчет был выполнен по кораблям погоды А, В, С, Д, 3
, К ,
-
170
-
Е , Н эа каждый месяц с 1949 по 19Э7 г . Все расчеты были произведены студентом ЛГМИ А.ВЛаврошм. Проверка, сделанная с целью установить
влияние недоучета кривизны изобар на величину 9
, показала, что,
например, в январе для всех кораблей погоды, за исключением южных,
поправка в Cf' за счет кривизны имеет отрицательный знак и не выходит за пределы 0,08, средняя же ее величина-равна 0,04. Для южных -ко- раблей погоды К, Е, Н поправка имеет положительный знак и тот же порядок величины. Таким образом, учитывая большую субъективность в определении влияния кривизны и малую величину ошибки за счет ее недоучета
в 9* > т с о ч л и возможным не вводить эту поправку.
Остановимся на оценке некоторых дощпцэний, принятых при расчете.
Согласно работе [9] для получения средней скорости за период больше
чем сутки нет необходимости иметь ежечасные наблюдения за ветром,
а
можно ограничиться наблюдениями за 4 срока. Исходя из этого, можно
считать наблюдения на кораблях погода достаточным исходным материалом
для получения средней за месяц скорости ветра. В отношении скорости
ветра, рассчитанной по полю давления,вызывают некоторые опасения выводы Ю.А.Романова [8] , согласно которым за счет неточности в определении градиента давления получается заметная ошибка в геострофическом
ветре. Так, считая для Северной Атлантики m = 5° по меридиану (расстояние между точками, в которых берется градиент) и £ = 7-10°
по
меридиану (расстояние между точками, в которых ведутся наблюдения за
давлением), по Романову получается, что ошибка в геострофическом ветре
будет следующим образом зависеть от широты:
vp°
60
45
30
• f n м/сек.
1,5
1,8
2,6
Однако эти результаты можно считать заведомо завышенными, так как
при построении карт давления используются данные и других кораблей, .
помимо кораблей погода. Кроме того, поскольку эта ошибка входит равновероятно с разными знаками, то при достаточном осреднении можно ожидать ее уменьшения.
Результаты нашего расчета с^1 представлены в табл.1.
На рис.1а и 16 приводится сезонное распределение величины
по
воем кораблям погоды. Несмотря на большой разброс точек в течение года,
можно установить общие черты сезонного хода для группы кораблей (А, В,
С, 1 ,
) . Максимальные величины ty' , как правило, приходятся
на
зимние и осенние месяц*, а минимальные - на летние (май-июнь). Для
южной группы кораблей погоды сезонное распределение получается более
сложным. Наличие закономерностей в сезонном ходе вполне понятно, ибо
летом, как правило, наблюдается размытое поле давления, а эимой существует довольно четкий западный перенос воздушных масс. Однако и летом
по мнению некоторых исследователей [14] южнее 50° должна существовать
Корабли
погоды
0,42
0,67
0,50
0,46
0,73
0,51
0,48
0,65
0,55х
в
3 3 8 85 8 fc
ОООООО
О О О
0,12
0,96
0,25
0,28
0,36
0,25
0,22
0,34
0,95
0,72
0,24
0,26
0,39
!»
0,51
0,25
0,33х
<
>г
0,34
0,43
0,09
0,29
0,32
0,41
S
й
!»
т—'
О О О О О О
1
л щ о р г Ь щ м и й а
0,45х
X
«-1
0,08
0,95
0,50
0,60
0,72
0,78
0,74
0,55
0,63
0,46
0,58
0,78
0,53 |
0,69
0,68
0,63
0,73
0,71
0,34
0,43х 0,55х 0,62х 0,63х
1
•
0,45
0,53
0,76
0,40
0,71
0,50
0,65
0,59
0,33
X
0,49
0,50
0,37
0,29
0,28
0,40
0,56
X
0,15
0,22
0,48
0,39
0,46
0,46
0,56
0,60
0,71
*—•
1
0,54
0,27
0,22
0,56
0,52
0,62
0,75
0,63
0,80
0,28
0,75
9'
3 й § § S
,
О О О О О О 1
0,52х
а
0,15
0,60
0,41
0,49
0,65
0,85
0,42
Средние
эа год
171 -
Я 8
о о
О О О
О М
•
а
®
&
«к
-172 -
<Яр
о.ео
oso
eJto
аъо
ого
o lo •
IS
Рис.la. ГОДОВОЙ ХОД
W
"v
Й
ф
Ys
irWi S
Я
ft
НА. КОРАБЛЯХ ПОГОДЫ А, В, О, J , 3 .
большая устойчивость воздушного потока, цричем суточные карты близки
к средним месячным картам давления в 60$ случаев* Это находит свое отражение на кривых сезонного хода для южных кораблей погода. Зимой же
здесь суточные карты похожи на средние месячные только в 30$ случаев.
В отдельные годы изменчивость в течение года величины ^ еще больше,
что связано с преобладанием различных типов циркуляции атмосферы.
Представляют интерес карты распределения
для 4 сезонов:
о* .
0-6
.
0.5
.
ОК
оА
о-Ъ .
аг .
Ol
•
I
Рис.16.
'
I
•
•
sJ
I
I
1
J1
1
w g v W ' g v f J i S ^ * ! * »
ГОДОВОЙ ХОД ц' НА КОРАБЛЯХ ПОГОЦЫ Д, К, Ш, Н.
зима - январь, весна - апрель, лето - июль, осень - октябрь (рис.Яа,
26 ) . В январе максимальные величины «V (до 0,60 - 0,80) вытянуты в виде пояса между широтами 45-55 С, при увеличении от 0,63
на западе пояса до 0,79 на востоке (корабль погоды К). Области южнее
45° с . (до 20°с.) заняты величинами около 0,50. Минимальные величины
с^' до 0,28 приходятся на север района. Эта картина распределения
-173 -
СУДОШХ НАБЛЮДЕНИЯ ВЕТРА (6 м) В ЯНВАРЕ И A11PEJE.
хорошо согласуется с распределением поля давления для зимы (январь).
Пояс максимальных величин С)»' совпадает с зоной четко выраженного западного переноса по южной и юго-западной периферии исландского циклона, наличие резкого минимума на севере (корабль погоды А) вызвано
большой изменчивостью направления воздушного потока в этой области,
связанной с воздействием как исландского циклона, так и гренландского
отрога полярного антициклона. Такая же интерференция влияния исландского минимума и азорского максимума наблюдается в зоне между 2d и
4о°.
В апреле наблюдается увеличение Q с севера на юг, от 0,40 до 0,70,
связанное с ослаблением влияния исландского циклона и усилением азорского антициклона. Исключение представляют корабль погоды С, где
С^ = 0,33, и корабль К, где Ц = 0,38. В июле распределение почти чисто зональное, с увеличением от севера к югу (от 0,40 до 0,70), существуют, однако, два нарушения этой зональности: язык высоких С^' в районе
корабля погоды
(до 0,60) и .наоборот, язык низких 9 в районе
корабля погоды К . В октябре почти вся Северная Атлантика занята ве-
-
174
-
Рис.26. КАРТА. РАСПРВДЕЛЕНИЯ ВШНШ q ' ДЛЯ УРОВНЯ СУДОВЫХ
НАБЛЮДЕНИЙ ВЕТРА (6 м) В ИЮЛЕ И ОКТЯБРЕ.
личинами в пределах 0,40-0,00, увеличение до 0,60 наблюдается только
в районе корабля погоды Е.
_
_
Распределение повторяемости (в процентах) разностей Vs и V a ,
а также повторяемости
представлено_на рис.За, б, в. На рис.За
показана повторяемость разностей V s - V a средняя по всем кораблям
погоды за 1949-19о7 гг. Хорошо видно, что максимальная повторяемость
приходится на разность 4-6 м/сек. и что кривая имеет вполне закономерное распределение. Небольшое число случаев с отрицательной величиной этой разности является результатом рассмотренных ошибок в определении как V s , так и V-i. Максимальная повторяемость ty' по
большинству кораблей погоды приходится на величины 0,40-0,50. По
кораблю погода Д на примере 4 лет видно, что отклонения от средней
годовой су за 9 лет зимой имеют отрицательный знак, а весной, летом и осенью они положительны.
Сезонный ход величины С^ находится в качественной связи с некоторыми формами представления атмосферной циркуляции. Согласно рис.4
-
Э
г
I
О
175
-
1 1 3 1 | 5 4 - | Ь й 1 0 . .
Vw&iCVlui
Рис .За. ПОВТОРЯЕМОСТЬ Ь ы м в РАЗНОСТИ VHo6„-.- V^x.
го.
о 040 оао о^о oJto «So оло оТо оло 0.90
Рис.36. ПОВТОРЯЕМОСТЬ q ' НА
КОРАБЛЯХ
А, В, Д,
погода
WL
1 I
.
о одо o-lo о.Зо <Мо o.So Ola «-То o-to о.9о VmS
Рис.Зв. ИОВЮКШОСТЬ q ' НА
КОРАБЛЯХ ПОГОф! К, S,
Н.
видно, что почти все максимумы в величине Ц по кораблю погоды Д
связаны с преобладанием в течение более чем в 2/3 месяца определенного типа атмосферной циркуляции по Г.Я.Вангенгейму. Например, в
ноябре 19об г.- наблюдалось 24 дня с меридиональной формой циркуляции (С), в октябре 1957 г . 24 дня преобладала западная форма ( W ) .
Минимальные величины Cj' наблюдаются в месяцы, когда приблизительно по 1/3 месяца приходится на типы W и Е . Например, в марте
1957 г . Е наблюдалось в 15 днях и W в 13 днях, в ноябре 19о7 г.
Е наблюдалось в б днях и W в 9 днях. Это обстоятельство в основном
подтверждается и для Ц средней по кораблям погохр В,
и D .
Таким образом, в месяцы с ЯЕНЫМ преобладанием одного типа циркуляции атмосферы наблюдаются, как правило, максимальные величины
как по всему северному району Северной Атлантики, так и, в частности, по кораблю погоды Д. В месяцы, когда западный и восточный тип
циркуляции распределяется почти равномерно в течение месяца, наблю-
ш
-
-
<i iAo
XI Xll
Ё
25
E С- W
25 21) IB
с
24
E 5 E E S. w ! w
№ W I' 40 с'
& M
9
9
M
Рис ,4.ГОДОВОЙХОД Ц ДЛЯ КОРАБЛЯ погода Д И КОЭФФИЦИЕНТАA (КШШЩИЕНТА ИЗ РАЗЛОЖЕНИЯ АНОМАЛИЙ ПОЛЯ ДАМЕНШ
В ПСЯИН0МЫ ЧЕБЬШЕВА -- ПО РАСЧЕТУ ЦИПа).
даются минимальные величины 9
Представляет интерес сравнение сезонного хода с^1 по кораблю
погоды Д и сезонного хода коэффициента А 00 разложения поля аномалий давления в полиномы Чебьшева, рассчитанного в ЦШе. Этот коэффициент характеризует распределение средней аномалии давления для
первого естественного синоптического района. В 1949 г . зависимость
была почти весь год обратная (исключение представляют весна и начало лета), в 1960 г. зависимость не совсем четкая, но ближе подходит
к обратной, в 1951 г . , с некоторым исключением, зависимость получается прямой, в 1952 г . зависимость получается в основном прямой, но в
отдельные месяцы меняется на обратную, в 1953 г. зависимость прямая
в первую половину года и обратная во вторую половину года, в 1954 г .
зависимость сперва обратная, а потом прямая, в 19о5 г. почти весь
год зависимость прямая. Из рис.4 видно, что в течение 1956 г . наблюдается строго обратный ход А 0 0 и
, все максимумы А 00 совпадают
с минимумом ty1 и наоборот. В 1957 г. обратная зависимость не столь
строга и иногда сменяется прямой. По-видимому, аномалии давления
для первого естественного синоптического района в значительной мере
являются характеристикой устойчивости воздушного потока для центральной части Северной Атлантики. С некоторым приближением можно говорить
о наличии двухгодового цикла в изменении знака зависимости между
АО0
и
Ц' •
По-видимому, более тщательный анализ позволит установить и корреляционные связи мевду величинами cj,1 и различными способами представления синоптической обстановки.
Таким образом, в силу малости средних величин q (около 0,400,50) нельзя использовать ветер, рассчитанный по среднему полю дав-
-
177 -
ления, в расчетах составляющих теплового баланса, так как при этом
потоки тепла и влаги будут занижены примерно в 2 раза.
Установленные закономерности в распределении величины Of' можно
использовать для ориентировочного перехода от ветра, рассчитанного
по среднему месячному полю давления, к среднему скалярному
ветру.
Кроме того, пользуясь выводами А.С.Марченко [б] , можно оценить
число наблюдений за скоростью ветра, необходимое для получения средней месячной величины скорости ветра, погрешность которой с вероятностью 90$ не будет превышать 10$ (табл.2).
Таблица 2
.9
n ivs)
n IVi)
0,90
0,80
0,70
0,60
0,60
0,40
0,30
0,20
40
об
60
120
66
200
70
300
75
80
9э0
80
80
650
-
-
В заключение выражаю благодарность Е.И.Серикову за советы и помощь
в выполнении данной работы.
Л и т е р а т у р а
1. Г у т е р м а н И.Г.
2. Л у з н е ц о в
3 . .'! а р ч е
i.
о.
6.
7.
8.
9.
10.
н к о
А.С.
Статистика ветра. Tpyip НШАКа, вып.14,
1961.
Закон распределения случайного вектора.
ДАН СССР, т.П, 1930.
определение некоторых климатичег сих х а -
рактеристик Еетра расчетным путем. Метеорология и гидрология, К" 4, 1962.
М а р ч е н к о к.С.
Распределение модуля вектора ветра. Метеорология и гидрология, № 2, 1963.
М а р ч е н к о А.С.
Связь между климатическими характеристиками ветра. Труды НШАКа, ЕЫП.16, 1962.
М а р ч е н к о А.С.
О точности средних климатических характеристик ветра. Труды НИИАКа, вып.9,1963.
П р о т о п о п о в Н.Г. Метод и устройство для осреднения вектора скорости ветра. Труды ГГО, вып.136,
1962.
Р о м а н о в Ю.А.
О точности расчета поля ветра над морем
по полю изобар. Океанология, том П, вып.1,
1962.
С а д ы к о в Г.К.
О влиянии частоты наблюдений на характеристики скорости веара. Метеорология и
гидрология, № 1, 1961.
С о р к и н а А.И.
Обзор исследований по типизации атмосферных процессов над океанами. Труды ГОИНа,
вып.61, 1961.
-
11. С о р к и н а А.И.
12. С о р к и н а А.И.
13. С о р к и н а А.И.
14. С I о н к е л
Г.
178
-
Некоторые вопросы методики измерений ветра над морем. Метеорология и гидрология,
Ш 10, 1960.
Построение карт ветровых полей для морей
и океанов. Труды ГОИНа, вып.44, 1968.
О точности измерения ветра на морских судах. Труда ГОИНа, вып.61, 1960.
Гольфстрим. ИЛ, М., 1963.
-
179
Л. А.
-
ХАНДОЖКО
СОПОСТАВЛЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ РАСЧЕТА ГРАДИЕНТОВ
ДАВЛЕНИЯ ПО НЕСКОЛЬКИМ СПОСОБАМ
В настоящей работе р а с с м а т р и в а е т с я сопоставление р е з у л ь т а т о в р а с ч е т а горизонтальных градиентов давления по двум, четирем, восьми [ 1 ]
и д е с я т и [3] точкам. З а единицу расстояния ( 1 ) по осям коориинат
принято 100 км ( д х = д у = 2 т . ) .
Известно, что увеличение числа т о ч е к , с одной стороны, улучшает
результаты р а с ч е т а , с другой - делает вычисления более громоздкими
и при отсутствии вычислительных мадган трудно применимыми в о п е р а т и в ной р а б о т е . Поэтому следует выбрать оптимальное количество т о ч е к .
Расчет градиентов давления'производился для плавучего м а я к а , н а ходящегося в Минском з а л и в е .
Во в с е х способах р а с ч е т а давление ( Pt ) бралось только в пунктах
наблюдения, з а исключением способа р а с ч е т а по двум точкам., где вынужденно допускалась интерполяция между станциями.
Для р а с ч е т а были приняты следующие формулы-
1) по двум точкам
2) по ч е и
(2)
3) по BOC]
дР
д х
I f
=_1
(3)
4ч
KPa-Rb
0,7(Р5 + Ре-Р7~Р8)].
Ы
-
180
-
Рабочие формулы Юдина и Соловейчика [3] целесообразно было привести к вицу, более удобному для вычисления компонентов ( ^ п ) :
Р0)(С^-
(PL - Р 0 ) ^ = |
( Р £ - PJ К £ ,
где Р0 - атмосферное давление в искомой точке, Рс - атмосферное давление в i -й точке,
- угол между направлением от центра к ^ -й точке и кругом широш;
A = Zcos 2 ott, В = £ £ sinSto^ ,C=2sin« ; , D=AC-B*.
и
2 i=i
i=i
Вычисленные коэффициенты Ki. и Kj. представлены в табл.1. Заметим,
что эти коэффициенты могут быть использованы для вычисления градиентов других метеоэлементов по методу Юдина-Соловейчика [3],
Таблица 1
Коэффициенты Ki и Ки для пункта плав .маяк ( Р 0 ).
Kt
к;
Волхов
Сосново
0,126
-0,009
0,145
0,205
Приозерск
0,036
0,154
Пункты Хельсинки Нарва
(Pi)
Ki
к1
-0,083
0,008
Гдов
-0,123
-0,137
Лесогорский
Котка
-0,062
0,167
-0,139
0,091
Николаевское
-0,054
-0,093
0,050
-0,145
Любань
0,143
-0,093
Градиент давления рассчишвался для 334 случаев по материалам наблюдений 1953-1957 гг. при скоростях ветра >5 м/сек. При малых скоростях ветра градиент давления не рассчитывался, так как в размытых безградиентных барических полях сравнение результатов расчета невозможно.
Обращаясь к результатам вычислений, рассмотрим попарные разности
градиентов давления, полученных в работе.
Из двенадцати комбинаций четырех способов расчета шесть будут однозначными; их, очевидно, и следует анализировать.
Для сокращения обозначим:
u
_ UP.)
.
i \ л а /ю \ л п /га \ й п /в*
4
д=(_д_Р.) =(_АР.)
ТЛЛП'юЛЛП/ю
_ (ЛЕ.) .
UП/^'
л
_(АР t
Мйп'8"1д1/8
д -(*Pf-(*P)
°5~\ЛП'8~\ д п ' в
_ (_АР_) .
\ д n'v
_ (ДР) .
\ Д П '2 '
-
д-£АР)
г
-/*Р_)
•
ШГ/,0 \ л п /,о \ л п /г •
181
л
-
L) _
s \ д n 1М \ д n h,
{лЩ
\ ап/г
.
Вероятность распределения разностей (ошибок Л;.) представлена в
табл.2. Наиболее часто нулевые разности (ошибка равна 0 ) наблюдаются
*><*. ( Ш -
^
«(Щ- **>•
Для получения более точного значения градиента давления необходимо рассчитывать (-—-J^ или
йсли определять наблюденную скорость ветра как функцию градиента давления, то погрешности в измерении градиента давления не должны превышать соответствующих им
погрешностей в измерении скорости ветра.
Как известно, погрешность в измерении скорости Еетра по флюгеру
составляет + 2 м/сек., что соответствует ошибке градиента давления
+ 0,3 мб/100 км ( Ч>= 60°). Вероятность ($) ошибок в этих пределах
составляет:
i n k
г
1> ( - S 4 - C i
74,82 ;
з) ( - § £ - ) - оЗ,8£;
4)
'
5)
Нтг)!-
'
G)
(-1Н-
%
Рис.1. ОГИШ ОШБОК:
2 - п р и ( - | 3
1 - при ( - 4 ^ - ) * ,
- при
Допуская погрешность в определении скорости ветра + 0 , 5 м/сек.,
что соответствует применяемым в настоящее время механическим
и
электрическим анемометрам, находим, что вероятность соответствующей
ей погрешности градиента, лежащая в пределах + 0,1 мб/100 км, состав-
-
182
-
Итого
1
о
о
°>
Cs
оГ
о
о
СО
'•о
г-
я
ob
о
о
1
«-СО
о"о
1
оо
Ю
OS
^г IS
•
ю
02
<о
N
с»
2
ю
N
со
!S
Oi 1С
•г-
!SO>
осГ
ю
ON
со
о
о
о
о
о
о
(—1'—1
со-О
«ООО
<d
-
с
о
о
w
to
о
СО Ci
»
s i
•- 1
0.'
••о
со
со
2 5
•f
со
•ф
о
'О
!S
is
CS
•о
:С <0
IS
со
00
- «
«г
О
1—• !0 О»
JS
а
$
< ~
0>
•5С
ю
С
""
Ж
со
!С
£ SS
о>
ю
g
ю
Г
Й
ю •ига ю
г— 03 IS
to
г— СО
Oi
50
ю.
N-
Ю
N
о
«о
о
оз
СО
со
о
о>
о-
он »еW вIfeS.
« л• о й А**
0 3* О И
до
3
§>, 0)
о.о Зs5>
Ч 0J о
о да»о о со®
-т 9
со 9
ас
О- С
Оq
<3 <3
Т—>
а с
<1 <1
о
-О
СО
Г- СО
-
о
о
СО сд
tO С»
о
со
<0
цэ
СО
СО
СО сГ
Сй
ю
8
&
CS
a
8
83*
о
S
Сй
CO
02 to
а
IS
00-
ч—* СО о
Rо
о
со
2
!.с
о>.
о
со
со
СЙ
о
•л
1С
со
< со~
о
N
to
ST
00
а< с
W Ф
о. С
< о
ЧИСЛО
«0
о
о
случаев
Вероятность, %
03
о
ЧИСЛО
<
о
о
случаев
Вероятность, /Ь
Число
случаев
Вероятность, %
'о
t=[
1
EH
О
о
,/4
ю
со
«э
СО
о CV о
ЧИСЛО
Iг
1
OOJ
1! 1
ISO
1 1
сГо
1
Ч^Э
о"о
1 1
1
г-СО
сГо
1 1
""
случаев
Зероятюсть, %
i
--О03
ТТ
1
СО'О
11
а с
о с
-
183
-
ляет:
1)
4> { - ^ r t f
2)
43,4$,
43,4$;
3)
5) ( - A P _ g - 2 8 , 1 $ ;
6)
31,0$;
(A^-J-
22,0$.
Интегральные кривые ошибок [2j ( р и с . 1 , 2 ) в свою очередь наглядно
подтверждают, что наименьшие ошибки наблюдаются при сопоставлении
%
результатов расчета градиента давления по цесяти-восьми и д е с я т и чеаырем точкам. По этим кривым легко определить вероятность ошибок
при любых других заданных щюделах исходных ошибок измерения скорости ветра и градиента давления.
Сопоставление ошибок в вычислении градиентов давления показывает,
что почти одинаковыми по точности являются способ расчета по восьми
точкам и по Юдину-Соловейчику.
Различия в подходе к осреднению данных при вычислении градиентов
давления позволяют считать, что метод Юдина-Соловейчика д а е т самый
точный результат р а с ч е т а , который и следует принимать з а относительный критерий точности.
Однако ввиду сложности расчетов применять э т о т метод в оперативной работе практически невозможно. В свою очередь, почти одинаковая
вероятность ошибок + 0 , 3 мб/100 км и + 0 , 1 мб/100 км при расчете
по формулам ( ^ гс f10
и
( д п )зУказывает
на
близость результатов р а с -
ч е т а градиентов давления по четырем и восьми точкам.
-
1.84
-
В подтверждение вышеизложенного приводим вывода из обработки р а с пределения ошибок ( т а б л . 3 ) .
Таблица 3
Статистики распределения ошибок.
Характеристика
ошибок
( д Р
\
(\
(\
д
СГ
С52
Срединная
(медианная)
ошибка
Наивероятная
(модальная)
ошибка
Д П
)8
'10
0,02
0,28
0,08
0,00
-0,04
Д П
'1г0
-0,09
0,41
0,17
-0,10
-0,12
/10
лр
?
0,20
0,50
0,25
0,17
0,11
( дР Ь
-0,11
0,37
0,14
-0,11
-0,11
(V Ад пр •)*
'8
Л Р
Г
\( д п Ц
0,17
0,48
0,23
0,14
0,12
0,26
0,48
0,23
0,23
0,17
\
Д П
fln/8
Наименьшие средние ошибки приходятся на ( ^ ^ )10» ( д п '10И (
^
Анализ средних, медианных и модальных ошибок, а также дисперсий д а е т
основание с ч и т а т ь , ч т о в целях установления с в я з и скорости в е т р а
(особенно более 5 м / с е к . ) с градиентом давления можно ограничиться
с достаточной степенью точности способом р а с ч е т а градиента давления
по четырем точкам.
Л и т е р а т у р а
1. Г а н д и н Л.С., Л а й х т м а н
Д.Л., М а т в е е в
Л.Т.
и Ю д и н М.И.
Основы динамической метеорологии.
Гвдрометеоиздат, 1955.
2. Б р у к с
К. и К а р у з е р о Н.
Применение с т а т и с т и ч е с ких методов в метеорологии. Гвдрометеои з д а т , 1963.
3. С о л о в е й ч и к
Р.Э. и Ю д и н
М.И. Метод практического
вычисления г р а д и е н т о в . Труда ГГО, вып.
31,1940.
