Министерство образования и науки Российской Федерации Федеральное государственное бюджетное образовательное
advertisement
Министерство образования и науки Российской Федерации Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего профессионального образования «Иркутский государственный университет» Географический факультет Д. Ф. Хуторянская РЕГИОНАЛЬНАЯ СИНОПТИКА Учебное пособие 1 УДК 551.515.3 ББК 26.13 Х98 Печатается по решению редакционно-издательского совета Иркутского государственного университета Издание выходит в рамках Программы стратегического развития ФГБОУ ВПО «ИГУ» на 2012–2016 гг., проект Р212-06-002 Рецензенты: доктор физико-математических наук П. Г. Ковадло доктор технических наук, профессор В. К. Аргучинцев Х98 Хуторянская Д. Ф. Региональная синоптика : учеб. пособие / Д. Ф. Хуторянская.– Иркутск : Изд-во ИГУ, 2012. – 227 с. ISBN 978-5-9624-0629-9 Рассмотрены сезонные закономерности режима циркуляции в атмосфере над районами Западной и Восточной Сибири. Описаны с приведением схем типовые синоптические процессы, погодные условия и влияние подстилающей поверхности на них. Предназначено студентам географического факультета дневной и заочной форм обучения специальности 020602 – «Метеорология» и направления 021600.62 – «Гидрометеорология». Ил. 66. Табл. 19 УДК 551.515.3 ББК 26.13 ISBN 978-5-9624-0629-9 2 Хуторянская Д. Ф., 2012 ФГБОУ ВПО «ИГУ», 2012 ОГЛАВЛЕНИЕ Введение .................................................................................................... 5 ЧАСТЬ 1. ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ 1. Сезонные особенности циркуляционного режима атмосферы над первым естественным синоптическим районом северного полушария ............................................................................................ 7 1.1. Краткий обзор ...................................................................................... 7 1.2. Циркумполярный вихрь ...................................................................... 11 1.3. Центральный циклон. Дальневосточная тропосферная ложбина .... 16 2. Влияние подстилающей поверхности на формирование атмосферных процессов ................................................................... 21 2.1. Океаническая подстилающая поверхность ....................................... 21 2.2. Арктическая подстилающая поверхность ......................................... 22 2.3. Материковая подстилающая поверхность ......................................... 27 3. Процессы цикло- и антициклогенеза во внетропических районах северного полушария ........................................................................ 30 3.1. Общие сведения ................................................................................... 30 3.2. Распределение циклонов и антициклонов. Пути их перемещения .. 42 Литература к главам 1–3 ............................................................................ 53 4. Синоптические процессы над Западной Сибирью и Уралом .......... 54 5. Блокирующие гребни над Уралом и их влияние на циркуляционный режим Западной и Восточной Сибири .............................................. 75 Литература к главам 4, 5 ............................................................................ 81 6. Влияние земной поверхности на синоптические объекты и погоду..... 82 6.1. Эволюция барических образований под влиянием горного рельефа .. 85 6.2. Влияние гор на перемещение и эволюцию атмосферных фронтов . 89 6.3. Влияние рельефа на развитие облачности и осадков ....................... 92 6.4. Переваливание циклонов через Урал ................................................. 96 6.5. Образование частных циклонов на юге Красноярского края .......... 97 6.6. Циркуляционный режим и погодные условия Тувинской котловины .... 100 6.7. Формирование струйных течений в Южной Азии ........................... 102 Литература к главе 6 ................................................................................... 106 ЧАСТЬ 2. ВОСТОЧНАЯ СИБИРЬ 1. Сезонные особенности циркуляционного режима и погодных условий в Восточной Сибири ............................................................. 107 1.1. Основные формы циркуляции атмосферы в зимнее время .............. 109 1.2. Зимний антициклогенез над Сибирью ............................................... 116 3 1.3. «Ныряющие» циклоны ....................................................................... 124 1.4. Основные формы циркуляции атмосферы в летнее время .............. 128 1.5. Южные циклоны ................................................................................. 133 1.6. Орографический циклогенез в Южном Предбайкалье .................... 150 1.7. Волновая деятельность в горных районах Предбайкалья ................ 157 2. Аэросиноптические условия резких изменений погоды на территории Иркутской области ..................................................... 168 3. Сезонные характеристики атмосферных фронтов в Предбайкалье... 177 Литература к главам 1–3 ............................................................................ 182 4. Атмосферная циркуляция и погодные условия в Забайкалье ......... 184 4.1. Термобарическая структура и типы синоптических процессов ...... 184 4.2. Характеристика барического поля у поверхности Земли ................ 188 4.3. Зимний вынос масс морского воздуха на Забайкалье ...................... 190 4.4. «Ныряющие» циклоны ...................................................................... 192 4.5. Южный процесс .................................................................................. 196 4.6. Особенности погодных условий в отдельные сезоны года ............. 204 Литература к главе 4 .................................................................................. 211 5. Синоптические процессы над Якутией ............................................. 212 5.1 Сезонные особенности макропроцессов ............................................ 217 5.2 Погодные условия в различные циркуляционные сезоны ............... 222 Литература к главе 5 .................................................................................. 224 Заключение ................................................................................................ 225 4 Введение Cиноптические процессы, формирующиеся при взаимодействии с местными особенностями подстилающей поверхности, оказывают большое влияние на климатические и погодные условия данного региона. Наиболее активно региональные проявления атмосферных процессов в различных физико-географических районах России и СНГ начали изучаться в период интенсивного внедрения фронтологического анализа в синоптическую практику в 30-х годах прошедшего столетия. К настоящему времени достаточно четко определились районы с ярко выраженными местными особенностями атмосферных процессов: Российский сектор Арктики и Субарктики, Прибалтийские страны и Белоруссия, Украина и Молдавия, юговосточные районы Европейской части России, Кавказ и Закавказье, Средняя Азия, Казахстан, Урал и Западная Сибирь, Восточная Сибирь, Дальний Восток. Каждый из перечисленных регионов характеризуется только ему присущим своеобразием циркуляционных процессов, формирующихся на фоне общециркуляционных условий под влиянием, главным образом, орографии и влияния (или отсутствия) морей и океанов. В орографически сложных районах, таких как Восточная Сибирь, выделяются отдельные районы, над которыми синоптические процессы, климатические и погодные условия существенно различаются между собой. Например, в пределах Западной Сибири можно выделить три района, а над Восточной Сибирью – более (Прибайкалье и Забайкалье, Присаянье, центральные районы Якутии, побережье Северного Ледовитого океана и др.). Над этими территориями процессы цикло- и антициклогенеза, фронтальная деятельность проявляются различно. Влияние подстилающей поверхности на формирование синоптических и климатических условий проявляется и на меньших территориях. Например, на территории Иркутской области по физико-географическим и макроциркуляционным условиям выделяются в зависимости от решаемых задач от четырех до семи районов. Изучение спецкурса «Региональная синоптика» необходимо начинать с рассмотрения вопросов о влиянии подстилающей поверхности на макроциркуляционный фон в атмосфере. Взаимодействия континентальной и океанической поверхностей обу5 словливают сезонные особенности циркуляции. Они проявляются в изменении фона давления воздуха над континентами и океанами, в интенсивности и географической локализации сезонных и постоянных центров действия атмосферы, климатологических фронтов. Сезонные особенности тропосферного термобарического поля, его возмущения при меридиональных процессах и под воздействием орографии определяют преобладающие пути перемещения циклонов и антициклонов. Глубокое понимание термобарической структуры отдельных синоптических процессов, их региональных проявлений возможно при хорошем знании структуры сезонных макропроцессов и обусловливающих их причин. Из-за отсутствия специальной литературы эти вопросы в необходимом объѐме приведены в данном учебном пособии. Иллюстративный материал будет способствовать пониманию физической сущности синоптических процессов в их региональном проявлении с позиций адвективно-динамической теории цикло- и антициклогенеза. К сожалению, и в настоящее время, особенно для территории Восточной Сибири, отсутствуют новейшие исследования синоптических процессов. В системе Роскомгидромета специальная литература в настоящее время не переиздаѐтся. Исключением является Атлас облаков (2006) и Психрометрическая таблица (2009). Предлагаемый обзор литературы не претендует на полноту, однако является вполне достаточным для углубленного изучения отдельных вопросов региональной синоптики. Учебное пособие состоит из 2 частей: часть 1 – Западная Сибирь; часть 2 – Восточная Сибирь. Основные вводные положения по режиму макроциркуляции над северным полушарием, влиянию подстилающей поверхности и пр. приведены в первой части пособия (Западная Сибирь). 6 Часть 1 ЗАПАДНАЯ СИБИРЬ 1. СЕЗОННЫЕ ОСОБЕННОСТИ ЦИРКУЛЯЦИОННОГО РЕЖИМА АТМОСФЕРЫ НАД ПЕРВЫМ ЕСТЕСТВЕННЫМ СИНОПТИЧЕСКИМ РАЙОНОМ СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ 1.1. Краткий обзор Большое влияние на циркуляционный режим атмосферы и погодные условия Сибири оказывают процессы над Европейской частью России (ЕЧР), Арктикой и Средней Азией [Руководство по краткосрочным …, 1965 1986–1988]. При этом Европейская часть России по циркуляционному воздействию на нее атмосферы существенно отличается от Азиатской территории России. Летом Европейская часть России при преобладающем западном переносе находится под воздействием отрога Азорского антициклона. Циклоническая деятельность над Атлантическим океаном ослаблена. Исландский минимум сокращен по площади и менее выражен в барическом поле по сравнению с зимой. Циклоническая деятельность над ЕЧР преобладает в северных районах. Циклонические образования, перемещающиеся по югу ЕЧР, малы по площади, не глубоки и быстро заполняются. Антициклонический режим погоды при развитии отрога Азорского антициклона на Восточную Европу может устанавливаться в летнее время почти над всей Европейской территорией России. Быстрая трансформация воздушных масс способствует развитию неустойчивости в дневное время, турбулентности и усилению в этой связи ветра до 15 м/с и более. Ночью ветер ослабевает почти до штиля. Конвективная облачность из-за незначительного влагосодержания воздуха почти не развивается. 7 Быстрая трансформация воздушных масс способствует размыванию атмосферных фронтов, особенно над восточными районами Украины. Здесь более половины теплых фронтов в середине лета проходит без осадков. В холодное время года над ЕЧР резко усиливается циклоническая деятельность. Возрастает число циклонов, перемещающихся с Атлантики, а также южных циклонов. Это связано с сезонной активизацией Исландской депрессии, сокращением по площади и уменьшением интенсивности Азорского максимума, активизацией фронтального циклогенеза над Средиземноморьем. Последнее наблюдается, когда в этот район при развитом меридиональном обмене поступает холодный воздух полярного или арктического происхождения. В этом районе возникает и резко активизируется при холодных вторжениях сезонный циклогенез. Термический циклогенез переходит во фронтальный. Возникающие над Средиземным морем циклоны выходят по различным траекториям на юг Европы, а иногда, особенно во второй половине зимы и весной, могут проникать до Южной Прибалтики и Байкала. Циклогенез над Черным морем поддерживается как за счет термического и орографического факторов, так и за счет перемещения циклонических возмущений со Средиземного моря. Как южные, так и западные циклоны при своем перемещении вызывают резкое ухудшение в погоде – усиление ветра до штормового, обильные снегопады, летом обложные дожди, ливни, грозы. Наиболее резкое и длительное ухудшение погоды наблюдается при выходе южных циклонов. Большую роль в развитии синоптических процессов над Украиной играют Карпаты. Воздействие Карпат на макропроцессы обуславливает образование орографических циклонов с последующей при переваливании через Карпаты их сегментацией. Циклоны в Восточном Прикарпатье образуются преимущественно в холодное полугодие при вторжении холода со Скандинавии на центральную Европу и Средне-Дунайскую низменность. Летом орографические циклоны образуются над юго-западными районами Украины в некотором отдалении от Карпат, и, прежде всего за счет интенсивного прогрева нижних слоев воздуха. Эти циклоны, как правило, не выходят за пределы Украины. В холодное полугодие над юго-восточной частью России нередко стационирует антициклон, а на Украину распространяется барический гребень. Наиболее интенсивен и устойчив этот процесс при ультраполярных и северо-западных вторжениях. По8 следние наиболее продолжительны – до 5–6 и более дней [Нестерова, Каткова, 1987]. Значительное влияние на макропроцессы и погодные условия у поверхности Земли оказывает Кавказский хребет. Его влияние прежде всего проявляется в задерживании воздушных масс, поступающих с севера. У северных склонов хребта наблюдается орографический рост давления воздуха. При усилении этого процесса общециркуляционными условиями орографический антициклогенез может распространяться даже до юга Ростовской области. Наиболее устойчивым процесс орографического антициклогенеза становится зимой. При возмущении Большим Кавказом южных потоков в средней тропосфере в Восточном Предкавказье, над восточной частью акватории Черного моря и в Краснодарском крае возникают небольшие циклонические вихри, образование которых тесно связано с орографией района. Эти циклоны возникают в основном в холодное время года, являются малоподвижными и при отсутствии адвекции холода в их тыл существуют не более суток. При распространении адвекции холода на районы Малой Азии, Северный Кавказ и бассейн Нижнего Дона возможны выходы южных циклонов, вызывающих резкие изменения в погоде. Зимой – сильные потепления, значительные осадки, метели, гололед; летом – грозы, ливни, а в переходные сезоны – обильные обложные дожди. Наиболее значительные потепления наблюдаются при выходе южных циклонов со Средиземноморья. Значительные потепления над Нижним Доном и Северным Кавказом наблюдаются и при перемещении циклонов с запада, а иногда и с северо-запада. Резкие похолодания над Европейской частью России возможны при трех типах синоптических процессов: 1) при полярном процессе, когда заток холода происходит за холодным фронтом термически асимметричного циклона, центр которого находится над восточными районами ЕЧР. Над Западной Европой в это время располагается обширный антициклон; 2) при ультраполярном процессе, когда холод распространяется с северо-востока за холодным фронтом высокого (тропосферного) циклона с центром над севером Казахстана и мощного антициклона с центром над северными районами ЕЧР; 3) при восточном процессе, главным образом, в зимнее время, когда адвекция холода на Нижнее Поволжье, предгорья Северного Кавказа и Восточную Украину 9 осуществляется при усилении западного гребня Азиатского антициклона и его распространении к западу [Руководство по краткосрочным …, 1965; Руководство по краткосрочным …, 1986, вып. 1, 1988,вып. 2] Погода в Закавказье определяется синоптическими процессами умеренных широт и воздействием субтропического пояса высокого давления. Наиболее резкие изменения в погоде связаны в первую очередь с холодными вторжениями в тылу западных и северо-западных циклонов, а также при перемещении на юговосточные районы ЕЧР циклонов со Средиземного моря. Холодный воздух может вторгаться в Закавказье при перемещении севернее Главного Кавказского хребта высокого антициклона с северо-запада, севера или северо-востока. Холодный воздух сначала проникает на юг Каспийского моря, а затем на Закавказье. Нередко холодный воздух проникает в Закавказье за холодным фронтом одновременно с запад и с востока. При этом возникает орографическая окклюзия холодного фронта с волнами, на которых зимой могут развиваться циклонические возмущения. Холодные вторжения, как правило, заканчиваются формированием местного антициклона. Мощных антициклонов над Закавказьем не возникает. На синоптические процессы Евроазиатского континента оказывают большое влияние процессы, развивающиеся в атмосфере над Арктическим бассейном. Циркуляционный режим над Арктикой формируется под влиянием термического режима подстилающей поверхности, Исландского минимума и Алеутской депрессии, сезонного антициклогенеза над Сибирью и Канадой. В западном секторе Арктики во все сезоны года преобладает циклоническая деятельность. Отдельные циклоны с Атлантики могут пересекать Арктический бассейн и достигать побережья Канады и Аляски. В восточном секторе Арктики преобладает антициклоническая деятельность. Адвекция тѐплых воздушных масс из Алеутского минимума в восточный сектор Арктики наблюдается редко и не проникает так далеко на север, как это наблюдается в западном секторе Арктики при адвекции тепла с Атлантического океана. Арктический фронт, в том числе и его Азиатская ветвь, существенно перемещаются в пространстве от зимы к лету. Летом его Азиатская ветвь располагается вдоль побережья Северного Ледовитого океана, и циклоническая деятель10 ность на этой ветви арктического фронта практически уже не влияет на центральные районы Сибири. Основным тропосферным образованием во все сезоны года над Арктическим бассейном является циркумполярный вихрь, сменяющийся летом в стратосфере полярным стратосферным антициклоном. Эти образования, особенно циркумполярный вихрь (ЦПВ), являются своеобразными дирижѐрами в сезонных преобразованиях планетарных высотных фронтальных зон в северном полушарии, и, следовательно, оказывают непосредственное влияние на сезонную структуру термобарического поля в тропосфере. Поэтому рассмотрим климатические и структурные особенности ЦПВ [Педь, 1973; Нестерова, Каткова, 1987] 1.2. Циркумполярный вихрь Как известно, полярные области являются зонами стока энергии, регулирующими глобальную циркуляцию. Циркумполярным вихрем называется общее движение воздуха вокруг полюса (против часовой стрелки), на которое налагаются возмущения различного происхождения. Формируется ЦПВ под влиянием следующих факторов: 1. Радиационного баланса в арктических широтах. 2. Вращения Земли. 3. Подстилающей поверхности, которая влияет на интенсивность, сезонные особенности и географическое положение [Педь, 1973] Вертикальная структура ЦПВ существенно изменяется от сезона к сезону. Зимой на фоне господствующего радиационного выхолаживания циркумполярный вихрь отмечается на всех стандартных барических уровнях – до 50 и более километров. У поверхности океанических и материковых льдов образуется приземный арктический антициклон. Это образование существует во все сезоны года, наиболее развито зимой, но всѐ время эволюционирует в зависимости от траекторий циклонов, проходящих через арктический бассейн и активности Азиатского антициклона. Последний нередко именно через арктический антициклон, усиливая его, взаимодействует с Канадским антициклоном. Заполнение ЦПВ вначале происходит на верхних уровнях (более 30 км) после весеннего равноденствия из-за повышения температуры воздуха, прежде всего в стратосфере и верхней тропосфере. Заполнение его происходит фрагментарно, что указыва11 ет и на влияние подстилающей поверхности в локальном прогреве тропосферы. Летом циклоническая циркуляция (ЦПВ) распространяется только до уровня 100 гПа, а выше полярный циклонический вихрь сменяется стратосферным антициклоном, интенсивность которого увеличивается до уровня AT10 гПа и выше. В начале лета в стратосфере устанавливается восточная циркуляция. При этом область субтропического антициклона медленно смещается к северу: к полюсу вытягивается тропосферный гребень (чаще с Тихого океана), в котором и возникает летний стратосферный антициклон с самостоятельной областью тепла, усиливающейся за счѐт радиационных процессов. Этот антициклон может быть неустойчивым, если очаг тепла не усиливается за счѐт радиационного фактора, и даже разрушается при ослаблении меридионального обмена. Стратосферный антициклон ослабевает в конце лета и постепенно разрушается снизу вверх. Основной причиной является уменьшение солнечной инсоляции, увеличение радиационного выхолаживания подстилающей поверхности и тропосферы. Антициклон при этом делится на два частных ядра, которые постепенно отходят к югу. В октябре радиационное выхолаживание распространяется и на стратосферу, и циркумполярный вихрь вновь господствует в пределах всей атмосферы северного полушария. Климатологическая характеристика циркумполярного вихря. В пределах тропосферы ЦПВ чаще всего имеет несколько центров. Поэтому полюс циркуляции установить трудно. Полюс циркуляции не всегда совмещается с центром наиболее глубокого циклона над Арктическим бассейном. Траектория движения центра циркуляции на карте AT500 гПа описывает эллипс, большая ось которого направлена по линии Чукотка – Гренландия. Наиболее близкое положение центра ЦПВ к географическому полюсу наблюдается в июле и августе. Летом циркумполярный вихрь имеет один центр и более всего приближен к географическому полюсу. Зимой ЦПВ чаще всего является двуцентровым, а иногда в его систему входит и третий центр – атлантический тропосферный циклон. Глубина ЦПВ находится в зависимости от притока солнечной радиации и сильно изменяется во времени. Наибольшее зна12 чение геопотенциала в центре ЦПВ на карте AT100 гПа отмечается в июле (1644 дкм), а наименьшее значение (1512 дкм) отмечается в январе и феврале. Среднегодовое значение геопотенциала в центре ЦПВ, равно 1576 дкм, а амплитуда А = Нмакс – Нмин = 132 дкм. С увеличением высоты амплитуда годовых колебаний возрастает. Относительное изменение амплитуды = А/ Н % = 7,9 %, где Н – среднегодовое значение геопотенциала в центре ЦПВ отражает взаимодействие термического и барического полей в районе господства ЦПВ. При малых значениях вся тропосфера в арктических широтах сходно реагирует на годовые колебания температуры воздуха в области ЦПВ [Педь, 1973; Нестерова, Каткова, 1987] На более высоких уровнях AT50 – AT30 гПа летом циклонический вихрь всегда сменяется антициклоническим. Продолжительность антициклонической циркуляции в стратосфере увеличивается с высотой. Если на AT50 гПа стратосферный антициклон существует только в мае – июле, то на карте AT30 гПа период с антициклонической циркуляцией более длительный: с мая по август, включительно. В остальное время года на всех уровнях преобладает циклонический вихрь. В среднем за год над Полярным бассейном господствует циклонический вихрь. Изменение во времени геопотенциала в центре ЦПВ, хоть и связано с годовым ходом солнечной радиации, но по-разному проявляется в тропосфере и стратосфере. В тропосфере повышение геопотенциала определяется термическим воздействием подстилающей поверхности, а в стратосфере – поглощением ультрафиолетовой радиации озоном (О3). Поэтому на значительных высотах продолжительность существования антициклонического вихря больше, чем в нижней стратосфере. Особенности циркуляции в северном полушарии обусловлены не только мощностью ЦПВ, но и его географическим положением. Миграция в пространстве ЦПВ, возможно, определяется сезонным изменением термического состояния подстилающей поверхности, а также изменением магнитного поля, интенсивностью полярных сияний и др. Большую роль в пространственном смещении ЦПВ играют и фронтальные циклоны, вовлекаемые в его циркуляцию при миграции над арктическим бассейном [Педь, 1973]. 13 В тропосфере в тѐплое время года центр ЦПВ находится вблизи географического полюса, а в холодное полугодие значительно от него отклоняется. Значительное смещение центра ЦПВ наблюдается и по высоте: как правило, он следует за тропосферным очагом холода. Стратосферный антициклон следует в пространстве за миграцией стратосферного очага тепла. Тропосферный очаг холода формируется в результате охлаждения воздуха в полярную «ночь». Стратосферный очаг тепла является следствием нагревания воздуха при процессах диссоциации молекулярного кислорода с последующим образованием озона и адвекции тепла с Тихого океана. Например, в январе центр циклона на карте AT500 гПа располагается на севере Баффиновой Земли, а с высотой перемещается в район географического полюса, но не совпадает с ним. Внизу наиболее холодными являются северо-восточные районы Канады и центральные районы Якутии. Центральная часть Арктики оказывается несколько теплее. С высотой влияние термического фактора усиливается, а роль локальных особенностей подстилающей поверхности уменьшается. Более значительно проявляется воздействие на барическое поле общего планетарного источника холода над Полярным бассейном. Поэтому в центральные месяцы холодного периода центр вихря смещается ближе к полюсу. Максимальное смещение центра циркуляции [Педь, 1973] наблюдается от мая к июню и от сентября к октябрю. Наибольшее географическое перемещение центра вихря отмечается в июне и октябре. В начале июня по климатическим данным центр циркуляции перемещается в западное полушарие, ближе к географическому полюсу и находится там до октября. В конце октября центр циркумполярного вихря смещается в восточное полушарие, возвращаясь к зимнему положению. В зимний период центр циркуляции группируется около меридиана 180° в. д., а летом (июль – сентябрь) – около меридиана 90° з. д. ЦПВ более симметричен относительно центра циркуляции в летний период по сравнению с зимним. Циркумполярный вихрь имеет квазивертикальную пространственную ось, которая с высотой несколько наклонена на запад (с п-ова Таймыр на север о. Новая Земля). В переходные сезоны наклон оси мал, а центр вихря не выходит из окружности возле полюса, где располагается тропосферный очаг холода. 14 Пульсации во времени и в пространстве ПВФЗ ЦПВ определяют атмосферные процессы и погоду в северном полушарии. Сегодня однозначного объяснения изменения во времени и пространстве интенсивности, занимаемой площади и миграции ЦПВ нет. Гипотетически причинами пульсации вихря являются изменение зональной и меридиональной составляющих циркуляции (а не следствие ли это?). При усилении зонального переноса ЦПВ «сжимается» и наоборот. Второй гипотезой является влияние площади и толщины ледовой подстилающей поверхности на эволюцию ЦПВ. На пульсацию вихря в течение ряда дней сильно воздействует циклоническая деятельность, главным образом на арктическом фронте, и термическое состояние подстилающей поверхности. А в более продолжительное время – изменение в притоке солнечной радиации и, возможно, неравномерность вращения Земли. Интенсивность ЦПВ значительно изменяется от месяца к месяцу и на разных уровнях. На поверхности AT100 гПа в течение всего года преобладает циклоническая циркуляция с наибольшей глубиной в центре вихря в январе и с максимальным давлением в июне. Эта поверхность занимает промежуточное положение между стратосферными уровнями (50, 30 и 10 гПа) и тропосферой. Летом она тяготеет к тропосферной циркуляции, а зимой – к стратосферным уровням. Интенсивность ЦПВ с высотой увеличивается как зимой, так и летом. Увеличивается с высотой и продолжительность существования стратосферного антициклонического вихря. Климатические даты смены циркуляции [Педь, 1973] наиболее проявляются на уровнях AT50 гПа (21.04 и 1.08) и AT30 гПа – 13.04 и 12.08. Средняя продолжительность циклонической циркуляции на этих уровнях, следовательно, около 9 и 8 месяцев соответственно. Циркумполярный вихрь, как уже отмечалось, является крупномасштабным и постоянно существующим образованием, которое определяет сезонную эволюцию Арктической и Полярной ПВФЗ, а, следовательно, и сезонные преобразования термобарических полей над различными территориями. В частности, над 2-м естественным синоптическим районом (Азиатская территория России) восточная периферия ЦПВ представлена центральным циклоном с центром над п-овами Ямал и Таймыр. С этим 15 циклоном в холодное время года сопряжена тропосферная ложбина, ось которой в зависимости от макропроцессов над 1-м естественным синоптическим районом (ЕСР) и Арктикой мигрирует в границах Юг – ЮВ. При устойчивом блокировании западного переноса еѐ ось может быть направлена даже с СВ на ЮЗ, обусловливая ультраполярные вторжения на Сибирь. По результатам работы [Cлободчикова, 2002] дадим краткую характеристику центрального циклона и Дальневосточной тропосферной ложбины. 1.3. Центральный циклон. Дальневосточная тропосферная ложбина По определению центральный циклон – это обширный, глубокий, высокий и малоподвижный циклон, возникший в результате объединения (слияния) нескольких циклонов или даже нескольких серий циклонов, длительно существующих (иногда неделями) [Хромов, Мамонтова…,1974]. Давление в центре таких циклонов может понижаться до 950 гПа и ниже. Особенно часто такие циклоны возникают зимой над севером Атлантики и Европы, в районе Исландской депрессии. Центральные циклоны вместе со стационарными антициклонами своим расположением определяют течение общей циркуляции в тропосфере. Центральный циклон над Сибирью, с центром над пространством Обская губа – Ямал – Таймыр, существует почти во все сезоны года благодаря постоянным контрастам температуры воздуха между центральной частью Азиатского континента и Арктическим бассейном, термический режим которого в значительной степени формируется под отепляющим влиянием Атлантического океана. Центральный циклон осенью образуется в пределах Исландской ложбины, направленной от Исландского минимума вдоль северного побережья Западной Арктики на восток. Средняя вертикальная протяжѐнность циклона в этот сезон составляет 5 км. Зимой этот циклон уже входит в обширную циркуляционную систему ЦПВ и его вертикальная протяжѐнность увеличивается до 17 км. Минимальное значение геопотенциала в его центре на уровне AT500 гПа может достигать 476 дкм [Слободчикова, 2002]. При установлении блокирующего гребня над Уралом и 16 последующем его разрушении и смещении на восток этот циклон становится подвижным и, заполняясь, может смещаться на Восточно-Сибирское море или Чукотку. При восстановлении зональной циркуляции и смещении атлантических циклонов по северным траекториям восстанавливаются контрасты на арктической ветви ВФЗ над пространством Ямал – Таймыр и циклонический вихрь вновь образуется и стационирует над этой зоной перманентных контрастов. Южная, юго-восточная периферия этого циклона носит название Дальневосточной тропосферной ложбины. Образуется эта ложбина осенью и на ежедневных картах AT500 гПа она проявляется в виде локального понижения геопотенциала над северо-восточными районами Азии, где осенью, ранее, чем где-либо, начинает формироваться тропосферный очаг холода. Именно поэтому от осени к зиме и именно здесь изобарические поверхности понижаются быстрее, чем над другими районами Азии. Позднее, при устойчивом выхолаживании Азиатского континента, высотная ложбина распространяется на бассейн Амура и Охотское море и с углублением вышеупомянутого центрального циклона эта ложбина становится его периферией и устойчивым зимним тропосферным образованием над Азиатской частью России. Дальнейшее развитие этой ложбины в южном направлении происходит благодаря осуществляющейся по еѐ западной периферии адвекции холода. Барическая ложбина обычно располагается несколько восточнее термической ложбины, и потому адвекция холода в еѐ тыловой части наблюдается систематически. На ежедневных синоптических картах процессы формирования крупномасштабной высотной ложбины проявляются в том, что все перемещающиеся с запада и северо-запада небольшие высотные ложбины по мере приближения к восточному побережью Евроазиатского материка углубляются, а скорость их перемещения постепенно уменьшается. Заметное углубление этих ложбин обычно начинается в районе Байкала, где этому способствуют орографические условия (подветренная сторона горных массивов Центральной Азии). Если благодаря усилению адвекции холода по еѐ западной периферии – ложбина распространяется на восточное побережье Китая и Жѐлтое море, то над дальневосточными морями начинается (или усиливается) процесс фронтального циклогенеза. Это, в свою очередь, приводит к еѐ 17 дальнейшему углублению, и ложбина начинает стационировать у восточного побережья Азии. В табл. 1.1 по данным Л. В. Коровкиной (1987) приведены средние значения геопотенциала AT500 (Нср) и их среднеквадратическое отклонение ( Η ), а также средние значения и квадратические отклонения координат (широта – ° и долгота – °). Таблица 1.1 Характеристики многолетних изменений географических координат и средних значений минимального геопотенциала в пределах Дальневосточной ложбины на уровне 500 гПа, 1949–1982 гг. [Коровкина, 1987] 0 0 0 0 Нср, дкм Н, дкм Октябрь Январь 517,1 501,2 4,3 5,5 73,7 67,9 2,5 8,9 122,6 111,2 44,9 35,4 Апрель 514,7 4,2 72,4 4,7 124,4 41,0 Месяц По южной периферии Дальневосточной высотной ложбины происходит сближение северо-западного холодного континентального воздуха с тѐплым воздухом субтропических широт. При значительном распространении ложбины к югу ПВФЗ умеренных и субтропических широт образуют в районе Японии одну широкую зону больших горизонтальных градиентов температуры, геопотенциала и чрезвычайно сильных ветров. Поэтому в этом районе наиболее часто создаются благоприятные условия для возникновения новых циклонов регенерации приходящих сюда континентальных циклонов. Отсюда циклоны, как правило, перемещаются под передней частью ложбины в северо-восточном направлении. В передней части этой ложбины наблюдается расходимость потоков, обусловленная тем, что в северной еѐ части температурный контраст между материком и океаном в среднем больше, чем в южном. Кроме того, в передней части ложбины осуществляется вынос тѐплого воздуха с океана, в то время как с материка продолжает поступать холодный континентальный воздух. При этих благоприятных термобарических условиях в средней тропосфере возникающие в районе Японии циклоны при движении к северо-востоку интенсивно развиваются и часто достигают больших размеров и значительной глубины. Большая их часть выходит в район Алеутской гряды, где они формируют Алеутскую депрессию, которая, наряду с Азиатским антициклоном, является основным зимним барическим образованием в этой части земного шара. 18 Важную роль в формировании барического рельефа в средней тропосфере над 2-м естественным синоптическим районом (ЕСР) играет и Тихоокеанский высотный гребень. В зависимости от его положения и интенсивности циклоны, возникающие под южной периферией высотной ложбины у восточного побережья Азии, перемещаются или в район Алеутской гряды, или выходят на Охотское море и Камчатку. Кроме того, с развитием Тихоокеанского гребня к северо-западу при одновременном наличии высотного гребня над Сибирью связаны процессы длительного выноса тѐплого морского воздуха на северо-восточные районы Азии. В течение весны из-за интенсивного прогрева подстилающей поверхности происходит постепенное заполнение Дальневосточной тропосферной ложбины. Всѐ реже формируются устойчивые высотные гребни над Сибирью. От марта к апрелю средние значения высоты поверхности AT500 гПа над Охотским морем возрастают на 14–16 дкм, в то время как над районами, прилегающими к Байкалу, это возрастание составляет 7–9 дкм [Руководство по краткосрочным …, 1965, вып. 4]. Благодаря этому общее направление воздушных потоков над умеренными широтами Азиатской части России приближается к широтному. Адвекция холода с континента на восточное побережье ослабевает, резко уменьшается интенсивность ПВФЗ над Японией. В результате постепенно исчезают благоприятные условия как для существования устойчивых областей высокого давления над континентом, так и для интенсивной циклонической деятельности над дальневосточными морями (сюда всѐ чаще выходят сравнительно тѐплые антициклоны с запада). Условия для развития циклонической деятельности над континентальными районами, наоборот, становятся более благоприятными: теперь ничто не препятствует выходу западных циклонов на Сибирь и Дальний Восток. Таким образом, при сезонной перестройке высотного барического поля на летний тип над обширной территорией Сибири восстанавливается зональный перенос, характеризующийся быстрым смещением в восточном направлении высотных ложбин и гребней небольшой длины и амплитуды. Южные районы Западной и Восточной Сибири довольно часто находятся под влиянием синоптических процессов, развивающихся над Средней Азией. В частности, на Западную Сибирь с юга и юго-запада выходят южные циклоны, возникающие южнее 19 50° с. ш. над Каспием, Средней Азией и Казахстаном. Иногда на юго-восточные районы ЕЧР и западные районы Казахстана через Среднюю Азию осуществляется вынос субтропического и тропического воздуха с юго-западными и южными потоками в тропосфере. При этом процессе в умеренных и северных широтах ЕЧР развивается активная циклоническая деятельность. При этом массированном выносе тропического воздуха в Среднюю Азию и далее, в отличие от других тропических выносов в районы Средней Азии, отсутствуют циклонические прорывы. Сменяется этот процесс северо-западным холодным вторжением. При изучении региональных процессов Средней Азии и физических причин, формирующих их, нужно хорошо знать физико-географические особенности этой территории и их влияние на формирование региональных синоптических процессов. Территория Средней Азии, пожалуй, является одной из сложнейших в физико-географическом отношении. Воздушные течения над этим регионом испытывают значительную деформацию под влиянием горных систем, пустынь и замкнутых водоемов. Приведенный выше вводный обзор макропроцессов над сопряженными с территорией Сибири районами будет полезным при изучении региональных синоптических процессов над Сибирью. Более полно основные результаты исследований региональных синоптических процессов над Евроазиатским континентом систематизированы в Руководстве по краткосрочным прогнозам погоды [ч. 2, вып. 1–5, 1986–1988]. При самостоятельном изучении спецкурса «Региональная синоптика» полезно использовать и предыдущее издание этого Руководства [ч. 3, вып. 1–4, 1965], сборники по опасным явлениям погоды для различных физикогеографических регионов России, а также дополнительную литературу, приведенную в библиографических списках после каждой главы данного учебного пособия. Результаты исследований по региональной синоптике находят широкое применение в оперативной работе Службы погоды. Более глубокие исследования региональных синоптических процессов и явлений погоды, характера связи между ними являются одним из путей совершенствования методов краткосрочного и долгосрочного прогнозирования. В связи с определяющим влиянием подстилающей поверхности на формирование сезонных и региональных особенностей циркуляции атмосферы рассмотрим более подробно типы подстилающих поверхностей. 