Фронт окклюзии холодного типа

Фронт окклюзии теплого типа

Фронты окклюзии.

В системе фронта окклюзии взаимодействуют три воздушные массы, из которых теплая расположена на высоте. Поэтому при прохождении такого фронта у земной поверхности колебания метеопараметров невелики, но проявляются верхние фронты.

Благодаря подъему теплого воздуха на высоты в зоне фронта окклюзии облачные системы образуются по обе стороны фронта. Вблизи фронта наблюдаются облака Cb.

Осадки из обложных переходят в ливневые, а потом вновь в обложные. Вдоль фронтов окклюзии в летнее время возможны грозы, туманы. Как правило над районом окклюзии надолго устанавливается устойчивая пасмурная погода с осадками.

Этот фронт образуется если холодный фронт 1 рода догоняет теплый фронт. Перед приближением этого фронта появляются Ci – Cs, затем приходят As, дающие моросящие осадки. После прохождения точки окклюзии добавляются Ns, дающие обложные осадки. После прохождения этого фронта становится теплее.

Такие фронты характерны для Крыма и Украины в зимний период.

Этот фронт образуется в случае если холодный фронт второго рода догоняет теплый фронт.

Перед приближением этого фронта появляются Ci – Cs, затем на расстоянии около 100 км- As, дающие моросящие осадки.

Непосредственно перед прохожднием точки окклюзии возникают плотные облака Ns, дающие обложные осадки, а также волны тумана.

После прохождения точки окклюзии добавляются облака вертикального развития, дающие осадки в виде ливней и града. Возможны грозы. После прохождения этого фронта становится холоднее.

Эти фронты характерны в Украине и Крыму в летнее время.

Наблюдения за погодой получили достаточно широкое распространение во второй половине 19 века. Они были необходимы для составления синоптических карт, показывающих распределение давления и температуры воздуха, ветра и осадков.

В результате анализа этих наблюдений сложилось представление о воздушных массах. Это понятие позволило объединять отдельные элементы, выявлять различные условия погоды и давать ее прогнозы.

Определение. Воздушной массой называется большой объем воздуха, имеющий горизонтальные размеры несколько сотен или тысячи километров и вертикальный – порядка 5 км, характеризующийся примерной однородностью температуры и влажности и перемещающийся как единая система в одном из течений Общей Циркуляции Атмосферы (ОЦА).

Однородность свойств воздушной массы достигается формированием ее над однородной подстилающей поверхностью и в сходных радиационных условиях. Кроме того, необходимы такие циркуляционные условия, при которых воздушная масса длительно задерживалась бы в районе формирования.

Значения метеорологических элементов в пределах воздушной массы меняются незначительно – сохраняется их непрерывность, горизонтальные градиенты малы. При анализе метеорологических полей можно с достаточным приближением применять линейную графическую интерполяцию при проведении, например, изотерм, до тех пор, пока мы остаемся в данной воздушной массе.

Резкое возрастание горизонтальных градиентов, приближающееся к скачкообразному переходу от одних значений к другим, или, по крайней мере, изменение величины и направления градиентов (как в случае давления воздуха) происходит в переходной (фронтальной) зоне между двумя воздушными массами.

В качестве наиболее характерного признака той или иной воздушной массы принимается псевдопотенциальная температура, отражающая и действительную температуру воздуха и его влажность (температура, которую бы принял воздух при адиабатическом процессе, если бы сначала весь содержащийся в нем водяной пар сконденсировался при неограниченно падающем давлении и выпал из воздуха и выделившаяся скрытая теплота пошла бы на нагревание воздуха, а затем воздух был бы приведен под стандартное давление).

Поскольку более теплая воздушная масса обычно бывает и более влажной, то разность псевдопотенциальных температур двух соседних воздушных масс бывает значительно большей, чем разность их действительных температур. Вместе с тем, псевдопотенциальная температура медленно изменяется с высотой в пределах данной воздушной массы. Это ее свойство помогает определять напластование воздушных масс одной над другой в тропосфере.