-
185
-
Ю. м. ЛИ БЕРМ АН
ОЦЕНКА ТОЧНОСТИ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ДИФФЕРЕНЦИАЛЬНЫХ
ХАРАКТЕРИСТИК МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ
1 . В современном численном прогнозе погоды важным этапом я в л я е т с я
определение производных, якобианов, лапласианов и других дифференциальных характеристик метеорологических полей, прежде в с е г о ш л я г е о потенциала. Вычисление э т и х характеристик производится путем замены юс
точных значений соответствующими конечно-разностными аналогами. Такая
замена не только позволяет получить с достаточным приближением з н а ч е ния необходимых дифференциальных х а р а к т е р и с т и к , но одновременно выполн я е т важную функцию сглаживания (осреднения) п о л е й . Операция сглаживания при численном анализе и прогнозе необходима, поскольку она и с ключает из рассмотрения динамически не существенные короткопериодические флюктуации метеорологических элементов, выделяя таким образом из
в с е г о спектра разнообразных возмущений атмосферы метеорологически з н а чимые движения. Кроме т о г о , сглаживание уменьшает влияние ошибок н а б людений на результаты р а с ч е т а [3] .
Вместе с т е м . з а м е н а производных конечными разностями о к а з ы в а е т с я
одним из источников погрешностей численного анализа и п р о г н о з а , п о рождая т а к называемые трункационные ошибки. Последние могут быть у м е н ь шены выбором достаточно малого шага дифференцирования* Однако т р е б о в а ния к точности вычисления конечных р а з н о с т е й и необходимость обеспечить
удовлетворительное сглаживание поля, а также ограниченные объем памяти и быстродействие вычислительных машин не позволяют уменьшать . шаг
дифференцирования ниже некоторого п р е д е л а .
Ив сказанного очевидно, что при замене дифференциальных х а р а к т е р и с тик полей их конечно-разностными аналогами необходимо стремиться, в о первых, к уменьшению погрешностей, вносимых такой заменой, и , в о - в т о р ы х ,
к возможно более полному сохранению особенностей полей, существенных
с точки зрения их численного анализа и п р о г н о з а , наряду с "отфильтро-
-
186
-
выванием" несущественных о с о б е н н о с т е й . Этим требованиям можно у д о в л е т в о р и т ь , правильно выбрав формулы д л я вычисления производных
и
приняв оптимальное значение шага дифференцирования. Соответствующие
оценки могут быть выполнены на основе сведений о свойствах и з у ч а е мых метеорологических полей, в ч а с т н о с т и , об их статистической с т р у к т у р е . В этом отношении удобна теория оптимальной интерполяции [ 1 1 ,
позволяющая заранее теоретическим путем определить точность интерполяции в заданные узлы регулярной с е т к и , а затем оценить и т о ч ность вычисления различных дифференциальных характеристик п о л я .
2 . Настоящая работа выполнена с целью предварительной оценки о т носительной ошибки вычисления первых и вторых конечных р а з н о с т е й
поля геопотенциала поверхности Й00 мб в зависимости от густоты с е т и
станций, шага дифференцирования и взаимного расположения станций и
у з л о в регулярной сетки (пунктов интерполяции). Ниже кратко и з л а г а е т с я т е о р е т и ч е с к а я основа проведенных численных экспериментов, р а з работанная Л.С.Гандиным.
Любая конечно-разностная х а р а к т е р и с т и к а А поля элемента / может быть представлена в виде линейной комбинации значений
этого
элемента в нескольких точках:
m
А=2.в
к
/
к
,
(1)
причем
Рассматривая наблюденное значение элемента f как сумму трех
слагаемых: климатической нормы f , истинного отклонения от нормы
^ и ошибки наблюдения S , представим конечно-разностную х а р а к теристику А в виде
А =Z
-& к (|к + f x
К« I
+
£ к ) = А +А' + л ,
(3)
где
А =| Д ? к
(4)
- среднее климатическое значение величины
А'=|Д:Г'К
А ,
(5)
- фактическое отклонение ее от нормы и
Д А
- ошибка, с которой и з в е с т н а величина
(б)
А .
-
187
-
Интересующие нас ошибки в величине А естественно сопоставлять
только с переменной частью А , средний к в а д р а т которой
а
г
«Г*
= А
г
+л .
(?)
Поскольку в процессе объективного анализа используются не р е а л ь ные отклонения от нормы j ' , а результаты инте^шоляции аномалий
элемента на станциях в узлы регулярной сетки f
, ошибки S склады
ваются из ошибок наблюдения на станциях и ошибок интерполяции в с о ответствующий у з е л . Однако для простоты мы по-прежнему будем назыв а т ь ошибки £
ошибками интерполяции. С э т о й оговоркой выражение
(б) можно оставить неизменным, а выражение (ci) следует переписать
в виде
(8)
А ' . К=1
Х в к Г 'к
Возведя далее величины А и о( в квадрат и выполни; нормирование делением обеих ч а с т е й соответствующих выражений на дисперсию
элемента ni^lO), получим следующие р а в е н с т в а :
ОС2
™ ffo)
гп • гп
= 1
1
K=i C'l
&кв|6ке
•
(10)
Здесь
^к ^
•
(12)
Величины J * к t представляют собой значения нормированной а в т о корреляционной функции элемента ^ , найденные по результатам и н терполяции
$ i в узлы К , I с е т к и , и описывают к о р р е л я K ,
ционную с в я з ь Meaty результатами анализа в этих у з л а х ; величины £ к
описывают с в я з ь между ошибками анализа в т е х же у з л а х . Эти х а р а к т е ристики необходимы для оценок квадратических значений к о н е ч н о - р а з ностных аналогов производных и ошибок их определения. Отметим, ч т о
ошибки определения конечных р а з н о с т е й по результатам интерполяции
в узлы регулярной с е т к и сущэственно з а в и с я т о т х а р а к т е р а корреляционной с в я з и ошибок интерполяции,, именно положительная корреляция
уменьшает ошибки определения конечных р а з н о с т е й .
При использовании метода о п т и м а л ь н о й ^ ш т е щ о л я ц и и значения откло
нений элемента о т нормы в у з л а х сетки
, ^
определяются в виде
линейных комбинаций
-
188
-
Гк = 1 PlK ji >
(13)
(U)
где
(l= 1, 2, . . . , n ) - отклонения от нормы, наблюденные на .
каждой из Л станций. Интерполяционные веса PiK , Pi.е находятся
как решения систем линейных уравнений:
п
Z
J"u
J.-.1 t
PiK=MiK
<Г
(1= 1,2,...,n),
do)
n
Z Мч
i-1
(i-1,2r..p).
(16)
Ошибка наблюдения может быть учтена путем введения так называемой
меры ошибки наблюдения 1- L , представляющей собой отношение среднего квадрата ошибок наблюдения на L -й станции к дисперсии элемента.
В этом случае системы (15) и (16) принимают вид
?
PjK^iPl^lK
С17)
n
+ Q i P i = . / M i l ( 1 = 1,2,...,л).
(18)
Корреляционные характеристики
,
,
найденные по результатам интерполяции со станций в у з ш , определенным образом связаны с
характеристиками ^ к € , найденными непосредственно по результатам
наблюдений на станциях. Л.С.Гандин показал, что в случае оптимальной интерполяции эта связь выражается следующими соотношениями:
п
п
J * * l ' f L PiK ЛЧ^Е-Рц/ЧК,
(19)
С = J"kI~-MKI
(20)
tsl
1=1
•
Соотношение (20) цри К =
переходит в известную формулу для
меры ошибки оптимальной интерполяции
e K K = i - £ PLK
(2D
Формулы (19) и (20) позволяют легко вычислить величины № к1 т
£ к £ , если известны автокорреляционная функция элемента и взаимное
расположение станций и узлов регулярной сетки (интерполяционная схема)., Зная же величины
и £ к { , можно с помощью выражений (9)
и (10) оценить точность определения любой конечно-разностной харак-
-
189
-
теристики поля (см.п.4). Существенно, что такие оценки выполняются
чисто теоретическим путем без привлечения данных наблюдений.
Следует подчеркнуть, что все приведенные выше формулы, как и
описываемые ниже результат численных опытов, получены в предположении, что для интерполяции во все узлы сетки используется одна и
та же информация, представляющая собой данные наблюдений всей совокупности имеющихся станций. В отличие от этого, в оперативной практике в целях сокращения машинного времени, необходимого для выполнения объективного анализа, при интерполяции в каждый узел сетки используются данные лишь'ограниченного числа ближайших к узлу станций ("влияющих" станций). Такой-подход, не меняя принципиальной основы метода, вызывает значительное усложнение расчетных формул, и в настоящей
работе мы не будем его рассматривать.
3. Вычисление характеристик J*к( , £. к£ производилось на электронной вычислительной машине большого быстродействия по программе,
составленной совместно с Б.М.Ильиным. Блок-схема программы представлена на рис.1. Перейдем к ее краткому описанию.
В качестве исходной информации в памязьмашины вводятся: координаты станций и узлов регулярной сетки в прямоугольной системе, таблица нормированной автокорреляционной функции метеоэлемента (в данном
случае геопотенциала поверхности 500 мб), значения дисперсии элемента т ф о ) ц средней квадратической ошибки наблюдения СУ . После формирования переменных команд программы, зависящих от принятого числа
станций и узлов сетки (пунктов интерполяции), вычисляются матрица
расстояний "I i j - между станциями и *г к {- между узлами сетки. Далее
путем линейной интерполяции между табличными значениями автокорреляционной функции, хранящимися в памяти, определяются автокорреляционные коэффициенты
, JW к* , соответствующие каждому из этих
расстояний. Мера ошибки наблюдения Ч вычисляется по известным значениям О" и
(О), и , таким образом, в машине оказываются найденными все величины, входящие в системы уравнений (17) и (18).
Следующий этап программы представляет собой определение интерполяционных весов Рек, Pit как решений систем линейных уравнений
(17), (18). Для решения систем применяется так называемый метод квадратного корня. Этот Метод позволяет использовать факт симметричности
автокорреляционной матрицы для экономии машинного времени. Кроме того,, как установлено опытным путем, он обеспечивает вычислительную
устойчивость в большей степени по сравнению с обычно применяемым методом Гаусса. По желанию оператора вычисленные веса могут быть выданы на печать и использованы в дальнейшем для контроля вычислений.
После вычисления весов находятся расстояния 1ик между станциями
и узлами и соответствующие им автокорреляционные коэффициент Ju lK .
Э Т О Т этап выполняется с помощью линейной интерполяции табличных значений автокорреляционной функции аналогично вычислению
и
Заключительная часть программы предусматривает определение корреляционных^характеристик JW кЕ и £«£ для кавдой пары узлов сетки. Величины J^kI определяются в соответствии с формулой (19) как суммы
-
190
-
Ввод
Формирование^переменных команд
Определение расстояний
А
Определение автокорреляционных
коэффициентов /к} tytiKe
Вычисление меры ошибки наблюдения *ii
X
Решение систем уравнений
(вычисление весов pLK , Ра )
Л
Выдавать ли веса на печать?
Да
Печать весов
i
Нет
_L
Определение расстояний Zlh,Zu
*
Определение автокорреляционных коэффициентов^*
I
Вычисление и выдача /1к£.
х
Вычисление и выдача
Все ли узлы обсчитаны?
-Нег-
Да
Восстановление программы
Останов
Рис.1. БЛОК-СХЕМА. ПРОГРАММ.
произведений двух сомножителей: весов, отражающих влияние каждой станции на первый узел пары - к , и автокорреляционных коэффициентов,
зависящих от удаления этих станций от второго узла пары - £ . Величины £ к? находятся по формуле (20) как разность значений двух автокорреляционных коэффициентов, соответствующих расстоянию между узлами
пары. Первый из этих коэффициентов определяется по таблице функции ,
а второй вычисляется по формуле (19) и представляет собой коэффициент,
определенный по результатам интерполяции в узлы сетки.
Программа в одинаковой степени пригодна для расчетов по любой интерполяционной схеме, т . е . не зависит от конкретного взаиморасположения станций наблюдения и пунктов интерполяции. Единственным ограничением является число пунктов интерполяции, которое не должно превышать
30. Таково же максимально допустимое число станций. Машинное время ,
-
191
-
потребное для реализации программы, существенно менее 1 минуты ( без
учета времени ввода исходных данных и выдачи результатов). Внешние
запоминающие устройства машины в программе не используются.
х1
х2
•1
-2
•7 ' 8
*5
-3
х4
хЗ
«4
»9 «10 Ml
хб
х-/
- 5 «6
47
.g
'
8
х8
•12 М Э М 4 -15 « 3 2 - 3 3
x e ^ ' V
1
*15
,д
.6
"
Л
«ю
- А
» гг » гъ
, г 5 ,„ 6
*?6
.д
. J 5 . 3 2 .33
e
.20
•25*26 «27 «28 '29 «30
*14
.
хз
.J
х
' ^ ' ^
•20*21 '22 «23 «24 *36
*13
х2
-j
х7
*8
«jg
.29 .50
*9
х2
*i *2 * 5 *k •5 'б
•7 'S '9 40
•\г '1Ь
'15 *32 *J5
•«
49
•2о *2i *гг *гь • А *ьб
в
хЭ•25 *26 "г 1 2& 49 '30 .
6
Рис.2. СХЕШ ШТЕРПО/МЩ.
х - станции, • - узлы сетки.
4. Численные опыты по оценке точности определения конечных разностей выполнены по описанной программе для трех идеализированных интерполяционных схем (рис.2). Пункты интерполяции и станции в каждой схеме расположены в узлах квадратных сеток. Симметричный вид сеток позволяет уменьшить объем вычислений.' В частности, для узлов 31-36 вычисления не производились, а величины JMKt и £КС для этих узлов найдены из соображений симметрии. Число узлов регулярной сетки во всех
схемах одинаково (36), число же станций различно (16, 9 и 2 ) . Схемы
б и в
представляют собой варианты схемы а, полученные "разрежением" сети станций. Шаг сети станций R для каждой схемы последовательно выбирался равным 300, 600 и 1200 км, соответственно шаг сетки узлов (пунктов интерполяции) d менялся в пределах от 160 до 600 км
для первой схемы, от 100 до 400 км для второй и от 60 до 200 км
для третьей. Что касается шага дифференцирования 1 , то минимальное его значение равно, очевидно, шагу сетки узлов d . Чтобы увеличить шаг дифференцирования, достаточно положить "I = V"2 d , 2 d
и т.д.
-
192
-
Остановимся на технике оценки точности определения производных по
координатам.
Наиболее широко в практике используются следующие конечно-разностные формулы:
- для первой производной;
(23)
- для второй кратной производной и
&?-&lfi-f**fs-fб)
(24)
- для второй смешанной производной.
Цифровые индексы здесь означают номер точки на рис.3.
В соответствии с формулами (9) и (10) будем характеризовать средний
квадрат конечной разности величиной
m
m
C - Z ^ M *
J«K г,
(25)
а средний квадрат ошибки ее определения по формулам (23). - (24) - величиной
m m
D=Z
£>кб*екг-
(26)
Величины С и £ ) представляют собой средние квадраты.конечной разности и ошибки ее определения соответственно, отнесенные к дисперсии
элемента и умноженные на некоторую константу, зависящую от рода конечной разности и принятого значения шага Дифференцирования Т . В дальнейшем будем обозначать эти величины, относящиеся к первой, второй
кратной и второй смешанной конечным разностям, индексами 1, 2 и 3.
Относительная ошибка определения конечной разности характеризуется отношением V C , представляющим собой средний квадрат этой относительной ошибки. Значения С и D _могут Сыть найдены по формулам (25),
(26), если известны значения JMK€и £ к С • При этом значения коэффициентов V , & I очевидны из формул (22)-(24). Ниже приводятся формулы
для определения характеристик С (см.рис.3):
Ci= Я и *
- 2
2 ,
C2=Ai+j"22+2jW|2+4(j"oo - Д о " Яго),
Ca=J u a3 + J W ^ + J u S5 + A 1 66 ~
(27)
(28)
(29)
-
193
-
У
хз
х4
х
хб
х5
;Рис.З. /НУМЕРАЦИЙ ТОЧЕК.
•еормулы для определения характеристик D
вполне аналогичны формулам (27)-(.29),
только в качестве слагаемых вместо величин J^kI b
них используются соответствующие величины
£к£.
В наших опытах использовались еледующие автокорреляционные функции геопотенциала поверхности 500 мб:
/М?)= е"°'985>(1 +-0,98Я ),
jM H Cfl-
е'
0 , т ?
'
-coso,64 р .
(30)
(31>
Функция (30) предложена М.И.Юдиным [4] , функция (31) - Л.С.Гандиным и Г.И.Кузнецовой [Я]. .
5. Перейдем к рассмотрению полученных результатов. При этом.ограничимся рассмотрением результатов, относящихся к первым конечным
разностям.
Прежде всего следует отметить, что в распределении средних квадратов конечной разности С и ошибки ее определения. JD , а также
среднего квадрата относительной ошибки ® / С обнаруживается закономерности двух родов. Закономерности первого рода связаны с локальным
положением узлов сетки относительно станций, закономерности второго
рода - с величиной шага дифференцирования и густотой сети станций.
Из теоретических соображений следует, что положительная корреляция результатов анализа в различные узлы сетки уменьшает средние значения конечных разностей, а положительная корреляция ошибок этого
анализа повышает точность определения конечных разностей.
Действительно, как видно из т а б л . 1 , величины О и В
в случаях
сильной корреляции существенно уменьшаются по сравнению со случаями
слабой корреляции. В свою очередь характер корреляционной связи
полностью определяется локальным положением узлов относительно
сети сташдей.
Сравним, например, в схеме а две пары узлов, одинаково удаленных друг от друга, именно пары 9-13 и 2-7. Среди семи станций, оказы-
-
194
-
Таблица 1
Зависимость С и JD от коэффициента корреляции К
ошибок интерполяции [функция (31),
R = зоо км].
Схема а
/8ЛЫ
К
С
Схема Б
D
К
С
Схема в
D
К
С
D
2-7 0,38 0,04730 0,02498 0,61 0,01810 0,01296 0,80 0,00334 0,00514
9-13 0,11 0,03458 0,02876 0,62 0,01858 0,01250 0,88 0,00444 0,00404
15-18 0,39 0,04746 0,02480 0,38 0,01546 0,01558 0,91 0,00502 0,00346
вающих основное влияние на узлы 9 и 13, общей для обоих узлов оказывается единственная станция б; станции 2, 3 и 7 влияют главным образом на узел 9, а станции 5, 9 и 10 - на узел 13. В отличие от этого
оба узла, образующие пару 2-7, находятся под влиянием одних и тех же
четырех станций 1, 2, б, 6 . Поэтому коэффициент корреляции К для
второй пары узлов оказывается значительно большим, а величина D заметно меньшей, чем для первой пары.
Уменьшение величины С с увеличением коэффициента корреляции означает, что выполнение анализа в густую сетку узлов по данным редкой
сетки станций сопровождается появлением систематических ошибок, поскольку редкая сеть станций и близость узлов друг к другу обусловливают в этом случае весьма тесную корреляцию результатов анализа.Эти
систематические ошибки представляют собой ошибки сглаживания и сводятся в среднем к существенному занижению абсолютных величин конечных разностей'по сравнению с их действительными значениями. Указанное положение хорошо иллюстрируется данными табл.1.
Закономерности, связанные с величиной шага дифференцирования и
густотой сети станций, представлены в графической форме на рис.4.
Они проявляются достаточно отчетливо и заключаются в следующем.
С увеличением шага дифференцирования "1 средний квадрат относительной ошибки определения первой конечной разности D / C уменьшается. Это, разумеется, не означает, что увеличение шага повышает точность представления производной соответствующей конечной разностью,
так как отношение
С характеризует лишь ошибку определения самой
конечной разности, но не ошибку, происходящую от замены конечной
разностью истинного значения производной. Быстрое уменьшение
С
с увеличением шага "I имеет место вплоть до 1 = 2 R , дальнейший
же рост ч. сказывается на изменении отношения
слабо.
Сравнение кривых для схемы а при разных значениях R показывает, что увеличение расстояния между станциями от 300 до 600 км
сопровождается небольшим уменьшением ® / с в области малых значений
Ч , а дальнейшее увеличение этого расстояния до 1200 км вызывает рост Ч^С при всех значениях а . Можно предположить, что одновременное увеличение шага дифференцирования и расстояния между
-
195
-
Рис.4. ЗАВИСИМОСТЬ СРЕДНЕГО КВАДРАТА. ОТНОСИТЕЛЬНОЙ
ОШИБКИ ОТ ШАГА ДИФЕРЕНЦИРОВАНЮ1 И РАССТОЯНИЯ МЕЗЩУ
СТАНЩИМИ.
1 - схема
3 - схема
a,
a,
R = 300 км,
R =1200 км,
2 - схема a, ft =600 км,
4 - схема б , R = 300 км.
станциями в равных отношениях сравнительно мало отражается на значениях О / С .
Зависимость от шага дифференцирования величин С и D порознь
иллюстрируется табл.2. Обе эти величины растут с увеличением шага,
но в неодинаковой степени. Так, при увеличении ~)/R от 0,50 до
3,54, т . е . в 7 раз, С возрастает примерно в 30 раз при использовании функции (30) и примерно в 20 раз при использовании функции
(31), тогда как В в обоих случаях возрастает лишь примерно в 3
раза. Более быстрый рост С по сравнению с D и приводит к отмеченному убыванию относительной ошибки с увеличением шага дифференцирования.
Естественно, что любые оценки точности определения конечных разностей существенно зависят от того, какая автокорреляционная функция элемента положена в основу этих оценок. В табл.2 приведен пример сопоставления таких оценок, полученных при использовании автокорреляционных функций (30) и (31). Видно, что функция (31) дает
завышенные оценки по сравнению с функцией (30). Характер же их зависимости от шага дифференцирования одинаков.
В наших опытах оценки точности определения конечных разностей
-
510
-
Таблица 2
Сопоставление результатов, полученных при использовании
двух корреляционных функций (схема а, Я = 300 км, с( = 150 км),
VR
1
2
4
8
9
18
25
32
50
функция (30)
С
0,01728
0,50
0,71
0,03279
0,05322
1,00
0,12130
1,41
1,50 0,18422
0,24778
2,12
2,50 ' 0,32474
0,39336
2,83
0,54444
3,54
D
0,00472
0,00580
0,00880
0,01080
0,01178
0,01352
0,01226
0,01260
0,01324
Функция (31)
°/с %
27
18
14
9
6
6
4
3
2
С
D
0,02764
0,04311
0,00736
0,02618
-
-
0,14448 0,02408
0,15758 0,02616
0,27904 0,02636
0,36018 0,02532
0,43322 . 0,02618
0,60230 0,02584
27
61
-
17
17
9
7
6
4
выполнялись, во-первых, с учетом корреляционной связи ошибок интерполяции в разные узлы сетки и, во-вторых, с использованием меры
ошибки интерполяции, отличной в общем случае от меры ошибки наблюдения. Представляет интерес щяснить, насколько указанные два обстоятельства уточняют оценки.
Как уже указывалось, средний квадрат ошибки определения первой
конечной разности может бйть вычислен по формуле (см.рис.З)
D = £ „ + £ „ - 2 £«•
(32)
Если корреляционная связь ошибок интерполяции в узлы не учитывается, то выражение (32) упрощается, поскольку величина £ ( 2 обращается в нуль:
D* = £ „ + ' £
.
(33)
Замена меры ошибки интерполяции £ постоянной для всех узлов
мерой ошибки наблюдения Т. представляет собой дальнейшее упрощение:
D" =
2
.
(34)
Выполненное цри использовании автокорреляционной функции (31)
сравнение величин D f D и D" приводит к следующему выводу. В
подавляющем большинстве случаев пренебрежение фактом корреляционной связи результатов интерполяции в узлы вызывает увеличение средних квадратов ошибок конечных разностей, вплоть до очень значительного - до 2-3 раз. Только в сдучае густой сети станций иногда наблюдается небольшое уменьшение D по сравнению с D . Последнее
вызывается, по-видимому, тем, что в случае густой сети корреляция
ошибок в близко расположенных узлах может несколько уменьшиться по
сравнению с редкой сетью. Что касается изменения точности при замене меры ошибки интеополяции в узлы £ мерой ошибки наблюдения на
-
197
-
станциях 1 , то оно целиком определяется соотношением величин
£ и П. . В случае густой сети станций ошибка интерполяции оказывается, как правило, меньше ошибки наблюдения ( £ < Ч ) и потому
D'<D". С уменьшением густоты сети (увеличением расстояния между
станциями) предположение £ = 1 приводит к уменьшению JD" по
сравнению с
Выводы
1. Средний квадрат первой конечной разности и средний квадрат
ошибки ее определения существенно зависят от локального положения
узлов сетки относительно сети станций, поскольку это положение определяет степень корреляционной связи результатов интерполяции в узлы.
2. При выполнении анализа в густую сетку узлов по данным редкой
сети станций наряду с небольшими случайными ошибками в конечно-разностных характеристиках появляются значительные систематические
ошибки сглаживания. Эффект сглаживания поддается априорной количественной оценке.
3. С увеличением шага дифференцирования средний квадрат первой
конечной разности убывает значительно быстрее среднего квадрата
ошибки ее определения, что ведет к убыванию среднего квадрата относительной ошибки.
4. Оценки точности определения конечных разностей, существенно
зависят от вида используемой автокорреляционной функции.
а. Пренебрежение корреляционной связью ошибок анализа и использование меры ошибки наблюдения вместо меры ошибки интерполяции приводят, как правило, к завышению оценок точности вычисления конечных
разностей.
Литера
1. Г а н д и н Л.С.
2 . Г а н д и н Л.С.,
3.Юдин
М.И.
4 . Ю д и н М.И.
i | p a
Объективный анализ метеорологических полей.
Гидрометеоиздат, Л., 1963.