20 2. ВЛИЯНИЕ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ НА ФОРМИРОВАНИЕ АТМОСФЕРНЫХ ПРОЦЕССОВ 2.1. Океаническая подстилающая поверхность Из общего количества солнечной энергии, достигающей поверхности океана, 90 % поглощается им и только 10 % отражается. Благодаря высокой теплоемкости и огромным размерам, океан – самый совершенный и емкий природный аккумулятор солнечного тепла и совершенный регулятор накопленной энергии. В среднем однозначные аномалии тепла сохраняются 3–4 месяца. Аналогичные свойства атмосферы и материков выражены слабее. Тепло- и влагообмен, непрерывно происходящие через поверхность океана, зависят от знака и величины разности температур: вода (w) – воздух (a): (t°w – t°a) [Руководство по долгосрочным …, 1968; Руководство по месячным …, 1972]. Тепловой поток при t°w–a > 0 (вода теплее воздуха) направлен из океана а атмосферу, при t°w–a < 0 (вода холоднее воздуха) – в обратную сторону, из атмосферы в океан. Его интенсивность пропорциональна величине t°w–a. Главной особенностью первого типа взаимодействия океана и атмосферы является развитие конвекции в тропосфере, благодаря чему тепло и влага океана распространяются до значительных высот, трансформируя начальное распределение полей температуры, влажности и геопотенциала. При втором типе взаимодействия океана и атмосферы формируется устойчивая стратификация, что существенно ослабляет трансформацию воздушной массы. В течение трех сезонов (сентябрь–май) на пространстве Северной Атлантики (севернее 35° с. ш.) преобладают положительные разности температур вода – воздух, обусловливающие вертикальную конвекцию в тропосфере. Летом распределение t°w–a сложнее. В западных районах Атлантики вероятнее преобладание t°w–a < 0. Преобладает устойчивая стратификация, так как прогретый на материке воздух перемещается над холодными водными массами полярного происхождения. В Восточной и Северо-Восточной Атлантике, где охлажденный над океаном воздух подстилается, главным образом водными массами тропического происхождения, преобладают t°w–a > 0, вызывающие 21 конвекцию в тропосфере. Таким образом, тропосфере над океаном более свойственна конвективная неустойчивость. На участках Гренландия – Скандинавия и Гренландия – Исландия – центральная Европа t°w–a в течение всего года положительные и значительны по величине благодаря сильно охлажденному воздуху, поступающему из Гренландии. Поэтому зимой и летом здесь развивается интенсивная конвекция, обуславливающая интенсивную трансформацию воздуха в нижней и средней тропосфере с образованием в ней значительных аномалий тепла и влаги. Повторяемость конвективной облачности составляет 40–50 % зимой и 30–50 % летом. На пространстве от Северной Америки до Европы взаимодействие между океаном и атмосферой и его проявления в тропосфере разнородны. Зимой и в переходные сезоны повсеместно преобладает конвекция. Летом на западном участке в нижней тропосфере возникает устойчивая стратификация, а восточнее сохраняется конвекция и сопутствующая ей повышенная трансформация воздуха. Поскольку отрицательные t°w–a летом локализуются у американского побережья Атлантики (примерно до 30° з. д.), можно предположить, что влияние воздуха, прогретого на материке, распространяется только на эту часть океана. От Азорских островов до Южной Европы t°w–a в большинстве случаев отрицательные благодаря распространению тропического воздуха на область холодного течения в океане. Здесь нижняя тропосфера чаще стратифицирована устойчиво, что не приводит к образованию существенных аномалий в полях температуры, влажности и др. Над зоной Гольфстрима в течение всего года господствует термическая конвекция. В холодное полугодие величина t°w–a составляет в среднем по Северной Атлантике 1–3 °С, в летние месяцы 0,5–1,0 °С, т. е. летняя конвекция над океаном в 2–3 раза слабее, чем в холодное время года. 2.2. Арктическая подстилающая поверхность Южной границей Арктики считается северный полярный круг, определяющий полугодовую смену дня и ночи. Площадь Арктики около 25 млн км2, в том числе примерно15 млн км2 океана. В среднем около 11 млн км2 его покрыто плавучими льдами 22 зимой и около 8 млн км2 – летом [Руководство по долгосрочным …, 1968; Руководство по месячным …, 1972]. Следовательно, арктическая подстилающая поверхность (АПП), включающая в себя океаническую, материковую и ледовую компоненты, является гораздо более сложной, чем чисто океаническая. Главные свойства АПП, играющие наиболее существенную роль в формировании атмосферных процессов, состоят в следующем. Океаническая подстилающая поверхность (ОПП). Арктика, в отличие от Северной Атлантики, в течение всего года покрыта плавучими и неподвижными льдами (примерно на 1/2 летом и на 2/3 зимой). Вследствие этого теплообмен океана с атмосферой ослаблен и осуществляется по более сложным законам. Зимой (январь–март) средняя величина t°w-a составляет около 40 °С в районе полюса и 30 °С у побережья, т. е. в 10 и более раз превышает аналогичную разность в Северной Атлантике. Вследствие этого тепловой поток в Арктике зимой, весной и осенью направлен из океана в атмосферу. Однако из-за мощной теплоизоляции сплошного ледяного покрова его величина значительно меньше, чем в Северной Атлантике. Летом (июль–август) при таянии льда средняя величина t°w–a на большей части Северного Ледовитого океана либо близка к 0 °С, либо имеет значения – 1, –2 °С. В прибрежных районах, освобождающихся летом ото льда, температура воды, хотя и переходит к небольшим положительным значениям, все же остается ниже температуры воздуха на 2–3 °С. Следовательно, тепловой поток летом чаще направлен из атмосферы в океан, интенсивность его невелика. Материковая подстилающая поверхность (МПП) в Арктике имеет принципиальную особенность, заключающуюся в том, что примерно на 1/5 она покрыта ледниками. Эта часть МПП взаимодействует с атмосферой как ледовая подстилающая поверхность (ЛПП). Ледовая подстилающая поверхность. Эта поверхность вместе с материковыми льдами занимает около 52 % зимой и 40 % от общей площади Арктики летом. Она характеризуется высокой отражательной способностью. Альбедо арктического льда колеблется от 80 % весной и осенью до 70 % летом. Альбедо снега составляет 50 % летом (влажный снег) и 80 % весной и осенью (су23 хой снег). Следовательно, радиационный баланс системы лед – атмосфера в Арктике отрицательный в течение всего года. Таким образом, тепловой поток между Северным Ледовитым океаном и атмосферой (осенью, зимой и весной) состоит из трех слагаемых: а) потока от поверхности океана, обусловленного положительной разностью температур вода – воздух (t°w–a); б) потока тепла, выделяемого льдом при его образовании и дальнейшем нарастании (теплота кристаллизации); в) потока аккумулированного тепла, т. е. того тепла, которое накапливается многолетними льдами в течение лета. Если суммировать поток тепла с поверхности океана, выделенную теплоту кристаллизации и выделенное аккумулятивное тепло, то за холодный период года (период нарастания и охлаждения льда) общий поток составит в среднем 14 ккал/см2 или 58,6 Дж/м2 [Руководство по месячным …, 1972]. Большая часть этого тепла идет на нагревание нижних слоев атмосферы над Арктикой. Благодаря этому они значительно теплее зимней атмосферы над Азией. Однако в пределах Арктического бассейна в целом формируется зимний тропосферный очаг холода. Летом (в июле, августе и иногда в сентябре) арктическая атмосфера теряет тепло. Происходит это в основном за счет излучения и турбулентного теплообмена, обусловленного разностью температур вода – воздух, т. е. при t° w–a < 0 (в силу небольших значений t° w–a он невелик), и за счет затрат радиационного тепла и тепла атмосферы на весенне-летнее таяние снега и льда в Северном Ледовитом океане и на нагревание многолетних льдов. Следовательно, летом АПП получает тепло в виде солнечной радиации и из атмосферы. В результате в атмосфере формируется пониженный температурный фон, приводящий, в частности, к образованию инверсий и туманов в приземном слое воздуха. Аномалии ледяного покрова Арктики (его толщины и ледовитости) имеют высокую инерционность. Благодаря этому ледяной покров способен практически в течение всего ледового сезона влиять на атмосферные процессы в одном и том же направлении. В то же время ледовый покров испытывает существенные колебания от года к году. При его отрицательной аномалии заметно увеличиваются тепловые потоки из океана в атмосферу осенью, зимой и весной. В результате этого в атмосфере могут возникнуть положительные аномалии температуры воздуха. 24 При положительной аномалии ледового покрова тепловые потоки из океана в атмосферу уменьшаются, вследствие чего в атмосфере формируются отрицательные аномалии в поле температуры. Большую роль АПП играет в формировании атмосферных процессов над Евразией. Зимой над всей Арктикой господствует полярная ночь и постоянное радиационное выхолаживание. В результате зимой над центральными районами Арктики формируется приземный радиационный антициклон. Сезонное поле повышенного давления формируется и над центральными районами Азиатского материка. Эти области повышенного давления, как правило, не смыкаются. Между ними образуется устойчивая ложбина, обусловленная тепловым потоком из океана в атмосферу, и потому особенно развитая в западном секторе Арктики. По этой ложбине зимой в Арктику проникают североатлантические циклоны, в теплых секторах которых выносится теплый воздух с Атлантики. В январе над Баренцевым и Карским морями в среднем проходит 5–6 циклонов, а через полюс – от 3 до 4. В результате Арктика получает большое количество тепла из более низких широт. Благодаря этому температура воздуха над Арктикой в нижних слоях тропосферы несколько выше, чем в высоких и средних широтах России, особенно в центральных районах Восточной Сибири. Поэтому перенос арктического воздуха в центральные и восточные районы Сибири всегда зимой означает адвекцию тепла. В этом случае температура воздуха в Сибири повышается не только за счет адвекции тепла, но и за счет разрушения инверсии и ликвидации приземного выхоложенного слоя. Однако арктические вторжения зимой в Западную Сибирь и особенно на Европейскую часть России всегда приводят к похолоданиям. Весной с появлением и постепенным нарастанием инсоляции теплообмен между АПП и атмосферой качественно меняется. Прекращается выделение аккумулятивного тепла из толщи льда, его охлаждение сменяется нагреванием. Уменьшается отдача тепла за счет нарастания льда. Сокращается также поступление адвективного тепла из низких широт. Большое количество тепла расходуется на испарение снега и таяние льда. В результате температура в Арктике весной остается весьма низкой (–10, –12 °С в мае), несмотря на значительное увеличение суммарной радиации. 25 Весенние процессы над материком проходят более активно. Уже в апреле–мае на большей части территории Сибири устанавливаются положительные температуры воздуха. В этих условиях вторжения арктического воздуха на Азиатский континент повсюду (кроме территории Таймыра) приводят к похолоданиям и заморозкам. Повторяемость их возрастает с юга на север и с запада на восток. Частота арктических вторжений в мае на Европейскую часть России в два раза больше, чем в январе [Руководство по краткосрочным …, 1965, ч. 3, вып. 1–4; 1986–1988, ч. 2, вып. 1–2]. В июне–июле суммарная солнечная радиация в Арктике достигает таких же величин, как и на материке. Между тем теплосодержание воздуха в Арктике значительно меньше, чем на материке. Объясняется это не только тем, что большая часть лучистой энергии отражается (альбедо летнего снега и льда превышает 50 %), но также и тем, что поглощенная радиация идет не на нагревание атмосферы, а главным образом на таяние снега и льда, а также на летний прогрев многолетнего льда и открытых пространств Северного Ледовитого океана. Поэтому летние переносы арктического воздуха на материк повсюду вызывают похолодания. Влияние их заметно проявляется даже на средних температурах июля. Хотя полярная ночь в Арктике начинается уже в сентябре, переход к зимнему режиму быстрее происходит на материке, особенно в центральных и восточных районах Сибири. Это объясняется гораздо более медленным остыванием атмосферы над Арктическим бассейном. Ее сравнительно высокое теплосодержание непрерывно поддерживается потоками тепла от открытых пространств океана (в виде турбулентной составляющей, потерь тепла на испарение и эффективное излучение) и ледяного покрова (путем выделения аккумулятивного тепла и теплоты кристаллизации). В это время максимальная теплоотдача в атмосферу наблюдается в зоне окраинных морей (Баренцева, Карского, Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского), в большей мере прогревшихся летом. Начиная с октября поступление арктического воздуха на материк сопровождается некоторым потеплением в восточных районах страны и похолоданием над ЕЧР и в Западной Сибири. 26 2.3. Материковая подстилающая поверхность Материковая подстилающая поверхность (МПП) – самая неоднородная и сложная. В пределах Евразии, например, располагаются климатически и синоптически значимые водные акватории, лесные массивы, горные системы, тундры, степи, пустыни, области оледенения и вечной мерзлоты, заснеженные пространства зимой. Перечисленные поверхности имеют различные физические и теплофизические характеристики, из-за чего по-разному (качественно и количественно) воздействуют на атмосферу. МПП, в отличие от других поверхностей, свойственны большие колебания от сезона к сезону основных теплофизических характеристик (теплоемкости, теплопроводности, альбедо и др.), особенно в умеренных и высоких широтах России. На обширном пространстве России наиболее однородные условия на подстилающей поверхности складываются зимой. В этот сезон грунт и почва промерзают, водоемы покрываются льдом, а вся поверхность в целом (за малым исключением) – снежным покровом. Такая поверхность обладает небольшой теплоемкостью и очень высокой отражательной способностью (альбедо 70–90 %). Все это способствует устойчивому и мощному выхолаживанию атмосферы над материком. Интенсивнее всего выхолаживание в центральных и восточных районах Сибири. Непродолжительное нарушение этого процесса (повышение температуры воздуха, разрушение приземных инверсий) обычно в этих районах связано с вторжением арктического воздуха. Устойчивое радиационное выхолаживание атмосферы над Сибирью является одной из главных причин формирования Азиатского антициклона – сезонного центра действия атмосферы в холодный период. Зимнее выхолаживание атмосферы характерно и для ЕЧР, и для Западной Сибири. Однако в этих районах оно нарушается чаще и продолжительнее под влиянием адвекции теплого воздуха с Атлантики и субтропиков. Арктические вторжения, особенно с восточной составляющей, приводят здесь к резким похолоданиям и усилению антициклогенеза. В восточных районах России радиационный баланс атмосферы в январе примерно такой же, как и в центральной Арктике в период полярной ночи. Однако выхолаживание атмосферы интенсивнее на материке, поскольку здесь нижние слои атмосферы 27 при инверсионном распределении температуры малоподвижны, воздухообмен с сопряженными пространствами также ослаблен, а приток тепла из глубин почвы значительно меньше, чем в Арктике. Весной с МПП исчезают ледяной и снежный покровы. Выделение аккумулятивного тепла из грунта сменяется очередным накоплением. Грунт постепенно прогревается, возрастает испарение с увлажнѐнных поверхностей. Эти процессы, кроме последнего, сопровождаются большими затратами солнечного и адвективного тепла в атмосфере. Следовательно, прогрев материковой подстилающей поверхности наиболее интенсивен над ЕЧР, где адвективность атмосферы интенсивнее, а заснеженность и сезонное оледенение меньше. Замедленность весенних процессов над центральными и восточными районами Сибири способствует более длительному сохранению антициклонического режима. Арктические вторжения весной приводят к похолоданиям и задержке весенних процессов на всей территории России. Переносы Атлантического воздуха на ЕЧР в первую половину весны обуславливают потепление, а во вторую половину – похолодание. Во всех случаях адвекция тепла и влаги с Атлантики сопровождается обильными осадками. Летом невысокая теплоѐмкость почвы способствует ее быстрому прогреванию. Образующиеся при этом аномалии тепла в почве сохраняются дольше, чем в атмосфере. В результате в среднем за сутки тепловой поток направлен от поверхности материка в атмосферу. В полосе степей и пустынь структура потока определяется турбулентным теплообменом и излучением. В лесной зоне главную роль в процессе теплообмена подстилающей поверхности с атмосферой играют потери тепла на испарение. Вторжения арктического воздуха летом повсеместно вызывают похолодания и способствуют усилению теплоотдачи от поверхности материка в атмосферу. В результате в нижней тропосфере могут возникнуть сверхадиабатические градиенты, и как следствие, термическая конвекция и облачность. Наблюдения показали, что в течение первых суток арктический воздух, поступивший летом на материк, прогревается в слое 0–1 км на 3,7 °С, а в слое 4–5 км – на 1,2 °С; во вторые сутки соответственно – на 3,6° и 1,8 °С; и в третьи сутки – на 3,0° и 2,9 °С [Руководство по долгосрочным …, 1968]. 28 Поступление летом на материк североатлантического воздуха также приводит на Европейской части России и в Западной Сибири к похолоданиям, развитию облачности и выпадению осадков. Осенью при быстром выхолаживании материка, особенно его северных районов, увеличивается повторяемость антициклонической циркуляции. Вторжения арктического воздуха способствуют устойчивости и усилению антициклонических образований. В дальнейшем влияние арктических вторжений на центральные районы Сибири качественно меняется. Прогрессирующее выхолаживание материка и атмосферы над ним в конце концов выравнивает температуры воздуха в Арктике и Сибири, а затем в Сибири температура воздуха становится ниже. С этого времени адвекция арктического воздуха на Восточную Сибирь вызывает потепления, которые ослабляют приземный антициклогенез. Влияние североатлантического воздуха неоднозначно в течение холодного периода. В первой половине осени адвекция с Атлантики приводит к похолоданиям и осадкам над Европейской частью России, а после выравнивания температуры воздуха над Атлантикой и Европой – к потеплениям. Именно взаимодействия циркуляционных механизмов с различными типами подстилающей поверхности формируют основные закономерности циркуляционного режима в их сезонном проявлении над отдельными физико-географическими районами. 29 3. ПРОЦЕССЫ ЦИКЛО- И АНТИЦИКЛОГЕНЕЗА ВО ВНЕТРОПИЧЕСКИХ РАЙОНАХ СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ 3.1. Общие сведения Циклоническая деятельность в умеренных и высоких широтах является составной частью общей циркуляции атмосферы (ОЦА). Перемещения воздушных масс и атмосферных фронтов в процессе циклогенетической деятельности наряду с другими синоптическими объектами изменяют и формируют сезонные особенности ОЦА в пределах северного полушария. Несмотря на постоянные изменения, ОЦА имеет устойчивые особенности, проявляющиеся на климатических картах. Аномалии в общей циркуляции атмосферы, формирующиеся в отдельные месяцы и даже дни, проявляются на синоптических картах и определяют значительные, а порой и резкие изменения в погоде. Основные черты ОЦА над северным полушарием сводятся к следующему [Погосян, 1972, 1976; Хайруллин, 1989]. Основным видом циркуляции воздуха над вращающейся Землей является зональный перенос, обусловленный разностью температур между низкими и высокими широтами, а также отклоняющей силой Кориолиса. В тропосфере и нижней стратосфере западная циркуляция преобладает во все сезоны года; в стратосфере и нижней мезосфере – в холодное полугодие. Летом западный перенос воздуха ограничен высотами 16–20 км, а выше устанавливается восточный перенос, обусловленный более значительным прогреванием воздуха в арктической стратосфере и выделением тепла при образовании озона (О3). Только в тропических и отчасти полярных широтах до высоты 4–14 км господствует восточный перенос. Расчетная скорость вращения атмосферы с запада на восток на высоте 4 км около 22 м/с [Пальмен, Ньютон, 1973] Средние месячные изобары у поверхности Земли показывают, что в полярных областях обоих полушарий преобладает высокое атмосферное давление. Ветры из этих областей направлены в стороны умеренных зон обоих полушарий. Для умеренных зон характерно частое возникновение фронтальных циклонов на по30 лярном фронте. В результате этого в умеренных зонах, особенно северного полушария, преобладает низкое давление и сюда направлены воздушные течения не только со стороны высоких широт, но и из субтропиков, где часто возникают антициклоны (субтропический пояс высокого давления). Из тропиков обоих полушарий ветры направлены в сторону экваториальной зоны. Это пассаты северного и южного полушарий. Однако отсутствие постоянного лучистого равновесия, трение о подстилающую поверхность, еѐ неоднородность, неравномерное распределение и нагревание суши и моря, циклоническая деятельность и другие факторы вызывают возмущения зональной циркуляции, проявляющиеся в формировании меридиональных слагающих ОЦА. Возмущения зональной циркуляции на ежедневных картах погоды северного полушария проявляются в изменяющихся конфигурации и контрастах в поле температуры и геопотенциала планетарной высотной фронтальной зоны (ПВФЗ). На циркуляцию атмосферы большое влияние оказывает трансформация воздуха не только при межширотном (меридиональном), но и при западном переносе воздуха над подстилающей поверхностью с различными свойствами, более всего над материками и океанами. Трансформация этого типа формирует сезонные особенности барического рельефа в средней тропосфере и, как следствие, состояние атмосферы у поверхности Земли. Меридиональный воздухообмен осуществляется посредством фронтальной цикло- и антициклонической деятельности. В северном полушарии подвижные фронтальные циклоны имеют в среднем составляющую движения к северу, а антициклоны – к югу. При этом движение циклонов сопровождается адвекцией тепла к северу, а движение антициклонов – адвекцией холода к югу. В результате межширотного теплообмена на экваторе фактическая средняя температура воздуха на 13 °С ниже, а на арктических широтах 70–80° на 23° выше, чем температура, рассчитанная с учетом данных о поступлении лучистой энергии [Погосян, 1972]. Межширотный обмен воздушными массами осуществляется постоянно и обычно охватывает всю толщу тропосферы и нижние слои стратосферы. Этот процесс в северном полушарии протекает более локализованно и мощно, чем в южном, и эффект его более всего сказываются в высоких широтах. Объясняется это различием в расположении материков и океанов и обусловленной 31 этим локализацией цикло- и антициклогенетических очагов в северном полушарии. В северном полушарии фронтальные циклоны возникают у восточных побережий Азии и Северной Америки. В результате их проникновения в высокие широты теплый воздух Атлантики достигает даже приполюсного района. Зимой в западном секторе Арктики часто наблюдаются оттепели, а летом, в отдельных случаях, температура может повышаться до 15–20 °С [Погосян, 1972; Погосян, 1976]. Почти аналогичные процессы отмечаются и на севере Тихого океана. Циклоны, возникая и углубляясь, перемещаются от восточного побережья Китая и Японии в район Камчатки и даже севернее. В результате теплый океанический воздух достигает Восточно-Сибирского моря и Аляски. Частым проникновением фронтальных циклонов в восточный сектор Арктики объясняются более высокие температуры здесь по сравнению с Антарктидой. При усиленном межширотном воздухообмене над Европой и Западной Сибирью зимы над этими территориями бывают более холодными, так как при вторжении холодного и сухого арктического воздуха в нем формируются антициклоны с малооблачной и ясной погодой. Наоборот, при западном переносе воздуха зимой в Европе, на Урале и даже в Западной Сибири температура воздуха может заметно повыситься. Потепление и даже оттепели обычно бывают связаны с интенсивным выносом воздуха из районов Средиземного моря и Северной Африки, либо с Атлантического океана – мощной теплоцентрали для Европы и Северо-Западной Азии. Установлено, что теплый воздух Атлантики отепляет не только всю Европу, но и значительную часть Северной Азии, нередко и северные районы Якутии. При этом тепло переносится с запада не только над сушей, но и над северными морями, т. е. тепло приходит не с юга или юго-запада, а с запада и северозапада через Норвежское море и распространяется к северу на значительные расстояния, особенно по северу Азиатского континента. Таким образом, наиболее высокие температуры зимой в умеренных широтах северного полушария наблюдаются при перемещении теплого воздуха с Атлантики, Средиземного моря, Средней Азии, а на крайнем востоке и северо-востоке Азии – иногда и с Тихого океана. 32 Влияние Атлантического океана на климат Азии более значительное, чем влияние омывающего Азию Тихого океана. Это объясняется преобладанием западного переноса масс воздуха в тропосфере. Именно вследствие этого средняя температура января в центральной Европе на широте 50° на некотором расстоянии от Атлантического океана равна примерно 1 °С, а в Восточной Азии на той же широте и на таком же расстоянии от Тихого океана –20 °С. По этой же причине теплые воды Северной Атлантики, смягчая зимой климат Европы, мало влияют на климат всей Северной Америки [Погосян, 1972]. Средние условия общей циркуляции атмосферы проявляются в сезонных приземных барических полях. Последние, как известно, формируются под влиянием двух факторов: динамического и муссонного. Под влиянием муссонного фактора зимой фронтальные циклоны и антициклоны над материками формируются на более высоком, а над океанами на более низком фоне давления воздуха. Летом, наоборот, процессы фронтального цикло- и антициклогенеза развиваются на более низком фоне давления над континентами, а над океанами – на более высоком. Интенсивность же циклонической и антициклонической деятельности в большей степени определяется динамическим фактором, которым и обусловлены во всех слоях тропосферы непериодические изменения давления. Физическая суть динамического изменения давления воздуха у поверхности Земли заключается в следующем. Неравномерное распределение адвекции температуры воздуха обуславливает перераспределение горизонтальных градиентов в поле температуры воздуха. В зонах с растущим контрастом температуры возникают или усиливаются высотные фронтальные зоны (ВФЗ), возрастают горизонтальные градиенты давления, усиливаются ветры. Развитие (усиление) бароклинности как следствие ведѐт к развитию нестационарности в значительной толще тропосферы. На картах барической топографии изменение горизонтальных градиентов температуры воздуха и геопотенциала проявляются в сгущении изогипс, в их сходимости и расходимости. Изменение кривизны изогипс по потоку в ВФЗ свидетельствует о еѐ волновой деформации, а в конечном итоге об адвекции вихря скорости по потоку. В зонах сходимости (вход) и расходимости (дельта) ВФЗ возрастает агеострофичность движений, развиваются вертикальные движения, обусловленные нестационарностью потока и как следствие происходит измене33 ние массы воздуха, т. е. динамическое изменение давления во всей толще тропосферы в пределах возмущенного участка ВФЗ. При значительной интенсивности и длительности нестационарного состояния атмосферы возникают и развиваются макротурбулентные вихри – фронтальные циклоны и антициклоны. Важную роль в их образовании играют контрасты температуры в ВФЗ, поскольку ими определяются запасы потенциальной энергии. Однако для еѐ реализации необходима агеострофичность, которая развивается только при адвективных изменениях в поле температуры. Например, в субтропических широтах земного шара при контрастах температуры и скорости ветра, значительно превосходящих таковые в умеренных широтах, фронтальные циклоны и антициклоны не образуются. Объясняется это исключительно быстрой трансформацией вторгающегося в субтропические широты холодного воздуха. При отсутствии интенсивной адвекции холода не происходит быстрой перестройки высотного барического поля и, следовательно, не развивается агеострофичность. Противоположные условия наблюдаются в арктических и умеренных широтах северного полушария. Для выявления районов преобладания циклонической или антициклонической деятельности необходимо сопоставить распределение контрастов температуры воздуха со структурой термобарического поля тропосферы. При наличии критических контрастов температуры воздуха (8–12 °С/1000 км) в ВФЗ, область дельты ВФЗ на термобарической карте является районом наибольшей вероятности фронтального циклогенеза, а вход ВФЗ – районом антициклогенеза. В пределах северного полушария зоны значительного динамического изменения давления воздуха формируются под влиянием распределения материков и океанов и различий в их термических свойствах в различные сезоны года. В холодный период года зонами активного фронтального циклогенеза являются восточные побережья Северной Америки и Азиатского континента, где в холодное время года преобладает интенсивная адвекция холода, являющаяся энергетической основой формирования контрастов температуры и геопотенциала в ВФЗ. Такой же процесс, лишь несколько севернее, наблюдается и 34 летом. Наибольшие значения H T и отмечаются у восточn n ных побережий охлажденных материков Северной Америки и Азии. В направлении океанов градиенты уменьшаются, и над океанами уже отмечается расходимость изотерм и изогипс, т. е. формируется дельта ВФЗ. Над материками Евразии и Северной Америки, наоборот, изогипсы и изотермы сходятся. Вызвано это тем, что по мере продвижения с запада в глубь этих материков воздух над их северными районами зимой сильно охлаждается, в то время как в южных районах он остается достаточно прогретым. Разность геопотенциала в средней тропосфере между 70° и 30° с. ш. над Западной Европой составляет 56 геопотенциальных декаметров (г. п. дкм). Такая же разность геопотенциала отмечается у восточных берегов Азии в зоне 48–30° с. ш. [Руководство по краткосрочным …, 1965, вып. 4]. Таким образом, в холодное время года над северными районами Атлантического и Тихого океанов формируются и существуют длительное время адвективно-динамические условия для фронтального циклогенеза. В то же время над внутриконтинентальными районами Северной Америки и Азиатского континента подобные сезонные условия создаются для радиационного и адвективно-динамического антициклогенеза. При необходимых контрастах температуры и геопотенциала области дельты ВФЗ над океанами являются районами фронтального циклогенеза, а области входа в ВФЗ над материками – районами антициклогенеза. В южном полушарии, где преобладает водная поверхность и, следовательно, необходимые контрасты температуры и геопотенциала не формируются, то и барические фронтальные вихри не локализуются в пространстве как в северном полушарии. Заполнение фронтальных циклонов обычно происходит по мере их перемещения на восток над западными районами Европы и Северной Америки, так как при перемещении над океаном холодный воздух в тылу циклонов прогревается, а теплый воздух в передней части циклона и теплом секторе, наоборот, охлаждается над континентом, что уменьшает контрасты в циклоне. Для объяснения существующих закономерностей в повторяемости циклонов и антициклонов рассмотрим структурные особенности в термобарическом поле средней тропосферы [Пальмен, Ньютон, 1973; Погосян, 1972] 35 Область сходимости изогипс на картах АТ и ОТ в Европейско-Азиатской ВФЗ начинается вдоль линии Новая Земля – Скандинавия – Британские острова. Область расходимости изотерм (изогипс) заканчивается примерно вдоль меридиана 150° з. д. Область сходимости в Американской ВФЗ начинается в тех же районах, где оканчивается расходимость первой ВФЗ, а последняя совпадает с областью сходимости первой фронтальной зоны. В зимнее время максимальные контрасты температуры воздуха находятся в средних частях ВФЗ у восточных побережий материков. Максимальные значения градиентов температуры воздуха здесь превышают критические значения и половина их зоны совмещается с областью сходимости, а другая половина – с областью расходимости ВФЗ. В пределах Американской ВФЗ область наибольших контрастов температуры воздуха является более локальной. Над Азией подобная зона сосредоточена лишь на востоке Азии, тогда как над Европой локализуются две области относительно увеличенных контрастов температуры воздуха. Одна из них находится на севере Атлантического океана, другая над Средиземным морем и к востоку от него [Педь, 1973]. В связи с рассмотренными особенностями термобарического поля в северном полушарии выделяются две главные зоны фронтального циклогенеза: Атлантическая (вблизи берегов Северной Америки) и Тихоокеанская (вблизи Японских островов). Частота возникновения фронтальных циклонов, как показывает структура термобарического поля [Погосян, 1972], должна убывать в отмеченных районах адвективно-динамического циклогенеза медленнее всего в северо-восточном направлении, т. е. по направлениям Ньюфаундленд – Исландия – Баренцево море и Японские острова – Алеутские острова. В остальных районах фронтальный циклогенез происходит сравнительно реже. Средние условия общей циркуляции атмосферы (ОЦА) проявляются в так называемых центрах действия атмосферы (ЦДА) – устойчивые во времени и пространстве области низкого и высокого давления. Они подразделяются на постоянно действующие (климатологические) и сезонные центры действия и представляют собой результат преобладания в данном районе барических систем одного и того же знака. К климатологическим центрам действия относятся: 36 1. Экваториальная депрессия. 