Масштабы воздушных масс

Воздушные массы имеют тот же порядок величины, что и основные течения общей циркуляции атмосферы. Линейная протяженность воздушных масс в горизонтальном направлении измеряется тысячами километров. По вертикали воздушные массы простираются на несколько километров тропосферы, иногда до ее верхней границы.

При местных циркуляциях, таких, например, как бризы, горнодолинные ветры, фены, воздух в циркуляционном потоке также более или менее обособлен по свойствам и движению от окружающей атмосферы. Однако, в этом случае говорить о воздушных массах нельзя, поскольку масштаб явлений здесь будет иной.

Например, полоса, охваченная бризом, может иметь ширину всего 1-2 десятка километров, и потому не получит достаточного отражения на синоптической карте. Вертикальная мощность бризового течения также равна нескольким сотням метров. Таким образом, при местных циркуляциях мы имеем дело не с самостоятельными воздушными массами, а лишь с возмущенным состоянием внутри воздушных масс на небольшом протяжении.

Объекты, возникающие в результате взаимодействия воздушных масс – фронтальные поверхности, фронтальные облачные системы облачности и осадков, циклонические возмущения, имеют тот же порядок величины, что и сами воздушные массы – сравнимы по площади с большими частями материков или океанов и время их существования – более 2-х суток (табл. 3):

Таблица 3.

Примерные данные о соотношении горизонтальных и временных масштабов погодообразующих системМасштаб

систем Линейные

размеры,

км Время

существования,

сутки

Мезомасштабные 10-100 0.5-1

Субсиноптические 100-500 1-2

Синоптические 500-1500 2-10

Планетарные Тысячи Десятки

Границы воздушных масс

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

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

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

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

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

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

Очаги формирования воздушных масс

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

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

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

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

Географическая классификация воздушных масс

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Трансформация воздушных масс

При изменении циркуляционных условий воздушная масса как единое целое смещается из очага своего формирования в соседние районы, взаимодействуя с другими воздушными массами.

При перемещении воздушная масса начинает изменять свои свойства - они уже будут зависеть не только от свойств очага формирования, но от свойств соседних воздушных масс, от свойств подстилающей поверхности, над которой проходит воздушная масса, а также от длительности времени, прошедшего с момента образования воздушной массы.

Эти влияния могут вызвать изменения в содержании влаги в воздухе, а также изменение температуры воздуха в результате высвобождения скрытой теплоты или теплообмена с подстилающей поверхностью.

Процесс изменения свойств воздушной массы называется трансформацией или эволюцией. Трансформация, связанная с движением воздушной массы, называется динамической. Скорости перемещения воздушной массы на разных высотах будут различными, наличие сдвига скоростей вызывает турбулентное перемешивание. Если нижние слои воздуха нагреваются, то возникает неустойчивость и развивается конвективное перемешивание.

Обычно процесс трансформации воздушной массы продолжается от 3 до 7 суток. Признаком его окончания является прекращение изменений температуры воздуха день ото дня как вблизи земной поверхности, так и на высотах – т.е. достижение температуры равновесия. Температура равновесия характеризует температуру, свойственную данному району в данное время года.

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

Термодинамическая классификация воздушных масс

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

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

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

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

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

Такие условия погоды характерны при перемещении воздушной массы из теплого района океана в более холодный. Поэтому в теплой воздушной массе плавание будет проходить а условиях плохой видимости, а при отрицательной температуре воздуха возможно обледенение. Холодная воздушная масса

Холодные воздушные массы обычно бывают устойчивыми. При перемещении в районы с более теплой подстилающей поверхностью холодная воздушная масса начинает прогреваться снизу. Это приводит к усилению конвекции, что уменьшает устойчивость воздушной массы (рис. 2.1.2).

Рис. 2.1.2. Погода над морем в холодной воздушной массе.