К у з н е ц о в а
Т.И. 0 структуре -полей
давления и ветра в средней тропосфере цри
различных формах циркуляции. Труды ГГО,
вып.121, 1961.
0 выборе опорной сети пунктов в целях численного прогноза метеорологических полей.
Труды ГГО, вып.114, 1960.
Некоторые закономерности структуры поля геопотенциала. Труда ГГО, вып.121, 1961.
-
198
Ю. М.
-
ЛИБЕРМАН
СОВРЕМЕННОЕ СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ РАЦИОНАЛИЗАЦИИ
АЭРОЛОГИЧЕСКОЙ СЕТИ
При рассмотрении проблемы рационализации аэрологической сети
необходимо, вообще говоря, иметь в виду два ее аспекта. Основным
требованием, которому должна отвечать сеть, является возможность получения метеорологической информации в таком объеме и с такой точностью, какие необходимы для удовлетворения потребностей народного
хозяйства. Весьма важен также вопрос о стоимости содержания
той
или иной станции и обеспечения ее работы по принятой программе сравнительно с получаемой в результате такой работы экономической выгодой. Этот второй аспект, предполагающий учет экономической эффективности метеорологического обслуживания народного хозяйства, остается до сих пор не изученным. Приходится поэтому рассматривать проблему рационализации сети с чисто "метеорологической" точки зрения.
Множество исследований, посвященных этому вопросу, можно
разделить на две группы. Работы, составляющие первую группу, выполнены
до начала широкого внедрения в практику численных (гидродинамических) методов прогноза, и, естественно, специфические требования численных методов в них не учитываются. Наоборот, в работах второй груп
пы рекомендации по рационализации сети предлагаются прежде всего на
основании требований численных методов. Конечно, такое деление работ
весьма условно и отнюдь не означаем их противопоставления друг другу
В ряде работ [4, 5, б ] , выполненных в 30 и 40-х годах, рассматривался вопрос о предельно допустимых расстояниях между станциями
сети. При этом предельное расстояние определялось из условия, чтобы
ошибка интерполяции метеоэлемента по данным нескольких станций (обыч
но двух или трех) в любую точку окрестной территории не превосходила некоторой заранее заданной величины. Для этой цели 0.А.Дроздов
предложил [4] метод, основанный на определении по результатам наб-
-
199 -
людений средней Квадратической ошибки интерполяции значений метеоэлемента на середину отрезка, соединяющего две станции, как функции расстояния между станциями, непосредственное вычисление таких ошибок
сравнительно трудоемко и возможно лишь в тех редких случаях, когда
три станции, данные которых используются, расположены на одной прямой
на равных расстояниях друг от друга.
Позднее О.А.Дроздов и А.А.Шепелевский показали [о] , что существует косвенный способ оценки ошибки интерполяции, значительно более удобный, чем ее непосредственное вычисление. Предполагая, что поле элемента j- статистически однородно и изотропно, О.А.Дроздов и А.А.Щепелевский ввели в рассмотрение среднюю квадратическую разность отклонений
элемента от нормы j в двух цунктах как функцию расстояния между пунктами. Авадрат этой характеристики представляет собой структурную функцию Sf(P) элемента f :
tyPHf'UH'
( W ) r .
ь?
Здесь 5 и
- координаты пунктов, в которых известны отклонения элемента от нормы, Р - расстояние между пунктами.
Как оказалось, ошибка линейной интерполяции при заданном расположении точек однозначно связана со структурной функцией. В случае линейной интерполяции на середину отрезка, т . е . интерполяции по формуле
(2)
где £ - длина отрезка, средний квадрат ошибки интерполяции может быть
определен по формуле
(з)
Аналогичным образом определяется средний квадрат ошибки интерполяции в центр равностороннего треугольника по известным значениям элемента в вершинах треугольника. В этом случае соответствующие формулы
имеют следующий виц:
fo=i ( f i 4 * 4 * 1
E
=
(4)
(5)
Здесь -С - сторона треугольника.
Методика, разработанная О.А.Дроздовым и А.А.Шепелевским для определения максимально допустимого расстояния мевду станциями, включает
в себя три этапа. Прежде всего определяется структурная функция элемента, причем влияние ошибок наблюдений на эту функцию исключается
сравнительно просто. Затем вычисляется средняя квадратическая ошибка
интерполяции по формулам (3) или (5) как функция расстояния € между
пунктами наблюдения. Наконец, ошибка интерполяции Е приравнивается
к заданной допустимой ошибке значения элемента и определяется соот-
-
200
-
ветствующее предельное значение расстояния t
.
j
По описанной методике был выполнен целый ряц работ, большая часть
которых опубликована в сборнике [8] . Однако в этих работах рассматривались главным образом наземные наблюдения. Только статья М.В.|завариной СбJ , опубликованная в том же сборнике, посвящена вопросу рационализации аэрологической сети. Желательная густота аэрологической
сети определяется М.В.Завариной на основании точности интерполяции
данных о двух элементах: температуре и направлении ветра. Приним|ая
в качестве предельных Значений ошибок 1,2° для температуры и 15е! для
направления ветра, автор приходит к выводу, что в равнинных условиях максимальное расстояние ме1жду пунктами температурного зондирфания
равно примерно 400 км. Для пунктов ветрового зондирования предельное
расстояние оказывается равным примерно 200 км, при.этом ошибка интерполяции скорости ветра не превышает 2 м/сек. М.В.Заварина рекомендует
располагать станции температурно-ветрового зондирования в вершинах
правильных треугольников со стороной 400 км, а на середине каждой стороны такого треугольника размещать дополнительно станцию, производящую только ветровое зондирование атмосферы. Очевидно, эта рекомендация мояет быть выполнена практически только приблизительно и ладь
на весьма ограниченной территории.
В последнее десятилетие успехи теоретической метеорологии, с Ьдной
стороны, и появление мощной электронно-вычислительной техники, с] другой, обусловили широкое внедрение в практику численных (гидродинамических) методов анализа и прогноза полей метеорологических элементов,
в первую очередь поля давления, это обстоятельство характеризует^ качественно новый этап развития оперативной службы погода и выдвигает
целый ряд принципиальных требований к аэрологической сети, поставляющей исходную информацию для составления численного прогноза. Ефественно, что удовлетворение новых требований было основной целью исследований проблемы рационализации сети, выполненных в последние поды.
Перейдем к обзору этих исследований.
i
В настоящее время мировая аэрологическая сеть не обеспечиваем достаточно полного представления поля геопотенциала да® над северным
полушарием, не говоря уже о южном. Недостаточно же полное представление поля в исходный момент является одним из трех основных источников погрешностей численного прогноза. Другими двумя источниками Оказываются неточности физической прогностической модели и трудностк ее
математической реализации [ 9 ] . Ошибки, вызванные недостаточным количеством информации, вместе с ошибками анализа исходных полей метеоэлементов в работе [10] названы начальными ошибками. В процессе прогноза начальные ошибки рас аут главным образом вследствие наличия Определенной доли неустойчивости в прогностических уравнениях. По Бушби,
например, при использовании двухуровенной модели для прогноза на
сутки этот рост достигает 160-180$. По Томпсону начальные ошибки! возрастают через.сутки на 2Й$, через 2 суток - на 100$ и так далее пропорционально квадрату заблаговременности прогнозаЛба тому уменьшение
начальных ошибок может существенно повысить точность прогноза. Увели-
i
-
201
-
чение количества исходной информации путем сгущения аэрологической
сети в первую очередь способствует этому и потому является неотложной задачей.
По Е.М.Добряпману С3], распределение аэрологических станций
на
земном шаре характеризуется следующими данными. Современные численные метода прогноза полей давления, температуры и ветра в средних
широтах требуют, чтобы шаг сетки по горизонтали был бы равен в среднем 300 км. Следовательно, одна.станция репрезентативно представляет информацию на площади 0 , Г 1 0 6 км2. Приняв эа единицу площади
10 б км2, Е.М.Добрышман получает на этом основании оптимальное значение плотности аэрологической информации, равное 10. Иначе говоря,
оказывается, что для численного прогноза нужно иметь на единицу
площади 10 равномерно распределенных станций. Фактическая же плотность информации составляет в среднем для северного полушария 2,9,
для южного - 0 , 6 . Автор приводит следующие значения этой характеристики для крупных географических районов:
Европа
14,0
Ю.Америка
0,4
Азия
7,0
Атлантический океан... 0 , 2
Сев .Америка
4,1
Тихий океан
0,1
Австралия
2,9
Индийский океан
0,1
Африка
1,2
Антарктида
0,1
Особенности синоптических процессов в полярных и приэкваториальных районах позволяют уменьшить в этих районах оптимальную плотность
информации и располагать здесь станции несколько реже, чем в средних
широтах. Тем не менее необходимость значительного сгущения сети очевидна. Е.М.Добрышман полагает, что для существующих прогностических
схем нужно иметь в каждом полушарии 1400-1500 пунктов зондирования,
тогда как в настоящее время при анализе синоптических процессов над
северным полушарием обычно используются данные 700-750 пунктов.
В работе [10] густота сети, необходимая для целей численного прогноза, определяется из иных соображений. Именно, формулируется требование, чтобы.средняя квадратическая погрешность в прогнозе, вызванная
отсутствием достаточной информации о первоначальном состоянии полей,
не превышала бы половины общей средней квадратической погрешности
прогноза. Это требование приводит к заключению, что во внетропических
районах характерное расстояние между станциями должно быть равно приблизительно 500-600 км. Аналогичные результаты получены в СССР в ряде
опытных расчетов.
Задача сгущения сети на больших территориях отнюдь не является
простой, даже если не принимать во внимание экономическую сторону
вопроса. Следует иметь в виду, что сгущение сети вызывает резкое увеличение объема информации, перерабатываемого прогностическими центрами, и потому целесообразно лишь в случае, если дополнительная информация позволяет существенно повысить качество прогноза. В этой связи
уместно отметить, что обязательным этапом, предшествующим численному прогнозу, является объективный анализ полей соответствующих элементов. Под этим термином понимается восстановление объективным
-
202
-
путем поля элемента в узлах регулярной сетки, причем данные наблюдений на сети станций представляют собой исходную информацию для такого
анализа. Результаты объективного анализа не только могут служить основанием численного прогноза, но имеют существенное самостоятельное
значение для изучения свойств полей метеорологических элементов!. В
СССР объективный анализ выполняется на основе метода оптимальной интерполяции.
j
Проблемы объективного анализа и рационализации сети непосредственно связаны в принципиальном и методическом отношениях. В самом деле,
успешность объективного анализа определяется прежде всего тем, насколько полно исходная информация представляет поле элемента, которое
должно быть восстановлено в результате выполнения анализа. Кромё того,
задачу рационализации сети естественно решать, основываясь на сведениях о статистической структуре метеорологических полей, т . е . } на
сведениях, положенных в основу задачи объективного анализа. Тащм образом, приложение методов объективного анализа и, в частности, метода
оптимальной интерполяции к задаче о рационализации сети представляется вполне оправданным.
1
Идея метода оптимальной интерполяции заключается в следующем!. Значение элемента в пункте интерполяции отыскивается в виде линейнЬй
комбинации значений этого элемента на ряде окрестных станций. Интерполяционные веса зависят от расстояний между пунктами интерполяции и
станциями наблюдения, а также от взаимного расположения пунктов;
и
станций и определяются как решение некоторой системы линейных уравнений цри условии получения минимальной средней квадратической ошибки
интерполяции по сравнению с любым другим выбором весов. Весьма,существенно для оптимальной интерполяции знание статистических характеристик поля элемента, в частности, его корреляционной функции. Более
подробно теория оптимальной интерполяции излагается в работах Л.С.Гандина [1, 2],. Здесь мы остановимся только на приложении ее к задаче о
рационализации аэрологической сети.
j
Как указывалось шше, принципиальная основа методики 0.А.Дроздова - А.А.Шепелевского состоит в том, что максимально допустимое расстояние между станциями нужно определять, исходя иэ оценок ошибок
интерполяции. Не меняя этой принципиальной основы, Л.С.Гандин ф е д ложил [13 усовершенствовать методику О.А.Дроздова - А.А.Шепелевского, именно перейти от оценки ошибок линейной интерполяции к вычислению ошибок оптимальной интерполяции. Такой подход обладает радом
преимуществ.
1
Во-первых, ошибка интерполяции оказывается в определенном смысле
минимальной, именно она минимальна по сравнению с ее значениями при
использовании любой другой интерполяционной схемы. Поэтому допустимые расстояния меяду станциями оказываются большими, чем в случае
линейной интерполяции.
Во-вторых, в процессе оптимальной интерполяции учитывается не
только взаимное расположение точек, но и наличие случайных ошибок
наблюдения на станциях. Учет таких ошибок приводит к изменению весов
-
203
-
и к заметному уточнению результатов интерполяции (и уменьшению ее
ошибки).
В-третьих, использование оптимальной интерполяции позволяет определить значения рассматриваемого элемента в пунктах наблюдений с
точностью, существенно превышающей точность наблюдений, что оказывается возможным благодаря привлечению данных наблюдений на ряде
соседних станций. Последнее преимущество делает использование оптимальной интерполяции для решения задачи о рационализации
сети
особенно желательным по следующим сообраявниям. Современные численные методы прогноза требуют возможно более точного определения не
столько самих значений элемента или отклонений его от нормы, сколько дифференциальных характеристик анализируемых полей: производных
вплоть до третьего порядка, якобианов, лапласианов и др. Эти дифференциальные характеристики весьма чувствительны к ошибкам интерполяции. Поэтому необходимо стремиться к тому, чтобы в результате интерполяции средняя ошибка, с которой значения анализируемого элемента известны на освещенной территории, стала бы всюду, в тем
числе и в пунктах наблюдения, меньше средней ошибки наблюдения [1].
Оптимальная интерполяция позволяет в значительной степени удовлетворить этому требованию.
Точность представления поля элемента зависит главным образом
от двух факторов: густоты сети станций и точности наблюдений. Поэтому для разработки конкретных рекомендаций по рационализации сети
весьма полезно описание точности представления поля в функции обоих
указанных факторов. Подобное описание может быть выполнено, например, в виде семейства изолиний средней квадратической ошибки интерполяции элемента на центр правильного треугольника >fE В зависимости от длины -t стороны треугольника и средней квадратической случайной ошибки наблюдений G" • Удобство такого способа описания заключается в возможности сравнить степень влияния каждого из
двух
факторов на точность представления поля.Анализ, выполненный указанным способом в СССР [ 2 ] и за рубежом
[11], покаэал следующее. Применительно к полю геопотенциала увеличение точности представления поля можно получить прежде всего путем
сгущения сети станций, тогда как повышение точности наблюдений даст
совершенно незначительный эффект, особенно в районах с редкой сетью.
Применительно же к полю ветра уточнение исходных данных может дать
эффект, сравнимый с эффектом от сгущения сети. Это различие объясняется тем, что в настоящее время наблюдения над геопотенциалом
производятся со значительно большей точностью, чем наблюдения над
ветром.
До сих пор речь шла о таком подходе к проблеме рационализации
сети, в основу которого положено определение по тем или иным соображениям предельного расстояния между станциями. При таком подходе
особенности уже имеющейся к настоящему моменту сети никак не учишваются. Возможна другая постановка вопроса, а именно: в каких пунктах рассматриваемой территории нужно открыть ноше станции, допол-
-
204
-
няющие уже имеющуюся сеть, чтобы аэрологическая информация удовлетворяла предъявляемым требованиям, и какие иэ существующих станций j
можно закрыть без ущерба для качества информации. В определенных
отношениях указанная постановка вопроса обладает преимуществами, в :
частности, полученные рекомендации могут быть легче осуществлены |
на практике.
Именно в такой постановке задача исследовалась С.А.Машковичем применительно к аэрологической сети северного полушария [ 7 ] . В работе
С.А.Машковича выполнялась оптимальная интерполяция поля геопотенциала поверхности 500 мб в узлы градусной сетки с шагами 5° широты и
10° долготы. Затем для каждого узла определялась так называемая мера
ошибки интерполяции £ , после чего отыскивались максимумы £ как
функции географических координат. Если значения максимумов £ ток превосходили среднее для всего полушария значение £ с р ., то в соответствующие узлы помещались "дополнительные" станции, и вся процедура повторялась уже с учетом новых станций. Повторение производилось до тех
.пор, пока £ ср не стало меньше 2 , 5 1 ( П. - мера ошибки наблюдения).
В качестве начального приближения использовалась реальная сеть стан
ций северного полушария. Всего было выполнено 5 туров расстановки •
дополнительных станций, в результате которых было размещено 195 нсвых
станций, а осредненная по полушарию мера ошибки интерполяции ^ с н и зилась с 0,205 до 0,030.
Работа С.А.Машковича представляет собой первый опыт планирований
сети станций на большой территории с помощью электронно-вычислительной техники и в этом отношении открывает новый этап в решении проблемы рационализации сети. После,дующие работы, по-видимому, также будут
выполняться на базе использования электронно-вычислительных машин.!
В заключение остановимся на возможных путях дальнейшего исследо|вания проблемы. Следует прежде всего подчеркнуть , что в настоящее!
время рационализация сети означает такое ее построение,
которое j
обеспечило бы достаточно точное определение дифференциальных характеристик метеорологических полей. Как уже отмечалось, именно дифференциальные характеристики, а не сами значения элементов представляют в первую очередь интерес для повышения качества численных прогнозов. Точность вычисления дифференциальных характеристик снижается по
сравнению с точностью анализа исходного поля элемента, притом тем}
больше, чем выше порядок дифференцирования. Эта точность может бфь
оценена заранее теоретическим путем. Полученные оценки следует клфть
в основу любых рекомендаций по размещению станций. Развивать проблему рационализации аэрологической сети нужно, по нашему мнению, в)
первую очередь в указанном направлении.
Возможно, учащение сроков наблюдений в некоторой степени монет
компенсировать недостаточную густоту сети в отдельных ограниченных
районах. Однако сгущение сети на поверхности земли в целом остается
настоятельной необходимостью для удовлетворения потребностей долгосрочного прогноза и многих других целей.
Вместе с тем, су чествуют принципиально иные пути повышения качест-
-
205
-
ва прогнозов, помимо сгущения сети и уточнения наблюдений. Один из
таких путей заключается в концентрировании информации и максимальном повышении надежности сведений, получаемых со станций. Простейшим средством для этого является осреднение. Например, поля относительного геопотенциала изобарических слоев, содержащие в концентрированном виде информацию о средней температуре соответствующих-слоев,
оказываются достаточно надежными и с успехом используются в численном прогнозе. Подобным же образом возможно повышение надежности
данных ветрового зондирования. С этой целью в работе [ 2 ] предлагается ввести в практику вычисление на аэрологических станциях некоторых интегральных характеристик ветра в слое между, подстилающей
и стандартной изобарической поверхностями - так называемых "полных
потоков". Применение их в качестве источников концентрированной информации о ветре может оказаться весьма плодотворным. При планировании аэрологической сети желательно учитывать эту возможность.
В районах с редкой сетью станций большое значение имеет использование для анализа данных численного прогноза на соответствующий срок
путем согласования диагностических и прогностических лтолей. Американские метеорологи Смит и Томпсон оценили эффект такого согласования априорно [12, 13]. Они рассматривали ошибку анализа в районе,
где данные наблюдений полностью отсутствуют ("дыра"), предполагая,
что в окружающей области объективный анализ может быть выполнен .с
абсолютной точностью. Оказалось, что если прогностическая схема точна, то ошибка анализа в "дыре"с течением времени экспоненциально
уменьшается до нуля благодаря проникновению в нее прогностических
данных, основанных на анализе над освещенной территорией. Если же
неточности прогностической схемы учитываются, что ошибка в "дыре"
уменьшается до некоторого сравнительно небольшого предельного значения. Практическая ценность этого вывода для решения проблемы рационализации сети очевидна.
Рекомендации по рационализации сети должны учитывать принятый в
прогностическом центре способ обработки информации, в частности,
возможность согласования полей различных элементов в процессе выполнения объективного анализа.
Организация аэрологических станций в океанических районах связана с особыми трудностями. В то же время число стандартных судовых
наблюдений довольно велико. Поэтому согласование высотных и наземных полей метеорологических элементов над океанами может оказаться
весьма эффективным и в некоторой степени компенсировать недостаточность аэрологических наблюдений в этих обширных районах.
Разумеется, при планировании сети на полушарии или на всем земном шаре нужно также учитывать возможность получения информации с
помощью новых технических средств: спутников, ракет, автоматических метеорологических станций.
-
206
-
Л и т е р а т у р а
О принципах рационального размещения сети
метеорологических станций. Труды ГГО, вып.
111, 1961. V
{
Г а н д и н Л.С.
Объективный анализ метеорологических полей.
Гидрометеоиздат, Л., 1963.
!
Добрышман
Е.М. Некоторые вопросы, связанные с объективным анализом метеорологической информфдяи
по существующей сети станций. Сб."Объективный анализ и прогноз метеорологически)! элементов". Изд.АН СССР, М., 1963.
j
Д р о з д о в
О.А.
Метод построения сети метеорологических
станций в-равнинной местности. Труды Ifro,
вып.12, 1936.
J
Д р о з д о в О.А., Ш е п е л е в с к и й А.А. Теория интерполяции в стохастическом поле метеорологических элементов и ее применение к вопросам
метеорологических карт и рационшиаац^и сети.
Труды НИУ ГУГМС, серия 1, вып.13, 194|.
З а в а р и н а М.В. О рациональном размещении сети аэрологических станций. Труды ГГО, вып.4 (63), |947.
С.А.
Применение
быстродействующих вычислительных
Машкович
машин в целях планирования развития сети
аэрологических станций. Метеорология и гидрология, № 7, 1963.
!
Рациональное размещение сети гидрометеорологических станций! Труда
ГГО, вып.4 (.66), 1947.
!
Ю д и н М.И.
Современные метода и проблемы численнЬго
прогноза погода. Труды Всесоюзного научного
метеорологического совещания, т.1, 1962.
1. Г а н д и н
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
Л.С.
Ю- EliДЭЗen A-iSawyer J-S-.Soagorinsky J . Upper a i r network requirements f o r numerical weather predictionWHO,Techical »ote,No29,1961.
Denejty of networks. Qrgmiaation MftioI I - f f u i p e r e W.J.А.
rologique Mondiale.flote Technique (lo30,
Annexe 7, i960.
*
}
12. Smith РВThe e f f e c t of advection in a region |<?f no
d a t a . T e l l u s , 13, f/o 3, T96l13- Thompson p.J).
A dynamical method of analyeing metforolojficaJ data. J e l l u e , i3,No 3, I96i-i
-
207
-
JI. А. ХАНДОЖКО
ТИПОВЫЕ ТРАЕКТОРИИ ШТОРМОВЫХ ЦИКЛОНОВ
ДЛЯ СЕВЕРО-ЗАПАДА ETC
6 настоящее время еще нет математического описания полного комплекса факторов, обусловливающих скорость ветра над водной поверхностью. Поэтому работы эмпирического характера продолжают занимать
большое место в исследованиях синоптических процессов, вызывающих
штормовые ветры. При этом возникает необходимость типизации синоптических процессов по тем или иным общим признакам.
Изучению как типовых синоптических процессов в целом, так и типовых процессов, вызывающих штормовые ветры, посвящено большое число исследований [1,4,о,9,11,.13,15,19,20,26,31,33 и д р . ] . Многие из
этих работ, ранее выполненных в плане регионального исследования
штормовых ветров, не потеряли своего практического значения до настоящего времени. Исследования, представляющие более широкие типовые
обобщения синоптических процессов, также находят практическое применение при оценке вероятности возникновения опасных явлений погода.
Часто в качестве основы типизации рассматриваются траектории циклонов, как это было сделано М.А.Рыкачевым [25], Ван-Беббероы [31] и
в работах последних лет [1, 14, 2 3 ] . Траектории барических центров
использованы Б.Л.Дзердзеевским [9] при типизации синоптических процессов северного полушария. Типовые траектории соответствуют преобладающим воздушным течениям в средней тропосфере, что отмечалось в
ряде исследований [11,15,19,20,281. Существует и другой путь типизации, основанный на установлении периодичности синоптических процессов. При этом рассматривается устойчивость знака термобарических
полей над "естественным районом", понятие которого было введено
Тейсеран-де-Бором 1361 и более глубоко обосновано Б.П.Мультановским
[19, 20] .
Использование типовых траекторий циклонов для диагноза и прогноза поля ветра удобно ввиду простоты применяемой методики. Однако при
этом ускользает связь с соседними барическими образованиями. Метод
выделения макропроцессов определенной длительности менее конкретен,
-
208
-
но в большей мере отражает динамическую связь барических полей [5].
Оба подхода по существу отражают две стороны одного и того же процесса - его характер (направленность, интенсивность) и периодичность.
Эти свойства процессов не должны рассматриваться раздельно. Макро-,
процесс, выраженный формой циркуляции атмосферы, следует рассматривать как фон, на котором анализ траекторий циклонов дает более конкретное обоснование синоптических условий развития штормов.
j
Црактика анализа макросиноптических процессов показывает, что в?
суточном периоде наиболее устойчивым элементом циркуляционного полк
является планетарная высотная фронтальная зона (ПВФЗ), волновое развитие которой было теоретически обосновано Россби [61 . Отсюда вытекают и три типа макропроцессов, предложенные Ю.Б.Храбровым (29l , :
каждый из которых однороден по своей внутренней структуре и определяется эволюционными изменениями ПВФЗ. В свою очередь последние находятся в тесной связи с формами циркуляции атмосферы, на что указывает А.А.Гире [8].