2. Субтропическая зона повышенного давления с максимальным давлением воздуха на 30–40° (1020–1025 гПа). Субтропическая зона высокого давления в северном полушарии расчленяется на субтропические антициклоны: Азорский (Северо-Атлантический); Гонолульский (Северо-Тихоокеанский). «Прорывы» в зонах повышенного давления наблюдаются, таким образом, над Северной Африкой, Азией и Австралией. Зимой в северном полушарии давление воздуха над указанными районами повышается. Летом эти области высокого давления сменяются областями низкого давления. Летом океанические антициклоны в северном полушарии развиты сильнее и смещены от экватора к умеренным широтам. Отрог Азорского антициклона летом распространяется на Европу. В верхней половине тропосферы области высокого давления смещаются к экватору и располагаются преимущественно над материками. Причиной возникновения и сохранения субтропической зоны высокого давления воздуха является накопление и опускание здесь воздушных масс, оттекающих от экватора. Это является следствием уравновешивания силы барического градиента и слагающей силы Кориолиса, направленной к экватору. Именно в субтропических широтах прекращается дальнейший перенос тропического воздуха к полюсу. Однако «перманентность» субтропических антициклонов является лишь кажущейся. В действительности наблюдается их квазипериодическое возобновление. Чаще всего субтропические антициклоны усиливаются новым антициклоном, заключающим циклоническую серию. Заключительный антициклон, вторгаясь с северо-запада в тропики, усиливает существующий антициклон, а новый центр его смещается севернее. Ослабление субтропического антициклона и его отступление к югу наблюдается при развитии циклонических серий на полярном фронте. Регенерация субтропического максимума возможна и при развитии подвижного антициклона непосредственно в тропиках несколько западнее от основного центра. Последнее возможно в связи с развитием внутритропической зоны полярной ложбины. На севере Тихого океана нередко наблюдаются два, изредка и три субтропических антициклона. Как было установлено П. И. Бро37 уновым и Б. П. Мультановским [Руководство по месячным …, 1972], Азорские антициклоны, особенно летом, дают выходы «ядер» к востоку – на Южную Европу, Средиземноморье или Северную Африку. Такое ядро можно рассматривать как смещение к востоку антициклона в целом, причем над океаном формируется новый антициклон; либо как отделение и перемещение восточной части антициклона. Зона пониженного давления в умеренных широтах северного полушария летом разделяется на две океанические депрессии (ЦДА): 1. Исландская в Атлантическом океане. 2. Алеутская в Тихом океане. Эти депрессии очень глубоки и обширны зимой ( Ρ ~1000 гПа) и ослаблены летом. Алеутская депрессия летом часто превращается в малоподвижный выступ летней Центрально-Азиатской депрессии. К сезонным центрам действия атмосферы относятся: 1. Азиатский антициклон с центром над Монголией. Давление в его центре в январе максимальное и нередко может превышать 1035 гПа. 2. Канадский антициклон с давлением в центре в среднем около 1020 гПа. Летом они сменяются летними депрессиями: 1. Центрально-Азиатской, с центром над юго-западными районами Азии ( Р в июле равно 995 гПа). 2. Северо-Американской ( P в июле 1011 гПа). Эти депрессии развиваются до тропических широт, нарушая единство субтропической зоны высокого давления. В Арктике во все сезоны года на климатологических картах у поверхности Земли проявляется арктический антициклон, слабо выраженный из-за интенсивной циклонической деятельности в этих широтах, особенно зимой. Существуют и другие, менее значительные сезонные центры действия атмосферы – средиземноморская депрессия, среднеазиатская депрессия, экваториальная депрессия. В большинстве своем они являются частями более значительных центров действия атмосферы. С высотой распределение давления приобретает более зональный характер. Отдельные климатические центры действия с 38 высотой исчезают. По существу в верхней тропосфере в каждом полушарии остается зона высокого давления у экватора и депрессия в умеренных и высоких широтах с центром вблизи полюса (циркумполярный вихрь). Приземные центры действия атмосферы представляются на картах средней тропосферы преимущественно волнообразными искривлениями в общем зональном ходе изогипс. Таким образом, наличие ЦДА в атмосфере Земли достаточно определенно связано с неоднородными температурными условиями подстилающей поверхности. Разрывы в субтропических зонах высокого давления наблюдаются над нагретыми летом материками. Океанические депрессии умеренных широт особенно глубоки зимой и почти исчезают летом. Зимние, континентальные циклоны летом уступают место депрессиям. Конечно, не следует полностью отождествлять процессы фронтального цикло- и антициклогенеза с температурой подстилающей поверхности. Температурные условия ее скорее лишь способствуют усилению или стабилизации барических систем определенного знака в данном районе. Кроме того, поверхность Земли, влияя на формирование воздушных масс, влияет на положение главных атмосферных фронтов и на географическую локализацию циклонической деятельности. Климатологические фронты (КФ) представляют собой среднее положение главных фронтов определенного географического типа. Они подразделяются на: 1) арктический фронт; 2) полярный фронт; 3) тропический фронт. Среднее положение климатологических фронтов определяется географическим положением климатологических центров действия атмосферы. Эти фронты возникают в деформационных полях, создаваемых устойчивыми во времени и пространстве барическими системами. Арктические фронты (АФ) наиболее часто возникают в зоне 70–75° с. ш. и отделяют арктический воздух от воздуха умеренных широт. На них происходит образование фронтальных циклонов и антициклонов. Благодаря циклонической деятельности на арктических фронтах арктический воздух вторгается в умеренные широты, а воздух умеренных широт проникает в Арктику. В январе в северном полушарии наблюдается три арктических фронта. АФ над Атлантикой формируется в деформационном поле, образованном Гренландским антициклоном, Исландской депрес39 сией, пониженным давлением над Баренцевым морем и антициклоном над Восточной Европой. Деформационное поле Северо-Американского АФ образовано отрогом антициклона над морем Бофорта, Алеутской депрессией и антициклоном над Северной Америкой. Арктический фронт над северной частью Охотского моря (Азиатский АФ) имеет топографический характер и разделяет арктический воздух над Колымой и Чукоткой и морской полярный воздух. Таким образом, над Атлантикой арктический фронт располагается в зоне 65–75° с. ш. Над Америкой и Азией фронты снижаются до 60-й параллели, так как северные части этих материков по своему влиянию на формирование воздушных масс аналогичны Арктике. Устойчивые разрывы в цепи АФ в тылу океанических депрессий имеются над Сибирью и к юго-западу от Гренландии. Здесь наблюдаются наиболее частые и интенсивные вторжения из Арктики в низкие широты. В летний период зоны арктических фронтов простираются от северных побережий арктических материков в более глубокие центральные районы арктического бассейна, а вблизи 70–75° с. ш. располагаются их южные периферийные части. Полярные фронты (ПФ) (тихоокеанская, атлантическая и азиатская ветви) располагаются в более южных широтах. Атлантический ПФ возникает в деформационном поле, образованном Северо-Американским (Канадским) зимним антициклоном, зоной незначительного понижения давления над Мексикой, Исландской депрессией и Азорским антициклоном. Фронт пересекает Атлантику в направлении на восток – северо-восток от п-ва Флорида к Ламаншу между 30-й и 50-й параллелями. Особенно циклогенетической является его восточная часть, где течения по обе стороны от фронта имеют западное направление. На западных частях полярных фронтов возникают лишь малоподвижные и устойчивые волны, не имеющие существенного значения. Атлантический полярный фронт является южной границей холодных воздушных масс, проникающих к юго-востоку между Канадским антициклоном и Исландской депрессией. Тихоокеанский полярный фронт образуется в деформационном поле, образованным Азиатским антициклоном, пониженным давлением во внутритропической зоне, Алеутской депрессией и 40 Гонолульским антициклоном. Западная часть этого фронта под влиянием мощного антициклона над Азией смещена далеко к югу, до 10–20° с. ш. Фронт проходит в том же направлении, что и Атлантический – на восток – северо-восток, от юга Филиппинских островов к берегам Америки, примерно, под 50° с. ш. Весь полярный воздух к северу от него исходит из района между Азиатским муссонным антициклоном и Алеутской депрессией. Между арктическим и морским полярным воздухом к западу от Алеутской депрессии существует постепенный переход. К востоку от Алеутской депрессии юго-западный поток прогретого морского полярного и тропического воздуха встречает Скалистые горы, и, поднимаясь по ним, остается вверху над холодным континентальным полярным воздухом Северо-Американского материка, находящегося к северо-востоку от гор. СевероАмериканский береговой фронт примыкает к Скалистым горам. Над южной частью Северной Америки полярные фронты возникают в слабовыраженной седловине между Канадским антициклоном и западной частью Атлантического субтропического антициклона. Над Средиземным морем временами образуется Средиземноморский фронт как южная граница полярного воздуха Европы. Азиатский горный массив служит естественной преградой для распространения полярного воздуха к югу. Южнее этого массива зимой располагается уже тропический воздух. Зона азиатского полярного фронта в предельном случае может находиться у северной подошвы Гималайского массива. Между Азиатской и Тихоокеанской ветвями полярного фронта происходит свободное перемещение полярного воздуха в субтропические и тропические широты. В летнее время полярные фронты над Атлантикой и Тихим океаном смещены к северу и имеют почти широтное направление. Особенно смещены к северу их восточные части из-за отсутствия континентальных муссонов. Атлантический полярный фронт имеет продолжение на Северо-Американском континенте. Две фронтальные зоны наблюдаются и над материком Евразия. Они проходят вблизи 50° с. ш., так как над более южными районами материка летом формируются очаги континентального тропического воздуха. 41 Восточно-европейский полярный фронт, как это выяснил А. И. Аскназий [Погосян, 1972], энергетически связан с атлантическим, так как образуется путем обострения окклюзий атлантического фронта, проникших на восток Европы, и последующей трансформации морского полярного воздуха в континентальный тропический. Деформационные поля таких фронтальных систем очень подвижны и плохо выявляются даже на средних картах. Азиатский полярный фронт летом часто может смыкаться с Тихоокеанским. Тропические фронты, как над материками, так и над океанами зимой значительно смещены к югу, а летом – к северу. В зимнее время над Индийским океаном тропический фронт смещается до 10° ю. ш. Летом возможно объединение тропических фронтальных зон в одну общую. В северном полушарии на ежедневных приземных картах погоды можно одновременно обнаружить до 15–20 циклонов и 7–10 антициклонов, т. е. ежегодно в умеренных широтах возникает в среднем около 1000 циклонов [Воробьев, 1968]. 3.2. Распределение циклонов и антициклонов. Пути их перемещения Географическая локализация постоянных и сезонных центров действия атмосферы, ВФЗ (или их климатические проявления) определяют интенсивность фронтальных вихрей и их доминирующие траектории в северном полушарии. Изучение типовых путей фронтальных циклонов и антициклонов началось ещѐ в конце XIX в. В 1896 г. М. А. Рыкачѐв построил траектории циклонов и антициклонов для Европы, в том числе и для Восточной Европы [Хромов, Мамонтова, 1974]. В последующем изучение динамики подвижного цикло- и антициклогенеза проводилось Э. Пальменом (1973), Х. П. Погосяном (1972), Р. Р. Хайруллиным (1989). Внетропические возмущения образуются преимущественно в районах сильной бароклинности вблизи струйных течений. Наибольшая повторяемость как циклонов, так и антициклонов наблюдается вблизи 38° с. ш. зимой и около 48° с. ш. летом, т. е. приблизительно на тех же широтах, где господствует максимальный в средней тропосфере западный перенос. В оба сезона у циклонов после их образования развивается сильная тенденция к пе42 ремещению в направлении северного полюса, у антициклонов – более слабая тенденция перемещения к экватору. Над северным полушарием существует два вида основных путей циклонов. Первый (океанический) – это путь из югозападных в северо-восточные районы Атлантического и Тихого океанов. В среднем такие циклоны возникают и движутся в югозападных течениях под передними (восточными) частями тропосферных ложбин вблизи восточных побережий материков. Пути циклонов начинаются с экваториальной стороны оси пояса максимальных ветров в верхней тропосфере и отклоняются к полярной ее стороне ниже по течению. По мере достижения зрелой стадии и особенно окклюдирования центр циркуляции циклона на уровне моря все сильнее отклоняется к левой стороне струйного течения. Перемещение циклонов над Атлантикой в основном происходит из районов Флориды – Ньюфаундленда к Исландии и далее – на Баренцево море. Увеличение их повторяемости от берегов Северной Америки к Исландии указывает на преобладание на этом участке возникновения циклонов, в то время как на участке Исландия – Баренцево море, где наблюдается уже уменьшение повторяемости циклонов, происходит их заполнение. Траектории циклонов совпадают с направлением изогипс в средней тропосфере, а также с зоной наибольших контрастов температур. То же самое наблюдается и над северной частью Тихого океана. Максимум повторяемости циклонов, отмечающийся приблизительно в районе 170° в. д. и 45°с. ш., указывает, что отсюда до берегов Азии преобладает возникновение циклонов, а к востоку от этого района – их заполнение [Погосян, 1972]. Зимой в районе Исландии и юговосточнее Камчатки циклоны имеют наибольшую повторяемость и наибольшую глубину. В континентальных районах существуют другие основные пути фронтальных циклонов. Причем все траектории фронтальных циклонов над континентами формируются не только под влиянием термобарической структуры в средней тропосфере, но и под влиянием региональной топографии. На рис. 3.1 и 3.2, заимствованных из работы Хромова и Мамонтовой (1974), приведены основные траектории фронтальных циклонов и антициклонов над северным полушарием. 43 Рис. 3.1. Пути циклонов северном полушарии в январе (а) и в июле (б) [Хромов, Мамонтова, 1974] 44 Рис. 3.2. Пути антициклонов в северном полушарии в январе (а) и июле (б). Обозначения см. на рис. 3.1 а. [Хромов, Мамонтова, 1974] 45 В свете современных представлений траектории фронтальных циклонов и антициклонов определяются сезонной динамикой ПВФЗ над естественными синоптическими районами. В пределах этих районов траектории циклонов в каждом циркуляционном сезоне определяются в конечном счете типом макропроцесса (западный, южный и др.) и влиянием орографии на перемещение барических вихрей. Сезонная динамика ПВФЗ, в свою очередь, формируется под влиянием многих факторов и прежде всего под влиянием циркуляционных процессов над Арктическим бассейном, что нашло своѐ подтверждение в работах [Комисарова, 1977; Андрусенко, 1975]. Л. Н. Комиссаровой установлена зависимость выходов южных циклонов (для Казахстана и юга Западной Сибири) от местоположения полюса циркуляции и слияния планетарных фронтальных зон. Поскольку макромасштабная эволюция планетарных фронтальных зон определяет траектории и других типов циклонов, рассмотрим основные закономерности перемещения фронтальных циклонов над первым естественным синоптическим районом, выявленные Л. Н. Комиссаровой. Под полюсом циркуляции (ПЦ), по определению К. А. Андрусенко [1975], принято считать длительное стационирование в Арктике сильно выхоложенных антициклонов (реже циклонов), располагающихся в пределах циркумполярного планетарного вихря. Общепринято считать, что полюсы циркуляции (в каждом естественном синоптическом районе в отдельные месяцы и годы они могут мигрировать) определяют пространственное положение ПВФЗ и территориальное распределение траекторий циклонов, и одновременно служат постоянным источником холода, питающего тыловые антициклоны вторжения. На рис. 3.3 показано положение ПВФЗ (по средне-сезонной изогипсе), еѐ колебание в зависимости от различного местоположения полюса циркуляции. При локализации ПЦ над Канадой (4) основная ветвь ПВФЗ умеренных широт занимает самое северное положение, проходя по северным районам Атлантики и Арктики. Аляскинский ПЦ характеризуется широтным смещением ПВФЗ на 10–15° (1), которая проходит уже по северным районам Европы. Но более значительно смещение к югу получает ПВФЗ при Гренландском и Баренцевоморском положениях ПЦ (2, 3). Таким образом, смещение ПЦ неизбежно вызывает смещение характерной для него ПВФЗ. Необходимо подчеркнуть, что субтропическая планетарная зона отличается большой консервативностью и 46 смещение еѐ к югу либо к северу практически отсутствует. Это играет существенную роль в возникновении, а чаще всего в регенерации южных циклонов. На рис. 3.4 даны пути циклонов умеренной и субтропической ПВФЗ над первым ЕСР. Как видно из рис. 3.4, траектории фронтальных циклонов сосредоточены в основном в двух зонах: 1) по северу Атлантики и Европы; 2) в широтной зоне 30–45° с. ш. Судя по траекториям, циклоническая деятельность развивается как бы независимо друг от друга, хотя эти зоны контрастов физически связаны между собой через адвекцию температуры и вихря. В каждой зоне перемещение циклонов происходит по параллельным траекториям вокруг области стационирующих антициклонов (Полюс Циркуляции – ПЦ). Рис. 3.3. Планетарная высотная фронтальная зона при различных местоположениях полюса циркуляции: 1 – Аляскинский; 2 – Гренландский; 3 – Баренцево-морский; 4 – Канадский [Комисарова, 1977] 47 Рис. 3.4. Пути циклонов при Аляскинском, Канадском, Чукотском (а); Гренландском и Баренцево-морском (б) полюсах циркуляции: 1 – пути циклонов; 2 – полюс циркуляции [Комисарова, 1977] 48 Энергетические характеристики циклонов субтропической ПВФЗ значительно слабее по сравнению с аналогичными параметрами в ПВФЗ умеренных широт (табл. 3.1). Циклоны субтропической ПВФЗ, как правило, медленно смещаются в виде волновых возмущений или слабовыраженных циклонов с запада на восток, преимущественно вдоль широт 30–45°. Над Казахстаном при этом небольшие циклонические вихри смещаются вдоль предгорий Алтае-Саянской горной системы и далее уходят на территорию Монголии. Таблица 3.1 Метеорологические параметры циклонов различных ПВФЗ [Комисарова, 1977] Средние значения Рmin в центре циклона, гПа Скорость циклона, м/с ПВФЗ умеренных широт 970–1000 20–33 Субтропическая ПВФЗ 1015–1020 5–15 При гренладском, баренцевоморском положениях ПЦ (рис. 3.4, б), траектории циклонов резко отличаются от траекторий циклонов при положении полюса циркуляции над Канадой, Аляской и Чукоткой. Среднеширотное кольцо траекторий циклонов в этом случае сдвинуто на юг и наблюдается в широтной зоне 50–55° с. ш. Траектории циклонов субтропической ПВФЗ, в силу еѐ пространственной консервативности, по-прежнему остаются в широтной зоне 40–45° с. ш. Сближение обеих планетарных зон приводит также к сближению путей и углублению циклонов. Эта новая планетарная зона отличается большими энергетическими запасами, которые достаточны для образования новых циклонов или регенерации существующих. Над Средней Азией и Казахстаном резко меняется характер синоптических процессов, в том числе наблюдается активный выход южных циклонов. Более подробную информацию о сопряжѐнности эволюции ПВФЗ с последующим усилением меридиональности и особенностях циркуляционных процессов над Арктикой можно найти в упомянутых выше работах Л. Н. Комиссаровой. Если траектория циклона проходит над различными типами подстилающей поверхности (океан – континент), то в дальнейшей эволюции фронтальных циклонов могут наблюдаться значительные изменения. 49 В частности, циклоны над Северной Америкой зимой несколько заполняются после их перехода на сушу с Тихого океана, но регенерируют восточнее Скалистых гор. Затем они могут перемещаться через Великие озера и Лабрадор на Атлантический океан. Большая повторяемость зимних циклонов над Средиземным морем определяется источником тепла в этой водной массе (в связи с чем антициклоны движутся преимущественно либо севернее, либо южнее Средиземного моря, но не через него). Как следует из среднего барического поля в январе [Погосян, 1972], восточнее теплого высотного гребня, направленного с Атлантики на Скандинавию, находится довольно глубокая ложбина холода. Правда, здесь нет области расходимости изогипс, как на океанах, и контрасты температуры не превышают критических значений. Однако при усилении тропосферного гребня, а соответственно, и усилении меридионального переноса холодного воздуха на Средиземноморье, термический циклогенез в этом районе может смениться фронтальным с образованием на полярном фронте циклонов. Частота их образования над Средиземным морем и сопряженными территориями определяется орографическими особенностями Западной Европы. По этой же причине наблюдается частое возникновение циклонов у западных берегов Африки и очень южное положение субтропического струйного течения в сравнении с другими районами северного полушария. Средиземноморские циклоны иногда движутся севернее комплекса горных систем Евразии, и в этих случаях они большей частью заполняются к востоку от Каспийского моря. В других случаях они движутся на восток южнее горных хребтов. Поскольку холодный воздух из внутренних континентальных районов блокируется широтными горными хребтами, он не может входить в эти возмущения на нижних уровнях. Настоящий тропический воздух также не поступает в эти циклоны из-за преобладания циркуляции северо-восточного муссона. Как следствие, эти западные возмущения обладают лишь небольшими контрастами между воздушными массами, малоинтенсивные в циркуляционном плане и дают малое количество осадков. Зимой повторяемость циклонов над материками значительно меньше, чем над океанами. Это объясняется преобладанием над материками конвергенции изогипс. Несмотря на это, при определенной синоптической ситуации над материками возникают 50 и развиваются фронтальные циклоны. Над Европой они наиболее часто образуются на севере, но нередко образуются и южнее – от Средиземного моря до Средней Азии или над районами Малой Азии. Повторяемость антициклонов зимой также обусловлена структурой высотного термобарического поля (области входа ВФЗ над материками, совмещенные с областями наибольших температурных контрастов). Зимой наибольшая повторяемость движущихся антициклонов отмечается над материками Азии и Северной Америки. Необходимо отметить, что высокая повторяемость антициклонов наблюдается и над прилегающими к материкам западными частями океанов, где находится дельта ВФЗ с большими контрастами температур. Однако непосредственно над океанами антициклоны возникают не часто, а оформляются в тылу циклонов при их переходе с материков на океаны и представляют собой отроги континентальных антициклонов. Как правило, они перемещаются к востоку и способствуют регенерации полуперманентных субтропических антициклонов над восточными перифериями океанов. Над Евразийским материком, кроме Восточной Сибири и востока Китая, значительная повторяемость антициклонов наблюдается также над Западной Сибирью, Восточной Европой и Балканами. Над Средиземным морем их повторяемость минимальная. Скопление траекторий антициклонов наблюдается над Северной Америкой и Восточной Азией, а также над Восточной Европой вдоль основного переноса в тропосфере зимой. Летом при сохранении основных черт планетарного распределения давления воздуха высотное барическое поле характеризуется меньшими горизонтальными градиентами температуры по сравнению с зимой. Над океанами сходимость изогипс отмечается лишь севернее 40° с. ш., а у западных побережий материков наблюдается даже усиление сходимости. Объясняется это тем, что летом материки являются для атмосферы нагревающими поверхностями. Вследствие этого в низких широтах северного полушария (с. п.) (над южными районами Северной Америки и над Северной Африкой) возникают очаги тепла и термические гребни, которые и вызывают указанное усиление сходимости. Океаны же повышают температуры воздуха незначительно. Отсюда следует, что температурные условия летом приводят к значительно51 му ослаблению обширных областей расходящихся изогипс над океанами. Летом над северным полушарием повсеместно контрасты температур в ВФЗ, между океанами и материками значительно меньше, чем зимой. Не существует постоянных районов с T > 8 °С/1000 км (16 дам/1000 км). Однако при усилении межn широтного обмена контрасты в динамически значимых слоях (500–700 гПа) могут возрастать до 20–30 и более декаметров на 1000 км, что и приводит к возникновению или обострению тропосферных ВФЗ и процессам фронтального цикло- и антициклогенеза в районах значительной волновой деформации ВФЗ. Однако частота и интенсивность этих процессов летом, как правило, значительно меньше, а возникают циклоны и антициклоны преимущественно севернее 40° с. ш. Повторяемость циклонов над океанами в июле значительно меньше, чем в январе и больше над континентами, особенно над северо-восточными районами Азии. Летом интенсивность фронтальных циклонов значительно меньше. Слабо выраженные летом области сходимости и расходимости изогипс АТ и ОТ мало способствуют географической локализации очагов фронтального цикло- и антициклогенеза по сравнению с зимой. В связи с некоторым ослаблением меридиональной циркуляции основной путь атлантических циклонов имеет более широтное направление, чем зимой. Циклоны идут не на Баренцево море, а на Скандинавию. В отличие от зимы, летом над Сибирью отмечается некоторое увеличение повторяемости циклонов. Эти циклоны спорадически возникают в области увеличенных контрастов температуры воздуха в средней тропосфере – над бассейнами Оби и Енисея. Перемещаются они на восток – северо-восток, достигая наибольшего развития над Восточной Сибирью и Дальним Востоком. Движение антициклонов с севера на континенты Евразию и Северную Америку летом происходит несколько восточнее, чем зимой. Антициклонические вхождения в зимние месяцы распределяются приблизительно равномерно от Северного моря до устья Оби. 52 Летом же максимум антициклонических вторжений отмечается восточнее, в направлении от Баренцева моря на Урал. В июле наиболее часто движущиеся антициклоны оформляются в субтропической зоне океанов, частично в районе Средиземного моря (в противоположность зиме), а также над восточными районами Северной Америки, Восточной Европой, Уралом и Западной Сибирью. При этом наибольшая повторяемость стационарных антициклонов в июле наблюдается над Атлантикой и восточной частью Тихого океана, между 25 и 40° с. ш. В остальных частях северного полушария повторяемость стационарных антициклонов незначительна. В январе стационарные антициклоны еще наблюдаются над Северной Америкой и Восточной Сибирью. Согласно картам погоды в северном полушарии ежедневно насчитывается более 10 циклонов и 10 антициклонов, в том числе 3–5 крупных. Более детально информацию об особенностях циркуляционного режима над отдельными территориями первого естественного синоптического района можно получить из отдельных выпусков Руководства по краткосрочным прогнозам погоды [КПП, 1965; 1986–1988]. Эта специальная литература издавались дважды (см. библиогр. список), однако территориальные выпуски (1–5) Руководства по КПП предыдущего издания (1965 г.) и сегодня по информативности не утратили своего значения. ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВАМ 1–3 1. Андрусенко К. А. Траектории циклонов северного полушария у поверхности земли при некоторых местоположениях атмосферной циркуляции // Тр. КазНИГМИ. – 1975. – Вып. 46. – С.140–143. 2. Воробьев В. И. Высотные фронтальные зоны северного полушария / В. И. Воробьев. – Л. : Гидрометеоиздат, 1968. – 370 с. 3. Воробьѐв В. И. Синоптическая метеорология / В. И. Воробьѐв. – Л. : Гидрометеоиздат, 1991. – 616 с. 4. Комиссарова Л. Н. Зависимость выхода южных циклонов от местоположения полюса циркуляции // Тр. КазНИГМИ. – 1977. – Вып. 60. – С. 65–70. 5. Комиссарова Л. Н. Особенности выходов южных циклонов, обусловленных процессами слияния планетарных высотных фронтальных зон // Тр. КазНИГМИ. – 1977. – Вып. 60. – С. 71–76. 6. Коровкина Л. В. Тенденции климатических изменений некоторых характеристик циркуляции атмосферы в северном полушарии // Тр. ГМЦ. – 1987. – Вып. 294. – С. 98–109. 53 7. Нестерова Г. А. Статистический анализ ежедневных данных характеристик циркумполярного вихря / Г. А. Нестерова, Т. Ф. Каткова // Тр. ГМЦ. – 1987. – Вып. 294. – С. 125–132. 8. Пальмен Э. Циркуляционные системы атмосферы / Э. Пальмен, Ч. Ньютон. – Л. : Гидрометеоиздат, 1973. – 615 с. 9. Педь Д. А. Некоторые климатические особенности циркумполярного вихря северного полушария // Тр. ГМЦ. – 1973. – Вып. 115. – С. 25–44. 10. Погосян Х. П. Общая циркуляция атмосферы / Х. П. Погосян. – Л. : Гидрометеоиздат, 1972. – 394 с. 11. Погосян Х. П. Циклоны / Х. П. Погосян. – Л. : Гидрометеоиздат, 1976. – 123 с. 12. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды. – Л. : Гидрометеоиздат, 1965. – Ч. 3, вып. 4. – 212 с. 13. Руководство по долгосрочным прогнозам погоды на 3–10 дней. – Л. : Гидрометеоиздат, Моск. отдел, 1968.– Ч. 1, 2. – 316 с. 14. Руководство по месячным прогнозам погоды / редкол. Н. А. Багров [и др.]. – Л. : Гидрометеоиздат, 1972. – 365 с. 15. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / редкол. С. Л. Белоусов [и др.]. – Л. : Гидрометеоиздат, 1986. – Ч. 1. – 696 с. 16. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды. – Л. : Гидрометеоиздат, 1986–1988. – Ч. 2, вып. 1–5. 