По мере увеличения неустойчивости возрастает турбулентность, а это приводит к усилению ветра порывистого характера. Теплый воздух, поднимаясь вверх, охлаждается, водяной пар, находящийся в воздухе, конденсируется, образуются облака кучевых форм. Выпадают ливневые осадки, сопровождаемые в летний период грозовыми явлениями и шквалами. Условия плавания в холодной воздушной массе благоприятны, за исключением зоны ливневых осадков, при подходе к которой наблюдается шквалистый ветер.

Чтобы определить, охлаждается или прогревается воздушная масса в данном районе, следует сравнить за несколько дней температуру воздуха, измеренную в один и тот же срок, или же средние суточные температуры воздуха.

Местной (нейтральной) воздушной массой называют массу, находящуюся в тепловом равновесии со своей средой, т.е. день за днем сохраняющую свои свойства без существенных изменений.

Таким образом, трансформирующаяся воздушная масса может быть и теплой, и холодной, а по завершении трансформации она становится местной.

Неустойчивые и устойчивые воздушные массы

Воздушная масса может характеризоваться как неустойчивым, так и устойчивым равновесием. Данное разделение воздушных масс учитывает один из важнейших результатов теплового обмена – вертикальное распределение температуры воздуха и соответствующий ему вид вертикального равновесия. С устойчивыми и неустойчивыми воздушными массами связаны определенные условия погоды.

Устойчивой (УВМ) называют воздушную массу, в которой преобладает устойчивое вертикальное равновесие, т.е. в основной ее толще вертикальный температурный градиент γ меньше влажноадиабатического γва.

Термическая конвекция в УВМ не развивается, а динамическая развита слабо. Среднее значение вертикального температурного градиента в УВМ обычно меньше 0.6°/100м. Здесь встречаются слои инверсии и изотермии (задерживающие слои).

В УВМ могут возникать облака динамической конвекции – слоистые и слоисто-кучевые. Если же динамическая конвекция развита незначительно, например, при слабых ветрах, или же уровень конденсации лежит выше верхней границы динамической конвекции, то наблюдается ясная погода.

Значительных осадков в УВМ не наблюдается, из слоистых облаков, достигших значительной вертикальной мощности, в ряде случаев могут выпадать моросящие осадки, а из слоисто-кучевых зимой – слабый снег. Ввиду малого вертикального обмена скорость приземного ветра более или менее слабая. В случае мощных приземных инверсий у земли преобладает штиль. Благодаря слабому вертикальному обмену, в УВМ обычно наблюдаются дымки, а в ряде случаев и туманы.

Неустойчивой (НВМ) называется воздушная масса, в основной толще которой преобладает влажнонеустойчивое равновесие. Здесь различают абсолютную неустойчивость, или сухонеустойчивость, когда γ>γва, и относительную неустойчивость, или влажнонеустойчивость, когда γ>γа.

Среднее значение вертикального температурного градиента в НВМ чаще всего более 0.6°/100м. В неустойчивой воздушной массе может развиваться как термическая, так и динамическая конвекция. чем слабее ветер, тем более преобладает термическая конвекция, при значительных скоростях ветра и быстром изменении его с высотой роль динамической конвекции возрастает.

Для НВМ характерны кучевые и кучево-дождевые облака. Если преобладает динамическая конвекция, то облачность частично или полностью имеет характер слоисто-кучевой, иногда довольно большой вертикальной мощности.

Скорость ветра в НВМ при одной и той же величине барического градиента больше, чем в устойчивой. Ветер часто бывает порывистым, а при прохождении кучево-дождевых облаков наблюдаются шквалы. Наиболее ярко неустойчивость проявляется в образовании мощных кучево-дождевых облаков, выпадении ливневых осадков, развитии гроз.

Чем больше неустойчивость ВМ, тем на большую высоту может подняться данная воздушная масса.

Поскольку величина gва сильно зависит от температуры воздуха и меньше от давления (табл. 4.):

Таблица 4.