Вместо ПВФЗ в практике краткосрочного предсказания погода обычно
используются высотные фронтальные зоны (ВФЗ), выявляемые на картах
АТздц. Свойства В®3 могут быть положены в основу общих типов синоптических процессов, отражающих макропроцесс и определяющих интенсивность и направление перемещения штормообразующих циклонов.
Таким
образом, синоптические процессы, обуславливающие штормовые ветры,j
можно типизировать в зависимости от ориентировки ВЕЗ, типовых траекторий перемещения барических систем и кинематических особенностей!
термического поля.
<
Изложенные положения позволяют выделить для северо-запада Звро4
пейской территории Союза (ETC) шесть типов траекторий штормовых циклонов (табл.1).
j
Некоторые типовые траектории представлены в качестве разновидностей - частные группировки траекторий - преимущественно над районов
Балтийского моря.
}
Названия траекторий установлены в связи с их типовыми географическими положениями, а для ныряющих и южных циклонов - по району j
наиболее частого их возникновения. Стационарные циклоны представлены отдельным типом. Под"типом шторма" при данной траектории штормовых
циклонов следует понимать не столько различия в направлении и ско|рости ветра, сколько синоптический процесс, обусловливающий штор-|
мовой ветер с преобладанием данного направления, скорости и продолжительности. Поэтому понятие "типа шторма" помогает дифференцировать
многообразие синоптических процессов, вызывающих штормы»
J
Вероятно, при данном типе шторма и факторы, благоприятствующие!
возникновению штормового ветра (горизонтальный барический градиент,
кривизна изобар, точнее траектория частиц, характер температурной}
стратификации и др^должны находиться в определенном соотношении, f
присущем данному типу. Эта сторона вопроса требует дополнительного
изучения.
!
£
-
209
-
Таблица 1
Типы штормовых циклонов для северо-запада ЙТС.
Траектории или районы стационирования
Тип
№
название
1 Ныряющие
циклоны
П Северо-западные
циклоны
ш Западные
циклоны
№
1
2.
3
4
.6
6
7
8
1У Юго-западные
циклоны
9
10
11
У Южные циклоны
У1 Стационарные
циклоны
название
разновидность
Медвежьеостровские
Северонорвежские
Центральнонорвежские
Циклоны Баренцева моря
Циклоны Белого моря
Циклоны Балтийского моря а) Ботническая первая
б) Ботническая вторая
в) Центральнобалтийская
г) Южнобалтийская
Циклоны Северной Атлан- а) Исландская первая
тики
б) Исландская вторая
Циклоны Балтийского моря а) Ботническая
б) Центральнобалтийская
в) Южнобалтийская
Циклоны Норвежского моря
Циклоны Ботнического
залива
Циклоны прибалтийские
12 Балканские
13 Черноморские
14 Каспийские
15 Циклоны Белого и Баренцева морей
16 Циклоны Норвежского моря
17 Циклоны Северного моря
18 Циклоны Балтийского моря
В данном исследовании использованы синоптические материалы за период с 1953 по 1967 г . За шторм (штормовой период) принималось усиление ветра от-8 м/сек. и более продолжительностью 6 часов и более.
Было проанализировано 176 штормовых периодов по данным метеорологических наблюдений о.Мощный (Финский залив).
Рассматривая типы штормов в соответствии с формами циркуляции
атмосферы (табл.2),можно видеть, что штормовые шриоды находятся в
тесной связи с макроциркуляционными процессами. Так, штормовые ветры при ныряющих циклонах в 100$ случаях наблюдаются при меридиональной форме циркуляции (С). При северо-западных циклонах штормовые
ветры в подавляющем большинстве случаев (70,4$) наблюдаются также
при меридиональной форме циркуляции.
-
«о
8
ts
т— т—«
то>
—
70,4
аз о
Q fcj
£
•о
S tr
СЭ
18,5
<о
ts
и
о
СО
3
IS
о
СМ О
QH
' 8я
Е
§§
ьа
00
*—I 8
ы
JS
£
т—« <о
ы
f
о
-
со
см
о
о.дР»
ю
N
8
и
£
t
ы
ю
-о"
БЗ
см
с\з со"
$
СЛ
IS ю"
см
.ы
-
о
о>
V—
о
С
Л
I—I
ts
00
8г—
Число
штормо вых периодов
Is"
Тип
циклонов
•
см
см
чэ 8
5м
о>•
70,4
Р
to
Г*
I
й
8
33,3
••о
15,35
а
СО
г* СЛ
см Г""»
т—•
10,8
0J •
•г-*
.3,2
о
и
2
&
&
83,9
о Э"
ь
э
Т-*
ев >»—'
t 1i ЕгЕг
t
•в
©
Число
|
штормо- 1
шх периодов в
типе
<0
м
О.Я
-
15,35
Св
я
210
m
-
211
-
Рассмотрений последующих типов циклонов показывает, что наблюдается последовательный переход от меридиональной формы циркуляции через
вападную и восточную снова к меридиональной, соответственно от ныряющих к каспийским южным циклонам.
По числу случаев (из 176) в целом обнаруживается равномерное распределение по типам циклонов (тоже
по типам штормов) относительно
циклонов широтного смещения. Штормы при стационарных циклонах наблюдаются при всех трех формах циркуляции, причем чаще (70,4%) при восточной форме циркуляции.
Тип 1. Штормы ныряющих циклонов
Формирование бйЗ, ориентированной с северо-запада на юго-восток,
обусловливает выход циклонов с большой меридиональной составляющей.
Литературные данные СЗ, 16, 21, 26] и опыт оперативной работы указывают, что некоторые циклоны, для KOTojbix характерно типовое поле геопотенциальных высот изобарической поверхности 600 мб, представленное
на рис.1, на участках своего максимального развития смещаются под
углом, равным или более 45^ к параллели. Эта особенность в развитии
синоптических процессов позволяет особо говорить о так называемых
"ныряющих" циклонах, прохождение которых вызывает внезапное усиление
ветра до штормовых скоростей над водоемами северо-запада ETC.
Траектории ныряющих циклонов, как будет отмечено и для южных, являются отраяением предельных длин волн ПВФЗ большой амплитуды.
В данном типе штормов прослеживаются три обособленные траектории
(рис.2):
1. Медвежьеостровские ныряющие циклоны (рис.2а), наиболее часто
зарождающиеся в районе о.Медвежьего. Траектория их лежит через центральную часть Баренцева моря и далее к северному Уралу. Штормовые
ветры при этом над Финским заливом, Ладожским и Онежским озерами
наблюдаются на периферии циклонов, в целом представляющих собой глубокие и обширные депрессии.
Анализ термического поля показывает, что ложбины (области) холода
выражены слабо и как бы "скользят" по обширному гребню тепла, ориентированному от Северного моря. Средняя демаркационная линия между
холодными и теплыми массами воздуха лежит севернее рассматриваемых
водоемов - адвекция тепла наблюдается чаще. Это подтверждается и
частотой распределения знака адвективных и8менений температуры в
слое O T J Q Q Q и характера температурной стратификации ( a t ) приводного слоя (табл.3).
Из 5 штормовых периодов только один приходился на адвекцию холода
(табл.4). Штормовые ветры преимущественно западо-северо-западного
направления с правым поворотом.
Для характеристики весового вклада данной градации скоростей в
общую продолжительность штормового ветра при соответствующей типовой
траектории циклонов рассматривается относительная продолжительность
-
212
-
Рис.1. ШПОВАЯ КАРЧА к Т т ЦРИЩШЩХ( а. ) И
СЕВЕРО-ЗАПАДНЫХ ( б ) ЦИКЛОНАХ.
циклоны проходят севернее Финского залива,
циклоны проходят южнее Финского залива.
-
213
-
ю
«о
СМ
<о
о м
о о
п
С-
« I «
а
о
35 Bio о
о aS «
t.
о
м I
С) о
0>
я
§ W О,
X
as а о
О
& KJ м
о
«
о
i
И"
о I
a> a
" a
К
л
я
I
о
п.
<и
и
П)
о
ваш
О сЗ
So
О Сч
чо«
Я ч он
s®o
5га з
сб
х
3&
О X
ЧОЧ
м а о»
Ико я
ф
§
1
о
Ц
к
ст
о о>
•=!* '•О "tf
'Л яС О О Tf
'О г* СО
см
S
ао CV-
ад
г>
•Л! I
со см
о
см
СЛ
33
оо см
сл
00 о те
СМ
I СМ
О
оо
£н
О
•ч.
'О 1 •о
ф
о
|
+->
~о слсм СМ
я
о
I
см
СО
I
I
9
и а>
га я
а, а,
ej о
х зз
фо
eras
I
8<
ош
W-K
а> W
И а>
а? m
I а»
01 К
йз
ф «
по
СО СО
см СЛ?
СО
СО СМ
СО
СМ I см те
•sp СО
см
счг
'.О N
I
со
I
!0
я о
о
sa
I
1Д
э
О
О
'О 'О
3TJ31
о
V
1С ю
-7 -X
О
А
О
О
'О v o
.TyUS.
о
v
о о
ю ю
*v ~EL
О
л
- 214
«
я
с
|
N
£
-
«0
&
т
— ЗБ
ас
«
ЧЭ
о"
8
ю
SP
й.
<в
бн
1
1*1
аз ш
Ч•
со
г
—
N.
—
t
«О
«о
^
•ф
см
03
г»
!Г5
и
mЭ
•
СО
—
г*
Ю
«V
см
N
СО
ю
Ю
1
СО
о
о»
т—
СО
(Л?
|1
|1
г—
СО
г—
ю
С-
СО
см
IV
см
г»
СМ
sH
со
со
^
аз
о
N
00
ч
—
8)
>>ш
р
11
СО й
a
8'
я
§
£
а
1
I*
&&
8.1
п
ю а>
см
1Л
СО
•я
со
в
со
8
, ts
<3
1Я
'.О
со
см
ГЧ
<0
г*
00
ч
со
i
г—
•ф
IS
см
IS
$
CM
•ф
со
СМ
см
со
со
Н
§5
г* т-«
<
о*
Ч
—
о
о1
to 1
о>
А я' ы
«в® и 5 Erg
§
Г
Ш 3 св
щ л Эа
m
я
фяоg i l l I l l s SB&9B,
а
3 О
1 | 6-11IS881
OIOiB»^» I I . I I , t i l l , в ч я б 984 В 8
1
-
215
-
(в %), зависящая от повторяемости и продолжительности атих скоростей
(табл.5, 7, 10, 12).
Как можно видеть из табл.5, относительная продолжительность скоростей ветра 10-12 м/сек. составляет 72$ от суммарной продолжительности штормового ветра по наблюдавшемуся числу случаев медвежьеостровских ныряющих циклонов.
Средняя продолжительность штормовых периодов этой траектории составляет 30 часов.
2. Северонорвежские ныряющие циклоны (рис.26). Район их возникновения - между о.Медвежьим и Северной Норвегией. Это наиболее резко выраженный обособленный пучок траекторий, круто опускающийся к юго-востоку через Белое море на центральные или восточные районы ETC. Северонорвежские ныряющие циклоны с внезапно возникающими штормовыми ветрами наиболее опасны для судоходства в районе Финского залива, Ладожского и Онежского озер [7, 18]. Скооость этих циклонов в среднем составляет 70-80 км/час, достигая иногда 100 км/час [16, 21] на участке
интенсивного углубления.
Осевая траектория холода имеет более выраженный характер "ныряния"
над Фенносканцией.
Области тепла смещаются в первую половину шторма от Ботнического
залива к юго-востоку, во вторую - к северо-востоку или северу (рис.2б).
Штормовые ветры наблюдаются, как правило, при адвекции холода (табл.3,
4 ) . Преобладающее направление ветра - северо-северо-запацное с правым
поворотом (табл.5). При данной траек:ории интервал скоростей увеличивается. Скорости ветра 14 м/сек. и более составляют 15$. Средняя продолжительность скорости 14 м/сек. - 14 час., 16-18 м/сек. - 3 часа.
Учитывая, что большие скорости ветра внезапно возникают с прохождением холодных фронтов, следует еще раз подчеркнуть опасность данной
траектории и необходимость тщательного анализа синоптических условий
при значительной мервдиональности ВФЗ.
3. Центральнонорвежские ныряющие циклоны (рис.2в). Циклоны опускаются резко к югу, чему способствует и более меридиональное положение
ВФЗ. В период штормового ветра над Финским заливом и Ладожским озером
циклоны проходят центральную, часть Балтики, а затем смещаются южнее
рассматриваемых водоемов. В этом их отличительная черта от циклонов
первых двух траекторий.
Ввиду небольшого числа случаев кинематику термического поля:» характерную данной траектории, установить пока затруднительно.
В нижнем 1,5-2-километровом слое в период шторма устанавливаются
потоки северо-восточной четверти, что определяет и особенности характеристик ветров. Штормовые ветры наблюдаются, как правило, при адвекции холода (табл.4).
Преобладающее направление штормовых ветров северо-северо-восточное
с левым поворотом (табл.5). Скорости 10-12 м/сек. составляют 80,6%
со средней продолжительностью соответственно 16 и 8 час.
Рассматривая в целом все траектории ныряющих циклонов, можно обна-
- 216
-
Рис.2. КИНЕМАША ЛОЖБИН (ОБЛАСТЕЙ) ХОЛОДА, ГРЕБНЕЙ
(ОБЛАСТЕЙ) ТЕПЛА ПРИ НЫРЯЮЩЙХ ЩКЛОНАХ.
а - медвежьеостровские, б - северонорвежские,
в - центральнонорвежские.
Условные обозначения:
траектория циклонов,
траектория ложбин (областей)холода,
— т р а е к т о р и я гребней (областей) тепла,
- границы траекторий ложбин (областей) холода
и греоней (областей) тепла,
демаркационная линия,
•
- о.Мощный.
=
;
ружить некоторое уменьшение средней продолжительности штормовых периодов от медвежьеостровской траектории к центральнонорвежской, смену
правого направления вращения ветра на левое и соответственно увеличение пределов изменения направления ветра от 18 до 84°.
-
I и
о о
5G«S
й к
ев
8
ш
T
л
«cflS
J.
a
s
ЕН В M
а: ч ci
ФОТ M
tno о
о
~гЯ
о
о
§ W cS
SCOQ,
6H « О
о ен
ю m
CO
О
0
m
217
-
<о
&
8
о
I
со
ю
•ф"
СО
о
о
СЛ
со
0
1
CQ
СО
as
о
«
СМ
OS
Ф
СО
m
о
о 00
I
3
см
в
sum
В о ft
Оф Ф
О 9С
§о оь
СО
СО
со
СО
to
3
Сй
3
3
о
I
о
-3-е
см
•о
СЬ
со
оГ
СО
ТяГ«® —
Sф
о trw
gxa
к g> о
&§*
ш
СО
со
8
XX
ФОФ
ста m
8
8.А
Ф А>
в
8
3
о
8&S
ЕС
о
я о о
см
см
см
о
1
со
тй
iЭА
фо
S B ' S
Ф о а
ю со
СО
3, §
Ф
B B S
см
8
СО
о
I О)
со
I
3
а
СО
со
СО
со
8
I
СО
•о см
3
о
и
л
я I t
ф
Фm
&«
ф!=> я ее аз Ф Ф
am
S я
я®
l i t , се ев
§& И X ЕЦ гаm х
даю/
& аф
ЧЭоЗев Э я
SS
о ag.
ФX X и
&&
м
й " ! й Э ф СО 0) А Ф Ф'-'
XI В С X я аз m К в ч
I I
ФX
св со
ftc6 л
Раи
о
®so
k
YT
i I•и л
« I I
l & ев о
t.
и л СбЙ « М л о ® » ф ^
о ч ла о х очлот
кв т
t=f Ф н асе СГ TR Ф Б? а И
Я
оиоо
Spuffe
A S О В
ttfts о и в> ее «о о 3
И й х a mо в« вов ао ш х
-
Тип.П.
218
-
Штормы северо-западных циклонов
ВФЗ ориентирована с северо-запада на юго-восток с меньшим углом
наклона, к широте, чем при ныряющих циклонах (рис,16). Деформации ВФЗ|
на карте АЯздо предшествует развитие высотного теплого антициклона над
Западной Европой с гребнем, вытянутым к северо-востоку, и оформление1
холодного циклона над северо-востоком или востоком ETC.
При северо-западном "вторжении" циклоны "переваливают" через Скандинавию в среднем под углом, меньшим 40° к широте. В начале и в конце
траектории эти углы к широте невелики. ШЗ как при циклонах, проходящих севернее Финского залива, так и при проходящих южнее его, в среднем мало меняет свою мерициональность (рис.16), однако во втором случае максимальные барические градиенты на высотах сдвинуты к юго-запаДУ.
Как отмечалось, штормы данного типа наблюдаются преимущественно :
при меридиональной форме циркуляции (табл.2). Северо-западные циклоны
западной формы циркуляции (26$) наблюдаются в периода преобразование
западной формы циркуляции в меридиональную.
<
Принадлежность циклона к западной форме циркуляции подчеркивает й
кинематика термического поля - отсутствие мервдиональности гребней)
(областей) хеша.
Положение ВФЗ, траекторий циклонов и особенности в кинематике их
термического поля позволяют более объективно дифференцировать типовые
траектории северо-западных циклонов. Прежде всего следует рассматривать праектории циклонов Баренцева, Белого и Балтийского морей. Наиболее часты в данном типе циклоны Балтийского моря (64$), а их обособленные траектории позволяют установить разновидности (табл.1).
Рассмотрим некоторые особенности северо-западных циклонов и обусловленные ими характеристики штормовых ветров.
1.Циклоны
Б а р е н ц е в а
м о р я , проходят от района
Шпицбергена черев Баренцево море к югу Новой Земли (рис.За).
ВФЗ лежит более севернее по сравнению с типовой, однако черты поля
геопотенциальных высот изобарической поверхности 500 мб остаются те же
Как правило, это глубокие циклоны, занимающие большие площади. Штормоше ветры наблюдаются при .адвекции холода (табл.3,4). Преобладают западные ветры. Максимальные скорости в рассмотренном числе случаев не
превышали 10 м/сек. Направление ветра устойчивое, средняя продолжитель
ность штормовых периодов невелика (16,5 часа) (табл.5).
2. Ц и к л о н ы
Б е л о г о
м о р я (рис.Зб), пересекая сёвер
Скандинавии, смещаются на Белое море и далее к востоку. Над Финским
заливом и Ладожским озером преобладает адвекция холода (табл.3, 4)1
Штормы более продолжительны, чем при северо-западных циклонах Баренцева моря (в среднем 60 час.), с преобладающим северо-северо-запздным направлением и правым поворотом. Максимальные скорости 14-18 м/сек
составляют 16% всех случаев данной типовой траектории (табл.5).
I
Внезапное возникновение таких скоростей связано с цроховдением колодных фронтов, аналогично ныряющим циклонам северонорвежской траек-
ftic.3./КИНЕМАТИКА ЛОЩИН (ОБЛАСТЕЙ) ХОЛОДА, ГРЁБШИ (ОБЛАСТЕЙ)
МЫА ПРИ СЕВЕРО-ЗАПАДНЫХ ЦИКЛОНАХ,
а - циклош Баренцева моря, <5 - циклоны Белого моря, в - д
- циклоны Балтийского моря: в - бохническая первая, г - ботническая
вторая, д(1п> центральнобалтайская, д(2п)- гашобалтийская.
(обозначения ом.рио.2).
- 220
-
тории. Рассматриваемыв.циклоны Белого моря, представляющие наибольшую опасность в период навигации, и должны подвергаться более тщательному анализу в оперативной работе синоптика.
i
3. Ц и к л о н ы Б а л т и й с к о г о
М о р я (рис.Зв,
г,д) - северо-западные циклоны, пересекающие Балтийское море, мо^ут
проходить севернее или южнее исследуемого района. В первом случае|
устанавливаются две разновидности траекторий: ботническая первая й
ботническая вторая, во втором - центральнобалтийская- и южнобалтий-екая.
Наблюдается различие в положении ВФЗ по A T Q Q Q для группы циклонов,
проходящих севернее и южнее Финского залива (рис.16).
!
Термическое поле при этом претерпевает существенное различие. Для
ботнической первой траектории (рис»3в) характерны слабо выраженная
мервдиональность мещения ложбин (областей) холода и гребней (областей) тепла по O T J Q Q Q при западной форме циркуляции. Ботническая вторая траектория (рис.Зг) наблюдается цри резко выраженной меридиональное ти смещения ложбин (областей) холода и гребней (облартей) тепла,
причем максимальная адвекция холода наблюдается непосредственно над
Финским заливом - Ладожским овером (табл.3,4).
•
Очаги холода в случаях обеих траекторий зарождаются между Шпицбергеном и Исландией и к началу шторма хорошо прослеживаются у берегов
Норвегии.
Характеристики штормовых ветров (табл.5) подчеркивают различие
этак траекторий. Ботническая первая траектория обусловливает преобладание западо-юго-западных штормовых ветров, ботническая вторая; северо-вапацных. Устойчивость направления первых больше, чем второе:
пределы изменения направления ветра соответственно 24 и 80°.
{
Средняя продолжительность штормов при ботнической второй траектории почти в 3 рааа больше, чем при ботнической первой. Диапазой
штормовых скоростей при ботнической второй траектории также больцге,
около 135? случаев приходится на скорости 14-18 м/сек., в то время
как при ботнической первой скорости ветра 14 м/сек. составляют 4|2$
случаев,, а скорости более 14 м/сек. не отмечались.
В случаях центрально- и южнобалтийских траекторий (рис.Зд) характер кинематики отличен от первых двух. Создаются условия, благоприятствующие проникновению холодных масс вовдуха с северо-востока;}
это особенно характерно для южнобалтийской траектории.
<
Прохождение циклонов южнее Финского залива и Ладожского озера
определяет и иную структуру термического поля над ними. Прежде всего
отмечаются два района формирования холодных масс воздуха, поступающих на ETC в виде замкнутых областей или глубоких ложбин. Один из
ЭТИХ районов я Северная Атлантика, другой - Карское море - Таймф.
Холодные массы атлантического происхождения являются составной
частью термической структуры циклона от начала его зарождения .и
поступают на центральные районы ETC через южную часть Балтийского
Моря. Холодные массы, распространяющиеся с северо-востока :£рис.3д),
- 221
-
вторгаются непосредственно на водоемы северо-запада ETC в период
максимального развития шторма*
Вхождение таймырской ложбины холода в систему циклонической циркуляции способствует оформлению над Ладожским озере» и Финским заливом северо-восточного тыла циклона в противоположность северо-западному (обычному) шлу циклонов, перемещающихся севернее.
С усилением антициклона или гребня высокого давления над северовостоком ETC очаг тепла в системе циклона быстро трансформируется
южнее широш 60°, тем самым создаются благоприятные условия для
проникновения ложбины холода в район водоемов с северо-востока* Бели
условия роста давлений над северо-востоком ETC отсутствуют, северовосточный тыл выражн слабо.
Диапазон штормовых скоростей при центральнойалтийских циклонах
больше, чем при южнобалтийских. Однако при южнобалтийских циклонах
относительная продолжительность скорости ветра, равная 14 м/сек.,
составляет 20j£$, в то время как при центральнобалтийских значительно меньше - 9,8$. Это является важной особенностью штормовых ветров
южнобалтийских циклонов.
При обобщении штормовых северо-западных циклонов прежде всего обнаруживается сдвиг в кинематике термических полей к югу с общим сдвигом траекторий циклонов к югу.
Кинематика термического поля при этом приобретает все более меридиональный характер.
Формы циркуляции атмосфер!, определяющие макропроцесс над атлантико-европейским сектором цолушария, показывают переход от более северных траекторий с меридиональной формой (С) к крайним южным в данном
типе с восточной формой (Ё). Отсюда, видимо, можно заключить, что,
чем больше вероятность преобразования меридиональной формы циркуляции в восточную, тем с большим основанием следует ожидать формирование штормового северо-восточного тыла над рассматриваемыми водоемами при смещении углубляющегося циклона по крайней южной траектории.
Тип 01. Штормы западных циклонов
Главной особенностью синоптических процессов данного типа штормовых ветров является западно-восточный перенос масс воздуха, хорошо
выраженный во всей толще тропосферы. В этом находит отражение и западно-восточное чередование ложбин (областей) холода и гребней (областей) тепла.
Положение ВФЗ (рис.4а) на AT^QQ И широтные сдвиги ее приводят к
формированию определенного термобарического поля над водоемами.
Крайнему южному положению траекторий данного типа соответствует
ВФЗ, ориентированная вдоль центральной Европы. Над северными и северо-восточными районами ETC - барический гребень. Штормы данного типа
возникают наиболее часто и составляют 35,2$ всех 176 штормов (табл.2).
Анализ синоптических материалов позволяет выделить циклоны, перемещающиеся над Северной Атлантикой и Балтийским морем. По району
Рис.4. ТИПОВАЯ КАРТА AIQQQ ПРИ ЗАПАДШХ ( а ) , ЮГО-ЗАЩДШХ
И ОШХ ( б ) И СТАЩОНАРШХ ( в ) ЩКЯОНАХ.
а: 1 ••
циклоны цроходят севернее Финского зажива,
-"южнее
,
б:
юго-вапацные циклоны,
о ш в циклоны,
в:
стационарные циклоны Норвежского моря,
-"-"Северного моря.
-
223
-
обособления пучков траекторий и характерной для них кинематике термического поля устанавливаются 5 разновидностей траекторий (табл.1).
Рассмотрим некоторые особенности западных циклонов и соответствующие им характеристики штормовых ветров.
1. Циклоны Северной Атлантики (рис.5а, б ) . Траектория этих циклонов
лежит от района Исландии к северо-востоку, огибая Скандинавию с севера.