17. Слободчикова И. Ю. Эволюция Дальневосточной тропосферной ложбины : дипл. работа / И. Ю. Слободчикова ; каф. метеорологии. – Иркутск : Иркут. ун-т, 2002. – 64 с. 18. Хайруллин Р. Р. Структура и динамика циклогенеза в северном полушарии / Р. Р. Хайруллин. – Казань : Изд-во Казан. ун-та, 1989. – 135 с. 19. Хромов С. П. Метеорологический словарь / С. П. Хромов, Л. И. Мамонтова. – Л. : Гидрометеоиздат, 1974. – 568 с. 4. СИНОПТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ НАД ЗАПАДНОЙ СИБИРЬЮ И УРАЛОМ Территория Западной Сибири, расположенная в умеренных и частично в высоких широтах северо-западной части Азии, испытывает на себе все флуктуации общей циркуляции атмосферы северного полушария. В то же время рельеф местности формирует в макропроцессах региональные особенности. ЗападноСибирская равнина ограничена с запада, юго-востока и востока горными системами Урала, Алтая, Средне-Сибирского плоскогорья и открыта с севера и юга. Это способствует свободному проникновению на территорию Западной Сибири арктических и тро54 пических масс воздуха, что, в свою очередь, определяет интенсивность межширотного обмена. Меридионально расположенный Урал при преобладающем западном переносе является естественной климатической границей, а также ослабляет западный перенос, что обуславливает более частые вторжения арктического воздуха на территорию Западной Сибири по сравнению с центральными районами ЕЧР. Режим циркуляции над Западной Сибирью имеет хорошо выраженный годовой ход и изменяется с севера на юг. Западно-Сибирская низменность и северные районы Казахстана находятся под влиянием атмосферных процессов, развивающихся над ЕЧР, Арктикой, Средней Азией, Восточной Сибирью и Монголией. Хорошо выраженное севернее 56° с. ш. воздействие Европейского континента и Арктики к югу сменяется воздействием воздушных масс из Восточной Сибири и Средней Азии. Нередко над Западной Сибирью над северными или еѐ центральными районами наблюдается слияние двух высотных фронтальных зон – арктической и полярной, с последующим меридиональным развитием тропосферной ложбины, что и приводит к значительному углублению над Западной Сибирью западных циклонов и дальнейшим вхождением их в систему центрального циклона над полуостровами Ямал и Таймыр. Летом стационирование западных циклонов и образование высоких малоподвижных циклонов происходит в районе слияния Оби и Иртыша, а также в верховьях бассейна р. Таз либо над районами нижнего течения р. Енисей [Руководство по краткосрочным …, 1986]. В холодное время года активная циклоническая деятельность преобладает севернее 55° с. ш. Циклоны, образующиеся на арктическом фронте, выходят с Атлантики и через северные районы ЕЧР, Баренцево и Карские моря проходят далее на восток, несколько замедляя свое движение при взаимодействии со СреднеСибирским плоскогорьем. В это время года территория Западной Сибири находится под влиянием циклонической деятельности, развивающейся как на арктическом (северные, северо-западные циклоны), так и на полярном фронте (западные и южные циклоны). Южные циклоны выходят на Западную Сибирь с районов Средиземноморья, Черного моря и Средней Азии. Эти циклоны при своѐм перемещении со значительной северной слагающей могут достигать 60-й параллели. 55 Южнее 56° с. ш. увеличивается повторяемость антициклонов. На юг Западной Сибири и Северный Казахстан зимой распространяет своѐ влияние западный гребень Азиатского антициклона. Характерной особенностью циркуляционного режима в этот сезон является незначительная повторяемость малоградиентных барических полей, что значительно увеличивает вклад адвективных факторов в формирование климата. В северные районы Западной Сибири с фронтальными циклонами и антициклонами арктического фронта осуществляется адвекция относительно тѐплого воздуха из Северной Атлантики и с незамерзающей части Баренцева моря. При антициклоническом режиме циркуляции над ЗападноСибирской низменностью формируется холодный континентальный воздух с температурой близкой или даже ниже температуры арктического воздуха. Наиболее холодным является воздух, приходящий из Восточной Сибири. В северные районы он поступает, как правило, в тылу циклонов по их северной или северо-западной периферии, а также по южной периферии арктических антициклонов. В начале зимы (октябрь–ноябрь) понижения температуры воздуха обусловлены в основном адвекцией холодного воздуха. В декабре–марте, особенно на юге, значительно возрастает роль радиационного выхолаживания, которое совместно с адвекцией холода, обусловливают наибольшее понижение температуры воздуха. Летом циркуляционные процессы над всей территорией Западной Сибири ослаблены, а над еѐ южными районами устанавливается термическая депрессия или малоградиентное поле низкого давления. Над северными районами Западной Сибири преобладают ложбины и циклоны, но с меньшей повторяемостью и интенсивностью, чем зимой и в переходные сезоны. Летом в связи с прогревом подстилающей поверхности и значительным испарением резко возрастает роль конвекции. При переходе от сезона к сезону происходит перестройка высотных барических и термических полей, определяющая структуру барического поля и погодные условия у поверхности Земли. Условия развития циклонической деятельности, а следовательно, повторяемость, интенсивность и траектории фронтальных циклонов существенно различаются в северных, центральных и южных районах Западной Сибири. 56 Рассмотрим более детально особенности циркуляционного режима над Западной Сибирью в летнее время (июнь–август), воспользовавшись работой К. И. Поповой [Попова, 1964]. В этой работе проанализирован аэросиноптический материал за 20-летний период (1942–1961 гг.) на пространстве 72–44° с. ш. и 60–96° в. д. С карт погоды, по отдельным трапециям со сторонами = 6° и = 4°, были определены: повторяемость циклонов и антициклонов, глубина циклонов и мощность антициклонов, скорость их смещения и характер эволюции. Циклоны и антициклоны пересекают Западную Сибирь от берегов Баренцева и Карского морей до полупустынь Казахстана. Именно по характерным траекториям и подразделяют циклоны на три вышеуказанных типа. Циклоны, смещающиеся из северных районов Атлантики и проходящие над Западной Сибирью в зоне 50–64° с. ш., относятся к западным. Циклоны, перемещающиеся из районов севернее 64 °с. ш., называются северозападными (из районов Баренцева моря) или северными (из районов Карского моря и с п-ова Таймыр). Барические образования, смещающиеся на Западную Сибирь с юга (южнее 50-й параллели), относят к юго-западным (южным) циклонам. Как установлено К. И. Поповой, полоса наибольшей повторяемости циклонов в июне простирается с юго-запада на северовосток. При этом повторяемость циклонов резко уменьшается в юго-восточном направлении. Значительная часть циклонов при приближении к горным поднятиям отклоняется к северу, принимая юго-западное направление. Небольшая часть их заполняется. Над центральными районами Западной Сибири, где чаще всего происходит слияние арктической и полярной ВФЗ, наблюдается их углубление на 5 и более гектапаскалей в сутки. Если в северных и центральных районах углубление циклонов связано с адвекцией холода, то в южных районах это чаще связано с интенсивной адвекцией тепла из районов Средней Азии. В предгорьях Алтая циклоны углубляются на фоне динамического падения давления и интенсивного подтока тѐплого воздуха с юга. В среднем углубляются 10–27 % от общего числа пришедших циклонов. В июне чѐтко проявляется географическая локализация циклонов различного типа. В широтной зоне 64–72° с. ш. отмечается максимальная повторяемость северо-западных и северных циклонов (до 27 %); в южной зоне (44–52° с. ш.) по повторяемости 57 (25 %) преобладают южные или юго-западные циклоны. Максимальная повторяемость западных циклонов (до 45 %) отмечается в центральной широтной зоне. В отдельных случаях (вероятность всего 1–2 %) циклоны с юга могут проникать в арктические широты, а северные циклоны смещаются до широт 48–44° с. ш. В июле полоса наибольшей циклоничности смещается к югу и наиболее чѐтко локализуется в зоне 52–64° с. ш. Выделенные выше зоны сохраняются, но южная граница северной циркуляционной зоны наиболее смещается к северу – до 68° с. ш. Увеличивается повторяемость полярно-фронтовых (юго-западных) циклонов в связи выходом на Западную Сибирь Аральских и Каспийских циклонов, а также с усилением местного циклогенеза. Последний обусловлен термическими и орографическими факторами. При значительном обострении полярного фронта на картах AT700 гПа нередко существует высотная депрессия с двумя центрами. Минимальное давление в центре циклонов в июне – июле в среднем равно 997 гПа. В июле со смещением к югу полосы наибольшей циклоничности в этом же направлении смещается и зона наиболее частого углубления циклонов. В зоне между 52–60° с. ш. и 66–84° в. д. за 20-летний период по отдельным трапециям было зафиксировано от 7 до 19 случаев углубления циклонов на 5 и более гПа/сутки. Максимальное углубление составило 18 гПа в сутки. Над южными районами Омской и Новосибирской областей углубляются 20–30 %, а заполняются 10–15 % от общего числа пришедших циклонов. В августе циркуляционные процессы над Западной Сибирью существенно изменяются. Уменьшается роль полярно-фронтовых циклонов, но возрастает активность арктических циклонов и нарастают по мощности процессы как фронтального, так и радиационного антициклогенеза. Пути циклонов уже не имеют чѐтко выраженной локализации. Их наибольшая повторяемость отмечается в зоне 52 – 60° с. ш. Зона наиболее глубоких циклонов также смещается к северу и северо-востоку. Над Обской губой и Нижним Енисеем часто возникают высокие малоподвижные циклоны (центральные). В их тылу осуществляется адвекция холода, которая может проникать до горного Алтая. В предгорных районах создаются адвективно-динамические условия для развития волновой деятельности на холодных фронтах, нередко с образованием под влиянием орографии частных циклонов. Устанавливается 58 неустойчивая погода с обильными кратковременными осадками с последующим прояснением и резким похолоданием. В августе, в отличие от предыдущих месяцев, районы с наиболее частым углублением циклонов не совпадают с районами, над которыми отмечается наибольшая глубина циклонов. Углубление циклонов (на 5 и более гектапаскалей в сутки) чаще всего происходит в широтных зонах 52 – 56° и 60 – 64° с. ш. Минимумы давления на схемах средней глубины циклонов в августе обусловлены сезонной активизацией северо-западных и северных циклонов, которые часто стационируют над югом Карского моря. Скорость смещения их над этими районами примерно 300–400 км/сутки. Наиболее часто в это время углубляются над Западной Сибирью юго-западные (южные) циклоны в связи с их регенерацией на арктическом фронте. Средняя глубина юго-западных циклонов в зоне 60–64° с. ш. составляет 991–993 гПа в центральных районах и 997–999 гПа в западных и восточных. Заполнение циклонов на 5 гПа в сутки и более возможно над всей территорией, но чаще в центральных районах Западной Сибири. Над северными и центральными районами рассматриваемой территории в летнее время циклоническая деятельность примерно в два раза слабее, чем над южными районами. Это связано с уменьшением температурных контрастов между высокими и низкими широтами в связи с общим прогревом атмосферы. Наиболее активная циклоническая деятельность в центральных и северных районах отмечается зимой и в переходные сезоны года. В теплое время года над южными районами Западной Сибири нередко возникают частные циклоны. Процессы антициклогенеза над Западной Сибирью в летний период ослабевают благодаря прогреву континента – над центральными районами Азии устанавливается сезонная крупномасштабная депрессия. А потому антициклонические образования часто оформлены одной или двумя изобарами, что особенно характерно для юга Западной Сибири. Антициклоническое поле над Западной Сибирью летом создаѐтся за счѐт смещения западных, северо-западных, северных и юго-западных антициклонических образований. Первые два типа антициклонов формируются в воздушных массах умеренных широт, северные – в арктическом воздухе или прежнем арктическом воздухе. Юго-западные антициклоны часто формируются в прогретом континентальном воздухе умеренных 59 широт, который по своим свойствам летом не отличается от тропического воздуха. Иногда юго-западные антициклоны представляют собой ядра, отделившиеся от Азорского антициклона. Как установлено К. И. Поповой, полоса наибольшей повторяемости антициклонов располагается между 48 и 56° с. ш. Более резко эта полоса проявляется в августе в основном за счѐт западных и юго-западных антициклонов. Наиболее ослаблены процессы антициклогенеза в июле в связи с интенсивным прогревом Азиатского континента. Западные антициклоны в июне имеют максимальную повторяемость вдоль 56-й параллели. В июле их наибольшая повторяемость отмечается несколько южнее, но общая повторяемость антициклонов в полосе 48–56° с. ш. от месяца к месяцу существенно не изменяется. В августе антициклоничность существенно возрастает вновь в полосе 52–56° с. ш. Максимальная повторяемость юго-западных антициклонов в июне отмечается между 44–48° с. ш. (от 20 случаев на западе до 13 на востоке Казахстана за 20-летний период). В июле повторяемость уменьшается почти вдвое. В августе в этой полосе вновь увеличивается повторяемость юго-западных антициклонов почти в 1,5–2,0 раза по сравнению с июлем. Северо-западные антициклоны наиболее часто наблюдаются в июле. В июне их повторяемость такая же, как и в августе. Северные антициклоны могут смещаться на юг до 48-й параллели в июле и августе, и до 44-й параллели в июне. Максимальная повторяемость отмечается в июне, и локализуются они в основном севернее 64° с. ш. Здесь их повторяемость по отдельным трапециям колеблется от 4 до 9 случаев в июле, от 3 до 10 в августе и от 5 до 13 случаев в июне. Траектории этих антициклонов направлены с Карского моря к югу либо с северо-западной, либо с северной составляющей. Повторяемость антициклонических образований над северными районами Западной Сибири при движении с запада на восток убывает, так как восточные районы часто оказываются под дельтой ВФЗ. Кроме того, вторжения с Таймырского полуострова являются весьма редкими в течение летнего сезона. Среднее давление в антициклонах в июне 1016–1022 гПа. Менее мощные антициклоны наблюдаются на юге Западной Си60 бири, более мощные – на северо-востоке и в районах, прилегающих к Уралу (56–64° с. ш.). В июле среднее давление несколько ниже – 1013–1019 гПа. Более мощные антициклоны проходят по северным районам Западной Сибири. В августе давление в центрах антициклонов изменяется от 1014 гПа на юго-западе до 1025 гПа на северо-востоке территории. Такое распределение давления в приземных центрах антициклонов определяется в основном температурными различиями воздушных масс, в которых они формируются. Скорости смещения антициклонов составляют на севере рассматриваемой территории около 800–900 км/сутки, а на юге – 1000–1200 км в сутки. Для более детальной характеристики циркуляционного режима над Западной Сибирью в холодное время года воспользуемся работой С. Д. Кошинского [Кошинский, 1974]. Анализ циклонической деятельности С. Д. Кошинским проведѐн для района, ограниченного соответственно с севера и юга 60-й и 51-й параллелями, а с запада и востока 76-м и 88-м меридианами. Синоптико-статистический анализ циклонической деятельности для указанного района проведѐн на основе архива синоптических карт в холодное время года (ноябрь–март) за 20-летний период (1953–1972 гг.). Суммарная повторяемость фронтальных циклонов по типовым траекториям распределилась следующим образом: северные (северо-западные) циклоны – 30 %; западные циклоны – 32 %; юго-западные циклоны – 38 %. В повторяемости западных циклонов не учтены циклоны, перемещающиеся в холодное время года севернее 60-й параллели. В табл. 4.1 приведены основные статистические характеристики циклонов. Таблица 4.1 Основные синоптико-статистические характеристики циклонов в период их выхода на юго-восточные районы Западной Сибири (условная повторяемость, %) [Кошинский, 1974] Период Сред нее число циклонов Вероятность (%) давления в центре циклонов, гПа Средний диаметр, км 61 62 ≤ 985 985 –1000 1000–1015 Более 1015 ≤ 1500 500–750 750–1000 1000–1250 1250–1500 ≥ 1500 Ноябрь– март Ноябрь Декабрь Январь Февраль Март 21 2 21 49 28 15 20 23 20 10 12 5 4 4 3 4 3 2 5 1 24 21 20 24 15 55 46 41 40 59 18 31 34 36 25 12 15 11 21 20 17 16 24 24 24 27 14 28 18 27 18 28 16 16 18 13 11 9 10 6 13 16 12 11 5 Как видно из табл. 4.1, в течение холодного полугодия на юго-восточные районы Западной Сибири в среднем выходит 21 циклон. Число фронтальных циклонов уменьшается в феврале и марте, что обусловлено нарастающим влиянием Азиатского антициклона. В зимы, когда над южными и центральными районами Сибири устанавливается мощный Азиатский антициклон, резко ослабевает циклоническая деятельность. Например, зимой 1967– 1968 гг. на юго-восточные районы Западной Сибири вышло всего 7 циклонов. В декабре, феврале и марте циклоны вообще отсутствовали. Из 7 вышедших циклонов только один был относительно активным с минимальным давлением в центре 1003 гПа. В центрах других циклонов давление было относительно высоким (1015–1030 гПа). Напротив, в зимы с ослабленным сезонным антициклогенезом фронтальный циклогенез над Западной Сибирью активизируется. Такой была зима 1963–1964 гг., когда через юго-восточный район Западной Сибири прошло 35 циклонов. Пятая часть из них имела давление в центре меньше 1000 гПа, а 63 % циклонов были средней активности (Рmin 1001–1015 гПа) и только 6 циклонов относились к сравнительно малоактивным (Рmin 1015 гПа). В среднем в холодный период года около половины циклонов, выходящих на юго-восточные районы Западной Сибири, характеризуются умеренной интенсивностью (с давлением в центре от 1001 до 1015 гПа). Около 1/3 от общего числа циклонов являлись слаборазвитыми, с давлением в центре не более 1015 гПа. Повторяемость относительно глубоких циклонов (с Рmin 1000 гПа) не превышала 20 – 25 % (табл. 4.1). На основе анализа интегральной кривой вероятности давления в центре исследуемых циклонов С. Д. Кошинским была рассчитана вероятность выхода на рассматриваемую территорию так называемых штормовых циклонов: один раз в 5 лет зимой возможен выход циклона с давлением в центре 985 гПа и менее; один раз в 20 лет – циклона с давлением в центре 975 гПа и один раз в 100 лет – с минимальным давлением в центре менее 965 гПа [Кошинский, 1974]. Сведения о масштабности фронтальных циклонов приведены в правой части табл. 4.1. За меру масштабности циклонов С. Д. Кошинским принят диаметр внешней замкнутой изобары в 63 период его прохождения над районом. В среднем зимой 35–45 циклонов при выходе на юго-восточные районы Западной Сибири имеют диаметр от 750 до 1250 км. Какой-либо чѐткой закономерности в распределении циклонов различной масштабности по месяцам холодного периода не выявлено. В равной степени равновероятны циклоны любых размеров как в конце осени, так и зимой. Обнаруживается лишь некоторое увеличение доли циклонов сравнительно малой масштабности (диаметром 300–750 км) с осени к концу зимы; в ноябре повторяемость таких циклонов не превышает 29 %, а в феврале и марте 44–45 %. Как известно, термодинамическая активность фронтальных циклонов проявляется через его изаллобарическое поле. Проведѐнный анализ изаллобарических полей фронтальных циклонов за 20-летний период показал: западные (W) и юго-западные (SW) циклоны с одинаковой степенью вероятности выходят углубляющимися и заполняющимися. В 47 % случаев давление в центре понижается, а в 53 % – повышается. Северо-западные (NW) циклоны, в том числе и «ныряющие» в двух случаях из трѐх вступают в стадию заполнения, и лишь в одном из трех случаев продолжают углубляться (табл. 4.2). Таблица 4.2 Вероятность (%) изменения давления в центре циклона в предшествующие его выходу сутки на юго-восток Западной Сибири [Кошинский, 1974] W NW Падение, гПа/сутки Падение давления SW Рост, гПа/сутки Рост давления Тип циклонов +10 5,0–9,9 0,0– 4,9 -0,1 … -5,0 -5,1 … -10,0 >10,0 53 47 4 20 29 23 16 8 53 47 8 15 30 27 12 8 68 32 16 14 38 23 7 2 Наиболее вероятное углубление все типов циклонов – до 5 гПа/сутки, но не так уж и редко очень значительное углубление циклонов – на 10 и более гектапаскалей в сутки. Эта закономерность в полной мере не распространяется на северо-западные циклоны. Эти циклоны перемещаются под тыловой частью тропосферной ложбины на фоне адвекции холода и вихря скорости, что способствует их быстрому заполнению. 64 В среднем многолетнем выводе наиболее часто (80 %) непосредственное действие циклонов всех типов на юго-восточные районы Западной Сибири не превышает одних суток. Наиболее быстро перемещаются южные и юго-западные циклоны. С. Д. Кошинский отмечает ещѐ одну особенность: слишком большую условную повторяемость циклонов, продолжительность действия которых не превышает 12 ч (SW – 36 %, W – 24 %, NW – 25 %). Особенно высокой она оказалась у юго-западных циклонов. Объясняется это возникновением частных циклонов на холодных фронтах под влиянием их орографического возмущения. Кроме того, в это время года нередко при выходе циклонической серии действие предшествующего циклона быстро перекрывается влиянием последующего. Продолжительность действия циклонов, особенно северозападных, нередко возрастает под влиянием их торможения горами Алтая. Эти циклоны, при приближении к горам, сначала замедляют своѐ движение, а затем, более или менее резко, изменяют направление перемещения на восточное или северовосточное, и именно над юго-восточными районами Западной Сибири. Годовой ход повторяемости циклонов над Западной Сибирью приведен в табл. 4.3. Таблица 4.3 Повторяемость (%) циклонов над Западной Сибирью [Кошинский, 1974] Месяцы Районы 1 2 Северные 8 Центральные 8 Южные 6 8 2 8 3 4 5 6 7 Сезон 8 9 10 11 15 7 8 10 4 6 13 5 9 11 10 11 6 6 5 7 12 14 4 13 12 9 14 12 4 3 6 холод 12 ный тѐплый 7 8 9 59 65 49 41 35 51 Как видно из табл. 4.3, в северных районах Западной Сибири циклоническая деятельность ослаблена в июле и августе, в то время как в южных районах весной и летом она резко активизируется. В центральных районах рассматриваемой территории фронтальный циклогенез наиболее активен в переходные сезоны при сезонном восстановлении западного переноса. В холодный период (октябрь–апрель) фронтальный циклогенез преобладает над северными и центральными районами. 65 Над южными районами Западной Сибири южные циклоны чаще выходят в тѐплый период года. Необходимо отметить, что повторяемость южных процессов характеризуется большой межгодовой изменчивостью в отличие от западных и северных процессов. Поэтому цифры в табл. 4.3 следует считать ориентировочными. Межгодовая изменчивость повторяемости циклонов в зимний период над всеми районами Западной Сибири в значительной степени определяется размерами Сибирского антициклона. Дадим аэросиноптическую характеристику основным типам фронтальных циклонов [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2]. 1. Северные циклоны. Средняя годовая повторяемость составляет около 20 %. Северные циклоны смещаются на Западную Сибирь с севера или с северо-запада. При смещении их по северо-западной траектории под тыловой частью тропосферной ложбины их называют «ныряющими» циклонами. Наибольшая повторяемость северных циклонов наблюдается зимой и весной. Обычно такие циклоны, достигая южных районов Омской или Новосибирской области, меняют направление на восточное или северо-восточное. В северный тип входят также циклоны, смещающиеся по ультраполярной оси. Циклоны перемещаются с Баренцева моря над Западной Сибирью по трем главным направлениям: а) через Северный Урал в район Ярцево на Енисее; б) через Средний Урал на Барабинскую низменность или южные районы Томской области; в) на юговосточные районы Западной Сибири, где они меняют направление на северо-восточное и выходят в район Енисейска, реже – Туруханска. С Карского моря циклоны перемещаются по двум направлениям: а) от Обской губы вдоль меридиана до Горного Алтая и Саян; б) с восточной части Карского моря или с Таймырского полуострова по ультраполярной траектории. Смещение циклонов северного типа на какой-либо район Западной Сибири обусловлено положением высотного барического гребня над Уралом или восточными районами ЕЧР и сопряженной с ним на востоке тропосферной ложбиной. Миграция высотных барических образований к востоку или их развитие на запад, изменение ориентации их осей, а, следовательно, и направления ПВФЗ, определяют район выхода фронтального циклона и его дальнейший путь. 66 Характерной особенностью ПВФЗ при выходе северных циклонов (рис. 4.1) является еѐ меридиональная направленность, способствующая интенсивному межширотному обмену и вторжению арктического воздуха на территорию Сибири [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2]. Рис. 4.1. Геопотенциал изобарической поверхности AT700 гПа и траектория смещения центров циклонов северного типа (3б), [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2] Эволюция циклонов северного типа тесно связана с длительностью существования высотного гребня над Уралом. «Ныряние» циклона с северо-запада осуществляется при разрушении или ослаблении этого гребня. В холодное полугодие циклоны этого типа, смещаясь над выхоложенной подстилающей поверхностью под тыловой частью тропосферной ложбины, быстро вступают в стадию заполнения. Процессу «ныряния» циклона благоприятствует разветвление струйного течения (СТ), проявляющегося на поверхности 300 гПа в тыловой части тропосферной ложбины, и направленного параллельно ведущему потоку в нижней половине тропосферы ( AT500 гПа). При этом перемещение циклона происходит почти параллельно основной ветви СТ. Если же в направлении ведуще67 го потока происходит слияние двух СТ или струйное течение имеет антициклонический профиль, то «ныряние» циклона не осуществляется [Бордовская, 1969]. Эволюция циклонов северного типа тесно связана с длительностью существования высотного гребня над Уралом. «Ныряние» циклона с северо-запада осуществляется при разрушении или ослаблении этого гребня. В холодное полугодие циклоны этого типа, смещаясь над выхоложенной подстилающей поверхностью и под тыловой частью тропосферной ложбины, быстро вступают в стадию заполнения. Процесс «ныряния» фронтальных циклонов с адвективнодинамических позиций подробно рассмотрен во второй части данного учебного пособия (п. 1.3), и повторять его описание нет необходимости, так как над любым районом Евроазиатского континента в его реализации нет принципиальных отличий. 2. Западные циклоны. К ним относится половина всех циклонов, наблюдающихся над Западной Сибирью. В годовом ходе максимум их повторяемости (около 60 %) отмечается в переходные сезоны [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2]. Минимум повторяемости западных циклонов отмечается летом. Западные циклоны смещаются с запада на восток в широтном направлении или близком к нему. Зональная циркуляция господствует от Атлантики до Тихого океана. Над Арктическим бассейном располагается высокий и значительный по площади циклон (рис. 4.2). Планетарная высотная фронтальная зона наиболее активна на южной периферии этого циклона, а ось еѐ проходит по северным районам Евразии. В соответствии с этим циклоны перемещаются севернее 60 с. ш. с Исландии через север Скандинавии на Таймыр, где вливаются в малоподвижный центральный циклон. К югу от оси ПВФЗ в зоне 50–60° с. ш. располагается полоса повышенного давления, образуемая либо квазистационарными, либо быстро смещающимися антициклоническими ядрами. Вторая разновидность циклонов западного типа связана с более южным расположением ПВФЗ, когда центр тропосферного обширного циклона находится над Обской губой или севером Тюменской области. В этом случае циклоны перемещаются в зоне 50–60° с. ш. и идут с Атлантического океана на центральные районы Европы и далее на ЕЧР, юг Урала и центральные районы Западной Сибири. Соответственно смещается к югу и полоса высокого давления, антициклонические центры которой располагаются в пределах Средиземноморья, Турции, Кавказа, Ирана и Средней Азии (рис. 4.3). 68 Рис. 4.2. Геопотенциал изобарической поверхности 700 гПа и траектория смещения приземных центров циклонов западного типа (1а) [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2] Рис. 4.3. Геопотенциал изобарической поверхности 700 гПа и траектория смещения приземных центров циклонов западного типа (1б) [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2] 69 Вынос с Атлантики тѐплых и влажных масс воздуха вызывает в зимнее время значительные потепления на юге Сибири, что приводит к значительному ослаблению отрога Азиатского антициклона. Область высокого давления над Северным Ледовитым океаном, наоборот, усиливается и смещается к югу, в тыл заключительному циклону серии. При этом температура в северных районах Сибири понижается нередко до –35 … – 40°. 3. Южные (юго-западные) циклоны зарождаются южнее 50° с. ш. над Каспием, Средней Азией и Казахстаном и выходят на Западную Сибирь с южной составляющей (рис. 4.4, 4.5). Иногда сюда могут смещаться циклоны со Средиземного и Черного морей. Эти циклоны возникают на полярном фронте при его обострении на фоне значительной адвекции арктического воздуха в субтропические широты. По результатам работы Т. С. Ситниковой [Ситникова, 1967] дадим краткую характеристику южным циклонам, образующимся над Средней Азией и Казахстаном с последующим выходом на южные районы Западной Сибири. За период 1960–1963 гг. наблюдалось 125 случаев образования циклонов над территорией, ограниченной 45-м и 80-м меридианами и широтой 55°. Циклоны, в зависимости от места возникновения над районами Средней Азии, Т.С. Ситниковой [Ситникова, 1967] подразделены на 11 групп: Тургайские, Приаральские, Прикаспийские, Каспийские, Южно-Каспийские, Арало-Каспийские, Кара-Кумские, Средне-Сырдарьинские, циклоны Голодной степи, Балхашские и Северо-Казахстанские. По сезонам года южные циклоны распределяются следующим образом: зимой – 37 %, весной – 28 %, летом – 19 % и осенью – 16 %. Чаще всего южные циклоны образуются в декабре, январе и марте, наиболее редко – в ноябре и августе. Чем южнее образуются циклоны, тем меньше вероятность их выхода на южные и юго-восточные районы Западной Сибири. Тургайские, Прикаспийские, Северо-Казахстанские и Балхашские циклоны обычно доходят лишь до широты 53° за 12 ч. Циклоны других групп достигают этой широты не менее чем за 1,5 суток. Средний период жизни южных циклонов около 2,5 суток. 70 Рис. 4.4. Геопотенциал изобарической поверхности 700 гПа и траектория приземных центров циклонов южного типа (2б) [Ситникова, 1967] Рис. 4.5. Геопотенциал изобарической поверхности 700 гПа и траектория приземных центров циклонов южного типа (2в) [Ситникова, 1967] 71 Средняя скорость южных циклонов составляет 30–40 км/ч. Циклоны, смещающиеся с такой скоростью, становятся высокими барическими образованиями южнее широты 53°. При пересечении южными циклонами Казахского мелкосопочника наблюдается некоторое увеличение скорости, обусловленное процессом переваливания циклона через это препятствие. В 81 % случаев южные циклоны выходят на широту 53° более глубокими, чем в момент своего образования. Наиболее часто наблюдались процессы второго типа (38 %), реже процессы 4-го типа (17 % случаев). Эволюция образовавшихся циклонов зависит от контрастов температуры над центром циклона в момент его образования. Ес500 ли контрасты температуры на карте ОТ1000 над центром циклона в момент его образования не превышают 16 дкм/1000 км, то в 73 % случаев в последующем давление в циклоне возрастает. При контрастах в ВФЗ 17–30 дкм/1000 км в 93 % случаев циклоны 500 углубляются. При градиенте геопотенциала на карте OT1000 более 31 дкм/1000 км циклоны выходят на южные районы Западной Сибири заполняющимися. Наиболее опасные явления погоды вызывают ЮжноКаспийские и каракумские циклоны, которые перемещаются с большой скоростью и выходят на центральные районы Западной Сибири как глубокие барические образования. Южные циклоны, перемещаясь по южным районам Западной Сибири создают зону осадков по левую сторону от своей траектории, в основном вблизи центра циклона и в тылу за холодным фронтом. В тѐплом секторе южных циклонов, как правило, осадков выпадает мало или вообще отсутствуют. Это обусловлено выносом сухого перегретого воздуха из Средней Азии или Казахстана. В зоне осадков на расстоянии 75–200 км от траектории циклона и параллельно ей формируется мезомасштабная зона с максимальным количеством осадков. При этом наибольшее их количество выпадает в момент максимального углубления циклона. При одной и той же глубине циклона в тѐплую половину года осадков выпадает больше, чем в холодную. В тѐплый период увеличение количества осадков наблюдается в тех циклонах, глубина которых достигает 992 и менее гектапаскалей, в холодное время года – при минимальном давлении в центре циклона 1002 и менее гектапаскалей. 72 Зона сильных ветров, как правило, формируется справа от траектории циклона. Только на вторые сутки с момента прохождения циклона холодные вторичные фронты в тылу циклона могут создать небольшую зону шквалов слева от траектории циклона. В зоне сильных ветров линия максимальных шквалов формируется параллельно траектории движения циклона и удалена от неѐ на 150–300 км в тѐплое полугодие и на 75–125 км – в холодное. Шквальный ветер со скоростью 40 м/с и более наблюдается чаще всего при давлении в центре циклона 984 гПа и ниже. При глубине циклона от 984 до 994 гПа максимальные порывы ветра могут достигать 30–35 м/с. Если давление в центре циклона больше 994 гПа, максимальные порывы ветра не превышают 30 м/с. При перемещении южного циклона над южными районами Западной Сибири ветер достигает штормовой силы лишь спустя 4–6 ч после его выхода в эти районы. В тѐплую половину года южные циклоны вызывают активную грозовую деятельность. Начинаются грозы или в момент максимального углубления циклона, или в близкий к этому моменту промежуток времени и длятся до тех пор, пока циклон не начнѐт заполняться. Направление перемещения южных циклонов, как и других циклонов, зависит прежде всего от характера высотного барического поля (направления ведущего потока). Необходимым условием для их выхода на Западную Сибирь является наличие глубокой меридионально ориентированной ложбины. Если еѐ ось направлена на Предуралье, то центры циклонов достигают районов Омской и Тюменской областей. Если ось ложбины проходит восточнее Урала, то выход южных циклонов наиболее вероятен на восточные районы Западной Сибири. Южные циклоны, проникая далеко на север, вовлекаются в систему центрального циклона над Таймыром (рис. 4.4). При наличии полосы высокого давления, ориентированной на среднее течение Оби и Иртыша и далее на Каспийское море, южные циклоны далеко на север не смещаются, а проходят по югу Западной Сибири на Красноярский край и Иркутскую область (рис. 4.5). Кроме циклонов, перемещающихся с меридиональной составляющей, наблюдаются южные циклоны с аномальной траекторией движения. Вначале они перемещаются по югу ЕЧР в широтном направлении или близком к нему, а на востоке ЕЧР изменяют свою траекторию на меридиональную. 73 Южные циклоны, оказывающие влияние на погоду Южного и Среднего Урала, в зависимости от места формирования, делятся на 4 типа: 1 – Черноморские; 2 – Северо-Каспийские; 3 – ЮжноКаспийские; 4 – Аральские [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2]. Чаще всего на Урал смещаются южные циклоны 1-го и 2-го типов. Южные циклоны перемещаются обычно в одиночку. Серии циклонов отмечаются очень редко. В среднем за год на территорию Южного и Среднего Урала выходит около 8 южных циклонов. Среднее время их «жизни» составляет 4–5 суток, максимальное – 9 суток, минимальное – 1 сутки. Повторяемость циклонов этой группы в среднем составляет 13 % от их общего числа и возрастает к весне, достигая максимума в июле – августе. Рассмотренные типы циклонов возникают за пределами Западной Сибири. Кроме этих циклонов примерно 18 % от общего за год числа циклонов образуется непосредственно над Западной Сибирью. Эти местные циклонические возмущения преимущественно развиваются на холодных фронтах летом (67 %). К этой группе относятся также и частные циклоны, образующиеся над Минусинской котловиной. Дадим обобщающую для всех сезонов характеристику антициклонической деятельности над территорией Западной Сибири [Руководство по краткосрочным …, 1986, ч. 2]. Для территории Западной Сибири наиболее характерны 5 типов антициклонов: 1. Сибирский антициклон (отрог Азиатского антициклона). 