Зависимость γва от температуры и давления воздухаДавление, гПа Т,

°С γва,

°С/100м

1000 20 0.44

0 0.66

-20 0.88

<-45 γса=0.98

500 20 0.34

0 0.52

-20 0.78

Отсюда следует, что более теплая воздушная масса относительно и более неустойчива, чем холодная – температура в ней с высотой падает медленнее, чем в холодной, поэтому более теплая воздушная масса имеет возможность подняться на большую высоту, пока ее температура не сравняется с температурой окружающей среды и прекратится подъем.

Кроме того, при одних и тех же условиях более влажная масса относительно неустойчивее менее влажной воздушной массы. Другими словами, чем ниже уровень конденсации в воздушной массе, тем она относительно более неустойчива при прочих равных условиях. Это можно проиллюстрировать следующими соображениями. Температура поднимающейся частицы воздуха до уровня конденсации изменяется по сухоадиабатическому закону, т.е. температура воздуха понижается на 0.98°С/100м, выше уровня конденсации – по влажноадиабатическому закону, т.е. в среднем с γва=0.66 °С/м (см. табл. 10.2).

Очевидно, при одной и той же начальной разности между воздушной частицей и средой и при одном и том же значении g в окружающем воздухе частица поднимется на большую высоту (где ее температура сравняется с температурой окружающей среды и прекратится подъем), если происходит подъем влажного воздуха и в процессе подъема будет достигнуто насыщение водяного пара, и на меньшую высоту, если поднимается сухой или менее влажный воздух.

Особенно велико влияние на устойчивость воздушной массы свойств подстилающей поверхности.

Если воздушная масса теплее подстилающей поверхности, то в приземном слое она охлаждается, у земли температуры воздуха могут стать ниже, чем на более высоких уровнях, могут образоваться задерживающие слои. Воздушная масса становится устойчивой, по крайней мере, в нижнем слое атмосферы.

Если воздушная масса холоднее подстилающей поверхности, то в приземном слое она прогревается, увеличиваются контрасты температуры между нижними слоями атмосферы и вышележащими, величина γ быстро возрастает и создаются благоприятные условия для развития конвекции. Воздушная масса становится неустойчивой.

Свойства УВМ и НВМ подвержены суточному ходу. Например, летом над сушей неустойчивая воздушная масса ночью приобретает многие свойства устойчивой. Исчезают конвективные облака, возникают приземные инверсии и даже радиационные туманы. Устойчивая воздушная масса над сушей бывает наиболее выражена ночью. Таким образом, определяя, является ли данная воздушная масса над сушей устойчивой или неустойчивой, основное внимание надо обращать на явления погоды, развивающиеся днем.

Над морем наблюдается обратный суточный ход свойств УВМ и НВМ. Следовательно, над морем более показательны явления погоды, наблюдающиеся ночью, особенно это относится к неустойчивым воздушным массам.

Но все же более часто встречаются воздушные массы со слабо выраженной неустойчивостью или устойчивостью, и нелегко бывает решить, к какому типу их отнести.

Теплая устойчивая воздушная масса

Условия подстилающей поверхности. Теплая устойчивая воздушная масса над материками наблюдается, как правило, в холодную половину года. Обычно это воздушная масса, перемещающаяся с теплого океана на холодный материк. Над океанами и морями теплая устойчивая воздушная масса отмечается в основном в теплую половину года, когда теплый воздух с материка смещается на холодную водную поверхность.

Синоптические условия. Теплая устойчивая воздушная масса поступает в данный район в теплых секторах циклонов и примыкающих к ним северных окраин антициклонов.

Типичная погода. Сплошная слоистая или слоисто-кучевая облачность, иногда с выпадением моросящих осадков или с образованием адвективных туманов. Суточный ход метеорологических элементов выражен слабо. Возможно возникновение адвективной инверсии температуры, в особенности при движении воздушной массы над охлажденной поверхностью с большой теплоемкостью (снежный покров, поверхность моря). Турбулентное перемешивание может “поднять” инверсию к верхней границе турбулентного слоя. В отдельных случаях вертикальная мощность слоистых облаков возрастает настолько, что они достигают своей верхней границей уровня кристаллизации, превращаются в слоисто-дождевые и начинают давать обложные осадки.