Это, как правило, глубокие циклоны, занимающие обширные площади и обусловливающие погоду значительной части северо-запада ETC. Циклоны смещаются медленно, на их южной периферии возможны возникновения волн и
частых циклонов у точки окклюзии. Однако кинематика термического поля
исландской первой и второй траекторий различны.
И с л а н д с к а я
п е р в а я приходится на период преобразованния форм циркуляции, в основном восточной в западную.
И с л а н д с к а я
в т о р а я соответствует установившейся западной форме циркуляции, следствием чего является и более зональное
смещение ложбины (областей) холода и гребней (областей) тепла по сравнению с первой.
Штормовые ветры над водоемами наблюдаются как при адвекции холода,
так и при адвекции тепла (табл.4,б).
Отрицательные и положительные значения At и адвекции в слое O T J Q Q Q
по сумме случаев приходятся соответственно как 30 : 80 и 19 : 42 (табл.б).
Преобладающими являются юго-западные и западо-юго-западные ветры, им
соответствуют и максимальные скорости (табл.7). Штормовые вещи исландской первой траектории более устойчивы, средние пределы изменения направления ветра составляют соответственно 25°3 и 64°8. При этом направления штормошх ветров первой траектории испытывают как левое, так и
правое вращение, при второй траектории наблюдается только правое вращение .
Средняя продолжительность штормовых периодов исландской второй траектории почти в два раза больше.
Скорости ветра, достигающие 14 м/сек., таквв чаще при второй траектории.
2. Циклон Балтийского моря (рис.5в, г, д ) . Анализ траекторий западных циклонов, пересекающих Скандинавию, показывает специфические особенности в их поведении над этим районом (рис.5в,г). Циклоны, "переваливающие" Скандинавский хребет севернее параллели 35°, претерпевают
отклонение к югу (рис.бв,) и смещаются под углом 10-20° к широте. Над
Белым морем и Карелией широтная траектория восстанавливается.
Циклоны, пересекающие Скандинавию южнее б^ 3 , претерпевают отклонение к северу, начиная с меридианов 20-25° в. под углом 20-30° к широте
(рис.ог). Причины этого, по-видимому, кроются в орографическом влиянии Скандинавского хребта. Кроме того, этот гранитно-гнейсовый массив
полуострова быстро охлаждается в осенне-зимний период, превращаясь в
"холодильник" Западной Европы, благоприятствуя условию местного антициклогенеза. При этом циклоны, огибающие хребет с севера, должны
- 224
-
получать положительное ускорение, огибающие с юга - отрицательное.
Таблица б
э Т
Число случаев с At и (~§т)с<различного знака при штормах
западных циклонов.
Тип
циклонов
Название
траектории
Западные
циклоны
циклоны Северной
Атлантики
Разновид- исландсности
кая
первая
исландская
вторая
циклоны
Балтийского моря
At = t возд.
^ вода
9
9
20
1
21
5
38
2
40
12
42
2
44
13
<15 °1
30
50
43
>15 °1
Сумма
30
43
<0 <15 °1
>|5°1
Сумма
0
>0
9
-
50
( т г Ь слое
Сумма
ботни- централь- южноческая нобалтий- балтийская
ская
41
7
150
29
179
46 385
34
3
160
34
3
160
24
65
г\т
ООО
Ui
1000
<15 °i
б
3
и
11
16
47
3
9
3
7
Сумма
* 0
10
5
20
31
8
8
19
8
6
22
4
44'
91
28 217
а
19
25
4
10
14
4
9
13
9
10
19
27
61
88
«0
>0
Сумма
4
13
\7
Заметим к этому, что иа 30 циклонов, пересекающих Скандинавию, только 3 приходились на летний период. Указанная особенность
-дополнительный показатель различия ботнической и центральнобалтийской
траекторий штормовых циклонов данного типа.
Штормовые ветры наблюдаются как цри адвекции холода, так и при
адвекции тепла (табл.4). Отрицательные и положительные значения At
и адвекции в слое ОТ -JQQQ соответственно распределяются при указанных траекториях по числу случаев как 84 : 77 и 50 : 27 (табл.б).
Преобладающие штррмовые ветры циклонов обеих траекторий западно-югозападные с правым поворотом. Пределы изменения направления ветра для
обеих траекторий близки в среднем к 60°. В средней продолжительности скоростей ветра по градациям (табл.7), а также в повторяемости
максимальных скоростей заметных различий не обнаруживается.
Заметим, что центральнобалтийская траектория цредставляет собой
-
225
-
Таблща 7
Характеристика штормовых ветров при западных
циклонах.
Западные
Тип циклонов
Название
траекторий
Ч ч
\ Разновидность
Харак-\.
теристика шторма
Преобладающее
направление
ветра
Направление
ветра при U" м а к с _
Пределы изменения направления
веара (в град.)
Направление
вращения ветра
Продолмин.
жительмакс,
ность
шторма,
ср.
в часах
Средняя
продолжи- 8-9
тельность
10
скоростей
ветра (в
12
часах) и
относительная
13-15
(в процентах)
16-18
19-21
циклоны
Северной Атлантики
циклоны
циклоны
Балтийского моря
исланд- ботни- централь- южнобалская
4ecKaf ное алтай- тийская
ская
вторая
исландская
первая
ЮЗ
зюз
ЗЮЗ
юз-зюз
ЮЗ
юз-зюз
зюз
з-зсз
всв
25,3
З-ЮЗ л
ЮЗ-З п
12
48
28,8
64,8
54,8
62,3
31,8
6,7(23,4)
15,4(53,2)
10,2(22,1)
3,0(1,3)
—
СВ
ЮЗ-СЗ п ЮЗ-СЗп Ю-СЗ п ЮВ-СВ л
.
18
84
50,2
9
138
33,4
9
84
36,5
13,3(23,2)
10,0 9,5(26,0)
(28.1)
25,3(50,2) 12,3 18,4(46,2)
(27 6)
19,3(19,1) 16 1 12,4(20,8)
(аа'/А)
7 , 5 ( 7 , 5 ) 9,0(10.11 4 , 8 ( 5 , 1 )
з . с х ш 4,5(1,9)
—
6
81
20,0
5,3(22,4)
6,8(29,1)
9,4(27,8)
9,0(16,7)
6,0(3,2)
3,0(0,8)
отчетливо выраженный пучок траекторий циклонов.
С циклонами этой траектории связаны наиболее опасные наводнения
в устье р.Невы (табл.8).
Приведенные данные подтверждают известную "наводненческую" траекторию циклонов, проходящих черев юг Скандинавии на Аландские острова
и Финляндию, на долю которых приходится 60$ всех подъемов уровней
100 см в устье р.Невы за 1953-1957 г г .
В этом одна из особенностей проявления циклонов центрадьнобалтийской траектории.
Особые синоптические условия штормовых ветров над водоемами возникают при южнобалтийской траектории (рис.5д). Высотное поле геопотенциала изобарической поверхности 500 мб (рис,4а) резко отличается
- 226
-
аг высотных полей уже рассмотренных циклонов данного типа,
j
Таблица 8
Повторяемость подъемов уровня воды в устье р.Невы
( > 100 см) при разных траекториях циклонов за 1953-19о7: гг.
Тип циклонов
Траектория
Ф
Ныряющие циклоны
Северо-западные
циклоны
То же
Западные циклоны
То же
Беломорская
С
П
11
Юго-западные
циклоны
Стационарные
циклоны
То же
Сумма
Балтийская первая
Ботническая вторая
Исландская первая
Исландская вторая
Ботническая
ЦентральнобалтийЬкая
Норвежская
Циклоны Норвежского
моря
Циклоны Балтийского
мора
Число
случаев
t
1
W
*
2
1
4
8
19
! 2
! 2
1 2
I 8
П5]
} 38 176
W
11
1 22 J
W
3
! s
W
1
!
1
с
Е—
W
W
W
J.
W
1
|
50
j 2
1100
Двухцентровая область низкого давления вытянута . с запада |на восток в пределах широт 50 - 65°. Над северо-востоком ETC располагается
высотный гребень.
Основной высотный циклон на севере Англии. Траектории циклонов
занимают самое южное положение в данном типе: через Данию, юг Балтийского моря и далее на восток между Москвой и Ленинградом.]
Кинематика термического поля при данной траектории схожа |с таковой при центрально- и южнобалтийских северо-западных циклонах, смещающихся южнее Финского залива.
§
В этом случае также отмечаются два района формирования областей
холода средней тропосферы. Один - формирующий циюмн-атлантйчеекого
происхождения, другой - таймырского. Развитие антициклона н|д северными районами ETC способствует проникновению холодных масс воздуха
на водоемы северо-запада ETC. Это и способствует формированию северо-восточного холодного тыла циклона со штормовыми ветрами.j
Если циклон южнобалтийского пучка траекторий смещается по линии
Стокгольм-Таллин, поступление холодных масс воздуха с северо-востока через Архангельскую область - Белое море или слабое, или|вовсе
не наблюдается. Они поступают с Норвежского моря, как в случае централвнобалтийских циклонов, что не способствует оформлению северовосточного тыла. При осевых и южных смещениях циклона данного пучка
холодный воздух Обско-Таймырского очага проникает прямо на Онежское
и Ладожское озера и Финский залив. Ложбина холода цри этом Хорошо
прослеживается по OT-JQQQ И над северо-западом ETC с холодными массами атлантического происхождения образует единую систему.(Северо-
- 227
-
РИС.5. КИНЕМАШКА ЛСЖБИН (ОБЛ.)ХОЩЦА И ГРЕБНЕЙ (ОБА.)
ТЕША ПРИ ЗАПАДШХ ЦИКЛОНАХ,
а-б - циклоны Северной Атлантики: а - исландская первая;
б - исландская вторая,
в-д - циклоны Балтийского моря: в - ботническая,
г - центральнобаятийская, Д - южнобалтийская.
(Обозначения см.рис.2 )
-
228
-
;
восточный тыл циклона оформляется.
Штормовые ветры наблюдаются гфеимуврсизенко при адвекции холода
( т а б л . 4 ) . Распределение отрицательных и положительных значений A t
и адвекции в слое ОТ
( т а б л . 5 ) соответственно по числу случаев
приходятся как 65 : 3 и 22 : 19. Как видим, знак адвекции средней температуры. нижней тропосферы близок к равновероятному, в то время как
в приводном слое в подавляющем большинстве случаев наблюдается а д в е к ция холода» Такова особенность северо-восточного шла» в противоположность северо-западному (обычному), где адвекция холода сохраняетс я , как правило» во всей нижней тропосфере.
Цри южнобалтийской траектории преобладают северо-восточные штормовые ветры с левым поворотом ( т а б л . 7 ) .
Максимальные скорости достигают 20 м/сек.Средняя продолжительность
скоростей ветра > 14 м / с е к . составляет около 21?? из числа в с е х с л у чаев данной траектории.
Обобщая анализ штормообразующих западных циклонов, следует с к а з а т ь , что рассмотренные типовые траектории хорошо совпадают с и з в е с т ными траекториями циклонов по М.А.Выкачеву [253 и Ван-Бебберу [31] .
С переходом к более южным траекториям штормовые скорости растут
и р а с т е т их продолжительность ( т а б л . 7 ) . '
\
;
!
•
j
Тип 1У. Штормы ю г о - з а п а д ш х циклонов
Синолшческие процессы, при которых траектории циклонов имеют боль4
шую южную составляющую, являются антиподом северо-западных циклонов.}
ВФЗ в данном типе циклонов (рис.46) ориентирована через централь- f
ные районы Е в р о ш к с е в е р о - в о с т о к у . Глубокая барическая ложбина ш т я - :
нута вдоль западного побережья Европы. При таком положении высотной {
ложбины траектории циклонов в этом типе смещаются к северо-востоку
;
по т о ! или ивой типовой траектории ( т а б л . 1 ) в зависимости от сдвига
высотной ложбины к западу или востоку относительно Скандинавии.
1 . Циклоны Норвежского моря ( р и с . б а ) смещаются вдоль западных б е регов Норвегии.
2. Циклоны Ботнического залива ( р и с . 6 6 ) смещаются от Северного м о - |
ря через Ботнический залив на Белое море»
3 . Прибалтийский циклоны ( р и с . б в ) смещаются вдоль балтийского п о - J
бережья Центральной Европы, Кинематика термического поля в соответст-?
вии с положением траекторий циклонов испытывает сдвиг к юго-востоку, j
Штормовые ветры над водоемами наблюдаются как при адвекции тепла,
так и при адвекции холода. Таблица 4 показывает, что штормы цри юго- западных циклонах чаще наблюдаются при адвекции холода.
. J
Отрицательные и положительные значения A t и ( ~ § T F ) а в слое ОТ I Q Q Q S
по сумме случаев ( т а б л . 9 ) приходятся соответственно: циклоны Норвеж- '
ского моря и Ботнического залива - 44 : 31 и 30 : 14 и циклоны прибалтийские 18 : 3 и 5 : 5 . Преобладающими направлениями штормовых вет*
ров являются: при циклонах Норвежского моря - юго-юго-западное, при ?•
циклонах. Ботнического залива - юго-западное, при циклонах прибалтий- ;
229
Рис.6. КИНЕМАТИКА ЛОЖБИН (ОБЛ.) ХОЛОДА. И ГРЕБНЕЙ (ОБЛ.)
TSTLIA ПРИ лЗГО-ЗАШдЬЫХ ЦИКЛОНАХ.
А - циклоны Норвежского моря,
Б - циклоны Ботнического залива,
В - прибалтийские циклоны (обозначения см.рис.2).
ских - восточное (табл.10).
С приближением траектории к водоемам правый поворот ветра циклонов,
смещающихся севернее, меняется на левый поворот гетра при циклонах ,
смещающихся южнее Финского залива.
В том же порядке наблюдается увеличение диапазона штормовых скоростей и' максимальной скорости. Так, средняя продолжительность скоростей ветра ^ 12 м/сек. при прохождении циклонов Норвежского моря
составляет 12,5$ всех случаев этой траектории, тогда как средняя
продолжительность тех же скоростей ветра прибалтийских циклонов составляет
Штормовые ветры в последнем случае достигают 18 м/сек.
Заметим к этому же, что западная форма циркуляции в том же порядке рассмотрения траекторий меняется на восточную. Таким образом, наиболее сильные штормы в этом типе наблюдаются при восточной форме
циркуляции.
Тип У. Штормы южных циклонов
Поле геопотенциала изобарической поверхности оОО мб (рис.46) характеризуется областью низкого давления над Центральной Европой, в
противоположность "ныряющим" циклонам, при которых здесь наблюдается область высокого давления, а область низкого давления - над Новой
Землей.
Различия южных и ныряющих циклонов кроются в крупномасштабных процессах [э, 8, 19, 20] с присущими им положениями ВФЗ [8, 29]. Противоположность этих процессов проявляется и в том, что "ныряющие" цик-
-
230
лоны зарождаются и развиваются на северной периферии высотного гребня
при значительном увеличении антициклонической кривизны по потоку, > в
то время как "южные*- на южной периферии высотной ложбины цри значительном уменьшении циклонической кривизны по потоку. Выходу "ныряющего" циклона предшествует накопление тепла в области высотного премия
в высоких широтах, выходу же Люжных" циклонов - проникновение и Накопление холодных масс воздуха в субтропических, районах.
По восточной периферии высотного циклона (или глубокой ложбины) и
наблюдается выход южных циклонов. Сдвиг высотного циклона (ложбины)
к востсщу должен указывать на возможность выхода каспийских циклонов.
По концентрации траекторий рассматривается выход циклонов с Балкан,
Черного моря и Северного Каспия (табл.1).
Первые две траектории наблюдаются при восточной форме циркуляции,
третья - при меридиональной.
1. Балканская траектория (рис.7а). Холодные массы воэдуха в период
шторма поступают с севера, северо-запада. Ложбины холода ориентированы от Карского моря через Скандинавию а последовательным смещением к
востоку. Очаг холода смещается по югу Балтики, гребень тепла - через
центральные районы ETC.
2 . Черноморская траектория (рис.7б). Холодные мае® поступают на
водоемы с центральных районов Европы. При этом ложбины холода ориентированы с севера.
Южная часть их смещается к востоку и северо-востоку, а северна^ к западу и юго-западу. Теплые массы поступают с большой северной доставляющей на север Скандинавии.
3 . При каспийской траектории кинематика термического поля ( пб
ОТ 1000) претерпевает существенные изменения в соответствии с циркуляцией потоков высотной депрессии и сдвигом ее к востоку (рис.7в)*
Полная кинематика термического поля,представленная для южных циклонов, вызывающих штормовые ветры над водоемами северо-запада ETC,
наглядно показывает особенности, присущие каждой траектории.
Анализ таблиц 4 и 9 показывает, что в период шторма в нижнем пятикилометровом слое чаще наблюдается адвекция тепла. Как бы в противоположность этому разность температур воздух - вода ( A t )
в приходном слое (табл.9), как правило, отрицательна: соотношение_по знаку
числа случаев для всех траекторий составляет 109 : 2 . Эти два случая
( A t > 0) наблюдались при балканской траектории. Это говорит о том*
что неустойчиво стратифицированный приводный слой воздуха, видимоj
имеет сравнительно небольшую толщину, зачастую под слоем фронтальной
инверсии. Учет этого момента крайне необходим при прогнозе штормовых
ветров, путем послойного анализа адвективных изменений температуры.
При балканской и черноморской траекториях преобладают северо-вфсточные ветры с левым поворотом при каспийской - северо-восточные]и
северо-западные с правым поворотом. Наиболее продолжительны штормы
черноморских циклонов (табл.10).
-
231
-
Рис . 7 . КИНЕМАТИКА. ТЕРМИЧЕСКОГО ПОЛЯ ПРИ ВЫХОДЕ ЮЖНЫХ
ЦИКЛОНОВ.
а - балканская траектория, б ~ черноморская траектория,
в - каспийская траектория.
ложбины холода, = = = = гребни тепла.
Остальные обозначения см.рис.2.
-
232
-
1
Таблица
9
» Л*Г \
Число случаев с At и \rffr] а Различного знака при штормах
юго-западных и южных циклонов.
Типы
циклонов
Название
траекторий
циклоны
Ботническо- циклоны
го залива и прибалНорвежского тийские
моря
Сумма
«0
40
4
44
24
ф°1
30
«Я
=0 >|501
>0
Южные циклоны
Юго-еападнце циклоны
" возд.
18
18
6
Сумма j
балкан- черноская
морская
*" вода
21
48
1
1 (5) ' 1 (22)
27
71
б
13
каспийская
И
11
1
3
2
-
-
3
2
-
-
35
1
46
1
Суша
31
138
33
171
50
(|£)авслое
ОТ*»
<0 >154
Сумма
«5Я
18
12
30
6
3
2
5
3
3
3
6
2
19
2
21
15
2
3
5
2
45
22
67
29 148
<15°1
>0 Н5°1
Сумма
4
10
14
т>
3
3
6
10
14
24
3
20
32
52
5
5
3
1/ В скобках A t более 10° по абсолютной величине.
Штормовые ветры циклонов восточной формы циркуляции достигают
18 м/сек. при меридиональной (каспийская траектория) отмечены не б<|~
лее 12 м/сек. Средняя продолжительность скорости ветра 14 м/сек. составляет для штормов балканской и черноморской траекторий соответст-fвенно 17,6 и 14,8$ всех случаев наблюдавшегося диапазона скоростей!
Тип У1. Штормы стационарных циклонов
Штормовые ветры возникают цри формировании стационарной депрессии во всей толще тропосферы.
Макроциркуляционвые процессы - формы циркуляции - указывают районы возможного формирования стационарных циклонов, с которыми связав
ны штормовые.ветры.
За рассмотренный ряд лет штормовые ветры данного типа циклонов j
наблюдались при всех трех формах циркуляции (табл.2), причем чаще!
При восточной форме циркуляции ( 7 0 , 4 $ ) .
-
233
-
Таблица 10
Характеристики штормовых ветров при юго-запацных
и южных циклонах.
Тип
циклонов
Южные циклоны
Юго-западные циклоны
ЧНазвание
прибалт
Норвежско- Ботничео
\траеккого
тийский
го
моря
РИЙ
залива
Ха-Х
ракте-\
ристика \
шторма
\
Преобладающее направление
ЮЗ
ююз
В
ветра
Направление ветра
зюз
В
шз
п
^макс
Пределы
изменений направления
ветра (в
град.)
52,7
67,5
25,4
Направление
вращения
ЮЗ-З п
ветра
0-ЗЮЗ п ЗСЗ-ООЗ л В-ССВ л
6
9
Продол- мин* 21
житель- лаке.
36
90
27
ность
шторма, среди . 26
39,3
16,1
в часах
Средняя 8-£ 3,0(20,8) 11,2(28,4)
продол- 10 16,0(66,7) 16,5(42,2)
житель12 3,0(12,5) 7,2(18,3)
ность
скоростей вея . 139,6(11,1)
15
ра (в
часах)и 16относи- 1 I 8
тельная
(в процентах) 19-21
—
-
балканская
черноморская
.каспийская
ССВ
СВ
св-сз
ССВ
СВ
сз
32,9
45,0
40,5
В-СЗ л
12
60
30,6
ВСВ-ССЗ л СЗ-СВ п
12
21
90
36
40,6
28,5
3,9(20,9) 6,6(21,6) 7,2(17,6) 4,5(15,8)
5,5(25,6) 9,6(31,4) 16,4(40,4) 15,0(52,6)
4,7(25,6) 8,2(21,4) 13,3(22,7) 9,0(31,6)
4,5(14,0) 6,7(17,6) 15,6(14,8)
6,0(9,3)
6,0(4,6)
-
12,0(70) 7,5(2,8)
9,0(1,7)
-
—
**
-
-
.
-
234
-
Анализируя районы рационирования циклонов и характерное им высотное поле на AT^QQ (рис.4в), устанавливаются следующие типовые положения стационарных циклонов, при которых наблюдаются штормовые ветры :
цад рассматриваемыми водоемами.
1. Циклоны Белого и Баренцева морей (рис.8а) наблюдаются при меридиональной форме циркуляции. Штормовые ветры, преобладающие от северо-
Рис.8. КИНЕМАТИКА ЛОЙБИН (ОБЛАСТЕЙ) ХОЛОДА, ГРЕБНЕЙ (ОБЛАСТЕЙ) j
ТЕША ПРИ СТАЦИОНАРНЫХ ЦИКЛОНАХ,
а - циклоны Белого и Баренцева морей, б - циклоны Норвежского
моря, в ~ циклоны Северного моря, г - циклоны Балтийского моря]
о - центщ стационарных циклонов, о - центры антициклонов, j
(Обозначения см.рис.2).
северо-запада, отмечаются только цри адвекции холода (таДл.11).
Диапазон штормовых скоростей невелик. Максимальные скорости не
-- 235
были более 12 м/сек. (табл.12).
2 . Циклоны Норвежского моря (рис.86) наблюдаются при западной форме циркуляции. Если в нижнем слое тропосферы наблюдается как адвекция холода, так и адвекция тепла, то в приводном слое наблюдаются ,
как правило, положительные значения At (табл.4, 11).
Таблица 11
Число случаев с At
и ( - f x ' а различного знака при штор-
мах стационарных циклонов.
Тип
циклонов
Районы
бтационирования
Стационарные циклоны
циклоны
Белого и
Баренцева
морей
циклоны
Норвежского
моря
At = t
<15°1
<0 >15°1
Оумма
«0
<15°1
>0 >15°1
Сумма
<15 1
<0 >15°|
Сумма
<15°1
>0 >15°1
Сумма
20
-
20
1
_
_
7
22
-
-
-
12
3
7
22
( I T L в- слое
3
3
б
_
ОТ,}?»
б
7
2
2
-
_
-
воды
22
10 (14) V
46
2
3
о
12
5
11
_
_ t
15
—
—
б
возд.
Сумма
циклоны
Балтийского
моря
56
30
86
23
„
-
циклоны
Северного
моря
1
5
б
14
(6)
20
б
2
22
12
34
8
5
7
12
7
5
12
13
17
30
8
9
131
72
1/ В скобках At более 10° по абсолютной величине.
Преобладает западо-юго-западное направление ветра. Это наиболее
устойчивое направление штормовых ветров из всех штормов пятилетнего
ряда. Предел изменения направления ветра составляет 9° (табл.12).
Штормовые скорости достигают 14 м/сек.
3. Цикяоны Северного моря (рис„8в) наблюдаются при восточной
форме циркуляции. В нижнем слое тропосферы может наблюдаться как
адвекция холода, так и адвекция тепла, знак же a t , как правило,
отрицателен (табл.11).
Преобладающее направление штормового ветра юго-юго-восточное с
левым поворотом. Максимальная скорость ветра достигает 14 м/сек.
4. Циклоны Балтийского моря (рис.8г) также наблюдаются при восточной форме циркуляции.
-
236
-
Таблица 12
Характеристики штормовых ветров при
стационарных циклонах.
Тип циклонов
хРайоны сТаЦИ- циклоны
\онарных
Белого и
Ха- Циклонов Баренцева
рактеморей
ристика
Стационарные циклоны
циклоны
Норвежского
моря
j
циклоны
Северного
моря
циклоны
Балтийского!
моря
j
зюз
ШВ
ШВ
зюз'
шв
ШВ
9,0
25,8
33,5
J
=«0
9
42
18,6
Ю-ЮВ л
15
90
36,9
Ю-В л
Ю-З п
6
48
20,4
?
;
{
{
f
ШТОРМОВ
преобладающее направление
ссз
ветра
Направление ветра
ссз
^ и u макс
Пределы изменений направления ветра
52,5
(в град.)
Направление вращения ветра
3-С п
18
Продол- мин.
житель- макс.