2. Западные антициклоны, смещаются с европейской части России. 3. Антициклоны, смещающиеся с севера или северо-запада. 4. Антициклоны, смещающиеся по ультраполярной оси с Таймырского полуострова или Якутии. 5. Блокирующие гребни. Сибирский антициклон наблюдается в зимний период и может существовать длительное время. Северная периферия его захватывает Новосибирскую область и юг Томской области, а гребень распространяется на Омскую область и Казахстан. В холодный период года, кроме первого типа, нередко наблюдаются 2-й и 3-й типы антициклонов. Наименьшую повторяемость (13 %) имеют ультраполярные вторжения (4-й тип). Весной в 1,5–2 раза по сравнению с зимой увеличивается число антициклонов 2-го и 3-го типов и резко уменьшается влия74 ние Сибирского антициклона. Летом преобладают 2-й и 3-й типы антициклонов. Осенью повторяемость антициклонов 3-го типа значительно уменьшается по сравнению с летом, а преобладающим становится 2-й тип. Развитие крупномасштабных высотных гребней над Уралом приводит к нарушению (блокированию) западного переноса воздушных масс и формированию 5-го типа антициклонов, который очень редко образуется в тѐплое время года, а потому не выявлен К. И. Поповой [Попова, 1964]. Основной причиной формирования Уральских блокирующих гребней в тропосфере является адвекция тѐплого воздуха из районов Черного моря и сопряжѐнных пространств субтропических широт. Процесс образования, усиления и стационирования блокирующего гребня усиливается под влиянием самой горной системы. Блокирующие Уральские гребни, возникая в секторе 45–65° в. д., проходят в нѐм все этапы своего развития вплоть до разрушения. Его протяжѐнность нередко увеличивается до 1000 км и более, а на поверхности AT500 гПа в области гребня нередко формируются частные ядра, увеличивая мощность и устойчивость процесса. Блокирующий Уральский гребень определяет многие синоптические процессы над Западной и Восточной Сибирью. Его развитие способствует формированию такой структуры высотного термобарического поля, которая приводит к адвективнодинамическому усилению приземного антициклогенеза. При этом антициклоническое поле у поверхности Земли распространяется на значительную площадь, становится устойчивым, т. е. может существовать, не разрушаясь, в среднем 4–5 суток. Зимой Сибирский антициклон может терять свою самостоятельность и объединяться с полем приземного давления, создаваемого Уральским блоком, и усиливать его. В конечном итоге образуется мощная многоцентровая антициклоническая система, охватывающая всю территорию Сибири, с гребнем, распространяющимся на юго-восточные районы ЕЧР. У поверхности Земли при стационировании тропосферного гребня над Западной Сибирью (блокировании западного переноса) наблюдается резкое понижение температуры воздуха. Установление блокирующего гребня приводит к образованию полярных антициклонов, формирующихся под северовосточной областью высотного гребня в нижней тропосфере в массах арктического воздуха, которые усиливаются и смещаются 75 по восточной периферии гребня в южном направлении. С эволюцией Уральского гребня связан выход антициклонов на Западную Сибирь по ультраполярной оси. Процесс блокировки западного переноса в районе Урала обусловливает развитие на арктическом фронте циклонов по типу «центральных» особенно зимой и в переходные периоды. Чаще всего центр такого циклона располагается над Таймыром, Новой Землѐй и прилегающими северными морями, реже над Северным Уралом. Центральные и южные районы Западной Сибири при установлении высотного гребня над Уралом находятся под влиянием хорошо выраженной тропосферной ложбины. Таким образом, над территорией Западной Сибири циклонический режим циркуляции господствует в переходные сезоны года и, в отличие от Восточной Сибири, и в зимнее время года. Как ни какая другая территория, Западная Сибирь испытывает значительное влияние на циркуляционный режим со стороны сопряженной территории Казахстана и Средней Азии. Из-за огромного влияния на циркуляционный режим блокирующего процесса рассмотрим его более детально. 5. БЛОКИРУЮЩИЕ ГРЕБНИ НАД УРАЛОМ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА ЦИРКУЛЯЦИОННЫЙ РЕЖИМ ЗАПАДНОЙ И ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ Развитие крупномасштабных высотных гребней приводит, как известно, к нарушению (блокированию) господствующего в умеренных широтах северного полушария западно-восточного переноса. Блокирующие процессы являются важным звеном общей циркуляции атмосферы, так как они определяют не только барический рельеф в средней тропосфере, но и формируют сезонные особенности в погодных условиях на сопряжѐнных территориях. Особенности образования и эволюции блокирующих процессов над Западной Сибирью в данном учебном пособии рассматриваются по результатам исследований Л. И. Бордовской [Бордовская, 1976]. 76 Под блокированием понимается процесс продолжительного существования (не менее 3 дней) высотного крупномасштабного гребня в районе Урала. В настоящее время нет общепринятых объяснений процессов формирования блокирующих процессов. Однако большинство авторов связывает возникновение «блоков» с различным температурным состоянием подстилающей поверхности. И в этой связи возникновение высотного гребня над Уралом в холодное полугодие считается исключением из общих правил. Проведѐнный Л. И. Бордовской анализ всех случаев развития блокирующих гребней над Уралом за 16 лет показал, что основной причиной формирования этого гребня является адвекция тепла с районов Чѐрного моря. Вынос тепла с Чѐрного моря на Урал определяется ориентацией осей тропосферных ложбин над Европейской территорией России (ЕЧР). Как правило, оси высотных ложбин фиксируются в зоне 15–35° в. д., а образование самих ложбин тесно связано с возникновением крупномасштабных высотных гребней над Восточной Атлантикой, по восточной периферии которых осуществляется на Европу адвекция холода. В результате этого к западу от 35° в. д. формируется глубокая ложбина, в передней части которой происходит адвекция тепла на Урал с последующим образованием тропосферного гребня. Этот процесс возможен и при отсутствии высотного тѐплого гребня над Атлантикой. В этом случае адвекция тепла с акватории Чѐрного моря осуществляется благодаря активизации субтропического антициклона и распространению гребня в направлении западного сектора Арктического бассейна. Высотное барическое поле приобретает вид омеги (Ω). Компонентами этого поля являются две глубокие ложбины, ограничивающие гребень с запада и востока. Этот процесс наблюдается значительно реже по сравнению с первым и составляет в среднем 1/3 всех случаев формирования Уральского высотного гребня. Крупномасшабный гребень над Уралом становится блокирующим при наличии осей высотных гребней в интервале долгот от 45 до 65° в. д. с ориентацией их в подавляющем числе случаев на север или северо-восток, в район п-овов Ямал или Таймыр. Его формирование усиливается и за счѐт орографического роста давления над Уральской горной системой. Блокирующие Уральские гребни, возникая в секторе 45–65° в. д., проходят в нѐм все этапы своего развития вплоть до разрушения. 77 Увеличивается его протяжѐнность с постепенным разворотом и ультраполярной направленностью оси, на AT500 гПа нередко формируются частные ядра, что увеличивает мощность и устойчивость процесса. Уральский блокирующий гребень может возникать во все сезоны года, но наибольшая его повторяемость (в днях) отмечается в холодное время года и весной (26 и 23). Летом он может наблюдаться от 10 до 16 дней. Наибольшее число случаев блокирования отмечается в декабре–феврале (13); несколько меньше их бывает в ноябре, апреле и мае (7 случаев); наименьшее – в июне, июле, сентябре и октябре (8–9 случаев). Необходимо подчеркнуть, что в предзимье и зимой продолжительность процесса блокирования наибольшая в году и составляет в среднем 9,3 дня. Максимальная продолжительность процесса блокирования за рассматриваемый период была отмечена с 16 февраля по 18 марта 1970 г. (21 день) при средней в эти месяцы продолжительности 7 дней. Внутрисезонная максимальная изменчивость повторяемости гребней наибольшая в предзимье (12 дней), наименьшая – зимой (6 дней). Определѐнную роль в превращении Уральского гребня в блокирующий играет его протяжѐнность. В основном она превышает 1000 км. Максимальная зафиксированная его протяжѐнность составила около 5000 км [Бордовская, 1976]. Блокирующие гребни над Уралом определяют многие синоптические и погодные процессы над Западной и Восточной Сибирью. В частности, развитие Уральского блокирующего гребня приводит к формированию такой структуры высотного термобарического поля, которая во все сезоны года способствует формированию антициклона над Западной Сибирью. Антициклоническое поле у поверхности Земли может охватывать более 80 % территории Западной Сибири и существовать не менее четырѐх дней, обуславливая интенсивное радиационное выхолаживание. Последнее приводит к образованию мощных инверсий, низкой подинверсионной облачности, туманов вымораживания и ограниченной видимости. В холодное полугодие процесс блокирования над Уралом, по сути, является основным процессом, обусловливающим приземный антициклогенез. Этот процесс в значительной степени определяет и эволюцию Азиатского антициклона. Во всех без исключения случаях Азиатский антициклон теряет свою самостоятельность и объеди78 няется с антициклоном над Западной Сибирью. Создаѐтся обширная по площади антициклоническая система, охватывающая всю территорию Западной и Восточной Сибири. Нередко эта макромасштабное антициклоническое образование объединяется с самостоятельным Лено-Колымским ядром и далее через восточный сектор Арктики (местный радиационный антициклон) с Канадским антициклоном. В 60 % случаев отрог от этого обширного и мощного антициклона выходит на ЕЧР. Усиление Азиатского антициклона, как и образование антициклона над Западной Сибирью, обусловлено адвекцией на центральные районы Сибири антициклонического вихря и адвекцией холода под передней частью блокирующего гребня или тыловой частью сопряжѐнной с ним Дальневосточной тропосферной ложбины. Длительно существующие блокирующие процессы на фоне антициклональной погоды формируют устойчивые отрицательные аномалии в полях среднемесячных температур воздуха. Чрезвычайно суровая зима 1968–1969 гг. отличалась именно интенсивными и длительными процессами блокирования. Развитие крупномасштабного гребня над Уралом при длительности процесса 6–7 дней и более приводит к перестройке термобарического поля, охватывающей тропосферу и нижние слои стратосферы, которая выражается в углублении стратосферной ложбины и в распространении еѐ на территорию Сибири. При интенсивном и длительном процессе блокирования на территорию Сибири может смещаться центр стратосферного циркумполярного вихря. Такой процесс наблюдался с 18 декабря 1968 г. по 7 января 1969 г. Мощная адвекция холода в сочетании с циклонической структурой высотного барического поля привела к рекордному усилению отрога Азиатского антициклона, направленного на Сибирь. Давление в его центре возросло до 1080 гПа [Бордовская, 1976]. Установление блокирующего гребня приводит также к интенсивной адвекции тепла в арктические широты, обострению арктической ВФЗ и образованию полярных антициклонов. Антициклоны формируются под северо-восточной частью высотного гребня в нижней тропосфере в массах арктического воздуха, усиливаются и смещаются под восточной частью гребня в умеренные широты. При распространении Уральского блока на море Лаптевых и Восточно-Сибирское море полярные антициклоны 79 смещаются на Западную и Восточную Сибирь по ультраполярным осям, вызывая резкие и длительные похолодания. Процесс блокирования во всех случаях обуславливает выход «ныряющих» циклонов на Западную Сибирь с Карского и Баренцева морей. Эволюция этих циклонов при выходе на Западную Сибирь тесно связана с длительностью процесса блокирования. «Ныряние» циклонов происходит, как правило, при ослаблении Уральского блокирующего гребня. В холодное полугодие «ныряющие» циклоны, смещаясь над выхоложенной подстилающей поверхностью на юг, быстро вступают в стадию заполнения. «Ныряние» циклона осуществляется при наличии в тропосфере струйного течения или при его отсутствии, но при выраженной дивергенции скорости по потоку ВФЗ [Чернова, 1968]. С процессом блокирования над Уралом связано образование циклонов на арктическом фронте по типу центральных. Процесс этот характерен для зимы и переходных сезонов. В тѐплое полугодие отмечаются лишь единичные случаи его проявления. Над северо-западной областью блокирующего гребня обычно располагается циклогенетическая структура термобарического поля, которая и способствует интенсивному фронтальному циклогенезу. Ослабление или разрушение Уральского блока выражается в уменьшении протяжѐнности этого высотного образования и в отступлении его к югу, реже – к юго-западу. Над северными районами Западной Сибири формируется зональная ВФЗ, по потокам которой глубокая обширная депрессия перемещается в район Обской губы. Центральная и южная часть Западной Сибири оказываются под влиянием хорошо выраженной высотной ложбины. В отдельных случаях в этой ложбине возникают частные циклоны. Развитие крупномасштабного гребня в районе Урала способствует формированию на высотах характерного для Западной Сибири «смешанного» вида ВФЗ, когда гребень на севере рассматриваемой территории сочетается с ложбиной над еѐ югом, а также вносит существенный вклад в формирование контрастных ВФЗ и определяет в основном гребнеобразные контрастные ВФЗ холодного полугодия. Известно, что различная структура пространственного термического поля обуславливает большое разнообразие струйных течений на периферии высотных ложбин, как по высоте, так и по интенсивности. 80 Уральский блок создаѐт для Западной Сибири необходимые адвективно-динамические условия для частого проявления, а иногда и длительного существования так называемых «струйных комплексов» не только над южными, но и северными районами Западной Сибири. Эти струйные комплексы проявляются в напластовании индивидуальных струй одна на другую, что и обеспечивает в территориальном распределении их «пятнистый» характер. В среднегодовом анализе над Западной Сибирью выделяются две зоны повышенной повторяемости струйных течений: первая – над северо-западными (Салехард, Ханты-Мансийск), вторая – над юго-восточными районами (Барабинск, Барнаул, Новосибирск, Колпашево). Первая зона струйных течений формируется над вершинами гребнеобразных ВФЗ; вторая – в области ВФЗ ложбинообразного вида. Образование смешанных ВФЗ (сочетание гребней, ложбин) приводит к неравномерному распределению скоростей ветра в ВФЗ и к выделению зон сильных скоростей ветров в потоках, окаймляющих высотные гребни и ложбины. Над северными районами Западной Сибири образуются комплексы струйных течений в сочетании фронтальных арктических струй с полярно-фронтовыми, полярно-фронтовых с субтропическими и арктических с субтропическими струйными течениями. Над южными и юго-восточными районами Западной Сибири возможно сочетание в комплексе четырѐх струйных течений. Таким образом, крупномасштабные блокирующие гребни в районе Урала представляют собой один из важных региональных тропосферных процессов Западной Сибири, определяющий режим тропосферной циркуляции и над сопряжѐнными районами. В заключение отметим некоторые погодные особенности, обусловленные циклонической и антициклонической деятельностью, приведѐнные в работе К. И. Поповой [Попова, 1964]. В частности, обильные осадки в бассейне Васюгана и междуречье Оби и Енисея обусловлены стационированием летом в этих районах циклонов. Поэтому не только малые уклоны ЗападноСибирской равнины и близко залегающие водонепроницаемые породы, но и обильные осадки являются причиной значительной заболоченности этих мест. Июльский максимум осадков в южной части Западной Сибири связан именно с усилением циклонической деятельности на полярном фронте (52–56° с. ш. и 84–90° в. д.). Юго-западные потоки в атмосфере над горным Алтаем обусловливаются положением его под передней или южной частью 81 смещающихся юго-западных и западных циклонов. Летом в связи с этим на северных склонах горного Алтая получают значительное развитие циклонические фѐны (фѐны переваливания). При этом фѐн может сопровождаться развитием облачности над хребтом и даже выпадением осадков. Резкий переход от зоны степей к тайге связан как с увеличением повторяемости западных и северо-западных циклонов, несущих сравнительно влажные воздушные массы, обострением фронтальной зоны именно над северными районами лесостепи (наиболее частое углубление циклонов), так и с резким увеличением к югу повторяемости антициклонов. Более частое смещение циклонов в августе по сравнению с предыдущими месяцами (июнь и июль) с северо-запада на юговосток обусловливают значительные осадки над Горной Шорией и Северным Алтаем. Августовский уровень осадков близок к июльскому благодаря интенсивному подъѐму влажного северозападного потока на наветренные склоны хребтов, ориентированных с юго-запада на северо-восток. Значительная повторяемость антициклонов на юге Западной Сибири обусловливает частые периоды ясной погоды с суховеями над пониженными участками и с антициклоническими фѐнами в высокогорной части Алтая. Под влиянием сложной орографии нередко при обострении полярного фронта образуются частные циклоны. Наиболее часто циклонические новообразования летом над Западной Сибирью, по исследованиям К. И. Поповой [Попова, 1964] отмечаются, вопервых, над территорией между 56–64° с. ш. и 72–90° в. д., в районе слияния Оби и Иртыша, а также в верховьях р. Таз, и, вовторых, между 48 и 52° с. ш., в особенности в предгорной части Алтая. В связи с большим влиянием подстилающей поверхности, и особенно орографии на процессы термического и фронтального цикло- и антициклогенеза в следующей главе рассматриваются физические аспекты этих воздействий и приводятся конкретные примеры для рассматриваемой территории. ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВАМ 4, 5 1. Бордовская Л. И. Некоторые сведения о «ныряющих» циклонах над Западной Сибирью // Тр. НРГМЦ. – 1969. – Вып. 3. – С. 14–23. 82 2. Бордовская Л. И. Блокирующие гребни над Уральским хребтом и их влияние на синоптические процессы Западной Сибири // Тр. Забайк.-Сиб. НИИ. – 1976. – Вып. 21. – С. 90–98. 3. Кошинский С. Д. Синоптико-статистическая характеристика циклонической деятельности над Западной Сибирью в холодное время года // Тр. Забайк.-Сиб. НИИ. – 1974. – Вып. 21. – С. 106–113. 4. Попова К. И. К вопросу о циркуляции атмосферы над Западной Сибирью в летний период // Тр. Зап.-Сиб. НИИ. – 1964. – Вып. 164. – С. 64–73. 5. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / под ред. В. М. Ярковой, И. П. Фадеевой. – Л. : Гидрометеоиздат, 1986. – Ч. 2, вып. 184. – 198 с. 6. Ситникова Т. С. Условия выхода южных циклонов на районы Западной Сибири // Тр. НРГМЦ. – 1967. – Вып. 1 (5). – С. 81–88. 7. Чернова В. Ф. «Ныряющие» циклоны и струйные течения // Тр. ГМЦ. – 1968. – Вып. 22. – С. 70–76. 6. ВЛИЯНИЕ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ НА СИНОПТИЧЕСКИЕ ОБЪЕКТЫ И ПОГОДУ Прежде чем рассматривать влияние подстилающей поверхности, и прежде всего орографии, на циркуляционные процессы и погоду над Западной Сибирью, рассмотрим общие сведения о влиянии орографии, как наиболее значимого фактора в условиях Сибири, на синоптические процессы (объекты). Основные положения этого влияния излагаются по Руководству по краткосрочным прогнозам [1986, ч. 1] с небольшими сокращениями в связи с отсутствием этого источника в Научной библиотеке ИГУ и учебной библиотеке географического факультета. Влияние орографии на атмосферные процессы объясняется следующими причинами. 1. Высота наиболее значительных горных массивов на поверхности Земли сравнима с характерной толщиной атмосферы (8 км), а средняя высота основных горных систем составляет 1/4 –1/3 этой толщины. 2. Атмосфера в среднем стратифицирована достаточно устойчиво, и силы плавучести препятствуют значительному вертикальному смещению воздушных частиц. В условиях орографических неоднородностей это ведѐт к интенсификации горизонтальных перемещений частиц. 83 3. Орографические неоднородности интенсифицируют вертикальные движения, что является достаточной предпосылкой для выпадения осадков. В результате даже относительно невысокие горы (высотой около 500 м) способствуют возникновению сильных ветров при боковом обтекании горы воздушными массами; нисходящих ветров над подветренными склонами; значительных осадков над наветренными склонами. Из-за большого разнообразия атмосферных явлений, обусловленных орографией, принято их классифицировать по масштабам. Планетарный масштаб, или масштаб волн Россби, порядка ~104 км. Роль орографии в этих масштабах связана с дополнительно получаемым атмосферой вращающим (или тормозящим) моментом за счѐт разности давлений на восточном и западном склонах основных горных массивов. Разность давления возникает, в частности, из-за разности наветренной и подветренной температур, обуславливающей разное гидростатическое распределение давления воздуха. Этот орографический фактор более значителен в северном полушарии, чем в южном. Летом в средних широтах вклад его наибольший и имеет тот же порядок, что и фрикционный момент (обусловленный вращением Земли). Синоптический масштаб (масштаб инерционных волн), порядка ~103 км. Характерный перепад давления для горных массивов данного масштаба (Скалистые, Скандинавские горы, Альпы) между наветренными и подветренными склонами ~ 4–6 гПа. При таком перепаде давления горы в средних широтах северного полушария обусловливают тормозящий эффект. А потому возникающие орографические возмущения синоптического масштаба затухают по вертикали при удалении от орографического препятствия, не изменяя фазы. Это обусловлено и малыми горизонтальными (менее 300 км в сутки) и вертикальными скоростями переноса энергии в преобладающих волнах Россби. Как показывает синоптическая практика, подветренные области гор с горизонтальным протяжением 250 км и более (Альпы) являются районами систематического циклогенеза и учитываются в численных гидродинамических моделях краткосрочного прогноза погоды (КПП). Мезомасштаб (или масштаб внутренних гравитационных волн), порядка ~10–100 км. К верхнему пределу этого масштаба 84 относятся местные ветры, ветры склонов и горно-долинная циркуляция. В этих движениях уже преобладает над силой Кориолиса горизонтальная слагающая силы инерции. К нижнему пределу (~10 км) относятся явления стоячих волн и связанные с ними облачность, турбулентность, ветровые порывы. Прогноз этих явлений в гидродинамических схемах строится уже без учѐта влияния силы Кориолиса, но с оценкой вертикальных ускорений. Орографические возмущения масштаба 10–50 км обусловлены инерционно-гравитационными волнами и возникают при возмущении потока препятствием с горизонтальной протяжѐнностью 10–20 и более километров. Энергия возмущений в этом случае переносится вверх и вбок от препятствия с периодической сменой фазы (стоячие волны). Ветры склонов развиваются, если температура почвы и приземного слоя воздуха оказываются различными. В этом случае прилежащий к поверхности слой воздуха принимает температуру поверхности почвы, возникают слои воздуха с разной температурой и плотностью, и если это происходит над наклонной поверхностью, силы плавучести способствуют ускорению воздуха, направленного вверх или вниз по склону. Примером являются почти непрерывные нисходящие ветры склонов над ледяными холмами Гренландии и Антарктиды. Обычно горные территории рассечены долинами. Ветры на склонах долин действуют как «притоки», сливающиеся в воздушный поток, идущий либо вниз по долине (горный ветер), либо вверх по долине (долинный ветер). Местные ветры являются следствием барьерного эффекта гор. При устойчивой стратификации натекающий воздух не может подняться, чтобы перевалить через гору, и идѐт вбок, устремляясь через долины и ущелья. Если горная цепь не имеет легкодоступных долин, холодный воздух может застаиваться в наветренной области. Таковы случаи стабилизации антициклона перед Скандинавскими горами. Наконец, иногда, если барьерный эффект поддерживается достаточно долго, крупномасштабный барический градиент перестраивается и вынуждает воздух перевалить через горы. В результате на подветренных склонах резко изменяется температура и влажность. Таковы местные ветры бора и фѐн. Для препятствий с горизонтальными масштабами около 1 км роль сил турбулентного трения становится сравнимой с ролью сил плавучести, а при ещѐ меньших масштабах (около 100 м) 85 этими силами и связанными с ними внутренними гравитационными волнами можно пренебречь. Главную роль здесь играют эффекты пограничного слоя, зависящие, в частности, от вертикального сдвига ветра в натекающем потоке и шероховатости подстилающей поверхности. В целом течение оказывается близким к безвихревому с небольшой разностью давлений между наветренными и подветренными склонами и с возможной застойной зоной в наветренной области. Скорость на данном уровне максимальна над вершиной холма, а давление воздуха – минимальное. В случае узкой долины на дне еѐ наблюдается минимум скорости и максимум давления. Многообразие атмосферных и погодных явлений при орографическом возмущении воздушного потока говорит о том, что горные массивы оказывают как динамическое, так и тепловое воздействия на воздушные течения, которые вызывают значительные изменения в метеорологических полях и эволюцию барических образований. 6.1. Эволюция барических образований под влиянием горного рельефа Синоптические исследования и анализ уравнений гидродинамики выявляют следующие основные изменения в полях давления и ветра, возникающие при обтекании крупных горных массивов Центральной Азии, а также гор меньшего масштаба (Карпат, Скандинавских и Уральских). Как в наветренной, так и в подветренной областях наблюдается торможение потока, наиболее сильное у подножия горы. Наоборот, вблизи вершины нередко наблюдается ускорение потока. В наветренной области, как правило, наблюдаются рост давления и восходящие вертикальные движения, в подветренной – падение давления и нисходящие токи. Абсолютная величина вертикальной скорости максимальна непосредственно на склонах (выше слоя трения) и с высотой убывает. Влияние гор распространяется на несколько сотен километров на прилегающие равнины, ослабевая с удалением от гор. Чем больше нормальная к хребту составляющая скорости потока, тем интенсивнее орографические возмущения в синоптических объектах. Чем 86 выше и шире горный массив и круче склоны, тем более мощный слой охвачен орографическим возмущением потока. Изменение барического поля под влиянием рельефа происходит наиболее интенсивно на фоне значительного усиления ветра с высотой в нижней тропосфере. Поэтому в синоптической практике часто приходится встречаться с орографической эволюцией циклонов, низких подвижных антициклонов и барических ложбин с атмосферными фронтами. В центральной части высокого антициклона ветры слабые, и при его перемещении через горный хребет чаще всего происходит лишь соответствующая деформация барического поля над его периферийными областями. Процесс эволюции циклона, пересекающего горный хребет, схематически может быть представлен в следующем виде. При приближении циклона к горному хребту в передней его части, вследствие конвергенции потоков в предгорных районах и восходящего скольжения над наветренным склоном, происходит рост давления, а в подветренной области горного препятствия – падение давления. Благодаря этому падению область пониженного давления вытягивается по направлению потока. У наветренной стороны хребта в связи с ростом давления область циклона сжимается по направлению вдоль склонов. В результате могут образоваться два центра пониженного давления – один у наветренной, другой – с подветренной стороны хребта. При дальнейшем перемещении циклона новое циклоническое образование углубляется, а циклон с наветренной стороны хребта может полностью исчезнуть (заполниться). Вновь образовавшийся центр начинает двигаться по потоку лишь после того, как циклон у наветренной стороны хребта заполнится. Циклон перед хребтом заполняется сравнительно быстро (существует не более суток). Такой процесс эволюции области пониженного давления при взаимодействии с горным препятствием называется сегментацией циклона. Этот процесс почти никогда не наблюдается у таких хребтов как Скандинавский и Уральский, а у Карпат достаточно чѐткие признаки сегментации наблюдаются лишь в одной трети случаев. Чем выше горный хребет, тем вероятнее этот процесс. Исследования, выполненные для Карпат, показали, что процесс сегментации осуществляется, когда приближающийся к Карпатам циклон находится в стадии молодого барического образования, над которым уже на небольших высотах, в слое до уровня высоты горы, изобары разомкнуты и над значительным 87 участком поверхности склонов ветер имеет нормальную составляющую к оси хребта. Неблагоприятные условия для сегментации создаются в тех случаях, когда циклон перемещается через дугообразный, вогнутый по отношению к наветренной стороне, участок хребта. Такие условия наблюдаются при перемещении циклонов со стороны Средне-Дунайской низменности на территорию Украины. Процесс переваливания циклона развивается иначе, когда циклон встречается с широтно-расположенным горным хребтом. При приближении к такому хребту циклон раздваивается: один центр располагается севернее хребта, а другой – южнее. При дальнейшем развитии циклона оба центра сохраняются, но перемещаются с различными скоростями. Обычно северный центр перемещается быстрее, чем южный. При широтном расположении хребта свойства воздушных масс севернее и южнее хребта сильно различаются. Поэтому в дальнейшем оба центра развиваются как самостоятельные циклоны. Наиболее значительное ухудшение погоды вызывает северный вихрь. Процесс такой сегментации характерен для горных хребтов Эльбрус, Копетдаг, Паропамиз и Гиндукуш. Когда же воздушные течения и траектория циклона параллельны хребту или пересекают его под небольшим углом, раздваивание циклона наблюдается почти всегда. Циклонический центр перед хребтом существует почти так же долго, как и вновь образовавшийся центр за хребтом. Если на пути циклона над горными районами встречается несколько хребтов со сложной конфигурацией и по-разному ориентированных, то эволюция циклона существенно усложняется. Так, при перемещении генуэзского циклона к востоку через Динарские Альпы на район Балкан и Карпат в результате многократной сегментации там образуется обширная барическая депрессия, состоящая из нескольких центров. Такие многоцентровые депрессии образуются и в других районах. Например, при переваливании средиземноморского циклона через хребты Малой Азии, Кавказ и Армянское нагорье, Эльбрус и Копетдаг некоторое время могут наблюдаться три самостоятельных центра, представляющие результат сегментации одного циклона. После окончания процесса переваливания подветренный циклон продолжает развиваться как единое атмосферное образование. Скорость перемещения циклона в момент переваливания уменьшается, после 88 переваливания, как правило, увеличивается, особенно в случае широтно-ориентированного хребта. Процесс орографического антициклогенеза над Европой осуществляется всегда на наветренной стороне хребтов, и чаще всего, ориентированных с севера (северо-востока) на юг (югозапад). Если на равнине перед таким хребтом располагается тѐплый высокий антициклон, центр которого у поверхности Земли малоподвижен, и если северо-западное воздушное течение ПВФЗ огибает этот антициклон с севера, принимая далее направление, перпендикулярное хребту, то в месте встречи воздушных течений с хребтом возникает приземный антициклонический центр орографического происхождения. При ультраполярных и параллельных хребту течений ПВФЗ формирование орографического антициклона не происходит. Если такой антициклон образовался ранее, он разрушается. Иногда при особо активной ПВФЗ орографический антициклогенез наблюдается и в движущемся антициклоне. При этом основной центр антициклона продолжает двигаться с той же скоростью, с какой он перемещался над равниной до подхода к горной системе. Вместе с тем, как только северо-западное течение ПВФЗ на периферии высотного гребня достигает горных систем, расположенных поперѐк потока, в месте встречи, впереди основного центра возникает новый орографический антициклон. На первый взгляд может показаться, что это основной антициклон внезапно начал двигаться с большей скоростью. В синоптической практике, таким образом, необходимо учитывать следующие основные закономерности. Чем выше, шире и круче горный массив, тем более значительно в пространстве орографическое возмущение потока и интенсивнее его влияние на атмосферные процессы. С обеих сторон горного препятствия наблюдается общее торможение воздушного потока, наиболее сильное у подножия горы. Вблизи же вершины отмечается ускорение потока. На наветренных склонах проявляется динамический рост давления и развитие (или усиление) восходящих движений. На подветренных склонах – падение давления и образование нисходящих токов. Максимальные восходящие токи наблюдаются на склонах выше слоя трения и с высотой убывают. Интенсивность этих орографических возмущений увеличивается с увеличением нормальной составляющей к хребту скорости воздушного потока. 89 Учѐт орографических влияний на динамику атмосферных процессов в прогностической практике осуществляется чаще всего косвенно. При прогнозе осадков в горной местности нередко проводится расчѐт орографических токов. Влияние орографии объективно учитывается в многоуровенных гидродинамических моделях численного прогноза погоды. Однако даже при современном уровне знаний при прогнозировании текущей погоды очень трудно диагностировать и прогнозировать орографическую деформацию и эволюцию атмосферных фронтов. 