Холодная устойчивая воздушная масса

Условия подстилающей поверхности. Холодная устойчивая воздушная масса наблюдается над материками, в основном, зимой. Над океанами и морями – как правило, не отмечается.

Синоптические условия. Антициклонические системы в целом, особенно – центральные части антициклонов.

Типичная погода. Основной тип – морозная безоблачная погода, иногда с радиационными туманами. Дополнительный тип – значительная и сплошная слоистая и слоисто-кучевая облачность, иногда слабые снегопады.

Теплая неустойчивая воздушная масса

Условия подстилающей поверхности. Теплая неустойчивая воздушная масса над материками наблюдается летом, вблизи побережий морей может наблюдаться и зимой. Над океанами и морями теплая неустойчивая воздушная масса наблюдается в холодную половину года.

Синоптические условия. Условия, при которых воздушная масса может быть неустойчивой достаточно разнообразны. Теплая воздушная масса может быть неустойчивой в теплых секторах циклонов и на западной периферии антициклонов. Как правило, неустойчива относительно теплая воздушная масса во вторичных теплых секторах циклонов.

Типичная погода. Кучевая, иногда кучево-дождевая облачность с ливневыми осадками, часто с грозами, в том числе, ночными, радиационными туманами (преимущественно после выпадения дождя и ночного прояснения).

Холодная неустойчивая воздушная масса

Условия подстилающей поверхности. Холодная неустойчивая воздушная масса над материками наблюдается летом, над океанами и морями – преимущественно в холодное полугодие.

Синоптические условия. Холодная неустойчивая воздушная масса наблюдается в тыловых частях циклонов за холодными фронтами и частично примыкающими к ним окраинами антициклонов.

Типичная погода. Кучевая, кучево-дождевая облачность, ливневые осадки, часто многократно повторяющиеся, иногда днем грозы, ночью над материками наблюдаются радиационные туманы. Суточный ход метеорологических элементов особенно велик. Холодная неустойчивая воздушная масса особенно характерно проявляется ранней весной – “апрельская погода”, когда в северной зоне умеренных широт еще лежит снег, а в южной зоне почва уже заметно прогрелась.

Нейтральные (местные) воздушные массы в любой сезон могут быть как устойчивыми, так и неустойчивыми в зависимости от начальных свойств и направления трансформации той воздушной массы, из которой образовалась данная воздушная масса. Над материками нейтральные воздушные массы летом, как правило, неустойчивы, зимой – устойчивы. Над океанами и морями такие массы летом чаще устойчивы, зимой неустойчивы.

Неравномерная адвекция температуры на различных высотах приводит к возрастанию устойчивости, если с высотой адвекция тепла усиливается или адвекция холода уменьшается. При уменьшении адвекции тепла с высотой или возрастании адвекции холода происходит повышение неустойчивости воздушной массы. Наибольший эффект имеет место, когда знак адвекции в нижнем слое противоположен знаку адвекции в верхнем слое. Радиационное охлаждение верхнего слоя воздушной массы способствует возрастанию неустойчивости, а нагревание – возрастанию устойчивости.

Список рекомендованной литературы:

1. Вайсберг.Погода на Земле: Популярная метеорлогия.- М.: “Гидрометеоиздат”,1980.

2. Адамов П.Н. Местные признаки погоды. Л. “Гидрометеоиздат”,1961.

3. Алисов Б.П. Климат СССР - М. “Высшая школа”.

4. Вернадский В.И. Биосфера- М. “Мысль”.1967.

5.Гирс А.А., Кондратович К.В. Методы долгосрочных прогнозов погоды. Л.: «Гидрометеоиздат» 1978. 343.

6.Зверев А.А. Синопатическая метеорология. Л.: «Гидрометеоиздат», 1968.774с.

7.Израэль Ю.А. Экология и контроль состояния природной среды. Л.: «Гидрометеоиздат» 1979. 376с.

8. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976. 639с.

9. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.

10.Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. Л.: «Гидрометеоиздат»,1971. 568с.