57
ность
шторма, среди<
34,0
в часах
Средняя
продол8-9
9,0(26,5)
житель10
19,0(55,9)
ность
скорос9,0(17,6)
12
тей ветра (в
13-15
часах) и
относи- 16-18
—
тельная
(в процентах)
j
6,0(32,3)
9,0(48,3)
4,5(9,7)
7,2(13,9)
25.8(69,9)
9,0(13,9)
5,4 (24,0)l
12,0(58,7) !
6 , 0 (13,3)j
9,0(9,7)
6 , 0 (2,3)
9 , 0 (4,0) j
По повторяемости знаков a t
•
—
}
—
i
в приводном слое и ( | ^ )дв слое OfioOO
и характеристике штормовых ветров эти циклоны близки к североморским циклонам.
Отмечается существенное различие в кинематике термического полф
стационарных циклонов восточной формы циркуляции (рис.8в, г ) .
При североморских циклонах холодные массы воздуха приводного сдоя
поступают на водоемы с юго-востока по периферии области высокого давления. При циклонах Балтийского моря холодные массы воздуха поступают
по юго-восточной периферии циклонов.
Характеристики штормовых ветров при стационарных циклонах представлены в табл.12.
IS0k
СО
00
IS
еб
IN-
GO
со
t—«
$
СО
ч—»
о
ю"
IS
VD
<о
Н
&
а
S-
IS
о
Я
N
-
ю
«
1
СО
a
й
о
CQ
се
6ч
СО
1Л
ч—•
со
&
ф
03
о
Т-Ч
1
ю
53,3
о
о
а
с»
о
о
о
а
О S
70,0
8
о. о
CV2 &
8
IS я
о
а
8-
о
о
г—
8и»
«
1
о
<о
а
о
*—«
IS
«О*
СО
со*
ts
СО
Обеспеченность
наличия шторма,??
Наличие шторка»
Число штормовых
периодов
g ев
г—
ч
и
т—
IS
В-
о
СЗ
«о
см
®
К
К
66,7
Т
о
о.
ф
и
. 3•
«о
<—«
со
00
§2
Я
^
т
СО
80,0
I1
о
о
а
ert
СМ
о
57,1 87,5
&
CH
«О
со
СО
СО
88,9
£
£
сО
47,1
ОТ
8
80.0
<о
ба
о
§
со
еб
СО
а
§
«о
70,0
ч—«
80,0
Г
S
СО
•
а
$
о
ю
82,2
со
90,9
1
s
Траектории и разновидность (согласно табл.1)
I
«о
1
Тип
ЦИКЛОНОВ
a)
СГ
S
<й
-
8
Отсутствие шторма
Обеспеченность
наличия штошаД
со
237
100,(
90.9
90,4
-
ео
i1®1
« св
ф frt
is
со>>
g
§
8
со
в
ф
а
о
а
о
GO
1
№
О
•
Т-+
>>
я
о
§а
И
•
JS СО
ю со
<о
ю
а
о
о
1S о
о
со
«ю"
ю
СО
t
о
и
се
е
0J
*
—•
ts
а
CV2
в.
8
я
о
о
со
со
Г-1
01
.о
см <N
•«Р
&
О,
&
3
С
О СЛ
т
—
*
N
г—"
а
8
* IS
S* о
со
1 ю
а
ч
&
0J
ts
1
&
а
е
ts
оГ
*—*
ts
<м
3
в
IS
58 1 еfe 3
о
о 05
о
г* со
0»
СО
?
Траектории я разновидность (согласно табл.1)
св
?s
00
G0
о> «
о•к
£
в)
1
в в ^
в О Р.
ф оо
03 в
В S,
ф|§ ш в
фв
в
о
goo в I I
о
ф м§
ц а
о со
зав* 8 о о ш
евй
ts
8
ю <м
1
о
о
а
•
о
8?
S
ев
В
1!
•
SJ
&
Тип
циклонов
в
3
е'
й
IS
I
&
аз
0
со
«о
10,3
о
ь
о
В
Я
238 -
63,3
-
«о
ЕIS
ю 8
со
«—'
о«к
ю
ts
»
ю
св а]
вз
§
82
х я
х о
1
СП ф в
в о-в
0 Ф
в и «
ф@
1 8§
g
о
Ш «
!
М св
iФfв
-
239
-
Вывода
1. Типовые траектории штормовых циклонов определяйся географическим положением и активностью ВФЗ. Эволюционное развитие ВФЗ "над
атлантико-европейским сектором полушария дает основание выделить
пять типов движущихся и один тип стационарных циклонов, вызывающих
штормовые ветры над водоемами северо-запада ETC.
2 . Типы штормов имеют вполне определенную структуру термобарического поля. Различия выявляются в особенностях барического поля по
картам A T § Q Q , в кинематических особенностях термического поля по.
картам
OT-JQQQ и адвективных изменениях температуры в этом
слое, а также в характере стратификации в приводном слое воздуха.
3 . Типовые траектории штормовых циклонов и типы штормов находятся в тесной связи с формами циркуляции атмосферы. Ныряэщие и южные
(черноморские) циклоны в 100JS случаев наблюдаются соответственно
при меридиональной и восточной формах циркуляции. Поэтому активное
развитие меридиональных потоков в тропосфере, как правило, будет
сопровождаться штормовой деятельностью над водоемами северо-запада ETC.
4 . Рассмотренные в данной статье типовые траектории штормообразующих циклонов могут быть испольэованы в оперативной работе.
Успешный прогноз направления перемещения и эволюции циклона есть
первое Необходимое условие прогноза возникновения шторма с определенной вероятностью. При учете формы циркуляции обеспеченность прогноза шторма повышается в среднем на 10$ (табл.13).
5. Внезапные штормовые ветры возникают при ныряющих циклонах.
Юго-западные, смещающиеся южнее Финского эалива и Ладожского озера,
в большинстве случаев сопровождаются развитием северо-восточного
тыла с большой продолжительности) сильных ветров.
Такие циклоны должн* подвергаться особо тщательному анализу в оперативной работе.
6 . Оценку характеристик штормовых ветров при соответствующей
прогностической траектории циклона необходимо производить по таблицам 5, 7, 10, 12. Относительная продолжительность принятых градаций
скоростей ветра носит вероятностный характер и дает представление о
временном спектре штормовых скоростей при соответствующей типовой
траектории циклонов.
7. Прогноз общециркуляционных факторов является фоновш - прогноз
возможности шторма, но не дает основания для прогноза
с к о р о с т и
ш т о р м о в ых
в е т р о в . Поэтому количественная оценка роли
отдельных факторов, определяющих скорость ветра, является необходимым продолжением наложенного в данной статье.
Л и т е р а т у р а
1 . Б е л ь с к а я
Н.Н. Южные циклоны и условия их перемещения на
Европейскую территорию Союза. Труды ВДПа,
вып.17, 1949.
-
2. Б е с к р о в н ы й
3. Б и ш к и н а
240
В.А.
Н.Д.
4 . В а н г е н г е й м
Г.Я.
5. В а н г е н г е й м
Г.Я.
6 . Г а н д и н Л.С., Л а й х
7. Г р и г о р ь е в
8. Г и р с
АЛ.
А.А.
Э . Д в е р д з е е в с к и й
Ю.Долганов
П.Дюбюк
Л.В.
А.Ф.
12. 3 в е р е в А.С.
13. К о л е с н и к о в
Л.Д.
14. К у р г а н с к а я
В.М.
15. Л и р Э.С.
-
Синоптические условия метелей на Европейской части СССР, JI., 1927.
Некоторые дополнительные сведения о
"ныряющих" циклонах. Труды ОГМИ, вып.
УШ, 1959.
Опыт синоптической характеристики в
целях прогноза некоторых типов нога-;
ды. Геофизический сборник, т . 7 ,
вып.1, 1929.
О колебаниях атмосферной циркуляции
над северным полушарием. Изв.АН СССР,
сер.геогр., т.10, Ш 5, 1946.
т м а н Д Л . и др. Основы динами^
ческой метеорологии. Пщрометеоиздат,
1955.
О некоторых особенностях прогнозирования ветра на ограниченных водоемах.
Труды ЩПа, вып.42 (69), 1956.
Особенности планетарной высотной
фронтальной зоны, свойственные основным формам циркуляции. Метеорология ;
и гидрология, № 4, 1958.
Б.Л. я др. Типизация циркуляцион-^
ных механизмов в северном полушарии;
и характеристика синоптических сеэонов. Труды НИУ ГУИС, сер.2, вып.21,
1946.
Условия вхождения и развития углубляющихся циклонов на ETC. Труды ЛГМИ,'
вып.8, 1958.
О циркуляции в атмосфере и типах циркуляции атмосферы над Европой и Западной Сибирью. Труды НИУ ГУГМС, сеп.П,
вып.19, 1947.
Синоптическая метеорология. Гидрометеоиздат, 1957.
Анализ условий штормовых ветров на ;
юго-востоке Баренцева Моря. Сборник
работ по региональной синоптике, № 2,
1958.
Условия развития и перемещения на f
Европейскую территорию СССР южных циклонов летнего полугодия. Труды ЩПа,
вып.16, 1949.
Принципы классификации синоптических
процессов. Журнал геофиз., т»1, вып!.1-2,
1931.
- 241 -
16. М и х в л ь В.М.
Аэросвноптическое исследование циклонов,,
движущихся с севера на юр. Труда ГГО,
вал.27, 1939.
17. М и х е л ь В.М.
Аэрозиноптичесше условия штормов на
Черном и Каспийском морях. Записки по
гидрографии, * 4, 1934.
18. М о л ч а н о в И .В. Ладожское озеро, ГШ, 1946.
19. М у л ь т а н о в с к и й Б.П. Норд остовые штормы Черного
моря и их значение для синоптики Европы.
Изв.Центр.гвдромет.бюро, вып.Щ, Л.,1924.
20. М у л ь т а н о в с к и й Б.П. Влияние центров действия атмосферы на погоду Европейской России в теплое время года. 1. Засуха. Геофизический
сборник, т.П, В 2-3, 1915.
21» Н о в о х о т ь к о А. Ныряющие циклоны над Баренцевым морем.
Труды ЦйПа, вып.42, 1956.
22. F и л ь Г. и др.
Прогнозирование в средних широтах. Вопросы предсказания погоды. Сборник переводных статей. Гидрометеоиздат, Л., 1958.
23. руководство по краткосрочным прогнозам погоды, ч.1. Падрометеоиздат, Л., 1958.
24. Р у д о в а Т.Г. и Х а н д о ж к о Л.А. Зависимость скорости ветра над водоемом от барического градиента и стратификации приводного слоя
воздуха. Сборник работ по синоптике, № 6,
1962.
25. Р ы к а ч е в М.А.
Типы путей циклонов в Европе по наблюдениям 1872-1887 гг. Записки Акад.наук,
т.Ш, №3, 1896.
26. С р е з н е в с к и й Б.И.
0 бурях на Черном и Азовском морях.
СПБ, 1889.
27. Т и х о м и р о в а
М.Ф. Антицикл ональные штормы Каспийского
моря. Журнал геофизики и метеорологаи,
Т.У1, вып.2, 1929.
28. Т у р к е т т и 3JI. Анализ одного холодного вторжения.
Труды НИУ ГУШС, серия 2, вып.6, 1943.
29. Х р а б р о е
Ю.Б.
30. Ш и р к и н а Н.А.
Методика составления прогнозов погоды на
3-7 дней. Гидрометеоивдат, 1959.
Континентальный штормовой район на Европейской территории Союза. Журнал гидрологии и метеорологии, № 3-4, 1935.
-
242
-
31- Bebber,van W.J.
D i e Zugstrassen der barometrischen Minimal
M-Z. 1891|
ie
32. Bebber,van w.j.und кбрреп w* D
Jsobaren typen des N o r d a t l a n t i s c h W i
i
OzeanS und w e s t e u r o p a a . i h r e Bezicbungen z i j r
Lage und Bevegung dfer barometrischen M a x i 1
ma und Minima.
Hamburg.AuS.d.Archiv deutsch Seewarte.J8.]
NO 4-1895
33. E l l i o t t R-DExtended porecasting by weather туре Me- ;
thods.Washington.194434. (jargul es MZur S t u r m t h e o r i c -M-Z-Bd•23.н.IX,T9o6.
35. petterssen.s-
. Teisserehc de B o r t , L .
Some aspects of the general c i r c u l a t i o n
of the atmosphere.Centenary proceedings
of the R.Met.goc. T05O
Syntece de l a r e p a r t i t i o n s des pressions
& l a s u r f a c e du globe. Ann.du Bur-C^ntr.
t.I.
1887.
- 243 -
И. А. БАУМАН,
Л. А.
К ПРОГНОЗУ в ы с о т н ы х
ЕГОРОВА
циклонов
В работах, посвященных циклонической деятельности, имеются лишь
отдельные указания о развитии высотных циклонов С2, 4] и практически не рассматриваются приемы их прогнозирования. Между тем, как показала практика, в возникновении, эволюции и перемещении высотных
циклонов имеются свои особенности, неучет которых приводит, к неудачным прогнозам погоды.
В опубликованной ранее работе [1] были приведены некоторые характеристики высотных циклонов к показана их связь с основными формами
атмосферной циркуляции по Г.Я.Вангенгейму. Однако в упомянутой работе не различались высокие и высотные циклоны. Исследование циклонической деятельности в районе авиатрассы Ленинград-Москва показало
целесообразность раздельного изучения высоких и высотных циклонов.
В данной работе предпринята попытка выявить некоторые особенности
формирования высотных циклонов и возможности их прогнозирования.
В настоящем исследовании рассматриваются только такие высотные
циклоны, которые наблюдаются в свободной атмосфере и не прослеживаются на уровне моря.
Но картам поверхности 500 мб для района, ограниченного 40-70°с.ш.
и 0-б0°в.д., с 1949 по 1961 г . было отобрано 149 случаев существования высотных циклонов. В среднем в год наблюдалось 10-12 случаев,
высотных циклонов. Зимой высотные циклоны встречаются в два с лишним раза чаще, чем летом. Сведения о повторяемости высотных циклонов
различной продолжительности существования даны в табл.1.
Ив данных табл.1 видно, что высотные циклоны являются относительно кратковременными барическими образованиями. Так, в 76% случаев
длительность существования высотных циклонов не превышала трех суток.
Продолжительность существования высотных циклонов зависит от их интенсивности: чем больше глубина высотного циклона, тем дольше он
существует.
Высотные циклоны чаще всего возникали над центральными и северозападными районами рассматриваемой территории. Интересно отметить,
- 244 -
Таблица 12
Повторяемость высотных циклонов различной
продолжительности.
Продолжительность
существования высотных циклонов
(в сутках)
Число случаев
В % от общего
числа случаев
1
2
3
4
D
6
> б
Всего
37
49
27
20
5
4
7
149 \
25
33
18
13
3
3
5
100 '
что в горных районах (Альпы, Кавказ, Урал, Скандинавские горы и Др.)
не было отмечено ни одного случая возникновения высотного циклона,
С высотными циклонами, как и с Обычными циклонами, связано возникновение облачности, ухудшение видимости и выпадение осадков.
В большинстве случаев (до 92%) над районами, занятыми высотньши
циклонами, развивались облака слоистых форм: St , Sc , NS и другие. В 7'2$ случаев из облаков этих форм выпадали осадки. Поскольку
образование высотных циклонов не связано с высотными фронтальными зонами и фронтами, эти осадки носят характер внутримасеовых.
!
Анализ вертикальных движений, вычисленных по способу Н..ВЛебеДевой для поверхностей 850 и 700 мб, показал, что на этих поверхностях
в области высотного циклона могут наблюдаться как восходящие, так и
нисходящие вертикальные движения, но для поверхности 500 мб преобладают восходящие движения.
!
Высотным циклонам, как правило (в 97% случаев), соответствует {низкая тропопауза, когда высоты ее колеблются в пределах 225-350 м б |
Сопоставление высотной планетарной фронтальной зоны (В11ФЗ) с высотными циклонами показало, что последние, в отличие от обычных циклонов, возникают и существуют в районах со сравнительно небольшими
барическими и термическими градиентами и практически не связаны !с
ВПФЗ. Наибольшую интенсивность высотные циклоны имеют на поверхнфти
500 мб, где им обычно соответствуют 2-3 замкнутые изогипсы.
I
Исследование пространственной структуры высотных циклонов показало, что вертикальная мощность высотных циклонов изменяется в широких
пределах.
В табл .2 представлены данные о повторяемости высотных циклонов
различной вертикальной мощности.
Наибольшую повторяемость имеют циклоны, простирающиеся от поверхности 700 мб до 300 мб (31$), или циклоны, которые прослеживаются
только на двух изобарических поверхностях (.37%).
Указанные циклоны возникают либо в ложбине высокого циклона, либо
в Маловозмущенном высотном потоке.
Высотные циклоны с большой вертикальной мощностью от 850 до 300 мб
наблюдаются сравнительно редко (17%) и, как правило, являются следствием заполнения приземной части высокого циклона.
На уровне моря высотным циклонам обычно соответствует малогради-
-
245
-
только на
300 мб
129
77
3
75
4
47
7
412
17
31
19
1
18
1
И
2
100
Всего
только на
500 мб
Число случаев
высотных циклонов
Повторяемость, в $
от общего
числа случаев
только на
700 мб
от 850 до
500 мб
Вертикальная
мощность
от 700 до
500 мб
от 500 до
300 мб
70
от 850 до
300 мб
от 700 до
300 мб
ентное барическое поле или даже хорошо выраженные гребни и антициклоны.
Имеется определенная зависимость скоростей движения высоткчх
циклонов от их вертикальной мощности. Так, данные табл.3 указывают,
Таблица 2
Повторяемость высотных циклонов различной вертикальной
мощности.
что большинство циклонов с большой вертикальной протяженностью (от
850 до 300 и от 700 до 300 мб) смещаются со скоростями, не превышающими 20 км/час.
Для циклонов с небольшой вертикальной мощностью повторяемость
скоростей больше 20 км/час составляет около 50/2 случаев.
Таблица 3
Повторяемость скоростей перемещения высотных циклонов .
для высотных циклонов различной вертикальной мощности
\
Скорости
\
перемеВерти-\^вния
кальная
мощность
От 850
От 700
От 700
От 500
Только
до
до
до
до
на
300 мб
300 Мб
500 Мб
300 Мб
500 мб
Малопод20-40 •
До
вижные 20 км/час та/час
10-100
(ДО 500" (500 км/сутки км/сут.) 1000
км/сут.)
30$
23$
10$
11$
9$
48$
47$
38$
41$
27%
1Щ,
25%
40-60
Больше
км/час
60 км/час
(1000(больше
1500
1500
км/сут.) км/сут.)
7$
4$
7%
39$
Щ
9$
18$
-
-
4$
Анализ синоптических условий, при которых возникают высотные циклоны, показал, что их можно свести к трем случаям:
1) высотные циклоны, появившиеся как остаточные циклоны благодаря
заполнению приземной части высокого циклона (16$). Этот вариант ос&гано связан с заключительной стадией развития приземного циклона, когда заполнение циклона у земли происходит более интенсивно, чем на
высотах;
2) высотные циклоны, возникшие как частные барические образования,
-
246
-
в шсотной ложбине основного высокого циклона. Данный вариант наблюдается наиболее часто (до 54%) й связан в большинстве случаев с преобразованием высотных деформационных полей;
3) циклоны, образовавшиеся в маловоэмущенном высотном потоке
(.30%) . В этом случае наблюдается образование циклонического вихря
на высотах, который в дальнейшем может захватывать в свою циркуляцию и нижележащие слои воздуха, вплоть до уровня моря.
Данное исследование показало определенную связь возникновения высотных циклонов с характером макропроцессов, которые достаточно полно отражаются основными формами циркуляции по Г.Я.Вангенгейму. Например, было выявлено явное преобладание повторяемости высотных циклонов (до 80$) при восточной форме, что само по себе может иметь •
как диагностическое, так и прогностическое значение. С другой стороны, дня каждой из трех форм циркуляции было обнаружено характерное
преобладающее направление траекторий высотных циклонов.
Аналиэ распределения температуры на поверхностях 500 и 700 мб|и
карт ОТ I Q Q Q указывает на большую роль термического поля в развитии
высотных циклонов. Так, высотнш циклонам на картах ОТ J Q Q Q всегда
соответствуют замкнутые центры или ложбины холода. Возникновению высотных циклонов предшествует, эа сутки вперед, образование очага Голода на уровне поверхности ЬОО мб за счет адвекции холода и восхфдящих вертикальных движений. Часто аналогичное понижение температуры с
образованием очага холода происходит и на поверхности 700 мб. Обычно температура в указанных очагах холода на 3-6° ниже, чем в окружающих районах.
Как известно [3], карты ежедневных аномалий ОТ J Q Q Q являются^надежным, материалом дня диагноза атмосферных процессов. Анализ карт
ежедневных аномалий ОТ J Q Q Q , построенных для случаев возникновения
высотных циклонов, показал, что высотные циклоны образуются преимущественно в районе усиливающегося отрицательного очага аномалий
ОТ jQQQ . Только в \2% случаев формирование высотных циклонов наб|людаяось в области нулевой Иваномалы, т . е . там, где основная роль
в изменении давления принадлежит вихревому фактору. Это является ;
подтверждением тому, что решающую роль в возникновении высотных циклонов играет термический фактор, а не вихревой.
;
Совместный анализ поля температуры на уровне поверхностей 700| и
500 мб карт ОТ J Q Q Q и их ежедневных аномалий позволил сформулировать следующие положения для прогноза возникновения и эволюции вы|сотных циклонов.
1. Высотные циклоны могут возникнуть только в случае развития j
меридиональных процессов (процессы форм Ш и С по Г.Я.Вангенгейму) |,
когда обычно наблюдается значительная адвекция холода или восходя!щие вертикальные движения.
2 . Возникновению высотных циклонов всегда предшествует образование замкнутых областей холода на картах поверхностей 500 и 700 мб
и отрицательных очагов аномалий на картах ежедневных аномалий
ОТ J Q Q Q . Образование высотного циклона и его дальнейшая эволюция'
-
247
-
будут определяться усилением или ослаблением области холода на поверхности 500 мб и очага отрицательных аномалий ОТ J Q Q Q .
3 . Если область холода на карте поверхности 500 мб в ближайшие
сутки будет поддерживаться интенсивной адвекцией холода и восходящими движениями воацуха, а на карте аномалий ОТ J Q Q Q ей соответствует очаг отрицательных аномалий, интенсивность которого сохраняется
или увеличивается, то следует ожидать появления высотного циклона
или углубления уже существующего.
4. Если область холода на карте поверхности 500 мб в ближайшие
сутки будет разрушаться, а соответствующий ей отрицательный очаг
аномалий ОТ J Q O Q ослабнет, то возникновения высотного циклона не
будет, а уже существующий циклон должен заполняться.
Прогноз перемещения высотных циклонов вытекает из взаимосвязи
термических характеристик средней тропосферы с эволюцией высотных
циклонов. Так, нами было найдено, что:
1) если очаги холода на поверхностях 700 и 500 мб совпадают,
причем оба поддерживаются адвекцией холода, то высотный циклон будет смещаться в сторону очага хсшода на район максимального значения
адвекции холода;
2) если очаги холода на поверхностях 500 и 700 мб не совпадаю*
друг с другом, то высотный циклон будет смещаться на тот очаг, который поддерживается более значительной адвекцией холода;
3) высотный циклон остается малоподвижным, если его центр совпадает с очагами холода на картах A,TgQQ и A T ^ Q Q , а также центром
холода на карте ОТ J Q Q Q .
Для прогноза перемещения высотных циклонов целесообразно использовать и карты ежедневных аномалий ОТ J Q Q Q . Анализ этих карт покаэал, что:
1) если центр высотного циклона совпадает с центром отрицательного очага аномалий ОТ J Q Q Q , интенсивность которого будет сохраняться илиувеличиваться, то высотный циклон, как правило, будет
малоподвижным;
2) если очаг отрицательных аномалий, соответствующий данному
высотному циклону, располагается южнее последнего, то высотный циклон будет перемещаться под северо-восточную часть очага отрицательных иваномал;
3) в остальных случаях, когда центр высотного циклона не совпадает с отрицательным очагом аномалий, наблюдается тенденция к смещению высотного циклона на отрицательный очаг аномалий ОТ J Q Q Q .
Успешность прогноза высотного циклона данным способом зависит от
качества прогноэа отрицательного очага аномалий. На способах прогноза очагов аномалий ОТ J Q Q Q М Ы не останавливаемся, так как они
подробно изложены в работе X.X.Рафаиловой [3] . Оцравдываемость рассмотренных положений, основанных как на анализе поля температуры поверхностей 500 и 700 мб, так и карт аномалий ОТ J Q Q Q , колеблется
в пределах 80-90$ при допустимом отклонении прогнозируемой траектории от фактической на 15°, а по расстоянию не более 200 вы.
- 248
-
Эффективность вышеприведенных прогностических положений понижается для случаев превращения высотных циклонов в высокие или случаев
развития многоцентровых высотных циклонов.
Л и т е р а т у р а
1. Б а у м а н И.А. и Е г о р о в а Л.А. О высотных циклонах
в районе авиатрассы Москва-Ленинград.Труды,
Л ГШ, вып.12, 1962.
2 . Л е о н о в М.П,
Некоторые характеристики высотных циклонов;
Труды ОГШ, вып.Х!, 198?".
j
3 . Р а ф а и л о в а Х.Х. Применение ежедневных карт аномалий
i
ОТ iQQQ к прогнозам на три дня. Труды ЩПа,
вып.64, 1958.
4. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды» Часть 1. Гищроме-1
теоиздат, Л., 1955.
j
-
249
К. И.