6.2. Влияние гор на перемещение и эволюцию атмосферных фронтов Поскольку воздушный поток, переваливающий через горную систему, испытывает возмущение, то и атмосферные фронты (АФ) при переваливании через горы подвергаются деформации. Тѐплые и холодные фронты испытывают еѐ в различной степени. Горные цепи не оказывают существенного влияния на скорость движения тѐплых фронтов. Их перемещение можно рассчитывать по скорости ветра на высотах. Однако при перемещении тѐплого фронта (ТФ) в горных районах на нѐм может возникнуть волна (с последующим образованием частного циклона), что часто наблюдается на ТФ, приближающихся с юго-запада к южной оконечности Уральских гор. Холодные фронты (ХФ) задерживаются горными системами. Поэтому, прогнозируя их перемещение, необходимо учитывать не только скорость ветра в холодном воздухе, но также высоту гор и угол наклона холодного фронта. Встречая на своѐм пути горы, холодный воздух начинает обтекать препятствие и стремится обогнуть горную цепь с боков. Через невысокие горы холодный воздух обычно переваливает всѐ же быстрее, чем обтекает их с боков. Поэтому задержка холодных фронтов низкими горами, такими как Уральские, Скандинавские, практически обычно незаметна и скорость их перемещения почти не меняется. Высокие горы (Альпы, Кавказ) задерживают холодные фронты, и холодный воздух успевает обтечь их с боков до переваливания фронта через хребет. В результате образуется орографическая окклюзия. Горные хребты оказывают существенное влияние на эволюцию АФ, которая прежде всего, в зависимости от ориентации и 90 высоты горного препятствия, проявляется в деформации фронтальной зоны (линии фронта) и изменении угла еѐ наклона к земной поверхности. Орографическая деформация тѐплого и холодного фронтов различается. Если ТФ ориентирован примерно параллельно оси хребта, то на наветренной стороне горы восходящие движения приводят к расширению зоны предфронтальных осадков. С подветренной стороны препятствия фѐновое нагревание тѐплого воздуха обусловливает размывание нижней части фронтальной поверхности, и осадки на фронте могут прекратиться. После полного переваливания обычно тѐплый фронт восстанавливает свою структуру, и осадки вновь начинают выпадать. В каждом конкретном случае деформация тѐплого фронта будет определяться структурой термобарического поля, влажностью тѐплого воздуха. Процессы фронтолиза тем сильнее, чем выше горное препятствие или массив. При переваливании ТФ Кавказских гор на их подветренной стороне не только прекращаются осадки, но и почти совсем исчезает фронтальная облачность. ТФ обнаруживаются лишь в поле ветра над северной частью Каспийского моря. Но летом из-за большой сухости воздуха осадки уже не выпадают. Аналогично тѐплые фронты значительно размываются при переваливании хребтов Восточного Саяна с юга (юго-запада) и последующем смещении над южными районами Прибайкалья. Особенно летом эти фронты прослеживаются после переваливания этой горной системы лишь в облачности среднего и верхнего ярусов. Восстановление профиля тѐплого фронта зимой после переваливания через горы происходит быстрее, чем летом, так как при более высокой относительной влажности зимой уровень конденсации располагается ниже. ТФ восстанавливается быстрее, если структура высотного термобарического поля (передняя часть тропосферной ложбины, адвекция тепла и циклонического вихря) способствует интенсивному падению давления и образованию приземной ложбины на подветренной стороне гор. Если тѐплый фронт ориентирован примерно перпендикулярно к оси хребта, то после его подхода к оконечности горной цепи на фронте с подветренной стороны часто образуется волновое возмущение. 91 Ещѐ более многообразен процесс переваливания через горные цепи холодных фронтов. Возможность и продолжительность их переваливания через горы зависит от вертикальной протяжѐнности холодного воздуха, движущегося за фронтом, и от высоты горного хребта. Низкие горные системы фронты переваливают, не испытывая заметной деформации. На наветренной стороне гор осадки увеличиваются, на подветренной стороне – ослабевают, но заметного размывания фронта часто не наблюдается. Так переваливают холодные фронты через Уральские горы. По-иному переваливает холодный фронт высокие горы. Если ХФ расположен примерно параллельно оси горного хребта, то подошедший к горам участок фронта задерживается, участки же фронта слева и справа продолжают перемещаться и, обогнув хребет, выходят на подветренную сторону. Двигаясь навстречу друг другу, эти участки фронта объединяются, и горная цепь оказывается окружѐнной холодным воздухом. Осадки выпадают с обеих сторон горной цепи. Если фронт перемещается под большим углом к оси горного хребта, то характер деформации будет иным. Часть холодного фронта (ХФ), первой достигшая гор, тормозится, что приводит к росту давления. Из-за этого увеличиваются барические градиенты на участках ХФ, ещѐ не подошедших к горам. Скорость увеличивается, возрастает и скорость перемещения этих участков фронта. Ускорение его перемещения обусловлено также орографическим фронтогенезом на наветренных склонах гор. При увеличении скорости смещения фронта наблюдается эффект его «прижимания» к хребту с наветренной стороны препятствия с ускорением или замедлением отдельных его участков. Особенно подолгу малоподвижные холодные фронты наблюдаются зимой вдоль хребтов Западного Тянь-Шаня, имеющих широтное протяжение. Эти хребты преграждают путь многим, менее мощным холодным вторжениям. Это приводит к очень большой разности температуры воздуха на наветренной и подветренной сторонах хребта. При малой вертикальной мощности вторгающегося холодного воздуха большие контрасты температуры могут создаваться и у невысоких гор. Увеличение облачности и выпадение осадков чаще всего наблюдается ещѐ до соприкосновения фронта с горами, но наиболее значительное увеличение фронтального массива облач92 ности происходит вместе с нарастанием мощности холодного вторжения. Резко отличается от описанных выше закономерностей прохождение холодного фронта зимой через закрытые долины и котловины. Зимой дно котловин занято выхоложенным воздухом. Его толщина иногда достигает нескольких сотен метров. Воздух, движущийся за холодным фронтом, может оказаться теплее выхоложенного воздуха, занимающего котловину. Поэтому при прохождении холодного фронта «плѐнка» выхоложенного воздуха часто сохраняется, а холодный фронтальный воздух перемещается над ней. Для наблюдателей фронт будет как бы замаскирован. Если «плѐнка» выхоложенного воздуха тонкая, то по мере вторжения холодного воздуха она постепенно разрушается и прохождение фронта уже можно зафиксировать по ряду признаков. Летом при сильном прогреве холодного воздуха ХФ в нижних слоях нередко размываются. Поэтому на равнине такой фронт заметен слабо. В горах же начиная с той высоты, на которой холодный фронт сохранился, он может проявляться довольно отчѐтливо. Описанные закономерности деформации фронтальных разделов в каждом физико-географическом районе и циркуляционном сезоне будут иметь свои региональные особенности, изучение которых является залогом успешного прогнозирования погоды и еѐ резких изменений. Резкие изменения в погоде, прежде всего для населения, проявляются в изменении ветра, облачности и осадков. Рассмотрим эволюцию облаков и осадков под влиянием орографии. 6.3. Влияние рельефа на развитие облачности и осадков Влияние орографии на поле облачности и осадков подразделяется на динамическое и термическое. Основное значение имеют динамические воздействия, но при некоторых условиях немаловажную роль играют и тепловые влияния. Под динамическим воздействием горных массивов происходит интенсификация упорядоченных вертикальных движений и облачных массивов на наветренных склонах и ослабление и размывание на подветренных склонах. Интенсивность этих вертикальных движений зави93 сит от структуры потока и характеристик хребта: от величины и изменения нормальной к хребту составляющей скорости ветра (vn), еѐ изменения с высотой в пределах орографически возмущѐнного слоя воздуха, от его стратификации, крутизны склонов и высоты гор. Чем круче склоны, выше горы, больше vn и меньше устойчивость атмосферы, тем больше обусловленные орографией скорости упорядоченных вертикальных движений, шире зоны их распространения на равнинные предгорные районы и тем медленнее убывает вертикальная скорость с высотой. При динамическом влиянии склонов на воздушные потоки усиление осадков может сопровождаться ростом приземного давления, а размывание облачности и ослабление осадков – падением давления. И необходимо подчеркнуть, что порождаемые горами синоптического масштаба зоны восходящих и нисходящих движений географически как бы «привязаны» в пространстве. Нередко у наветренных склонов гор наблюдается образование внутримассовых осадков, а также рассмотренное ранее орографическое обострение фронтов. При анализе и прогнозе облакообразования и осадков необходимо учитывать индивидуальное изменение влажности в частицах и приближение их к состоянию насыщения, которые зависят от скорости и направления ветра на высотах. При малой относительной влажности воздуха и фиксированной в пространстве зоны орографического возмущения вертикальных движений, частицы ненасыщенного воздуха могут проходить эту зону, не достигнув состояния насыщения, а, следовательно, зона осадков не будет усиливаться. Процессы орографического усиления осадков выше вершины хребта зависят от продолжительности пребывания частиц воздуха в зоне восходящих движений и, следовательно, от направления и скорости ветра на высотах вне орографического слоя воздуха, а также от вертикальной устойчивости воздушной массы. Зона орографических токов обычно вытянута вдоль наветренного склона. Если поток параллелен хребту, прямая динамическая интенсификация вертикальных движений отсутствует. Тем не менее, и в этом случае можно ожидать усиления осадков за счѐт развития упорядоченных вертикальных движений на верхней границе планетарного пограничного слоя, обусловленных турбулентным трением. При наличии гор пограничный слой имеет большую протяжѐнность, где пространственная изменчивость градиентов дав94 ления больше и, следовательно, больше возникающие вертикальные скорости. Кроме того, увеличение скорости ветра на верхней границе пограничного слоя приводит к усилению турбулентного обмена, что также способствует увеличению обусловленной трением вертикальной скорости над горным районом. В циклоническом поле вытеснение пограничного слоя на большие высоты будет сопровождаться интенсификацией восходящих движений, развитием облачности и осадков. В этой ситуации облачность и осадки могут развиваться по обе стороны хребта. При антициклонической кривизне изобар будут усиливаться нисходящие движения и размывание облачности. Вынужденный подъѐм воздушных масс по склонам гор часто вызывает орографические ливни и грозы. Орографическая интенсификация ливней может наблюдаться и на фоне выпадения обложных осадков. В любом случае при прогнозе конвекции необходим прогноз стратификации в нижних и средних слоях тропосферы. Если в зоне фронта ожидаются вертикальные градиенты температуры, превышающие влажно-адиабатические или близкие к ним, орографические ливни на атмосферном фронте или за ним – событие с большой вероятностью реализации. При значительном орографическом возмущении поля скорости ливни и грозы могут наблюдаться в барическом отроге при росте давления, на значительном удалении от холодного фронта в глубь холодной массы воздуха. Рассмотрим особенности термического (теплового) влияния гор на формирование облачности и осадков. Летом в дневные часы массивы гор, не покрытые снегом, перегреваются по сравнению с окружающим воздухом. При слабом горизонтальном переносе над горами в атмосфере формируются термические неоднородности, вызывающие циркуляцию с восходящими движениями над хребтами и нисходящими в предгорьях. В короткие летние ночи охлаждение меньше дневного прогрева, а потому летом горы играют роль нагревателей. Зимой, наоборот, горы являются «холодильниками». По ночам они сильно охлаждаются, а днѐм не успевают достаточно прогреться. Циркуляция воздуха обратная по сравнению с летней: над горами воздух опускается, в предгорьях поднимается. Масштабы и интенсивность явлений, обусловленных термическим режимом гор, бывают различными: они зависят от высоты и горизонтальных размеров гор, характера подстилающей поверхности (раститель95 ность, снег, оголѐнная почва и др.) и конкретной синоптической ситуации. Тепловое влияние гор сказывается в основном на режиме внутримассовых осадков, особенно на конвекции в тѐплое время года. Это влияние может распространяться на предгорные области до 100 км, где вследствие нисходящих мезомасштабных движений количество ливневых осадков уменьшается. Благоприятные условия для термоорографической интенсификации ливней над горами наблюдаются при внутримассовых процессах на размытых фронтах, когда уже нет обложных (фронтальных) осадков, при слабых ветрах и малых барических градиентах в нижней половине тропосферы. Очень важно при прогнозе таких осадков учитывать характер стратификации атмосферы. Сильное усиление ливней наблюдается, если в слое до трѐх километров вертикальный градиент температуры воздуха равен или больше влажно-адиабатического градиента. При беспрепятственном распространении адвекции холода выше вершин хребта у подветренной стороны гор возрастает неустойчивость воздушной массы и усиливаются ливневые осадки. Для каждого горного района существуют свои синоптические ситуации, в большей или меньшей степени, способствующие орографической эволюции ливневых осадков. Однако ряд правил имеет общее значение. 1. Сильное тепловое влияние гор на осадки отмечается летом при отсутствии фронтов и на размытых фронтах со слабыми ветрами (составляющей vn) и выражается в развитии кучеводождевых облаков и ливней над горами, не покрытыми снегом. 2. Сильная интенсификация осадков за счѐт динамического воздействия склонов отмечается при фронтальном циклогенезе, когда развиваются продолжительные восходящие движения по наветренным склонам. Наиболее интенсивны именно «склоновые» дожди, с которыми могут быть связаны высокие паводки и наводнения. Большую роль в процессе прогнозирования погоды в горных районах играет учѐт локальных (мезомасштабных) орографических явлений. К ним можно отнести топографический фронтогенез, горный ветер, горно-долинную циркуляцию, фѐны, бора и др. Мезомасштабные возмущения в поле ветра достаточно полно описаны в учебной и научной литературе по общей и синоп96 тической метеорологии. Дополнительную информацию можно найти в [Пальмен, Ньютон, 1973; Погосян, 1972]. Рассмотрим конкретные примеры влияния орографии на синоптические объекты над территорией Западной Сибири. Описание даѐтся по [Руководство по краткосрочным …, 1965, ч. 3; 1986, ч. 1 и 2; 1988, ч. 2]. 6.4. Переваливание циклонов через Урал Уральские горы, вытянутые в меридиональном направлении, имеют протяжѐнность около 2100 км. Они оказывают существенное влияние на атмосферные процессы и погодные явления как в прилегающих к ним районах, так и в Западной Сибири. Циклоны, встречая на пути горные препятствия, либо огибают их, либо переваливают через горы. Переваливание является результатом замедления смещения и заполнения циклона перед хребтом при одновременном углублении его ложбины и оформлении нового циклона за хребтом. При переваливании циклона через меридионально ориентированный хребет орографический гребень вызывает небольшой поворот изогипс над наветренным склоном хребта против часовой стрелки. Вследствие этого над центром циклона увеличивается положительная (циклоническая) кривизна изогипс, способствующая его заполнению перед хребтом. В то же время сам Уральский хребет препятствует распространению адвекции холода к востоку. Торможение хребтом холодной воздушной массы приводит к локальному увеличению градиента температуры на западных склонах хребта и соответствующему усилению расходимости изотерм к востоку. При этом возникает добавочное падение давления. Оно обусловливает углубление барической ложбины на подветренной стороне хребта и образование в ней частного циклона. Этому также способствует приток холода вдоль восточных склонов хребта. Первопричиной образования частного циклона является вынужденное отклонение воздушного потока вблизи гор в сторону низкого давления. После углубления высотной ложбины за хребтом адвекция холода охватывает большую толщу тропосферы, вызывая новое усиление дивергенции изотерм и соответствующее ей углубление вновь оформившегося циклона. При перемещении циклона на восток по траектории севернее Уральского хребта или при нали97 чии малоподвижного циклона к западу от него частный циклогенез на подветренной стороне гор происходит так же, как и при переваливании. При малом угле между изогипсами и осью меридионально расположенного хребта циклон, встречаясь с горными препятствиями, проявляет тенденцию к заполнению и смещается вдоль высотных изогипс с небольшим отклонением влево. Неодинаковая высота различных участков хребта вносит свои особенности в эволюцию циклонов. Увеличение высоты хребта в сторону низкого давления усиливает расходимость изогипс на наветренной стороне гор и сходимость на подветренной. Наоборот, увеличение высоты хребта в сторону высокого давления усиливает сходимость изогипс на наветренной стороне хребта и расходимость изогипс на подветренной стороне хребта. В связи с этим при западном потоке у южной оконечности хребта чаще всего происходит циклогенез, а северная оконечность Уральского хребта огибается циклонами. При зональном потоке усиление дивергенции изогипс над западными склонами хребта к северу от пониженной части способствует углублению циклона перед хребтом и ослаблению частного циклогенеза за хребтом. Раздвоение (сегментация) переваливающего циклона в этом случае маловероятно, особенно при незначительной высоте и ширине хребта. Циклоны, пришедшие с юго-запада и юга, оказавшись к востоку от южной оконечности Уральской системы, углубляются аналогично перевалившим циклонам за счѐт дополнительного притока холода вдоль восточных склонов. 6.5. Образование частных циклонов на юге Красноярского края Частные циклоны географически «привязаны» к Минусинской котловине, а их повторяемость имеет довольно выраженный сезонный ход: число этих циклонов увеличивается летом и значительно уменьшается в холодное время года. Горизонтальные размеры этих возмущений не превышают размеров Минусинской впадины. Они слабо выражены в барическом поле. Разница давления воздуха в центре циклона и на его периферии не превышает 5–6 гПа. Циклоны являются низкими образованиями и про98 слеживаются лишь до высоты 1–2 км. Как правило, спустя 6–12 ч после возникновения заполняются на месте. Одновременно над Иркутской областью образуется новый циклон. Эти частные барические возмущения образуются при наличии высотной фронтальной зоны над югом Сибири и Казахстана, ориентированной с юго-запада на северо-восток. ВФЗ отделяет высотную холодную депрессию над Западной Сибирью от субтропической области высокого давления. У поверхности Земли ВФЗ соответствует фронтальная система. Высотная фронтальная зона образуется в результате предшествующего распространения арктического воздуха на территорию Западной Сибири в тылу циклона, смещающегося на восток. При этом арктический холодный воздух, вторгаясь из высоких широт, распространяется за холодным фронтом по западной и южной периферии этого циклона на Алтай и южные районы Красноярского края. В дальнейшем холодный воздух, достигнув горных хребтов Алтая и Саян, задерживается ими. Холодное вторжение замедляется, а на юге Красноярского края даже прекращается совсем. Холодный фронт, располагаясь вдоль Саянских хребтов, становится стационарным. Впоследствии на этом участке фронта возникают волновые возмущения. В 88 % случаев возникновению циклонов на юге Красноярского края предшествует увеличение контрастов средней температуры в югозападной части фронтальной зоны, т. е. в тылу района циклогенеза. Оно обусловлено распространением холодного воздуха на Казахстан и Среднюю Азию в связи с развитием высотной ложбины над этими районами и является необходимым термодинамическим условием образования частных циклонов. Над югом Красноярского края в это время наблюдается ослабление или даже полное прекращение адвекции холода. Вследствие торможения холодного фронта у южной границы Красноярского края и прекращения адвекции холода вертикальная мощность холодной воздушной массы над южными районами Красноярского края бывает небольшой. Средняя высота поверхности холодного фронта при образовании частных циклонов равна 1300 м, минимальная – 400, а максимальная – 2600 м. При небольшой вертикальной мощности холодный воздух не переваливает через Саяны. При продолжающейся адвекции холодного воздуха, когда его вертикальная мощность превышает высоту гор, окружающих 99 Минусинскую котловину, а холодное вторжение распространяется за ее пределы, частный циклон над этой котловиной не образуется. Таким образом, вторым необходимым условием для осуществления частного циклогенеза является стационарность холодного фронта в этом районе. Наиболее благоприятные условия для частного циклогенеза создаются у подветренных склонов горных хребтов и в котловинах. При юго-западных воздушных потоках Минусинская котловина находится на подветренной стороне по отношению к горным хребтам Алтая и Кузнецкого Ала-Тау. Одновременно с процессом циклогенеза над Минусинской котловиной в еѐ тылу (относительно направления течений) над Алтаем и Казахстаном происходит сопряжѐнный с ним процесс антициклогенеза. Он обусловлен, во-первых, накоплением холодных масс воздуха у наветренных склонов пограничных горных хребтов, а во-вторых, увеличением циклонической кривизны изогипс по потоку. Над Алтаем развивается барический гребень, изменяется направление ВФЗ и течений в ней. Юго-западные ветры над югом Красноярского края сменяются западными и даже северо-западными. В Минусинскую котловину проникает холодный воздух с северной, наиболее открытой стороны и происходит смещение области высокого давления в котловину. Склоны горных хребтов со стороны котловины, которые при циклогенезе были подветренными, вследствие изменения циркуляции становятся наветренными, вдоль которых развиваются восходящие движения. При вторжении холодного воздуха в котловину происходит более или менее интенсивное вытеснение тѐплого воздуха, его адиабатическое охлаждение, образование облачности и выпадение осадков. Этот процесс происходит при заполнении частного циклона на фоне развития над котловиной барического гребня. Зона осадков распространяется на всю территорию Минусинской котловины, а также на смежные районы, прилегающие к Восточному Саяну, в частности, на район Красноярска. Одновременно, как уже отмечалось, происходит образование циклона над восточными (подветренными) склонами Восточного Саяна. Процесс заканчивается развитием над югом Красноярского края области высокого давления. Таким образом, в начальной стадии образования частного циклона и в период его углубления осадки, как правило, не выпа100 дают или бывают незначительными. Это связано с тем, что большая часть Минусинской котловины при юго-западных течениях находится в зоне нисходящих вертикальных движений воздуха. Это является яркой иллюстрацией влияния орографии на эволюцию фронтальной облачности, возникающей вследствие нестационарности движения в зоне фронта. Образование частных циклонов над Минусинской котловиной не происходит при следующих условиях (если даже сохраняется соответствующее этому процессу термобарическое поле). Над южными районами Западной Сибири и Казахстаном отсутствует адвекция холода или наблюдается адвекция тепла. Холодный воздух распространяется не на Казахстан, а на Алтай и южные районы Красноярского края. Вторгающаяся холодная воздушная масса из-за небольшой вертикальной мощности не распространяется за пределы котловины и юга Красноярского края. Аналогичны макроциркуляционные условия образования частных циклонов, смещающихся на юг Красноярского края с запада и юго-запада. Эти возмущения смещаются по фронту, на котором они возникли, и, переваливая через горные хребты, попадают в южные районы Красноярского края. Сходны и погодные условия, обусловленные этими циклонами при их перемещении над южными районами Красноярского края. 6.6. Циркуляционный режим и погодные условия Тувинской котловины Другим примером орографического влияния на циркуляционные и погодные условия, формирование климата является воздействие Тувинской котловины. Она окружена горными хребтами Саян с севера и востока, отрогами Алтая с запада и хребтом Танну-Ола с юга. Вершины окружающих еѐ гор поднимаются до 2000–2500 м. В отличие от соседней Минусинской котловины Тувинская котловина почти совсем изолирована от соседних районов. Это и обуславливает характерные климатические и погодные условия в этом районе. Температурный режим Республики Тыва зимой характеризуется более низкими температурами, чем на сопряженных территориях. Например, как средняя, так и максимальная температу101 ры воздуха в Кызыле на 10–15 °С ниже, чем в Абакане и Красноярске, что отражает и аномальное распределение температуры с широтой. Максимальная температура воздуха в зимние месяцы в Кызыле не достигает положительных значений, в то время как за пределами котловины могут наблюдаться оттепели. Эти особенности в температурном режиме обусловлены воздействием орографии на циркуляционный режим и термодинамические характеристики воздушных масс. Зимой здесь формируется область высокого давления, поддерживаемая радиационным выхолаживанием. Образование местного антициклона начинается осенью вследствие накапливания и застоя довольно выхоложенного воздуха. Этот воздух заполняет котловину до уровня окружающих еѐ гор, образуя своего рода «озеро» холодного воздуха. Эффект застоя и выхолаживания воздуха зимой в Минусинской котловине выражен слабее изза еѐ большой открытости с севера. Низкая температура холодного воздуха в Тувинской котловине обусловливает его большую плотность и устойчивость плѐнки выхоложенного воздуха. Стабильность плѐнки в течение всей зимы способствует орографическая изолированность котловины. Длительное радиационное выхолаживание воздуха приводит к образованию мощных (до 2000 м) инверсий в поле температуры. Лишь в марте начинается их разрушение. Окончательное разрушение зимней инверсии в результате преобладания дневного прогрева над ночным радиационным выхолаживанием наступает в начале апреля. Толщина инверсионного слоя в зависимости от характера синоптических процессов может претерпевать значительные колебания: от 1000 до 4000 м. Атмосферные фронты, как тѐплые, так и холодные, смещаясь над территорией Тывы зимой, скользят по верхней границе выхоложенной плѐнки воздуха и являются уже верхними. Поэтому прохождение фронтов зимой не вызывают резких изменений погоды. Обычно они выражены в облачности верхнего и среднего ярусов, осадках обложного характера и в поле барических тенденций. При прохождении фронтальных разделов ни ветер, ни температура воздуха почти не меняются. Усиление ветра в приземном слое более 10 м/с и метели не наблюдаются. Отсутствие резких колебаний температуры воздуха при прохождении фронтов говорит о том, что Тувинскую котловину зимой заполняет местная воздушная масса, а атмосферные фронты скользят по еѐ верхней поверхности. 102 Вертикальная мощность этой холодной воздушной массы (до 2 км) влияет на среднюю температуру нижнего 5-километрового слоя атмосферы над этим районом. Это проявляется и в пониже500 нии относительного геопотенциала OT1000 . Над Тувинской котловиной формируется локальный очаг холода. Возмущение термобарического поля Тувинской котловиной практически уже не проявляется на поверхности AT700 гПа. В апреле – мае зимние циркуляционные процессы сменяются на летние. Начинает преобладать западно-восточный перенос. Антициклон разрушается. Резко, особенно в мае, возрастает повторяемость циклонов. Уже в апреле формируется умеренно засушливая погода, а в мае – даже суховейно-засушливая. В этом месяце наблюдается самое большое число (до 20) засушливых дней, когда относительная влажность воздуха не превышает 30 %. Тѐплый период (с апреля по сентябрь) характеризуется высокими приземными температурами, сухостью и малым количеством осадков. Часто возникают пыльные бури, особенно в мае, июне. Летом широтный перенос несколько ослабляется. У поверхности Земли преобладает поле пониженного давления со слабыми ветрами. Среднее для лета высотное барическое поле представлено высотной ложбиной, направленной с севера. Преобладающей воздушной массой в этот период года является континентальный влажно-неустойчивый полярный воздух. Поэтому в дневные часы развивается термическая конвекция и образуется конвективная облачность. Осенью вновь получает развитие общий широтный перенос, который нарушается меридиональными вторжениями холодных воздушных масс с севера. Азиатский антициклон находится в стадии образования. Воздушные массы у поверхности Земли начинают интенсивно выхолаживаться, что повсеместно обостряет процесс антициклогенеза. И в заключение рассмотрим влияние крупномасштабных горных систем на образование и эволюцию струйных течений [Пальмен, Ньютон, 1973; Погосян, 1972]. 6.7. Формирование струйных течений в Южной Азии 103 В 50-х годах прошедшего столетия дискутировался вопрос о степени влияния Центрально-Азиатского горного массива на формирование и сезонные изменения струйных течений (СТ). Последующие исследования показали, что сезонные особенности полей температуры и циркуляции воздуха зависят главным образом от физико-географических условий материков Азии, Европы и Африки. В летнее время года в субтропической зоне над северной частью Африки и восточной частью Азии (20–40° с. ш.) выделяется зона тепла со сравнительно высокими температурами над районами Центрально-Азиатского горного массива. Средняя разность температур на уровне 200 гПа между горным массивом этой зоны и восточной частью Атлантики составляет 12–16 °С. Главную роль в формировании этой области тепла играет не особый радиационный режим над горным массивом, а обычные сезонные условия турбулентного теплообмена между земной поверхностью и атмосферой при преобладающем западном переносе воздуха в этих широтах. При западном переносе воздуха с берегов Северной Африки происходит интенсивное его нагревание и повышение изобарических поверхностей. Интенсивный нагрев вызван тем, что воздух перемещается над пустынями Северной Африки, Аравии и Ирана, т. е. в зоне, где суммарная солнечная радиация в летние месяцы наибольшая на земном шаре. В этой же пустынной зоне теплоотдача от поверхности суши в атмосферу является наиболее значительной. Средняя температура воздуха при его перемещении от берегов Атлантики до Южно-Азиатского горного массива в слое 1000–300 гПа повышается на 8–9 °С и очень мало изменяется на самом массиве. В зоне 30–40° с. ш. зимой температура воздуха, перемещающегося от берегов Атлантики по охлажденному материку Восточной Азии, в этом же слое понижается приблизительно на 8–10 °С. Подобные изменения температуры воздуха в области высокого давления наблюдаются над Мексикой. Однако здесь вследствие ограниченности континентальной территории все выражено в малых масштабах. Таким образом, непосредственное влияние ЦентральноАзиатского горного массива на формирование поля температуры и сезонной циркуляции мало. Однако этот массив оказывает определенное воздействие на циркуляцию в нижней половине тропосферы и на погоду Китая и севера Индии. Тибет и Гималаи оказывают воздействие главным образом в холодную часть года 104 и почти не влияют в теплый период, так как ВФЗ к лету смещаются к северу за пределы этой горной страны. По современным представлениям, в холодное полугодие западные потоки в нижней трети тропосферы при встрече с горной страной Азии разветвляются. Этот процесс распространяется на всю тропосферу. В результате механического воздействия гор появляются два струйных течения – к северу и к югу от Центрально-Азиатского массива. Северная струя более подвижная, чем южная, так как пространственное перемещение южной ветви ограничивается Гималаями. Предполагается, что формирование СТ связано с наличием постоянного снежного покрова на Тибетском нагорье, обусловливающего большие температурные градиенты между Тибетом и Индией. Восточнее Тибетского нагорья происходит слияние двух ветвей западного струйного течения, что препятствует развитию циклонической деятельности над территорией Восточного Китая. Однако исследования в последние десятилетия показали, что положение субтропического струйного течения над Индией и Тибетом обусловлено не только наличием горного массива, а и общими термодинамическими причинами, свойственными и другим субтропическим районам. Оказалось, что независимо от орографии в зимние месяцы субтропическое СТ находится, как правило, между 25 и 35° с. ш., большей частью в широтной зоне 26–30°. Внутрисезонные изменения СТ как зимой, так и летом обусловлены циркуляцией атмосферы внетропических широт, главным образом меридиональным преобразованием термобарического поля. Физико-географические условия влияют на интенсивность субтропической струи в различные сезоны. Большие скорости ветра над Японскими островами возникают из-за больших контрастов температуры между охлажденным воздухом Азиатского континента и теплым воздухом над Тихим океаном. Аналогичны этим условия формирования СТ и над восточной частью Северной Америки. В то же время над Восточной Атлантикой и западными районами Северной Африки физико-географические условия и преобладающий характер циркуляции зимой обуславливают существование относительно слабых струйных течений. Внетропические струи в зависимости от характера преобладающей формы циркуляции обнаруживаются над самыми раз105 личными широтами. Их положение в пространстве менее устойчивое, так как образуются они в непосредственной связи с фронтальной циклонической деятельностью. Наибольшая повторяемость внетропических СТ в силу физико-географических особенностей подстилающей поверхности наблюдается вблизи меридиана 10° з. д., преимущественно в зоне 50–60° с. ш. Зона максимальной повторяемости внетропических СТ обнаруживается также над ЕЧР и Западной Сибирью. Интенсивность их по мере перемещения к востоку ослабевает. Еще далее к востоку внетропические струйные течения чаще всего наблюдаются южнее, в широтной зоне 40–50° с. ш. (Монголия, Северный Китай), а над Японией обычно сливаются с субтропической струей, усиливая еѐ. Внетропическое СТ над Монголией и Северным Китаем не связано с Центрально-Азиатской горной системой. Однако в предгорьях Тянь-Шаня и Тибета внетропические струи возникают спорадически и их формирование связано не с разветвлением субтропического СТ, а с меридиональным преобразованием термобарического поля при вторжении холодных масс воздуха в Казахстан и Среднюю Азию. Таким образом, струйные течения, обнаруживаемые на севере и юге Центрально-Азиатского горного массива зимой, возникают независимо друг от друга и не являются ветвями единой струи. Летом субтропические струйные течения над северным полушарием местами смещаются к северу на 1400–1600 км и заметно ослабевают. Максимальные скорости с 200 км/ч и более уменьшаются в среднем до 130–140 км/ч. Наибольшее их ослабление наблюдается над Японскими островами. Горный массив Центральной и Южной Азии, не влияя на сезонное положение струйных течений, существенно влияет на их интенсивность. В силу географических условий над югом Азиатского континента прогревание воздуха происходит наиболее интенсивно. В депрессиях, перемещающихся с запада или возникающих в Средней Азии, нередко наблюдается безоблачная погода, способствующая радиационному прогреву подстилающей поверхности и воздуха. Весной и осенью субтропическое струйное течение занимает промежуточное положение между зимним (27° с. ш. в январе) и летним (43° с. ш. в июле) положением. Осенью происходит перемещение струи с севера на юг. Сезонные перемещения струйного течения субтропической зоны определяются общими радиацион106 ными условиями. В частности, смещение СТ весной к северу совпадает с появлением на севере Индии замкнутой области пониженного давления у поверхности Земли. Таким образом, смещение субтропического СТ к северу и формирование Южно-Азиатской летней депрессии, обусловленной, главным образом, термическими причинами, происходит одновременно. С другой стороны, внутри-сезонные перемещения и эволюция субтропического СТ определяются условиями циркуляции во внетропических широтах, главным образом меридиональными преобразованиями термобарического поля в средних слоях тропосферы. Процесс слияния струйных течений над восточными районами Азиатского материка развивается при определенных формах меридиональной циркуляции и может осуществляться в любом районе субтропической зоны. Однако в связи с физикогеографическими условиями наиболее часто слияние внетропических и субтропических струйных течений происходит над Восточным Китаем и Японскими островами. Таким образом, независимо от наличия или отсутствия горных массивов формирование и сезонное перемещение субтропических СТ во всех районах Земли происходят одинаково, так как формирование и эволюция струйных течений определяются радиационными и циркуляционными условиями. Тибет и Гималаи не являются препятствием, ограничивающим перемещение над ними струйных течений. Высокие горные хребты при интенсивных холодных вторжениях способствуют лишь некоторому их усилению и связанной с этим деформацией. ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 6 1. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / редкол.: С. Л. Белоусов [и др.]. – Л. : Гидрометеоиздат. – 1986. – Ч. 1. – 696 с. 2. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / под ред. В. М. Ярковой, И. П. Фадеевой. – Л. : Гидрометеоиздат, 1986. – Ч. 2, вып. 2. – 198 с. 3. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / под ред. О. К. Ильинского (ДВНИГМИ) и О. П. Глазовой (ЦИП). – Л. : Гидрометеоиздат, 1965. – Ч. 3, вып. 3, 4. – 193 с. 4. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды/ редкол.: Н. И. Лисогурский [и др.]. – Л. : Гидрометеоиздат. – Ч. 2, вып. 3–5. – 1986–1988. 5. Пальмен Э. Циркуляционные системы атмосферы / Э. Пальмен, Ч. Ньютон. – Л. : Гидрометеоиздат, 1973. – 615 с. 6. Погосян Х. П. Общая циркуляция атмосферы / Х. П. Погосян. – Л. : Гидрометеоиздат, 1972. – 394 с. 107 ЧАСТЬ 2 ВОСТОЧНАЯ СИБИРЬ 1. СЕЗОННЫЕ ОСОБЕННОСТИ ЦИРКУЛЯЦИОННОГО РЕЖИМА И ПОГОДНЫХ УСЛОВИЙ В ВОСТОЧНОЙ СИБИРИ Особенности циркуляции атмосферы над Сибирью обусловлены ее местоположением на огромном материке – Евразии, значительным удалением ее от Атлантического и Тихого океанов, сложным рельефом. При преобладании в умеренных широтах западного переноса сезонные термические различия наиболее резко выражены между восточными частями океанов. Поэтому над северо-восточными районами Азии зональный перенос воздуха возмущен сильнее, чем в других районах России. В связи с развитием сезонных центров действия атмосферы над Евроазиатским континентом над территорией Сибири общий характер синоптических процессов существенно изменяется от сезона к сезону. В табл. 1.1 по данным различных авторов [Жежко, Дмитриева, 1983] приведены средние многолетние даты начала естественных синоптических сезонов. В осенний период муссонная циркуляция на востоке Азиатского континента утрачивает свое влияние на синоптические процессы и в их развитии основную роль начинает играть зональная циркуляция атмосферы. При зональных процессах в умеренных широтах Сибири в термобарическом поле тропосферы отсутствуют крупномасштабные малоподвижные гребни и ложбины. В этом пространстве 108 господствует обширный широтный перенос, сопровождающийся у поверхности Земли частым перемещением циклонов и антициклонов. Между 30 и 45° с. ш. формируется полоса повышенного давления, пополняющаяся антициклонами из Средней Азии, Казахстана и южных районов Сибири. Эти антициклоны перемещаются через Китай и Японию в северо-западную часть Тихого океана. Основная циклоническая деятельность развивается в пределах полярной высотной зоны (ВФЗ) между 45 и 60° с. широты. Когда в тылу одного из проходящих к востоку циклонов в зону субтропической ВФЗ происходит интенсивное холодное вторжение, последняя обостряется и под ней возникает циклон. На фоне усиливающейся меридиональности высотного поля возникший циклон смещается с северной составляющей в умеренные широты, разрушая (ослабляя) в определенном районе зону высокого давления. Таблица 1.1 Средние многолетние даты начала естественных синоптических сезонов [Жежко, Дмитриева, 1983] Сезон 1-я половина зимы 2-половина зимы Весна Лето Осень Предзимье С. Т. Пагава Н. И. Сергеев Н. М. Захарова Х. Х. Рафаилова 6 декабря 27 ноября 28 ноября 28 ноября 29 января 28 января 30 января 30 января 1 апреля 1 июня 6 августа 9 октября 28 марта 30 мая 12 августа 10 октября 29 марта 27 мая 4 августа 5 октября 3 апреля 29 мая 12 августа 4 октября Если вторжение непродолжительное и не сопровождается формированием в тропосфере крупномасштабных (малоподвижных) тропосферных гребней и ложбин, то после прохождения южного циклона зональная циркуляция быстро восстанавливается. Такие нарушения и являются одной из форм развития зональной циркуляции. Гораздо реже перемещение западных антициклонов при широтном переносе происходит в зоне 40–60° с. ш., а циклоническая деятельность развивается у восточного побережья Азии южнее 109 40-й параллели. Так же как и в предыдущем случае зональная циркуляция нарушается при отдельных выходах южных циклонов. Зональные процессы наиболее характерны для весны и осени. В эти сезоны отсутствуют устойчивые температурные различия между Азиатским материком и Тихим океаном, определяющие формирование тропосферных ложбин и гребней над континентами и океанами. Осенью нарастающее радиационное охлаждение Азиатского континента способствует образованию Азиатского антициклона и его отрога, направленного на Сибирь. 1.1. Основные формы циркуляции атмосферы в зимнее время В сезон предзимья проявляются первые признаки развивающейся зимней циркуляции. Центральная часть Сибирского максимума чаще всего располагается над западными районами Монголии. Формирование этого максимума на фоне сезонной трансформации поля температуры, как указывалось, происходит за счет антициклонов, смещающихся с запада по югу Сибири, с дополнительными вторжениями арктических масс воздуха с севера и северо-запада, реже – северо-востока. Арктические вторжения обусловливают и устойчивое развитие Лено-Колымского ядра. В отдельные годы в это же время эпизодически могут наблюдаться ультраполярные вторжения антициклонов. В бассейне восточных морей преобладает циклоническая деятельность. Циклоны над Сибирью перемещаются преимущественно со среднего и нижнего течения Оби в северо-западные районы Якутии. Нередко циклоны перемещаются и с низовий Оби к Байкалу и далее на Забайкалье («ныряющие» циклоны). Первая половина зимы относится к центральному периоду в развитии зимнего режима циркуляции. В средних выводах наиболее резко выраженные признаки зимней циркуляции проявляются именно в первой половине зимы. Однако в отдельные годы эти признаки могут быть выражены довольно слабо по сравнению с последующим или предшествующим сезоном предзимья. В первой половине зимы наблюдаются вторжения арктических антициклонов и отдельных ядер высокого давления на тер110 риторию Восточной Сибири по полярным и ультраполярным траекториям, что усиливает Сибирский максимум (отрог Азиатского антициклона). В некоторые годы полярные и ультраполярные вторжения бывают редко или слабо развитыми, а иногда и совсем отсутствуют. В таких случаях Сибирский максимум поддерживается главным образом, за счет антициклонов, входящих в него с запада – с территории Казахстана и Средней Азии. Тогда основная циклоническая деятельность охватывает Охотское и Берингово моря. На территории Сибири чаще наблюдаются циклоны, движущиеся с северо-запада к юго-востоку, и значительно реже – с юго-запада на северо-восток. Южные циклоны вызывают сильные потепления на значительной территории Восточной Сибири. Характерное для первой половины зимы высотное барическое поле представлено депрессией в бассейне Северного Ледовитого океана (с центром севернее Новосибирских островов) с глубокой ложбиной, распространяющейся на бассейн Амура. В области этой ложбины над северо-западным побережьем Охотского моря оформляется высотный циклон. С юго-запада на бассейн Оби и низовья Енисея распространяется высотный отрог. Второй высотный отрог направлен с Тихого океана на Чукотский полуостров. Вторая половина зимы является обособленным периодом в развитии Сибирского максимума, отличающимся от сезона первой половины зимы. Сибирский максимум, получая подкрепление в виде антициклонов с севера, северо-запада или северовостока, в начале второй половины зимы часто достигает максимального развития. В конце второй половины зимы он начинает заметно ослабевать. В большинстве случаев во второй половине зимы Сибирский максимум располагается несколько западнее по сравнению с его положением в первой половине зимы. Высотное барическое поле представлено депрессией над Арктикой, которая занимает более южное положение. Вместо высотного циклона над Якутией наблюдается глубокая ложбина (Дальневосточная тропосферная ложбина). Меридиональность высотного барического поля в этот период несколько уменьшается, что снижает и интенсивность динамического антициклогенеза. Циклоническая деятельность, как и в первую половину зимы, развивается над бассейнами восточных морей. Над Сибирью возможно перемещение «ныряющих» циклонов, а также циклонов с нижнего и среднего течения Оби на северо-западные райо111 ны Якутии. Циклоны, выходящие с запада и с северо-запада, обычно над Восточной Сибирью заполняются, вызывая непродолжительное ухудшение погоды и кратковременные потепления Таким образом, зимой среднее термобарическое поле тропосферы над Сибирью представлено высотной тропосферной ложбиной над Дальним Востоком и Сибирью, слабо выраженной ложбиной над Северным Уралом. Юго-западные районы Якутии, Предбайкалье и Забайкалье находятся под тыловой частью высотной Дальневосточной ложбины. В этих районах наблюдается динамическое усиление приземного антициклона. Нередко при динамическом антициклогенезе отрог Азиатского антициклона объединяется с Лено-Колымским ядром. В этом случае приземный антициклогенез нередко распространяется и на Западную Сибирь. Антициклогенез над рассматриваемой территорией максимального развития достигает в январе, когда наиболее велико радиационное выхолаживание. Среднее давление воздуха у земли достигает 1043–1049 гПа. Преобладает ясная морозная погода с большим количеством безветренных дней, мощными температурными инверсиями и небольшой влажностью воздуха. Наибольшая повторяемость приземных антициклонических ядер отмечается над водоразделами (верхнеленские районы Иркутской области, Витимо-Патомское нагорье и др.). Эти ядра имеют радиационное происхождение и носят название «блуждающие ядра». Движение антициклонов над территорией Восточной Сибири является неустойчивым по направлению. Около 85% антициклонических ядер являются стационарными. В перемещении этих образований преобладает северо-западное направление. В центральных и восточных районах Восточной Сибири значительная часть подвижных антициклонических ядер перемещается с юго-запада на северо-восток. Известная закономерность – отклонение антициклонов при своем движении на юг – практически не проявляется над рассматриваемой территорией. Как уже отмечалось, в пределах Сибирского отрога все время возникают отдельные ядра. Эти ядра возникают на значительном удалении друг от друга, что и создает впечатление об их перемещении со значительной скоростью, часто не соответствующей скорости ведущего потока. «Блуждание» антициклонических ядер определяется локальным изменением облачности и турбулентности, обусловливающих изменение приземных температур, 112 что, в свою очередь, и приводит к значительным изменениям приземного давления. У Сибирского антициклона чаще всего развиваются три гребня, направленные соответственно на северо-восточные районы Сибири (возможно объединение с Лено-Колымским ядром), на юг Читинской области и на восточные районы Монголии. Антициклоны над Лено-Колымским регионом также являются низкими и малоподвижными образованиями. Однако они не имеют устойчивого ядра, менее обширны и более подвижны по сравнению с Сибирским антициклоном. Тем не менее, эти ядра образуют самостоятельный центр высокого давления, который определяет особенности зимней циркуляции и погоды над этим пространством. Циклоны, перемещающиеся над Западной Сибирью с запада на восток, над Средней Сибирью изменяют свое направление и в дальнейшем, «огибая» антициклон по его северной периферии, перемещаются в северо-восточном направлении. Именно поэтому в холодное полугодие, за исключением сравнительно редких случаев, южные районы Сибири оказываются в стороне от основных путей циклонов. На погоду этих районов оказывает влияние лишь южная периферия циклонов или их ложбин, траектории центров которых проходят севернее. Над котловиной Байкала в это время года формируется барическая ложбина термического происхождения, которая у поверхности Земли нередко оформляется в две зимние барические депрессии. Одна из них располагается над южной частью Байкала, другая, более обширная, занимает акваторию Среднего и Северного Байкала. Наибольшее углубление байкальских депрессий (1031–1032 гПа) наблюдается в декабре–январе. Байкальская ложбина делит северо-восточный отрог Азиатского антициклона на два гребня: предбайкальский и забайкальский, охватывающий Становое нагорье. При этом забайкальское ядро оформляется в ноябре, а Лено-Ангарское ядро – на месяц раньше. Несмотря на общность сезонных условий, в каждом сезоне года из-за изменений циркуляции атмосферы во времени могут быть выделены различные формы однородной циркуляции. Их продолжительность обычно колеблется от 3 до 7 суток, а иногда в зависимости от устойчивости барических образований, достигает 17 суток. Зимние формы циркуляции. Для зимы Н. И. Сергеевым [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] на территории Восточной Сибири выделены следующие формы циркуляции. 113 1. Зональная. При этой форме циркуляции над центральной частью Сибири ослабевают процессы антициклогенеза. Азиатский антициклон «отступает» на юг. Над Сибирью устанавливается зональный перенос и циклоны с Западной Сибири и Казахстана смещаются на Восточную Сибирь и Дальний Восток. Такая перестройка барического поля наблюдается, если в районе Таймыра появляется глубокий циклон с интенсивной адвекцией холода в его тыловой части. Последнее приводит к разрушению блокирующего западный перенос высотного гребня над Западной Сибирью и, как следствие, к ослаблению высотной ложбины над Дальним Востоком (рис. 1.1). Рис. 1.1. Зональная форма циркуляции над Сибирью (зима). Условные обозначения: – высотная фронтальная зона; – траектории циклонов; – траектории антициклонов;● – центры малоподвижных циклонов; ○ – центры малоподвижных антициклонов; – изогипсы АТ500 гПа [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] 2. Северо-западная циклоническая. При этой форме циркуляции на юго-восток и в район Байкала с Обской губы и низовий Енисея, смещаются циклоны, получившие название «ныряющие». Прохождение этих циклонов становится возможным, когда 114 ось высотного гребня над Западной Сибирью приобретает меридиональное направление, а по его западной периферии усиливается адвекция тепла. Прохождение северо-западных циклонов наблюдается и при развитии высотного циклона над Карским морем. При этом высотный гребень над Сибирью раздваивается, и восточная часть его, ослабевая, смещается к востоку. Азиатский антициклон также ослабевает и разделяется на два ядра. Основное ядро располагается над Западной Монголией и Алтаем, а второе ядро – над востоком Якутии (рис. 1.2). Рис. 1.2. Северо-западная циклоническая форма циркуляции над Сибирью, зима [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] 3. Северо-западная антициклоническая. При этой форме циркуляции Азиатский антициклон усиливается, объединяется с Лено-Колымским ядром и занимает всю территорию Восточной Сибири. Циклоны с запада проходят через Урал и достигают верховий Оби. Дальнейшему их продвижению препятствует мощный Азиатский антициклон, распространяющийся гребнем на всю Во115 сточную Сибирь. Эта форма циркуляции развивается при существовании высотного гребня над Западной Сибирью и высокого циклона восточнее Таймыра. По периферии гребня и в тыловой части циклона осуществляются арктические вторжения с Карского моря, пополняющие Азиатский антициклон и усиливающие его стационарность (рис. 1.3). Рис. 1.3. Северо-западная антициклоническая форма циркуляции над Сибирью, зима [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] 4. Северо-восточная антициклоническая. При этой форме циркуляции Азиатский антициклон получает наиболее интенсивное развитие. Высотный гребень распространяется с Южного Урала или западной части Казахстана в северо-восточном направлении на Таймыр, а иногда и дальше – на ВосточноСибирское море. Под юго-восточной периферией высотного гребня у поверхности Земли происходят мощные ультраполярные вторжения антициклонов с северо-востока в район Байкала или с Таймыра и моря Лаптевых на Западную Сибирь (рис. 1.4). 116 Рис. 1.4. Северо-восточная антициклоническая форма циркуляции над Сибирью, зима [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] 1.2. Зимний антициклогенез над Сибирью Азиатский антициклон является одним из сезонных центров действия атмосферы (ЦДА), определяющих в зимний период циркуляцию и погоду над Евразией. Он возникает и существует длительное время благодаря совместному действию термических, динамических и орографических факторов. Поэтому у поверхности Земли этот антициклон может наблюдаться при любой из основных форм атмосферной циркуляции. Однако положение, размеры, интенсивность, вертикальная структура, а, следовательно, и циркуляционное значение этого вихря в зависимости от характера термобарического поля тропосферы будет различным. При зональной циркуляции Азиатский антициклон формируется областями высокого давления, систематически перемещающимися с запада через южные районы Сибири, Монголию и Северо-Западный Китай. Над этими районами западные антициклоны за счет радиационного выхолаживания и орографического роста давления усиливаются и стабилизируются. Давление в их 117 центрах при перемещении с Западно-Сибирской и Туранской низменностей в горные районы Сибири и Центральной Азии может возрасти до 26 гПа. При перемещении этих антициклонов от горных районов Центральной Азии на юго-восток давление в их центрах вновь уменьшается в связи с ослаблением перечисленных выше факторов антициклогенеза. Частые выходы западных антициклонов на южные районы Сибири, Северо-Западный Китай и Монголию начинаются в сентябре, когда выхолаживание в горных районах еще не очень интенсивное. Поэтому радиационное усиление антициклонов сравнительно невелико, и они редко превращаются в малоподвижные. Высотное барическое поле в это время характеризуется обширной высотной депрессией над Северным Ледовитым океаном, неглубокая ложбина от которой распространяется на Среднесибирское плоскогорье. Изогипсы над Восточной Сибирью и Дальним Востоком имеют широтное направление, несколько понижаясь к югу над Таймыром и северной половиной Среднесибирского плоскогорья. Более обширными и устойчивыми транзитные антициклоны становятся в дальнейшем развитии тропосферной ложбины на районы Центральной Сибири и Дальнего Востока. Под ее тыловой частью наблюдается динамический рост давления, способствующий усилению и распространению Азиатского антициклона на Восточную Сибирь. Особенно резко усиливается этот процесс при интенсивном меридиональном обмене, что собственно и углубляет Дальневосточную тропосферную ложбину. При зональных процессах, даже в середине зимы, Азиатский антициклон несколько ослабевает и занимает более южное положение. Лено-Колымское ядро сохраняется. Основным признаком усиления и распространения Азиатского антициклона на центральные и северные районы Сибири и превращения его в более мощное и устойчивое образование, чем при зональной форме циркуляции, является формирование крупномасштабного высотного гребня над Уралом или Западной Сибирью. В одних случаях этот гребень ориентирован меридионально и в начальной стадии процесса направлен от Казахстана на Карское море (рис. 1.5). Такие гребни обычно образуются при адвекции тепла в район Урала и усилении высотных гребней над Средней Азией и Казахстаном. 118 Рис. 1.5. Антициклогенез над Азией 500 Условные обозначения: – изогипсы AT500 ; – - – – изогипсы OT1000 ; ○ – положение центров антициклонов у поверхности Земли [Руководство по краткосрочным …, 1965] Иногда этот гребень получает развитие на северо-восток и в начальной стадии процесса направлен от Поволжья на Таймыр, а иногда и дальше – на восточный сектор Арктики (рис. 1.6). Эти гребни в большинстве случаев формируются в результате объединения гребня, перемещающегося из Европы в Сибирь, с высотным антициклоном, двигающимся вдоль северного побережья Азии со стороны Аляски. При стационировании этих гребней над Уралом и Западной Сибирью антициклогенез у поверхности Земли наблюдается не только над горными районами Азии. Новая область антициклогенеза возникает под тыловой частью сопряженной с гребнем Дальневосточной тропосферной ложбины, где осуществляется адвекция холода и антициклонического вихря скорости (рис. 1.5, 1.6). Эта область высокого давления (чаще всего над бассейном среднего течения Енисея) объединяется с антициклоном над горными районами Азии, а нередко и с ЛеноКолымским ядром. В результате большая часть северной половины Азии оказывается занятой обширным и устойчивым антициклоном. Такие антициклоны являются термически асимметрич119 ными образованиями. Они периодически пополняются арктическими ядрами, перемещающимися по восточной периферии высотного гребня. Особенно обширными и устойчивыми антициклоны бывают в тех случаях, когда высотный гребень ориентирован к северо-востоку и в его области имеется одно или два барических ядра (рис. 1.6). В начальной стадии процесса антициклогенеза при северовосточной ориентировке гребня на юге Восточной Сибири еще сохраняется циклоническая деятельность, характерная для зонального переноса. По мере развития Азиатского антициклона циклоны у поверхности Земли перемещаются на дальневосточные моря, а на Забайкалье и бассейн Амура распространяется поле высокого давления. На высотах над этими районами сохраняются депрессии. Осуществляющаяся по восточной периферии сибирского гребня интенсивная адвекция холода наряду с радиационным выхолаживанием приводит к дальнейшему понижению изобарических поверхностей над Восточной Азией. Это, в свою очередь, способствует сохранению антициклогенеза над Азией. Рис. 1.6. Антициклогенез над Азией, [Руководство по краткосрочным …, 1965] 120 Ослабление зимнего Азиатского антициклона (понижение давления в центре, уменьшение размеров, разделение на самостоятельные ядра) происходит в результате осуществления двух процессов. В первом случае высотный гребень над Сибирью разрушается и восстанавливается зональная форма циркуляции. Этот процесс обычно начинается с появления глубокого циклона в районе Таймыра. В результате северная часть высотного гребня над Сибирью разрушается. Затем происходит выход нового циклона по более южной траектории – с востока европейской части России на Западную Сибирь. В таких случаях над Западной Сибирью, несколько западнее высотного гребня, формируется ВФЗ с областью расходимости и уменьшением циклонической кривизны изогипс по потоку над бассейном Енисея (рис. 1.7). Рис. 1.7. Ослабление антициклона над Азией при переходе к зональному процессу. 500 Условные обозначения: – изогипсы H 500 ; – - – – изогипсы Н1000 ; ● и ○ – соответственно положение и направление движения центров циклонов и антициклонов у поверхности Земли [Руководство по краткосрочным …, 1965] 121 В связи с разрушением северной части высотного гребня адвекция тепла в западной половине его ослабевает и гребень перемещается к востоку. Вместе с этим исчезают условия, благоприятствующие антициклогенезу над центральной частью Сибири. Антициклон у поверхности Земли оттесняется на юг, юговосток и ослабевает. Таким образом, над Сибирью устанавливается зональный перенос, сопровождающийся выходом западных циклонов на Якутию (рис. 1.8). Рис. 1.8. Западная форма циркуляции над Сибирью в переходные сезоны года [Руководство по краткосрочным …, 1965] Во втором случае Азиатский антициклон ослабевает при прохождении «ныряющих» циклонов через Сибирь на Дальний Восток. Обычно такой процесс начинается выходом высокого циклона с северо-запада на низовья Оби и Енисея. При этом высотный гребень над Сибирью раздваивается (рис. 1.9). Восточная его часть, ослабевая, смещается к востоку. Если над восточным сектором Арктики в системе гребня имелось ядро, то оно становится самостоятельным. Западная часть гребня сохраняется, и на ее восточной периферии формируется ВФЗ с северо-западными потоками, в направлении которых и перемещаются циклоны. 122 Приземный антициклон при этом процессе разделяется на две части. Основное ядро располагается южнее ВФЗ – над Монголией и Алтаем. Второе ядро сохраняется к северо-востоку от ВФЗ – над восточной частью Якутии и бассейном Колымы. ЛеноКолымский отрог постепенно выделяется из системы Сибирского максимума и сливается на севере с Арктическим антициклоном. Ослабление антициклона тем больше, чем более широтно располагается ВФЗ, вдоль которой перемещаются «ныряющие» циклоны, и чем интенсивнее эти циклоны. После прохождения каждого циклона происходит усиление южной периферии антициклона и его объединение с северо-восточным ядром. Но когда приближается следующий «ныряющий» циклон (а они, как правило, проходят сериями), то ядра вновь разделяются. Устойчивая циклоническая деятельность над Охотским морем зимой ослабевает при прохождении с запада, а иногда и с севера, антициклонических образований. Рис. 1.9. Ослабление антициклона над Азией при раздвоении тропосферного гребня над Сибирью [Руководство по краткосрочным …, 1965] 123 Весной на востоке Азиатского континента происходит смена муссонных типов циркуляции. Ведущую роль в развитии атмосферных процессов весной, как и в осенний сезон, приобретает общий зональный перенос. Усиление западно-восточного переноса и усиливающееся прогревание воздушных масс над континентом приводит к разрушению Сибирского максимума. Типичное для весны высотное барическое поле представлено обширной депрессией над Северным Ледовитым океаном. Одна из ложбин этой депрессии распространяется на Якутию, вторая, слабо выраженная, распространяется на Западную Сибирь. Над Беринговым морем сохраняется еще высотный отрог, характерный для зимних сезонов. Весной при преобладании западных форм циркуляции западные антициклоны перемещаются по южным широтам с Казахстана и Средней Азии на территорию Монголии и Китая. В связи с усилением зональности высотного барического поля циклоны у поверхности Земли перемещаются с запада на восток по средним широтам Сибири в зоне 46–65° северной широты и сопровождаются тыловыми антициклоническими вторжениями. Западные и юго-западные циклоны часто смещаются сериями и приносят теплый воздух из Средней Азии и Казахстана. Тогда на юге Прибайкалья отмечается сухая и днем, по-летнему, жаркая погода. Однако при прохождении заключительных циклонов возможно резкое ухудшение погоды с усилением ветра и значительным похолоданием. Прохладная, умеренно влажная погода на территории Предбайкалья с понижением температуры до –3°С, устанавливается при осуществлении полярных вторжений на восточные районы Азии и последующем антициклогенезе у поверхности Земли [Климат г. Иркутска, 1981]. В марте начинается перестройка циркуляции от зимнего типа к летнему и над Байкальской котловиной. Заканчивается она в апреле, т. е. на месяц раньше по сравнению с окружающей сушей. В это полностью разрушаются Предбайкальский и Забайкальский антициклоны, заполняются зимние байкальские депрессии. Над акваторией озера образуются ядра повышенного давления, которые в течение лета оформляются в самостоятельные байкальские антициклоны с максимальным давлением воздуха (1008 гПа) в июле [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977]. 124 Одним из типичных для зимы процессов является прохождение над Сибирью «ныряющих» циклонов, которые по типизации Н. И. Сергеева относятся к первому типу зимних процессов. Рассмотрим этот процесс более подробно. 1.3. «Ныряющие» циклоны Термин «ныряние» введен Б. П. Мультановским в 40-е годы прошедшего столетия наряду с термином «блокирование». Этот процесс достаточно полно изучен для Европы, в меньшей степени – для территории Западной Сибири и практически не изучался для территории Восточной Сибири. Смещение «ныряющих» циклонов на территорию Сибири обусловлено пространственным положением блокирующего высотного гребня с большой меридиональной составляющей над Уралом (Западной Сибирью) и сопряженной с ним высотной ложбины над Восточной Сибирью. Ось блокирующего гребня при «нырянии» циклона на Восточную Сибирь располагается в зоне 65–100 восточной долготы. Ориентация осей блокирующего гребня и сопряженной с ним тропосферной ложбины определяет направление ВФЗ и ведущего потока, по которому и смещается циклон. Смещение этих циклонов с северо-запада или с севера на Восточную Сибирь происходит с Карского или Баренцева морей. Процесс прохождения «ныряющего» циклона начинается выходом или образованием циклона в низовьях Оби или Енисея. В результате высотный гребень над Уралом раздваивается. Восточная часть его ослабевает и смещается к востоку. По северовосточной периферии западного гребня формируется ВФЗ с северо-западными или с северными потоками. Смещение циклонов осуществляется фактически под тыловой частью Дальневосточной тропосферной ложбины, где осуществляется адвекция холода и антициклонического вихря, обусловливающие адвективно-динамический рост давления у поверхности Земли, что способствует их быстрому заполнению. Большие скорости ветра под тыловой частью тропосферной ложбины обуславливают их смещение по ведущему потоку со скоростью в отдельных случаях до 100 км в час, что и определило название этих циклонов. «Нырянию» циклонов благоприятствует разветвление струйного те125 чения в направлении ведущего потока или его циклоническая кривизна. При этом циклон движется почти параллельно основной ветви струйного течения. При слиянии двух ветвей струйного течения или его антициклонической кривизне «ныряния» циклона не происходит. Ниже приводятся основные термодинамические характеристики этого процесса над Восточной Сибирью по данным аэросиноптического анализа за период 1981–1988 гг. [Влащик, 1991]. Ежегодно на территорию Восточной Сибири выходит от 4 до 6 циклонов, преимущественно в холодное время года. Как правило, в отдельные месяцы холодного периода наблюдается выход одного циклона и очень редко – двух. Этот процесс возможен в отдельные годы и летом, но очень редко. За 8-летний период летом этот процесс наблюдался всего 5 раз. Продолжительность процесса не превышает 5 суток. Эти циклоны, как уже указывалось, выходят или уже глубокими, т. е. возникли над Северной Атлантикой (1-й тип), или образовались на арктическом фронте вблизи вершины тропосферного блокирующего гребня (2-й тип). Повторяемость первого типа циклонов составляет 65 %. Давление в центре отмечается в диапазоне 990–1015 гПа. Циклоны этого типа прослеживаются до уровней 300–500 гПа. Повторяемость циклонов второго типа не превышает 35 %. Это низкие образования, замкнутая циркуляция отмечается только на уровне 850 гПа. Давление в центре –1010–1030 гПа. При своем смещении под тыловой частью тропосферной ложбины эти циклоны в 64 % случаев заполняются очень быстро – замкнутая циркуляция отслеживается только на уровне 850 гПа, а в 5 % случаев циклон исчезает у поверхности Земли и сохраняется только на высотах 500–700 гПа. Быстрое заполнение циклонов обусловлено адвективно-динами-ческим антициклогенезом под тыловой частью тропосферной ложбины, где и перемещаются рассматриваемые циклоны. Однако на фоне интенсивной адвекции холода эти циклоны в 36 % случаев могут сохранять и даже усиливать циклоническую циркуляцию до уровней 300–500 гПа. Очень редко «ныряющий» циклон может и регенерировать, значительно ухудшая погоду на пути своего перемещения. Реализация этого процесса осуществляется при значительных горизонтальных градиентах в ВФЗ над центром циклона в поле геопотенциала ( АТ500 гПа) и средней температуры слоя 126 500–1000 гПа. Диапазон значений H на карте АТ500 гПа соn ставляет 10–45 дам/1000 км. Наиболее типичным значением градиента геопотенциала в зимний и переходные сезоны является 15–35 дам/1000км. Однако зимой этот процесс может осуществляться и при малых величинах градиента геопотенциала в ВФЗ: от 5 до 10 дам/1000 км. Летом, естественно, циклоны смещаются на фоне меньших значений H : 15–30 дам/1000 км. Для сравнения, «ныряние» n циклонов над Европой осуществляется при активности ВФЗ, равной 28–36 дам/1000 км [Влащик, 1991]. Если горизонтальные градиенты геопотенциала или средней температуры слоя 500–1000 гПа больше в тылу циклона, чем в его передней части, циклон углубляется, и наоборот. Изменение давления в циклоне может происходить и под влиянием орографии. Так, перед возвышенностями возможен орографический рост давления в циклоне, замедление его перемещения. При переваливании через препятствие циклон может углубляться с его подветренной стороны вследствие расходимости воздушных потоков. Траектории «ныряющих» циклонов отличаются от траекторий обычных циклонов, которые перемещаются под передней (циклогенетической) частью тропосферной ложбины. В классическом варианте они представляют собой параболу, вершиной направленной к югу. Циклон движется по ведущему потоку ВФЗ по западной нисходящей ветви параболы на юг или юго-восток. У вершины параболы движение замедляется и в течение 12–24 последующих часов циклон смещается почти в широтном направлении. Одновременно меняется в пространстве и ориентация его большой оси – с направления СЗ – ЮВ на ЮЗ – СВ. Это является признаком его дальнейшего смещения по восходящей ветви параболы. Над Восточной Сибирью перемещение по классической траектории осуществляется в 60 % случаев. В 40% случаях циклоны перемещаются с большой скоростью с С – СЗ на Ю – ЮВ по траекториям в виде прямой или ломаной линии без участков широтного или «восходящего» по ветви параболы движения. Наклон западной (нисходящей) части траектории может 127 быть различным относительно начального меридиана смещения – от 5 до 30 долготы. «Ныряние» циклонов на центральную Сибирь осуществляется при расположении блокирующего гребня над Уралом или Западной Сибирью в пределах 65–100 в. д. и 52–67 с. ш. При более восточном расположении блокирующего гребня этот процесс наблюдается уже над Забайкальем. Скорости перемещения «ныряющих» циклонов изменяются в диапазоне от 10 до 83 км/ч. Типичная скорость «ныряния» над Восточной Сибирью равна 30– 50 км/ч. Скорость циклона замедляется при его приближении к вершине параболы (до 10–35 км/ч) и возрастает до 15–50 км/ч на «восходящей» ветви траектории. Скорости перемещения циклонов, как и активность ВФЗ, изменяются в течение сезонов. Зимой и в переходные периоды на фоне наибольшей динамической активности ВФЗ, значительной мощности и устойчивости блокирующего гребня и сопряженной с ним Дальневосточной тропосферной ложбины, увеличивается повторяемость циклонов этого типа и скорость их перемещения. Чем быстрее перемещаются циклоны, тем быстрее они заполняются, не успевая на долгий период существенно ухудшить погоду. Однако линейной связи между глубиной циклона, скоростью его смещения и активностью ВФЗ не установлено. Циклогенетический процесс из-за многофакторности его реализации не вписывается строго в схему взаимосвязей перечисленных выше параметров. Как известно, любой синоптический процесс взаимодействует с подстилающей поверхностью, иногда непредсказуемо проявляя себя в метеорологических полях. Необходимо помнить, что эти циклоны перемещаются под антициклогенетической ветвью ВФЗ (тыловая часть тропосферной ложбины), в зоне крупномасштабных нисходящих токов, обусловленных нестационарностью процесса. Тем не менее, эти циклоны всегда сопровождаются осадками, и нередко ливневыми, усилением ветра, порой до значений штормового. Однако эти ухудшения в погоде носят кратковременный характер в связи с быстрым заполнением этих циклонов. При прогнозе перемещения этих циклонов наиболее важным является прогноз выполаживания траектории в связи с происходящей эволюцией высотного барического поля. Типовые термобарические схемы этого процесса представлены на рис. 4.1 (ч. 1), 4.2 и 4.3 (ч. 2) данного учебного пособия. «Ныряние» циклона на территорию Иркутской области 128 осуществляется при более западном положении осей тропосферных ложбин и гребней. 