-
КОНДРАТОВИЧ
ФОРМИРОВАНИЕ КРУПНЫХ АНОМАЛИЙ ДАВЛЕНИЯ
И ПРОГНОЗ ТИПА БАРИЧЕСКОГО ПОЛЯ В РАЙОНЕ
СЕВЕРНОЙ АТЛАНТИКИ
При анализе современных методов долгосрочного метеорологического прогноза нередко используются собирательные понятия: "предсказатель" и "предсказуемое". Эти понятия оказываются полезными и для
изложения результатов данной работы.
Предсказателем называют некоторую часть информации о текущем
или предшествующем состоянии атмосферных макропроцессов или других
объектов, которая непосредственно используется в прогностической
схеме.
11редсказуемым принято называть тот объем информации о будущем
состоянии и развитии атаосферных макропроцессов, который должен
быть получен в результате использования определенной прогностической схемы.
Выбор системы предсказателей производится на основе какой-либо
гипотезы и характеризует основное содержание метода долгосрочного
прогноза погоды и макропроцессов.
Увеличение числа предсказателей, по-видимому, позволяет учесть
относительно более широкий ряд факторов общей циркуляции атмосферы и должно было бы привести к созданию более надежных методов
долгосрочного прогноза.
Однако ограниченность гидрометеорологических и гелиОфавических
наблюдений не позволяет реализовать прогностические схемы с большим числом предсказателей. Число случаев с относительно одинаковым сочетанием определенных градаций предсказателей резко уменьшается с введением в прогностическую схему каждого нового предсказателя.
Поэтому прогресс в области долгосрочного предсказания погоды
в немалой степени зависит от возможности выявления наиболее "влиятельных" предсказателей, правильно отражающих действие самых
главных факторов общей циркуляции атмосферы.
В этой связи следует также упомянуть об "аналогах" в метеорологии, которые не раз подвергались критике и осуждению. Как извест-
-
РИС.1.
250
-
КАРТА РАЙЭНОВ СЕВЕРНОЙ АТДАШИКЙ.
j
1
но, принцип аналогичности является одним из ведущих принципов естествознания и не может быть опровергнут на основании "неудач" метеЬрологов. При отборе аналогов в метеорологии, как и во всякой другой области естествознания, важно то, по каким признакам и критериям производится этот отбор. Если бы выбор аналогов производился на оснрве
познанных закономерностей общей циркуляции атмосферы, то он был ры
надежным и прогностически эффективным. Различного рода "опровержения"
и призывы к отказу от аналогов свидетельствуют только о несостоятельности признаков, по которым подбирались аналоги.
[
Балловая оценка поля аномалии среднего месячного давления по ( 6
районам Северной Атлантики (рис.1), типизация барического поля Суеверной Атлантики и группировка месяцев холодного полугодия по соке-
- 251
-
танию чисел дней с формами атмосферной циркуляции Г.Я.Вангёнгейма
были произведены нами ранее [2, 3 ] . Всего для типизации барического
поля и балловой оценки аномалий давления были использованы материалы за Ь4 холодных полугодия (октябрь - март). Группировка месяцев
по сочетанию чисел дней с формами циркуляции типов 3, W , С
произведена по материалам за 62 холодных: полугодия.
Использовав эти показатели для изучения преемственности макрометеорологических процессов в месяцах холодного полугодия, мы выявили ряд прогностических зависимостей. Особое внимание уделялось
исследованию макропроцессов в сезонах, в которых отмечалось формирование крупных аномалий давления в одном или нескольких районах
Северной Атлантики.
С помощью каталога балловой оценки аномалий давления по 6 районам Северной Атлантики были отобраны сезоны, в которых в определенном районе и в определенном месяце имели место значительные положительные или отрицательные аномалии.
Абсолютная величина значительных аномалий среднего месячного давления составляет 5 мб и больше.
В табл.1 приведены данные о повторяемости усиленной и ослабленной атмосферной циркуляции над Северной Атлантикой в тех группах
сезонов, в которых в Восточном районе имели место значительные аномалии давления.
К усиленной циркуляции ( Ус) были отнесены типы барического поля
rii,
, Г, , а к ослабленной циркуляции (Ос) типы ГЬ,
, Гг
[ 3 ] . Повторяемость усиленной и ослабленной циркуляции дана в
процентах, причем в скобках приводится эффективность соответствующей
зависимости по отношению к климатической повторяемости. В ряде случаев приводится также повторяемость отдельных типов барического поля.
Для оценки эффективности прорностических зависимостей целесообразно использовать понятие энтропии [1] . Исходнш уровнем для оценки
принимают значение энтропии, вычисленное по климатически» данным..Мы
использовали "двоичные единицы" измерения энтропии и вычисляли энтропию (Э) по формуле:
Э=- |
P.
где Pi - вероятность (повторяемость)
I -го состояния, п. - число
возможных состояний системы.
В таблице приводятся значения энтропии, характеризующие уровень
неопределенности прогнозов типов барического поля, основанных
на
использовании в качестве предсказателя крупных аномалий давления
(значок + д Р в таблице).
Соответствующее уменьшение энтропии ( д Э ) показывает, насколько
снижается уровень неопределенности прогнозов типов барического поля
по сравнению с неопределенностью климатического прогноза. Сказанное
относится к месяцам, расположенным правее значка + д Р . Здесь предсказателем является крупная аномалия давления ( + д Р ) , а предскаву-
-
252
-
Таблица 1
Значительные аномалии давления в Восточном районе
и прогноз тицов барического поля.
Октябрь
67 (6) Ус
Ноя5рь
Декабрь
83(28)Ус
67(43)П,
а=1,26
дэ=-1,21
88(27)ус
э=1,90
ьэ»Л,61
-
-
-
Январь
100(37)Ус
67(28)0,
э=0,91
дэ=-1,40
-дР
-
62(17)Ос
50(26) П2
э=1,97
^8=^-0,53
-
э=1,80
дэ=-0,71
70(25)0с
50(26)Ut 60(23)Ос
+ дР
-
э=1,69
&э=-0,81
100(39)Ус
а*
о*
83(44)0с
э=1,92
а.э=-0,59
71(16)Ус
57(33)U,
э=1,65
лэ= -0,82
86(49)Ос
-дР
-
67(22)Ос 67(28)0с
э=1,92
—
*э=-0,8В
90(29)Ус
8=1,84
иэ=-0,47
67(4)Ус
60(81)Ос
-
э=1,85
йэ—0,66
э=1,85
*э=-0,46
Март
|
83 (31)0с
50 (13) Па
62(7)Ус
62(25)0с
э=1,80
э=1,80
дэ«-0,70
дэ=-0,51
+ дР
67(12)Ус
62(1)0с
75(14)Ус
' Февраль
83(28)Ус
9=1,80
дэ=-0,70
70(25)00
60(36) П2
э=1,57
дэ=-0,93
}
- .
j
67(19)Ус
i
62(10)0с
}
80(32)Ус
50(28) Г,
9=1,76
дэ=-0,59
|
86(49) Г1а i
100(48)Ос i
э=0,58
\
дэ=-1,77
|
+Др
1
j
!
-др
!
I
емым - типы барического поля.
|
Для месяцев, расположенных влево от знака + ДР, предсказателем
являются типы барического поля, а предсказуемым - крупные аномалии
давления.
j
•Некоторые иэ прогностических указаний существенно снижают уровёнь
неопределенности прогноза. Так, после значительной отрицательной \
аномалии давления в Восточном районе в феврале (всего 7 случаев) |в
следующем месяце в 6 случаях наблюдался тип барического П 2 и в
одном случае тип Гг . Соответствующее значение энтропии равно Of 58,
что на 1,77 двоичной единицы меньше энтропии климатического прогноза.
После февралей с. положительной аномалией давления в Восточном
-
253
-
районе (10 случаев) в марте тип П 2 отмечен 2 раза, и 8 раз имели место типы усиленной циркуляции. Хотя уменьшение энтропии с помощью этого
предсказателя невелико ( Д Э = - 0 , 5 9 ) , тенденция к формированию типов
барического поля усиленной циркуляции обнаруживается достаточно четко.
Аналогичным образом построены таблицы для 5 других районов Северной Атлантики. Всего получено 88 прогностических указаний, в которых
предсказателем является тип барического поля, а предсказуемым - значительная аномалия давления в одном из районов.
52 прогностических указания позволяют предсказывать или облегчают
предсказания типа барического поля. В этих указаниях предсказателем
является крупная аномалия давления.
В подобной же форме исследовалась преемственность типов атмосферной циркуляции Г.Я.Вангенгейма в сезонах с крупными аномалиями давления. В результате получено 202 прогностических указания, в которых
предсказателем является аномалия давления, и 110 прогностических указания, в которых предсказателем является число дней с атмосферной циркуляцией формы Е , w или С .
Использование перечисленных прогностических зависимостей позволяет снизить уровень неопределенности прогнозов типов барического поля.
Соответствующее уменьшение энтропии составляет от 0,5 до 2 , 0 двоичных единиц.
Для дальнейшего снижения неопределенности прогнозирования предлагается использовать подбор гомологов по методу ААНИИ. С помощью этого
приема учитывается широкий комплекс сведений о локализации термобарического поля тропосферы и характере макросиноптических процессов во
внетрошческих широтах северного полушария.
Л и т е р а т у р а
1. В а л ь К.
Статистическое энтропическое соотношение, как
вспомогательное средство для решения проблемы
прогноза. "Вопросы предсказания погоды". Гидрометеоиздат, Л., 1958.
2 . К о н д р а т о в и ч К.В. О сопоставлении среднемесячных значений гидрометеорологических элементов и их аномалий с типами атмосферной циркуляции Г.Я.Вангенгейма. Труды ЛШЙ, вып. 17, 1963.
3 . К о н д р а т о в и ч К.В. Возможности долгосрочного предсказания атмосферного барического поля в районе Северной Атлантики. Материалы конференции по итогам М.ГГ. Секция метеорологии • 1964. (Тезисы) .
I Г»
Леы
!
'О ГЕ"
I
с О!о
ее, > с • • I-3
-
Ю. М.
254
-
АЛЕХИН
ОПЫТ СТАТИСТИЧЕСКОГО ПРОГНОЗИРОВАНИЯ ГОДОВЫХ
СУММ ОСАДКОВ
Данная статья является продолжением монографии [1] , посвященной
динамико-статистическому методу прогнозирования естественных макропроцессов; под последними понимаются многолетние ряды среднегодовых
величин различных геофизических элементов в среднем на больших площадях (например, среднегодовых расходов на средних и крупных реках,
годовых сумм энергий землетрясений на больших площадях, годовых сумм;
осадков на больших площадях и т . д . ) .
•
Согласно изложенному в И] , любой естественный макропроцесс дол-:
жен обладать как бы внутренней "обратной связью" в смысле, что раз- i
витие првцесса в будущем в вероятностном плане как СЫ предопределяется ходом его в прошлом. Внешне это находит отражение в так называ-j
емых корреляционных функциях Rtt)естественных макропроцессов, описы-i
вающих распределение теснош коррелятивной связи по величине сдвига ;
т между значениями процессов в их хронологической последовательности; как показано в [1] , корреляционные функции макропроцессов
должны быть периодическими слабозатухающими, и, следовательно, зна- j
чения процессов в различные годы наблюдений должны быть коррелятив- j
но взаимосвязаны в широком диапазоне т ( в смысле , что любое данное;
значение процесса коррелятивно взаимосвязано со множеством значений,}
отстоящих от данного на *с = 1,2, . . . , п лет, где п - большое
число).
Широкая скоррелированность естественных макропроцессов свидетельствует о принципиальной возможности их линейвого экстраполирования >
по равенству
Т=1
где <}t-i
- величины отклонений рассматриваемого процесса j
от нормы аа ( t - 1 ) , . . . , ( t - а ) - й годы ( t - последний, теку- j
щий, год периода наблюдений); q t +m-i - спрогнозированное значение j
-
255
-
процесса (в отклонении от нормы) с заблаговременностью rn лет и
Km,i , . . . , , к m , п - коэффициенты экстраполирования c m - й заблаговременностью. Последовательность этих коэффициентов кт("С) называется функцией экстраполирования процесса q ( t ) с заблаговременностью
m .
В [1] рассмотрено два способа определения K m ( "С ) . Первый из
них исходит из теории вероятностных процессов (теории стационарных
случайных функций), сущность которой в применении к вацаче экстраполирования заключается в аппроксимировании корреляционной функции
процесса q(t)так называемым интегралом Хинчина
R(.T)=JV
-oo
SU)dA,
(2)
где S (Л)- спектральная плотность процесса q(.t) , описывающая плотность
(частоту) распределения энергии по спектру частот колебаний
Л , образующих процесс q ( t ) .
Подставляя (2) в систему уравнений, образованных из (1) по методу
наименьших квадратов, и решая эту систему относительно К т (т), получим в приближенном варианте
K m W - ^ j Фт1Л)е
ctA ,
.
(3)
dX,
(4)
-OS
«
--ITА
?
r=
ЦТ*т)А
«Рт1Л)*^] е dxj \SU)e
что и преде. "яет собой сущность первого способа определения ктСС),
Способ Э Т О Т
еретически строг и вместе с тем сложен: в общем случае,
когда экспериментально полученная функция R(T)не может быть аппроксимирована вещественным уравнением, решение (3) и (4) является довольно громоздким и трудоемким.
Второй из рассмотренных в [1] способов определения
в современных условиях более прост и перспективен: он заключается в решении
системы U уравнений вида (1) ( u > п ) на электронно-счетных машинах, в частности, на машине "Урал-1", которой пользовался автор при
выполнении [1] .
Для проверки представления об "обратной связи" и возможности экстраполирования по (1) в монографии [1] рассмотрены два вида макропроцессов: процессы годового стока (среднегодовых расходов) на реках
и процессы годовых сумм энергий землетрясений в сейсмичных зонах.
Несмотря на физическую несравнимость этих процессов, результаты исследования оказались в общем аналогичными: корреляционные функции
годового стока и годовой сейсмичности оказались отчетливо периодическими с достоверной внутренней скоррелированностью до т =15-20 лет,
т . е . в обоих процессах действительно имеет место как бы "обратная
связь" между 15-20 членами последовательностей в указанном выше
смысле.
-
256
-
Это нашло отражение в результатах экстраполирования годового }стока и сейсмичности по равенству (1): коэффициенты корреляции фактических и спрогнозированных по (1) величин сейсмичности и особенно родового стока во всех случаях оказались больше 0,75; таким образом, ria
примерах годового стока и сейсмичности представления об "обратной
связи" и принципиальной обоснованности (1) подтверждаются достаточно ясно.
j
Целью данной статьи является дополнительная' проверка указанного
представления на примере годовых осадков. Годовые осадки выбраны,
во-первых, потому, что из метеоэлементов они имеют наиболее длинные
ряды наблюдений и, во-вторых, потому, что прогнозы годовых осацфэв
на больших площадях ( т . е . предсказания засушливых лет с многолетней
заблаговременностью) являются практически важными.
j
В качестве объекта исследования автор выбрал годовые суммы осадков
в эоне Ленинградской и Новгородской области, взятой в виде прямоугольника с координатами 57-61° с.ш. и 29-35° в . д . ; ориентировочная
площадь зоны 149 тыс.км"2. На этой площади были выбраны 33 метеостанции, имеющие наиболее непрерывные ряды наблюдений над осадками j и
равномерно распределенные на площади зоны. Список станций приведен
в табл.1.
Осадки на станциях взяты из [2] за 50 лет, с 1900 по 1950 rj,
Средние на площади зоны годовые суммы осадков (
) вычислены! как
среднеарифметические из годовых сумм осадков на станциях. Никаких
поправочных коэффициентов на густоту сети станций и выдувание снега
из дождемеров при вычислении 1 х не вводилось, что, возможно, сказалось на качестве исследования; возможно, что цри-более тщательном
вычислении величин Zee приведенные ниже результаты могли бы Йыть
лучшими.
Принятые автором величины Zoc и отклонения этих величин от нормы
( дХзс) (норма годовых сумм осадков в зоне принята равной 575 мм)
Приведены в табл.2.
|
Как уже было отмечено, характеристикой "обратной связи" в естественных макропроцессах являются их корреляционные функции; поэтому
данные табл.2 были прежде всего использованы для расчета коррел!щионной функции последовательности Soclt). Расчет R (гс) для значений
X от 1 до 21 производился по равенству
R r a ^ M |&ZxtAlxttT| ,
(ь)
где С - стандарт ряда
и М
символ среднеарифметического. Результаты расчета представлены на рис.1 кружками. Обращаемся
внимание на устойчивую периодичность расположения расчетных точек
на поле графика: до Т = 7 все вычисленные значения RW положительны; затем при Т = 8-19 они все отрицательны, а при Т> 20 вновь
положительны.
2ST -
1 •
I I
C_ CO
X ts
Й" s
9
ix sш
О СД
§ ш
" 8
sas и
г
as
s
-
259
-
Таблица 1
Список опорных метеостанций на площади гоны.
п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
И
12
13
14
15
16
№
станций Название станций
37
41
48
56
63
66
77
78
80
85
92
102
112
114
122
125
Сосновый Бор
Усикирко
Муола
Ряйсяля
Валкьярви
Лисий Нос
Белогорка
Сосново
Ленинград (порт)
Оредеж
Сортанлахти
Коневец
Любань
Путилово
Новая Ладога
Будогощь
№
ц/п
№
станций Название станций
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
30
31
32
126
127
133
134
143
194
198
221
223
225
230
232
233
234
237
240
33
241
Реброво
Свирица
Тихвин
Лодейное Поле
Ефимовская
Коростынь
Григорово
Крестцы
Веребье
Малсяково
Валдай
Новая
Окуловка
Угловка
Серафим овская
Олегенский
посад
Сопинская
Подобная устойчивость свидетельствует о достоверности вычисленных аначений R(.T) , несмотря на неболыцую их величину.
Средняя линия в поле расчетных точек на рис.1 является корреляционной функцией годовых осадков рассматриваемой зоны. Отчетливая
цикличность этой «фикции с периодом 18-19 лет очевидна. Средняя
амплитуда цикличности невелика - около + 0,10-0,15, но при значительном периоде цикличности скоррелированность ряда Z x l t ) может
быть значительной; иными словами, несмотря на очень слабую коррелятивную свяэь отдельных величин Z x друг с другом, общий коэффициент
корреляции равенства вида (1) может быть значительным.
Интересно сопоставить корреляционную функцию на рис.1 с приведенной в [1] корреляционной функцией годового стока р.Свирь - Мятусово (рио.2), Водосбор которой примерно совпадает с площадью рассматриваемой зоны. Эти функции совершенно не похожи друг на друга,
хотя казалось бы, что они должны быть примерно аналогичными: годовой сток является функцией годовых осадков и потому стагастиче ские
характеристики обоих элементов должны быть подобными. Видимо, отличие корреляционных функций годовых осадков и стока на pic .1 и 2
подтверждает изложенный в Ш вывод об относительной автономности
генетически связанных макропроцессов разных ступеней и о скачкообразном изменении статистических характеристик процессов при переходе от ступени на ступень в схеме их формирования.
-
aso
-
Таблица 2
Годовые суммы осадков в зоне
(абсолютные и отклонения от норм).
Год
1900
01
02
03
04
05
Об
07
08
09
1910
И
12
13
14
15
16
1х
540
586
653
598
562
616
592
477
602
530
569
599
599
535
505
565
606
aZx
год
д2х
-35
-49
+78
+23
-14
+41
+17
-98
+27
-45
-6
+24
-16
-40
-70
-10
+31
1917
18
19
20
2t
22
23
24
25
26
27
28
29
1930
31
32
33
597
422
544 -31
505
-70
408
-167
611
+36
+56
631
665 +90
560
-15
688' +113
544
-31
660
-Ю5
710 +135
555 -20
621
+46
594 +19
670 +95
622 +47
Год
1934
35
36
37
38
39
1940
41
42
43
44
45
46
47
48
49
1950
Zee
д2х
588
+13
723 +148
536
-39
576
+1
498
-77
508 -67
-35
540
426 -149
626
+51
559 -16
479 -96
+18
593
532
-43
527
-48
+56
631
582
+7
591
+16
!
1
|
1
t
i
»!
Вхорш этапом данного исследования являлось определение функцю|
экстраполирования Kmlt) для прогноза годовых сумм осадков по (1) j
с ааблаговременностями па = 1 и 2 годам.
Определение кт(х)производилось по второму указанному выше способу, "алгебраическому", как именуется он в Ш . Для m = 1 и т = 21
были построены системы уравнений вида ( 1 ) п -го порядка из
uf
уравнений, u > n . в обеих систрах порядок п принимался равным периоду корреляционной функции на рис.1, т . е . п = 18, а число уравнений
и = 1,5 п
(ом; [1] ) , т . е .
и = 27. В системы входили величины
д х sa следующие периоды наблюдений (от
- до, вкл.): при т. = 1 с 1904 по 194? г . и цри т « 2 - с 1904 по 1948 г . Решение систе||
производилось на машине "Урал"1" в Вычислительном центре при Мате|
махическом инсаитуте АН СССР; каждая система потребовала затраты |
4-5 дней работы квалифицированного техника (программирование, пер|форация) и 5-6 часов работы самой машины "Урал-1".
|
Результаты решения - коэффициенты экстраполирования последовательности &x(t) с ааблаговременностями 1 и 2 года - представлены в
табл.3 и на рис.3. Для наглядности функция К21Т) ( для m = 2)
на рис.3 сдвинута параллельно горизонтальной оси вправо на Т - 1|
( т . е . по горизонтальной оси как бы откладывается не Т , a T + m - j i ) .
При таком расположении отчетливо видна, во-первых, синхронность |
функций K m ( t ) при различных m
и, во-вторых, производный характер этих функций от функции R it) (приведена вверху на рис.3 сплощ-
ной линией): величины
361
резко изменяются в местах перелома
к
m 1
\
V
-
V /
=
12
Т+ГП- 1
16 /
т+т-1 *
Рис.3. ^КСТШКШРОВАНИЕ. Г0Д01Ш СУММ ОСАДКОВ С
ЗАБЛАГОВРЙМЕШОСШЛИ 1 и 2 ГОДА.
Таблица 3
Коэффициенты экстраполирования годовых сумм осадков с
заблаговременностями 1 и 2 года.
Т
К т=1
Т
1
2
5
4
3
6
7
8
9
-0,09 0,26 0,21 -0,05 0,04 0,16 0,15 -0,27 -0,21
0,433 0,240 -0,168 -0,038 0,081 0,144 -0,231 -0,216 0,244
10
И
12
13
14
15
m = 1 0,37
0,02 -0,03 -0,51 - 0 , 1 4 - 0 , 1 5
m=2 -0,018 -0,232 -0,282 -0,013 0,096 -0,320
16
-0,57
0,109
17
-0,08
0,160
18
0,22
0,043
функции R I t ) , например, при t = 7 - 8; 8 - 10; 14 - 15. В общем,
это подтверждает равенства (3) и ( 4 ) , согласно которым К т 1т) непосредственно определяется функцией спектральной плотности S (А) : последняя
представляет собой разрывную функцию, состоящую из ряда положительных
пиков при частотах Л = Л t , в общем соответствующих абсциссам переломов функции R(t) [1]. Заключительным этапом работы явилась проверка
функций Кт( т ) путем выпуска поверочных прогнозов по равенству (1) в
период с 1918 по 1950 г . включительно. Для пояснения техники выпуска поверочных прогнозов по (1) приводится табл.4 поверочных прогнозов
с заблаговременностью 1 год; прогнозы с заблаговременностью 2 года
выпускались по таблице аналогичной формы.
-
252
-
Во второй графе табл.4 выписаны отклонения годовых сумы осадков
от нормы (табл.2), а вверху таблицы - значения Т (1, 2 , . . . , 1 8 ) и
соответствующие им величины коэффициентов экстраполирования
для
tn = 1 (табл.3). На поле таблицы, в графах 3-20, записаны произведения соответствующих коэффициентов экстраполирования и данных граф*
2, ввятые со сдвигом на величину т
[см.равенство ( 1 ) ] ; т . е . произведения К | дос записываются в таблицу со сдвигом вниз на число
строк, равное величине Т для данной графы. Построчные суммы произведений К,дх (последняя графа таблицы) и являотся искомыми прогнозами по (1) с заблаговременностыо 1 год.
В сводном виде результаты поверочных прогнозов с заблаговременностям*1 и 2 года представлены в табл.5 с указанием величин общих
коэффициентов корреляции фактических и спрогнозированных значений
д х при m = 1 и 2 годам ; они равны соответственно 0,90+0,03 и
0,76 + 0 , 0 3 .
~
:
Судя по этим величинам, точность статистических прогнозов осадков по (1) резко уменьшается с увеличением заблаговременности. Принимая минимально допустимым коэф{ициент корреляции 0,80 (как это
принято при оценке гидрологических прогнозов), получим, что эффективными в данном случае являются лишь црогнозы с 8аблаговременностью
m
= 1 году; црогнозы с заблаговременностью 2 года могут рассматриваться лишь как ориентировочные.
Для иллюстрации качества прогнозов цри m = 1 приводится рис.4
с графиками фактических и спрогнозированных (цунктир) величин дрс .
Обращается внимание, во-первых, на отчетливую синхронность обеих
дХ
А
*
ч>
/Л
л
v
V/
' .6 '
s
,
1030
•
*г
// ч у/ / ^ \
L
;
/ \\ / V J r
^I
V / \\/
\Ji
1
1
'
Q
,
4J"
Рис.4. ФАКТИЧЕСКИЕ И СПР0ГН03ИР0ВАНШЕ С ЗАБЛАГОВРЕМЕННОСТЬЮ 1 год ГОДОЁЫЕ сты ОСАДКОВ
В СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ ЗОНЕ.
Годы
1050
100
-
263
-
Ю ^
N
чО
1 1 t 1
см
j
-7,7
-10,8
17,2
5,1
СМ
СМ о
со о С
\3
S5
'-О о 2
ю
ю о ts1
-44,5
-13,1
8,0
-23,4
Ch CV 00 гtO «j) - -
о1 •-о*
2,0
-5,7
-2,4
13,7
Й OJ
о1
чг« 8
тс—
о1
ю
t-
о"
••о Т—1
о
•ф
•л
о
о
ю
о•ч
о1
СО ч—
N
о
СМ ч
о
(Л
о
о
н
о
1
С-.
С
О«
<
г—
тсм
—»
ц
о
о
со
in СЛ 00 ^
О C\f о
• Щ Оа t—•
м1 о о1 1о
о <о :м о>
о" to* су со
*— г— 1
1
•Ф СО О
О»
Ю со
В ^
« о
М I г- |
1
1
to 00 ^ СМ
7 су О , -
«3
ш ю to
СО О f- t—
11
ю
-2,1
6.5
4.6
-6,5
£ э
о"
ts
С0_
о—• о"
ч
Г"
СИ N
о
ts.
со о
1
О) N О CD
ц
s i
3,6 1,6
-2,4 -6,5
-6,0 4,3
-ю, 5110,8
СО ю л
о1
•sf — см ю
СО
1 1см1 о1 со
M«.
w* т.C
оо-ю
СО
i
О 00 СО о
су см я ю
N raOMJl^r-NfflNWe^fflOOOi-Mr-OM
Cp
i ^ООСМ^-Ф— S C M ^ IW'Y-^iS'-j-CQOJCijJtS.^.co
SsSSSfiSS^SSO^Nntl'lOiONoOOiOt*
о о с з о о о с - э о о о ^ т — <—t—т-^-^-gjcM
-
O Q t l J ^ O N
1
СЧ2 1
<o a a
' I
.
гГ ю а
я а СО N
I
о>
264
-
g n w e i N O n O f f l
»"•
m со ю ее
м ш ш
г-* ю со m ю и ю ^
I
Г Т *— 1
^ J p S N l
1
1 1
m ^ n а
ю ю щ" n
Т^-СО
B
1
й
n
Г-
о
cv «-•
с-- '
l O ^ l O M ^ l Q ^ a )
1
I I
( I I I
ffl t o а о з n n ^ г - и
а
го
ю ю с» t о
Гй! T - W
1
m
о
S
w
м ю ш й п й щ ш й ш ю ю ^ а ю м м о ю о о ю ю ь - ю й
t
и ffl о г.* г.* ш Ю О Я
Ю * Я 03
СЬ 0J «р о " г-Г СО г-Г С^г СО
c p r ^ i s i
1
i t
r - r i i
i
'"7
Ю LO СО СО*
оГ c i C f t l O t s T c v T IN оГ ю " о " Т-* ^
00 ^
т-j1
N аз
— сОСЛСОс^Ю
г— C h l g ^ W
00 т ? N
ОЭ N
-
to*
s
м
о
ineyCj-
! S•
<о (В
t—•
w
о
^
м
гтеп
О
»(Л
—1
^
^
со
^
о
ш
ГгШ
^
ш
со oi^ № ю^ ^
•
Т
V
1 Т
О
CO О
С^Г ^
^
Т
оо_ ^
1
л
ц
22,9
3.1
-12,!
8.2
20,4
35.7
5,1
-15,8
-11,;
15.8
35.7
85,2
-18,4
-28,6
-45,9
7,6
-57,6
15.8
Г43,4
-68,8
10,2
-23,5
-9,7
-48,4
-24,0
-6,6
-75,5
19.9
-0,5
ю
m ®
О
О
т^ N
O C j ^ O O N
i n TJ ^
N
О
С> С$ Т ?
"Т
W
ю со аз ^r w 'О
ib со
O ^ O - ' c i O O O r j . ^ O - . - ^ W C j i ' -
M ^ O O r - O O c O C J O ^ * ^ "
«
т—'
I
Т—'
о
T
r-
00 f
w «p f
00 of
cp
r . M O < - « C O
1 Г 1 1
<o" f
g
ю со" 00 Ю
Г- й
1
^
1 Г-
CO
2 со" Щ О frf Ц * cf f
вГ
оГ
1 ^
ю щ * о со" ^ ц
'
Ю
1
r
Q2 *T
il 1
ц cf f щ со" о <o" f f
« ю" ю" W cf о о 9 g со
s
оГ
i
с»
i
со
I «- с\з
<—
I I
«
~ Ц
f
i
®
<лг 1
—
со 1
« w" 9 ^ ™ 2
8 f
Ц 2 Ю о^ оо" cf £
С Л М С О ^ - ^ О З О Ч Э Ю М ^ ^ О О С О О О О О С Ь Ю С Ь Я Э
О
<- N O i - W M O ' S l ' ^ C O I O O f - O c O
I I I
1
1
1
Г- о
Ю
.-r-iocvjftrcy
1 1 I - су ! '
т - JS- ^
1
о
О
л
_
i
( О П ^ С С О О Ю О О ' О Ю М А О О Я О Ю ^ Ю ^ О г - О О ^ О О ^ Ю
1Л
СО
Ч ю„ °° « ~ Ч
т— Г c\f 1 «—• сл5 1
Ч ~ Я
^ ар
1
»
-
-
-rsCVJ
«
r w i w c o
««cotsi
«
l
-
1т-
l
Ю0>т^т-1оро0сосуу}<
0>
-
О»
о ® Ч
~
счг
со ~
М -
~
»
<-1
Й
-
-
i
t
—
-
-
-
-
-
-
1
00 СО
с р ' -
Сй
^
о
-
1 0
^
о N « « Ю
«г уЮ
0? 'Ч*
т
• « • Ф Ю Ю С Й С О О ' О
1
ts- <0 пр ^
О»
i . ,
N 1
fr. w 00
m
T T ^ ' s j S ' f w
W »i l
о
-
СО Я Г - <о « - J t ^ Г
f 1 1 1 N Cji с^ о
I
Ю . т - С» Т- -^i ^
1; 1
Ю
j «-
1 ®
-
265
-
Таблица 5
Сводная таблица поверочных прогнозов годовых сумм осадков
(в отклонениях от нормы) с эаблаговременностями 1 и 2 года.
Года
дх
фактическое
»
1918
19
1920
21
22
23
24
25
26
27
28
29
1930
31
32
33
34
-31
-70
-167
+36
+56
+90
-15
+113
-31
+85
+135
-20
-46
*19
+95
+47
+13
дX
спрогнозированное с заблаговременностью
1 год 2 года
-45
-51
-44
-17
-16
+50
-23
4
+16
+62
+101
+43
«12
+16
+32
+110
+73
12
9
-15
-37
-61
39
22
44
17
40
66
33
47
12
34
46
23
Коэффициенты корреляции
Л ос
фактиГоды ческое
1935
36
37
38
39
1940
41
42
43
44
45
46
47
48
49
1950
+148
-39
+1
-77
-67
-35
-149
+51
-16
-96
+18
-43
-48
+56
+7
+16
дзс
спрогнозированное с заблаговременностью
1 год 2 года
+110
39
-28
-36
24
0
-56
-И
-54
-78
-57
-59
-180 -119
36
+15
-142
-107
-151
-103
+22
60
-81
-61
-55
-25
-7
-58
-38
15
8
72
0,90
+ 0,03
0,76
+ 0,03
кривых при довольно значительной амплитуде и неустойчивости колебаний
фактических величин дзс (что в некоторой степени повышает доверие
к
козфз^ициенту корреляции поверочных прогнозов 0,90), и, во-вторых, на
то обстоятельство, что все прогнозы позже 1947 г . (справа от вертикального пунктира на рис.4) оказались успешными: ошибки прогнозов на 1948,
1949 и 1950 гг. не превышают 20^ от многолетней амплитуды колебания л х .
Таким образом, функция к Д т ) , полученная по данным наблюдений с
1904 по 1947 г . , оказалась эффективной и за пределами этого периода,
что, собственно, и является основным доказательством возможности статистических прогнозов годовых сумм осадков в рассматриваемой зоне с
заблаговременностью 1 год. Однако иэ этого не следует, что определенная для периода 1904-1947 гг. функция к, ("С) пригодна для прогнозов
на все последующие года наблюдений. Как покаэано в 111 , корреляционные функции всех вообще макропроцессов в принципе не могут быть постоянными в многолетнем раврезе. Следовательно, не могут быть посто-
-
266
-
явными и функции экстраполирования К m (Т); черев каждые несколько j
лет по мере увеличения ряда наблюдений (видимо, череа каждые 2-3 года,
см ЛИ ) они должны обновляться, т . е . определяться вновь.
Л и т е р а т у р а
1. А л е х и н
Ю.М.
I
Статистические прогнозы- в геофизике. Изд-во
Ленинградского гос.университета, 1963.
2 . Климатологический справочник СССР, вып.З, ч.П. Гйдрометеоиздат,!
Л., 1956.
I
-
267
И. А.
-
БАУМАН
ОПЫТ СИНОПТИЧЕСКОЙ ПРОИЗВОДСТВЕННОЙ ПРАКТИКИ
СТУДЕНТОВ ЛГМИ НА УНС „БАТАЙСК"
Автор данного сообщения руководил производственной практикой по
синоптической метеорологии, организованной для студентов ЛГМИ метеорологической и океанологической специальностей на учебном научном
судне (УНС) "Батайск" Министерства высшего и среднего специального
образования РСФСР в период его плавания в Северной Атлантике (7-й
рейс - 1961 г . ) и в районе Азорских островов (И - 12-й рейсы 1962 г . ) . Ниже излагаются особенности организации производственной
Практики студентов по синоптической метеорологии в условиях комплексной океанографической экспедиции, главным образом, на материалах 11-12-го рейса.
В 11-м рейсе синоптическую практику проходило одиннадцать студентов-метеорологов 1У курса Л ГШ, которые сразу же по прибытии на борт
корабля в Мурманске включились в организацию работы судового бюро
прогнозов. Бюро прогнозов было размещено в одной из лабораторий
"Батайска" на нижней палубе в кормовом отсеке, что осложняло работу
практикантов в периоды большого волнения из-за сильной качки. Радисты-наносители испытывали те же трудности, так как тоже находились
в кормовой радиорубке. Организационно бюро прогнозов входило в состав
аэрометеорологического отряда, одной из задач которого являлось производство метеорологических и аэрологических наблюдений.
Основной задачей судового бюро прогнозов являлось обеспечение синоптической практикой студентов и ооставление прогнозов погоды для
района плавания на 12 и 24 часа.
Известно, что успех работы синоптика и тем более студента-практиканта во многом определяется своевременным и качественным поступлением синоптической информации. С этой целью на "Батайске" в период
7 и 11-го рейсов работали три радиста-наносителя. Они обеспечивали
прием по рацио всех синоптических материалов и наносили данные на
карты погода за четыре основных срока: 03, 09, 15 и 21 час. Карты
погоды составлялись на бланках форм МПК-1, МЛК-705 и ГМ-2. На двух
-
268
-
последних формах наносились дополнительно данные по Канаде, США и
Центральной Америке, что позволяло практикантам заблаговременно прослеживать барические системы и фронты задолго до их появления в Cef
верной Атлантике. Особое внимание было уделено приему данных судовых
наблюдений и "кораблей погода" для Северной Атлантики. Эти данные;
(до 30-50 станций) наносились на карты погоды самими студентами.
Всего, таким образом, на каждую синоптическую карту наносилось до|
500-600 станций, равномерно распределенных на площади от централь-;
них районов США до Урала. Кроме того, практикантами составлялись
карты барической топографии основных изобарических поверхностей:
850, 700 , 500 , 300, 200, 100 мб; карты ОТ
, карты влажности и
тропопаузы за 03 и 15 часов, а'также карты упорядоченных вертикаль^
ных движений. Однако густота наносимых станций на картах барической
топографии в районах Северной Атлантики была невелика. Поэтому особую ценность представляли результаты радиозондирования, производив^
шегося на "Батайске" два-три раза в сутки. На основе этих наблюдений
и данных 5-6 пунктов в районе плавания составлялись и анализировав
лись аэрологические диаграммы.
'
Работа студентов проходила по 8-12-часовым вахтам согласно сос4
тавленного расписания. Расписанием предусматривалось в течение суфк
одиннадцать различных видов дежурств, которые распределялись между'
одиннадцатью практикантами.
i
Объем и характер работ в течение суток видны из перечня обязан1
ностей каждого дежурного.
I дежурный: 1) Наноска данных судовых наблюдений на карту погоды
за 21 час и ее анализ. 2) Расшифровка консультации ЩПа за 21 час.
3) Составление обзора погоды и синоптических процессов за ночь и s
уточнение суточного прогноза погоды. 4) В случае необходимости составление штормовых предупреждений. 5) Оформление йоллетеня погода и
прогноза и его передача по судовой трансляции. 6) Оценка прогноза
за истекшую ночь. 7) Сдача дежурства П дежурному.
II дежурный: 1) Наноска данных судовых наблюдений на карту за 03
часов и ее анализ. 2) Расшифровка консультации ЩПа по карте эа
03 часов. 3) Прослушивание микрофонной консультации ЩПа. 4) Пос-i
троение карты будущего положения барических образований и фронтовj
за 03 часов следующих суток. 5) Построение карты аномалий ОТ J Q Q Q !
за 03 часа и прогноз барических образований методом Х.Х.Рафаиловой.
Ш дежурный: 1) Нанесение данных судовых наблюдений.на карту эа
09 часов и ее анализ. 2) Прослушивание микрофонной консультации j
ЩПа. 3) Составление обзора и прогноза погоды на следующие сутки |
совместно с 111 и 1У дежурными. 4) Оформление бюллетеня с прогнозом !
погоды на следующие сутки и передача прогноза по судовой трансляции.
5) В случае необходимости составление штормовых предупреждений, i
6) Сдача дежурства.
1У дежурный: 1) Построение и анализ аэрологических диаграмм
!
по данным радиозондирования "Батайска" и 4-5 пунктов вблизи района
-
339
-
плавания. 2) Прогноз облачности, осадков, гроз и туманов. 3) Прогноз
перемещения барических образований методом К.И.Кашина и М.В.Гриценко.
4) Расшифровка синоптической консультации цо карте будущего положения
аа 03 часа. 5) Прослушивание микрофонной консультации ЩПа. 6) Участие в составлении прогноза развития синоптических процессов на следующие сутки. 7) Оценка прогноза аа истекшие сутки. 8) Контроль результатов судовых аэрологических и метеорологических наблюдений, производимых на "Батайске". 9) Проверка оправдываемости карт будущего
положения.
У дежурный: 1) Нанесение данных судовых наблюдений на карту за
15 часов и ее анализ: 2) Расшифровка консультации ЩПа за 15 часов.
3) Построение карты будущего положения барических образований и фронтов на 15 часов следующих суток, 4) Сдача дежурства первому дежурному.
У1. дежурный: 1) Составление карт абсолютной барической топографии изобарических поверхностей 850 мб, 700 мб, карты влажности аа
03 часа и их анализ. 2) Рашифровка консультации по картам барической
топографии. 3) Построение карты будущего положения поверхности 700 Мб
4) Участие в составлении прогноза погоды на следующие сутки.
УН дежурный: 1) Составление карт AT^QQ, ATQQQ, ОТ J Q Q Q аа 03
KQA
часа и их анализ. 2) Построение карт иааномал ОТ J Q Q Q И прогноз барических образований методом Х.Х.Рафаиловой на 15 часов следующих
суток. 3) Участие в составлении прогноза на следующие сутки.
УШ дежурный: 1) Составление карт абсолютной барической топографии
изобарических поверхностей 700 и 100 мб, карты тропопауэы за 03 часа
и анализ их. 2) Прогноз направления перемещения барических образований по осредненному полю течений способом В.И.Бушука. 3) Прогноз
перемещения антициклонов методом Н.П.Лужной. 4) Построение и анализ
аэрологических диаграмм в районе плавания "Батайска" по данным 5-6
цунктов.
Обязанности 1Х-Х1 дежурных синоптиков, которые проводили анализ
материалов аа 15 часов, были аналогичны обязанностям У1-У1 дежурных.
Таким образом, в период всей экспедиции, включая продолжительную
стоянку в Кольском заливе, каждый практикант провел не менее 30 самостоятельных полусуточных дежурств с выполнением всего комплекса
работ дежурного синоптика.
Помимо дежурств е судовом бюро прогнозов,студенты знакомились с
работами, посвященными синоптическим процессам и климату района плавания; принимали участие в научных семинарах и выполняли индивидуальные задания. Темы индивидуальных заданий были связаны либо с испытанием новых методов прогнозирования барических образований (методы Х.Х.Рафаиловой, Н.ПЛужной, К.И.Кашина и И.В.Гриценко-)-, либо
с синоптическим описанием условий плавания УНС "Батайск" в различных
районах Северной Атлантики и Средиземного моря, что в значительной
степени способствовало пробуждению творческой инициативы студентов,
а следовательно, и успеху практики. Возможность непрерывного сопоставления данных инструментальных и визуальных метеорологических
-
270
-
наблюдений в районе плавания с характером синопвических процессов,
протекающих на картах погода, давало возможность практикантам более
глубоко вникать в сущность атмосферных процессов и давать более обоснованные прогнозы.
j
Полезно отметить, что ежедневно выпускаемые два гидрометеорологических бюллетеня с обэорами и прогнозами погоды, которые вывешивались вместе с синоптическими картами для всеобщего обозрения участников экспедиции (их было около 300 человек)., неизменно вызывали} боль
шой интерес у экспедиционного состава на всем пути ив Мурманска 'в
Одессу. Это в значительной степени повышало чувство ответственности у практикантов за качество своих прогнозов. Постоянное пребывание на воздуха в условиях непрерывно меняющихся атмосферных процессов в сочетании с их синоптическим анализом дало возможность практикантам более глубоко осмыслить происхождение таких метеорологических явлений, как облачность, осадки, грозы и туманы.
j
В целом, оценивая результаты производственной практики студентовметеорологов 1У курса, можно утверждать, что самостоятельная рабЬта
в ответственной обстановке экспедиционных работ в Атлантическом j
океане способствовала быстрому и успешному выполнению всех разделов производственной практики и приобретению практических навыков
в работе инженера-синоптика.
В 12-м. рейсе при следовании "Батайска" из Одессы в Мурманск производственную практику по синоптической метеорологии проходило 18
студентов 1У курса океанологической специальности. Подготовка %
Практике для студентов-океанологов началась еще в 11-м рейсе, ко!гда
с ними регулярно два раза в неделю проводились практические занятия
по основным разделам синоптической метеорологии. На основе этих!
занятий для каждого студента-океанолога было организовано 3-4 де|журства в судовом бюро прогнозов в качестве дублера дежурного синоптика из числа студентов-метеорологов. Это способствовало озна!комлению студентов с характерам работы дежурного синоптика в судовых условиях. Учебная практика для океанологов началась сраау же
после списания студентов-метеорологов с борта "Батайска" в Одесф
и продолжалась до прихода скудна в Мурманск. В этом рейсе судовое
бюро прогнозов функционировало по сокращенной программе, так как
для обеспечения его работы были выделены только один судовой радаст
и один наноситель иэ числа студентов-практикантов. В течение все!го
рейса радист принимал синоптические сводки для карт погоды за ОЙ и
15 часов, данные для карт барической топографии sa 15 часов, консультации ЩПа, синоптические консультации на английском языке, вперед аваемые прогностическими центрами Португалии, Великобритании и
Исландии. Карты барической топографии для четырех уровней составляли сами практиканты.
\
Объем работы в бюро прогнозов лимитировался ограниченным характером получаемой инофрмации. Практика студентов-океанологов протекала в форме самостоятельных дежурств в судовом бюро погоды под
контролем консультанта. Ежедневно к дежурству привлекались два!
-
271
-
студента. Один из практикантов анализировал две приземные карты погоды и составлял прогнов, а другой обрабатывал карты барической топографии, принимал участие в выпуске радиозонда и обработке его данных.
Тем самым осуществлялось знакомство океанологов с производством аэрологических наблюдений в судовых условиях. Кроме того, через каждые
три часа дежурные синоптики вели инструментальные и визуальные метеорологические наблюдения.
Само бюро прогнозов находилось в помещении первой штурманской рубки с хорошим обзором горизонта, что создавало для практикантов прекрасную возможность следить эа изменениями погоды и сопоставлять их
с процессами на синоптической карте.
Самостоятельная работа практикантов систематически контролировалась консультантом. После окончания анализа синоптических карт и
карт барической топографии с использованием данных радиозондирования "Ьатайск" происходило совместное обсуждение практикантов с консультантом характера предстоящего развития синоптических процессов
и окончательно формулировался прогноз погоды на предстоящие сутки.
В 19.00 судового времени прогноз по судовой радиотрансляции доводился до сведения участников экспедиции и экипажа. Проанализированная
синоптическая карта с текстом прогноза вывешивалась на стенд для
ознакомления с синоптической обстановкой в районе плавания.
Первый опыт проведения учебной практики по синоптической метеорологии в экспедиционных условиях со студентами-океанологами показал,
что, несмотря на большую перегрузку другими видами работ, все практиканты достаточно свободно усвоили технические операции по анализу
основных синоптических материалов и приобрели практические навыки
в составлении элементарных прогнозов погоды.
Несмотря на ряд организационных трудностей, постановка производственных практик по синоптической метеорологии в 7, 11 и 12-м рейсах
полностью оправдала себя. На это указывает и защита практикантами
отчетов о производственной практике, проведенная на кафедре синоптической метеорологии ЛГМИ. Большинство студентов, проходивших синоптическую практику на "Батайске", получили отличные оценки при
защите своих отчетов.
В заключение хочется выдвинуть пожелание, чтобы УНС "Батайск" в
ближайшее время был бы дооборудован радиотелётайпными установками
и факсимильными аппаратами. В этом случае "Батайск" может превратиться в надежную базу для прохождения синоптической практики студентов любой специальности.
СОДЕРЖАНИЕ
Г а л ь п е р и н
Б.М., М и х а й л о в а
Т.И.,
Х н ы ж е в а
А.М. 0 влиянии структуры пограничного слоя
на излучение атмосферы
Г а л ь п е р и н
Б.М., С е р я к о в а Л.П. Основные
закономерности коротковолновой радиации и дневного радиационного баланса при различной -облачности * .
З в е р е в а
С.В» Прозрачность атмосферы в Антарктике
Б р о й д о А.Г., Н о с о в а
В.И., П о м о з о в а Л.И., Р у б ц о в а
ЭЛ.
О расчете средней суточной
температуры поверхности почвы
М у ш е н к о
П.М. Оценка водности перистых облаков. .
М у ш е н к о П.М. Конденсация водяного пара над крылом летящего самолета . . . . . . . . . . .
.
Т в е р с к а я
Н.П. Турбулентный обмен при облаках
вертикального развития
К о з л о в с к а я
О.В., К у р б а т о в а
А.В.
Положение верхней граница облаков верхнего яруса в р а з л и ч ных барических систёмах в районе Ленинграда . . . . . . .
К а л и н ц е в а
В.К. , С о л о н и н
С.В., Т а р а к а н о в
Г . Г . О пространственной структуре перистой о б лачности и условиях полетов в ней по наблюдениям с борта
самолета
Г р и ц а й
Г.Г.
К вопросу о вычислении повторяемоетей условий погода различной степени сложности
Б у ш у к О .А. Распределение осей струйных течений и
высотных барических полей над северо-западными районами ETC.
Б у ш у к В Л . Структурные характеристики и повторяемость арктических антициклонов . . . . . . . . . . . . . .
М и л е в с к и й
В JO.
Ветровой режим средней полосы
Европейской территории СССР
.
Р а д и к е в и ч
В.М. 0 параметре устойчивости в е т рового потока
. . . . . . . . . .
Х а н д о ж к о
Л .А. Сопоставление результатов р а с ч е т а градиентов давления по нескольким способам . . . . . .
Л и б е р м а н
Ю.М. Оценка точности определения дифференциальных характеристик метеорологических полей . . .
Л и б е р м а н
Ю.М. _ Современное состояние проблемы
рационализации аэрологической сети . . . . . . . . . . . .
Х а н д о ж к о
Л.А.
Типовые траектории штормовых
циклонов для северо-запада ETC . . . . . . . . .
Б а у м а н
И.А., Й г о р о в а
Л.А. К прогнозу
высотных циклонов
К о н д р а т о в и ч
К.В. Формирование крупных аномалий давления и прогнов типа барического поля в районе
Северной Атлантики . . .
. . . . .
Сшр
3-10
f
j
11-34
35-51
j
j
52-фэ
56-66
j
67-72
j
73-82
j
j
S3-90
j
j
j
91—1*02
j
103—1(13
1
114-1!19
120-129
j
130-166
167-178
'
179-1(84
185-197
198-206
\
207-242
j
243-248
j
j
249-253
А л е х и н Ю.М. Опыт статистического прогнозирования
годовых сумм осадков
Б а у м а н И.А. Опыт синоптической производственной
практики студентов ЛГЩ на №Q "Батайск".
254-266
267-271
ТРУДЫ
ЛЕНИНГРАДСКОГО ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИ ЧЕСКОГО
ИНСТИТУТА
ФОЛ С-3 УГМС, г.Ленинград, В . О . , 2 3 линия
д . 2 - а . М-25035. Подписано к печати 27/УП-1964
З а к а з № 621. Тираж 500 э к з . П е ч . л . 1 7 , 0 .
Цена 98 коп.