1.4. Основные формы циркуляции атмосферы в летнее время Летний сезон по характеру синоптических процессов резко отличается от зимнего. Зональные процессы развиваются при сохранении Тихоокеанского гребня и субтропических антициклонов в районе Японии, и сезонной депрессии над северо-востоком Китая и бассейном Амура. Над континентом субтропический пояс высокого давления у поверхности Земли выражен слабо. Формирование высотного гребня у восточного побережья материка обуславливает тенденцию к росту давления над Дальневосточными морями и северо-западной частью Тихого океана. Это сопровождается замедлением перемещения барических образований при их приближении с запада к побережью, а также усилением антициклонов после их выхода с континента на море. Типичное для лета высотное барическое поле характеризуется высотной ложбиной, направленной с Арктики на бассейны Оби и Енисея. Вторая, более глубокая, ложбина Арктической депрессии распространяется на Берингово море и Тихий океан. Между этими ложбинами над западной частью Охотского моря или над восточными районами Якутии располагается высотный отрог, который иногда распространяется на большую часть территории Якутии. У поверхности Земли над всей Сибирью преобладает малоградиентное поле низкого давления. В течение лета циклоны над Восточной Сибирью в большинстве случаев перемещаются с запада на восток или с югозапада на северо-восток. На территорию Прибайкалья и Забайкалья часто выходят южные циклоны. В западных и южных районах Восточной Сибири циклоны преимущественно перемещаются с северо-запада на юго-восток. Средняя скорость перемещения этих циклонов 25–30 км/ч, т. е. заметно меньше чем весной. Максимальные значения скорости могут достигать 75 км/ч. Летом в связи с уменьшением горизонтальных градиентов температуры и ослаблением ВФЗ и объясняются незначительные скорости движения циклонов. 129 В восточных районах Восточной Сибири также преобладают циклоны, перемещающиеся с запада и юго-запада со средней скоростью 20–25 км/ч. Максимальная скорость их перемещения значительно больше, чем в западных районах Восточной Сибири (до 60–75 км/ч). Над северными морями циклоны, как и весной, перемещаются с запада на Чукотский полуостров, Камчатку. Скорость их перемещения невелика. Максимальные значения достигают 40 км/ч [Щербакова, 1961; Маркова, 1969; Руководство по краткосрочным …, 1965, 1968]. Зимой на большей части Евроазиатского материка циклоны имеют фронтальное происхождение, возникая на арктическом и реже на полярном фронте. В теплое же время года возрастает повторяемость приземных циклонов, имеющих термическое происхождение. Это приводит к более равномерному распределению циклонов по территории Восточной Сибири по сравнению с зимой и весной. Летом циклоническая деятельность осуществляется главным образом на полярном фронте (реже на арктическом). В западных районах Восточной Сибири максимум повторяемости циклонов наблюдается в мае и летом. В северо-восточных регионах максимум приходится на лето и конец осени. В северных районах фронтальный циклогенез наиболее развит в июне. Значительные изменения, как в направлении перемещения циклонов, так и в скорости их движения определяются направлением и динамической возмущенностью ВФЗ, возникающих над Восточной Сибирью. Вследствие большой тепловой инерции северных морей весной над Восточной Сибирью происходит быстрый рост горизонтальных градиентов температуры воздуха (геопотенциала) между арктическим и континентальным воздухом умеренных широт. Это обостряет арктическую ВФЗ. Барические образования с Атлантики перемещаются в основном по средним широтам или, огибая Евразию, через Баренцево и Карское моря, смещаются на северные районы Сибири. Повторяемость циклонических и антициклонических образований примерно одинаковая. Над территорией Забайкалья летом у поверхности Земли в противоположность зимнему сезону чаще всего наблюдается малоподвижная депрессия при антициклональном поле в бассейне восточных морей. 130 Для лета Н. И. Сергеевым [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] предложена следующая типизация синоптических процессов: 1. Западная форма циркуляции (рис. 1.10). Подробно описана в п. 1.1 (ч. 2) данного учебного пособия. Рис. 1.10. Западная форма циркуляции над Сибирью, лето [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] 2. Центральная форма летней циркуляции (рис. 1.11). Эта форма циркуляции устанавливается при развитии типичных для лета высотных ложбин и гребней. Блокирование зонального потока и раздвоение ПВФЗ умеренных широт наблюдается: а) если блокирующий антициклон занимает восточные районы Якутии; приземные циклоны с Монголии смещаются в бассейн Амура; б) при наличии хорошо выраженной ветви ПВФЗ умеренных широт на западной периферии высотного гребня над Дальним Востоком южные циклоны из Монголии выходят на Забайкалье и смещаются на южные районы Якутии; в) когда блокирующий антициклон располагается над центральными районами Якутии, южные циклоны с Монголии выходят на Байкал, а затем медленно смещаются к западу или северо-западу (см. рис. 1.11). 131 Рис. 1.11. Центральная форма циркуляции над Сибирью, лето [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] Первая половина лета в Восточной Сибири обычно бывает засушливой с большим количеством ясных дней и высокими температурами воздуха. Вторая половина лета обильна осадками. Это связано с активизацией циклонической деятельности над Монголией, следовательно, с увеличением выхода южных циклонов на юг Прибайкалья, с холодными фронтами которых и связаны обильные осадки. При смещении циклонов к западу или северо-западу в Саянах, Прибайкалье и Забайкалье идут обильные длительные дожди. Эти дожди продолжаются от 2 до 4 суток, иногда и более. При этом температура воздуха на юге Прибайкалья и Забайкалья не превышает 15–17 С, в то время как в Якутии стоит сухая и жаркая погода с температурой воздуха до 30–32 С [Климат г. Иркутска, 1981; Климатические характеристики …, 1977]. Осенью большая тепловая инерция северных морей обуславливает замедленное охлаждение воздуха в Арктике и прилегающих территориях Восточной Сибири. Это объясняет меньшую активность арктической и полярной ВФЗ, и как следствие, уменьшение глубины и скорости перемещения фронтальных 132 циклонов. Осенью более четко прослеживается преобладание северо-западных циклонов. Смещение циклонов по этой траектории начинается главным образом со среднего течения Енисея, где они образуются на обостряющемся арктическом фронте. Средняя скорость их перемещения 25–30 км/ч. Циклоны, перемещающиеся с Карского моря, часто достигают Байкала («ныряющие» циклоны). Скорость их перемещения может превышать 50–60 км/ч. В центральных районах Восточной Сибири максимальные скорости движения циклонов не превышают 40–50 км/ч. 3. Смешанная форма циркуляции характерна как для осени, так и для лета (рис. 1.12). Рис. 1.12. Смешанная форма циркуляции над Сибирью, лето [Лут, Сергеев, Тарасова, 1977] При этой форме циркуляции высотная ложбина из Западной Сибири смещается на Якутию и Забайкалье. Высотный гребень на Дальнем Востоке отступает на Камчатку, а высотный гребень с Европейской части России смещается на Западную Сибирь. ПВФЗ, как и при центральной форме циркуляции, раздваивается. Ее ветви огибают высотную ложбину, и блокирующего антициклона на северо-востоке Азии не образуется. 133 У поверхности Земли наблюдается прохождение циклонов с Северного Урала на побережье моря Лаптевых и выход циклонов с Монголии на Забайкалье. Южные циклоны смещаются на юговосточные районы Якутии и Охотское море. Одновременно с северо-запада на Монголию происходит вторжение антициклонов. Эта форма циркуляции, хотя и характерна для осеннего периода, но не является преобладающей. В этот период в связи с охлаждением материка усиливаются вторжения арктического воздуха. Это наряду с радиационным выхолаживанием земной поверхности приводит к развитию Азиатского антициклона и переходу к зимним формам циркуляции. Одним из преобладающих в летнее время года процессов для рассматриваемой территории является выход южных циклонов, с которыми нередко связаны значительные осадки. 1.5. Южные циклоны Под южными процессами для региона Восточной Сибири понимают синоптические процессы, при которых осуществляется выход циклона с юга на фоне интенсивной адвекции холода в более высокие широты (выше 50 с. ш.). Такие циклоны получили название «южных». Южные циклоны образуются на полярном фронте при интенсивной адвекции холода в тыловую часть тропосферной ложбины. Их районы образования и траектории различны как по территории, так и по сезонам года. Это объясняется различными термодинамическими условиями в средней тропосфере, что заставляет рассматривать этот процесс отдельно над Европой, Западной и Восточной Сибирью, Дальним Востоком. Этот процесс достаточно глубоко изучен для ЕЧР, Казахстана, Западной Сибири и Дальнего Востока, в меньшей степени для территории Забайкалья. Для Восточной Сибири этот процесс практически не изучен. Изучение литературы [Архангельский, 1956; Бухалова, 1959; Опасные явления погоды …, 1979, 1986; Руководство по краткосрочным …, 1988; Тучкова, 1992; Куликова, 1997 и др.] показало, что южные процессы над любым регионом проявляют сезонный ход. На Европу, Казахстан и Западную Сибирь южные циклоны выходят преимущественно в холодное время года, а на террито134 рию Восточной Сибири и Забайкалье – в теплое время года. Естественно, над любой территорией возможны единичные южные прорывы в любой месяц других сезонов. Необходимым условием для их выхода на территорию Восточной Сибири является наличие глубокой меридиональной ложбины в тропосфере. Если ее ось направлена на Предуралье, то центры циклонов достигают районов Омской и Тюменской областей. Если ось тропосферной ложбины проходит восточнее Урала, то выход южных циклонов наиболее вероятен на восточные районы Западной Сибири. Южные циклоны, проникая далеко на север, могут вливаться в систему центрального циклона над Таймыром. При наличии полосы повышенного давления, ориентированной на среднее течение Оби и Иртыша и далее на Каспийское море, южные циклоны далеко на север не смещаются, а проходят по югу Западной Сибири на Красноярский край и Иркутскую область. Южные циклоны, как правило, перемещаются в одиночку. Однако не исключаются и их последовательные выходы (до 2–3 циклонов) при резком и устойчивом во времени обострении полярного фронта. Эти циклоны по мере своего прохождения вызывают резкие изменения в погоде, особенно в зимние и переходные сезоны года: метели, гололед, изморозь, осадки (30 мм и более), сильные ветры (более 25 м/с), продолжительные туманы с ухудшением видимости до 50–200 м. В год, в среднем, на упомянутые выше территории выходит не более 6–10 циклонов. Более подробно южные процессы над Казахстаном и Западной Сибирью рассмотрены в 1-й части данного пособия (см. гл. 4). Южные циклоны в пределах северного полушария возникают на обостряющемся полярном фронте (ВФЗ), как правило, при двусторонней адвекции температуры воздуха. Таким образом, район образования (выхода) южного циклона определяется «глубиной» смещения полярной ВФЗ в субтропические широты, т. е. проникновением полярного, а нередко и арктического воздуха в эти широты. Однако постоянные и сезонные барические центры действия атмосферы (Исландский минимум, циркумполярный вихрь над Арктикой и Азорский максимум, Средиземноморская зимняя депрессия и Азиатский зимний антициклон) при своем взаимодействии на фоне сезонного изменения температуры подстилающей поверхности формируют в средней тропосфере основные сезонные макроложбины и гребни. И уже взаимодействие 135 тропосферных ложбин и гребней, их эволюция обуславливают не только район образования циклонов (в 80 % случаев под передней частью тропосферной ложбины), но и характерные для каждого сезона их траектории смещения. Поскольку именно южные циклоны обуславливают обильные осадки над югом Восточной Сибири и нередко катастрофические наводнения, рассмотрим этот процесс подробно по работам авторов, приведенным в библиографическом списке к данной главе. Адвективно-динамическая основа этого процесса для любого региона Евразии отличается лишь степенью обострения полярного фронта и локализацией в пространстве оси тропосферной ложбины. Однако оз. Байкал и окаймляющие его горные хребты, сезонные особенности структуры высотного термобарического поля (например, наличие тропосферного гребня над Забайкальем и Дальним Востоком) формируют региональные особенности этого процесса над Предбайкальем и Забайкальем. В частности, оз. Байкал и окружающие его горные хребты формируют 2 типа траекторий южных циклонов – предбайкальские и забайкальские. В работе Л. Н. Бухаловой «Выход южных циклонов на Забайкалье» южными названы циклоны, обнаруживаемые в квадрате 43–50 с. ш. и 90 –115 в. д., и перемещающиеся на Забайкалье. Однако необходимо отметить, что южные циклоны, выходящие на юг Восточной Сибири, могут образовываться над районами Средиземного и Черного морей, Малой Азии, Средней Азии и Казахстаном. В табл. 1.2 приведены сведения о повторяемости южных циклонов по данным различных авторов и за различные периоды исследования. Таблица 1.2 Повторяемость (число случаев и %) южных циклонов над Предбайкальем и Забайкальем [Бухалова, 1959; Тучкова, 1992] Месяц Бухалова Л. Н. Забайкалье, 1945–1954 Тучкова О. В., Восточная Сибирь, 1974–1981 136 1 2 3 0 0 2/3 0 3/6 4 5 6 7 8 9 10 11 4/5 12/15 15/19 12/15 10/13 11/14 8/10 5/6 3/6 5/11 3/6 5/11 12/26 10/23 0 4/9 1/2 12 Год 0 79 0 46 В табл. 1.3 приведены данные Е. В. Куликовой [Куликова, 1997] о повторяемости южных циклонов по циркуляционным сезонам с указанием их средних календарных границ над южными районами Восточной Сибири. Границы 27/ХI– сезонов 27/I Предбайкалье 1/4 Забайкалье 1/7 Год Предзимье 28/III– 30/V– 12/VIII 10/X– 29/V 11/VIII –9/X 26/XI 5/22 9/39 5/22 3/13 3/22 6/43 3/22 1/7 Осень 28/I– 27/III 0/0 0/0 Лето Весна Повторяемость 2-я половина зимы Сезон 1-я половина зимы Таблица 1.3 Повторяемость (число случаев и %) южных циклонов по сезонам, 1978–1982 гг. [Куликова, 1997] 23 14 Анализ данных табл. 1. 2 и 1.3 приводит к следующим выводам. Прежде всего, над югом Восточной Сибири в повторяемости южных циклонов проявляется четко выраженный годовой ход. Максимальная повторяемость южных циклонов отмечается в теплое время года (87 %, табл. 1.3), главным образом в июле и августе. Однако прорывы южных циклонов с малой вероятностью возможны и в любой месяц холодного периода, кроме декабря и января. Ежегодно на Восточную Сибирь может выходить до 8 южных циклонов. В отдельные годы их повторяемость снижается до 2–3 циклонов. Аэросиноптический анализ выхода южных циклонов на территорию Восточной Сибири, как и при выходе на территорию Европы, Западной Сибири, показал, что южные циклоны образуются при проникновении полярной ВФЗ в субтропические широты, т.е. при ее резком обострении и волновом возмущении. Локализация в пространстве районов обострения полярной ПВФЗ с последующей генерацией южных циклонов и выходом на районы Восточной Сибири наблюдается южнее 50-й параллели в зоне 50–140 в.д. и является следствием эпизодического усиления меридионального обмена над 2-м естественным синоптическим районом (ЕСР). 137 Редкие выходы южных циклонов в холодный период года обусловлены стационированием Азиатского антициклона и смещением полярной ВФЗ далеко к югу от рассматриваемой территории. Начиная с марта полярная ВФЗ смещается к северу. Азиатский антициклон начинает разрушаться и вероятность выхода южных циклонов на Предбайкалье и Забайкалье увеличивается. Весной при южном процессе в отличие от зимы замкнутая циркуляция прослеживается и на AT850 гПа. Летом над Азиатским континентом господствует Центрально-Азиатская депрессия, и увеличивается начиная с весны повторяемость циклонов, в том числе и южных. Южные циклоны, выходящие на Предбайкалье, в большинстве своем (до 60 %) образуются над Прикаспийской низменностью, Аральским морем, Казахстаном и западной частью Монголии. Южные циклоны, выходящие на Забайкалье, образуются над северо-восточными районами Монголии и средним течением Селенги, южнее 50 с. ш. в зоне 90–130 в. д. На территорию Предбайкалья южные циклоны выходят по 4 траекториям, на Забайкалье – по 2 траекториям (рис. 1.13). Рис. 1.13. Траектории южных циклонов [Тучкова, 1992] 138 На рис. 1.13 районы образования южных циклонов обозначены кружком, а заполнения – пунктиром. В скобках указано их количество, а также средняя скорость перемещения. Циклоны, смещающиеся по первой траектории, образуются над Прикаспийской низменностью, проходят вдоль 48-й параллели и выходят на западные районы Иркутской области. В дальнейшем они смещаются в северо-восточном направлении и в районе Патомского нагорья заполняются. Время существования этих циклонов достигает 7 суток. Циклоны, образующиеся над Аралом, смещаются параллельно первой траектории, но выходят на юго-западные районы Предбайкалья, и смещаются далее на север Байкала, где и заполняются. Продолжительность их жизни от 2 до 5 суток. По третьей траектории циклоны выходят с районов Казахстана на юг Предбайкалья. Затем с северо-восточной составляющей проходят до Станового нагорья и там заполняются. Продолжительность их жизни – от 3 до 5 дней. По 4-й траектории циклоны приходят с западных районов Монголии и заполняются над средней частью Байкала. Время их существования от 2 до 3 суток. На Забайкалье южные циклоны выходят по 2 траекториям, образовавшись соответственно над средним течением Селенги или над северо-восточными районами Монголии. Далее эти циклоны могут перемещаться или на Якутию, или пополняют летнюю Дальневосточную депрессию. В некоторых случаях, при хорошо выраженном тропосферном гребне над Дальним Востоком, циклоны могут приобретать аномальное смещение – перемещаясь под западной частью гребня на север и северо-запад. Именно в таких случаях устанавливается период затяжных дождей над Предбайкальем и Забайкальем. На рис. 1.14 представлены средние скорости перемещения южных циклонов на районы Предбайкалья и Забайкалья. Как видно из рис. 1.14, южные циклоны на территорию Забайкалья во все сезоны года выходят с бóльшей скоростью, чем на районы Предбайкалья. С максимальной скоростью (до 52 км/ч) южные циклоны над рассматриваемыми территориями перемещаются в холодное время года. Увеличение скорости перемещения циклонов от лета к зиме обусловлено сезонным нарастанием контрастов в полярной ВФЗ и ее резким обострением при адвекции температуры, особенно зимой и в переходные сезоны. 139 Забайкалье е П ре дз им ь се нь О Ле то Ве сн а Предбайкалье Зи ма V, км/ч 80 70 60 50 40 30 20 10 0 сезон Рис. 1.14. Средние скорости южных циклонов [Тучкова, 1992] Анализ макросиноптических процессов при выходе южных циклонов на Предбайкалье и Забайкалье позволил систематизировать их в 3 типа. В основу типизации было положено: географическое положение оси тропосферной ложбины и ее южной периферии; скорость перемещения макроложбины на восток, интенсивность ее углубления и развития к югу, интенсивность адвекции температуры, градиент геопотенциала над центром циклона и пространственное положение и величина геопотенциала осевой изогипсы. На рис. 1.15–1.20 и 1.21–1.24 приведены типовые схемы выделенных типов южных процессов для территории Предбайкалья и Забайкалья соответственно. Анализ макросиноптических ситуаций выхода южных циклонов на рассматриваемые районы Восточной Сибири показал, что их адвективно-динамическая структура является общей для всех типов южных процессов. Эти циклоны образуются под передней частью макроложбины. Тропосферная ложбина, резко углубляясь, распространяется в субтропические широты. Обострение полярной ВФЗ и является собственно причиной образования этих циклонов. Поскольку процесс этот носит эпизодический характер, являя собой предельное развитие меридионального обмена, эти циклоны, как правило, не выходят серией. Район выхода южного циклона и его траектория определяются географическим районом его образования и барическим рельефом над сопряженной восточнее территорией: наличием и крутизной барического гребня или резким выполаживанием передней части тропосферной ложбины при его отсутствии. В последнем случае возникающие циклоны перемещаются на районы Китая. 140 Рис. 1.15. Барическое поле ( AT500 гПа), за сутки до выхода на Предбайкалье южного циклона 1-го типа [Тучкова, 1992] В табл. 1.4 и 1.5 приведены осредненные характеристики этих типовых процессов за сутки до выхода и в день выхода циклона. При первом типе макропроцесса циклоны образуются над Прикаспийской низменностью и Аральским морем, перемещаются по сходным траекториям – 1, 2 (см. рис. 1.13), но имеют некоторые различия в структуре и динамике макросиноптического процесса. В средней тропосфере от высотного циклона с центром над Обской губой развивается глубокая тропосферная ложбина. При образовании циклона над Прикаспийской низменностью ось тропосферной ложбины направлена на Северный Каспий. В последующем она, углубляясь, смещается на восток со скоростью 60 км/сутки и принимает почти меридиональное направление в зоне 65–70 в. д. (рис. 1.15). В этом случае, при наличии необходимой бароклинности в средней тропосфере, возможно образование циклона над районами Арала, а траектории Прикаспийского и Аральского циклонов утрачивают какие-либо различия (см. рис. 1.13). 141 Таблица 1.4 Осредненные характеристики полей геопотенциала и температуры воздуха за сутки и в день выхода южных циклонов на Предбайкалье [Тучкова, 1992] Район образования циклона Прикаспиская низменность Аральское море Казахстан Зап. Часть Монголии Средн. Течение р. Селенги Сев.-вост. Монголии Тип Давление в / n , процес- центре гПа/1000 са циклона, км гПА 1 1 2 3 1 2 1002 1002 998 995 996 998 24 24 18 18 20 19 ( T / t ), С в сутки -5 -5 -5 -4 -6 -6 +4 +4 +3 +5 +7 +4 Положение осевой изогипсы 48 48 49 47 50 49 Таблица 1.5 Осредненные характеристики полей геопотенциала и температуры воздуха за сутки и в день выхода южных циклонов на Забайкалье [Тучкова, 1992] Районобразования циклона Прикаспийская низменность Аральское море Казахстан Западная часть Монголии Среднее течение р. Селенги Северо-восток Монголии Тип Давление в / n , процентре гПа/100 цесса циклона, 0 км гПА 1 1 2 3 1 2 996 996 1000 1000 994 995 22 22 18 20 24 25 ( T / t )С в сутки -5 -5 -6 -6 -5 -6 +5 +5 +3 +6 +9 +5 Положение осевой изогипсы 45 45 49 45 48 47 Таким образом, за сутки до выхода южного циклона на Предбайкалье, макросиноптический процесс для обоих циклонов становится однотипным, утрачивая различия в момент их образования (рис. 1.16). Осевая изогипса ВФЗ на карте AT500 гПа проходит вблизи 48-й параллели. Среднее значение H в ВФЗ на уровне H 500 над n приземным центром циклона не менее 24 гПа/1000 км. В тыловой части тропосферной ложбины адвекция холода в среднем дости- 142 гает 5/сутки, а адвекция тепла в ее передней части не менее 4/сутки (табл. 1.4 и 1.5). Выход южного циклона на Предбайкалье по 1 и 2 траекториям (рис. 1.13) обусловлен дальнейшим углублением ложбины и распространением осевой изогипсы до 45 с. ш. При ее углублении передняя часть ложбины с резко выраженным юго-западным потоком направлена на Предбайкалье. На карте AT500 гПа над приземным центром циклона градиент геопотенциала в день выхода равен 22 дам/1000 км. Адвекция холода в тылу ложбины (5 /сутки) сохраняется во времени, а адвекция тепла увеличивается на 1–2 /сутки (рис. 1.16). Эти циклоны выходят на Предбайкалье, углубляясь в среднем на 6 гПа, и перемещаются со скоростью 30–35 км/ч. Рис. 1.16. Барическое поле ( AT500 гПа) в день выхода южного циклона 1-го типа на Предбайкалье [Тучкова, 1992] При втором типе макропроцесса циклон образуется над южными районами Казахстана. В средней тропосфере, от высотного циклона с центром над районами Норильска, в южном направлении развивается глубокая ложбина, ось которой направлена на оз. Балхаш. Под ее передней частью и образуется циклон 143 (рис. 1. 17). Осевая изогипса ВФЗ (Н = 564 дам) над районом циклогенеза проходит по 49-й параллели. Средние контрасты ВФЗ за сутки до выхода циклона на Предбайкалье составляют в среднем 18 дам/1000 км. В тыловой части ложбины адвекция холода достигает в среднем 5 в сутки, а в ее передней части адвекция тепла составляет 3 в сутки. Выход этого циклона на юго-западные районы Предбайкалья по 3-й траектории (см. рис. 1.13) обусловлен дальнейшим углублением ложбины и распространением осевой изогипсы до 46 с. ш. Углубление ложбины обусловлено нарастающей адвекцией холода (до 1 в сутки) и сохранением адвекции тепла (рис. 1.18). Эти циклоны, выходя на Предбайкалье, углубляются на 2–3 гПа. Смещаются со скоростью 25–30 км/ч, нередко достигая Станового нагорья, где и заполняются. При третьем типе макропроцесса южный циклон выходит на Предбайкалье по 4-й траектории (рис. 1.13). Особенностью этого процесса является наличие тропосферного гребня над Байкалом (за сутки до выхода южного циклона) и над Забайкальем и севером Иркутской области в последующие сутки (рис. 1.19). Рис. 1.17. Барическое поле ( AT500 гПа) за сутки до выхода южного циклона 2-го типа на Предбайкалье [Тучкова, 1992] 144 Рис. 1.18. Барическое поле ( AT500 гПа) в день выхода южного циклона 2-го типа на Предбайкалье [Тучкова, 1992] Рис. 1.19. Барическое поле ( AT500 гПа) за сутки до выхода южного циклона 3-го типа на Предбайкалье [Тучкова, 1992] 145 С макроложбиной у поверхности Земли связана обширная область низкого давления. При углублении макроложбины под ее передней частью у поверхности Земли осуществляется адвективно-динамический циклогенез. Частный циклон образуется над центральной частью Монголии. Ось тропосферной ложбины направлена с Обской губы через Сургут, Новосибирск, Иркутск на Улан-Батор и не меняет своей ориентации в средней и южной части макроложбины. В тылу ложбины усиливается адвекция холода (до 2 в сутки), в передней части – адвекция тепла (до 1/с). Как следствие, возрастает и градиент геопотенциала – с 18 до 20 дам/1000 км. Тропосферный гребень в день выхода циклона практически блокирует западные потоки в южной части ложбины, перестраивая их на крутые южные потоки. Образовавшийся циклон выходит непосредственно на юг Предбайкалья (рис. 1.20). На Забайкалье, как указывалось ранее, южные циклоны выходят по 2 траекториям. Они образуются в пределах обширной области низкого давления у поверхности Земли над средним течением Селенги или южнее, над северо-восточными районами Монголии. В обоих случаях их образованию способствует резкое углубление тропосферной ложбины (ее орографическая регенерация) при перемещении ложбины через Алтае-Саянскую горную страну к районам Байкала. Однако при общем сходстве макропроцессов на карте AT500 гПа очевидны и существенные различия, позволившие разделить их на 2 типа. При первом типе макропроцесса (траектория 1, см. рис. 1.13) за сутки до образования и выхода циклона на Забайкалье (рис. 1.21) ось макроложбины проходит по меридиану 90 в. д. Осевая изогипса ВФЗ, Н = 556 гПа, достигает 50 с. ш. На Забайкалье направлена передняя часть тропосферной ложбины с югозападными потоками, где градиент геопотенциала на AT500 гПа равен 20 дам/1000 км. Адвекция холода составляет 6 в сутки, адвекция тепла – 7/сутки (табл. 1.4, 1. 5). В последующие сутки значительная двусторонняя адвекция температуры и орографические факторы приводят к резкому углублению тропосферной ложбины и смещению ее передней части непосредственно на Забайкалье. Ее ось проходит между меридианами 105 и 110 в. д., осевая изогипса (556 гПа) – по 48 с. ш. 146 Рис. 1.20. Барическое поле ( AT500 гПа) в день выхода южного циклона 3-го типа на Предбайкалье [Тучкова, 1992] Рис. 1.21. Барическое поле ( AT500 гПа) за сутки до выхода южного циклона на Забайкалье по 1-й траектории, рис. 1.13 [Тучкова, 1992] 147 В передней части ложбины, вблизи ее южной периферии) градиент геопотенциала возрастает до 24 гПа/1000 км. В переднюю часть ложбины осуществляется значительная адвекция циклонического вихря, что обуславливает в этом районе возникновение частного циклона, его быстрое углубление и перемещение с крутыми юго-западными потоками и скоростью в среднем 30–35 км/ч (рис. 1.22). Рис. 1.22. Барическое поле ( AT500 гПа) в день выхода южного циклона на Забайкалье по 1-й траектории, рис. 1.13 [Тучкова, 1992] При втором типе в макроложбине на юге Восточной Сибири преобладают слабые северо-западные (в тыловой части) и западные потоки в передней части ложбины. Осевая изогипса (556 гПа) проходит по 49 с. ш., а градиент геопотенциала на карте AT500 гПа в среднем равен 19 дам/1000 км (рис. 1.23). В последующие сутки макроложбина, не смещаясь значительно на восток, регенерирует на фоне усиливающейся адвекции холода и адвекции тепла (в среднем на 2/сутки). Под ее передней частью возникает циклон, а в средней тропосфере формируются юго-западные потоки. Градиент геопотенциала над центром циклона возрастает до 25 дам/1000 км (рис. 1.24). 148 Рис. 1.23. Барическое поле ( AT500 гПа) за сутки до выхода южного циклона на Забайкалье по 2-й траектории, рис. 1.13 [Тучкова, 1992] Рис. 1.24. Барическое поле ( AT500 гПа) в день выхода южного циклона на Забайкалье по 2-й траектории, рис. 1.13 [Тучкова, 1992] 149 Таким образом, этот южный процесс осуществляется при значительном обострении полярной ВФЗ и ее распространении до 45–50 с. ш. Исходное пространственное положение макроложбины, ее распространение к югу, характер адвекции температуры и ее интенсивность определяют, в конечном счете, рассмотренные варианты ее углубления и связанные с этим районы приземного циклогенеза, перемещение циклонов на юг Восточной Сибири. У поверхности Земли циклонические вихри, как правило, связаны с обширной депрессией или с хорошо развитым тропосферным циклоном, перемещающимся с северо-запада на восток между 55–60 с. ш. С южными циклонами связаны значительные ухудшения в погоде. В переходные сезоны года они вызывают обильные снегопады, сильные ветры и понижение температуры. В летнее время – продолжительные и нередко обильные осадки. Их количество и интенсивность может резко возрастать за счет орографических токов или при последовательном выходе нескольких циклонов. При выходе южных циклонов на Предбайкалье по 1-й или 2-й траектории при первом типе макропроцесса осадки выпадают в западных районах Иркутской области. На станциях Нижнеудинск, Ук, Тулюшка, Шерагул их количество изменяется от 3,1 до 30 мм/сутки. Скорость ветра может достигать 25 м/с. Неравномерность осадков по территории обуславливается орографическими факторами и различной динамической активностью фронтальных систем. При выходе циклонов с южных районов Казахстана (2-й тип макропроцесса) количество осадков по пути перемещения циклона несколько меньше (10–13 мм) и лишь в отдельных случаях их количество может увеличиваться до 30–33 мм/сутки. При выходе циклонов с западной части Монголии по 4-й траектории (при 3-м типе макропроцесса) осадки уже выпадают в южных районах Предбайкалья, и могут достигать 32 мм/сутки. Нередко южные циклоны являются основной причиной катастрофических паводков и наводнений. В качестве примера можно рассмотреть июльские дожди 1971 г., наблюдавшиеся на юге Иркутской области. Они продолжались с небольшими перерывами с 17 по 28 июля и были связаны с прохождением через южные районы Прибайкалья трех южных циклонов [Анализ макросиноптической ситуации …, 1971]. 150 Первый выход южного циклона наблюдался с 17 по 20 июля, второй – с 22 по 23 июля, и третий, самый активный, – с 25 по 27 июля. Циклоны были глубокими, прослеживались до больших высот и медленно отходили на восток. В отрогах ХамарДабанского и Приморского хребтов наиболее интенсивные дожди прошли в ночь с 25 на 26 июля. Особенно много осадков выпало в эти дни на Хамар-Дабане (300 мм), в г. Байкальске (259 мм), Истоке Ангары (118 мм). В последующие дни июля (после полуторасуточного перерыва) здесь вновь прошли интенсивные грозовые дожди. Однако осадков выпало в 4–5 раз меньше, нежели 25–26 июля. В результате этих дождей на реках Южного Прибайкалья и в бассейне р. Иркут, в частности, сформировались интенсивные паводки с катастрофическими подъемами уровней воды на 2–2,5 м. Общий материальный ущерб по сельскохозяйственным районам Иркутской области составил 5 174 500 руб. в денежном исчислении 1971 г. Было разрушено 664 км автодорог. В Иркутске было затоплено 7000 домов, 82 промышленных предприятия, 434 строительных объекта. Под водой оказалось 23 410 га сельскохозяйственных угодий и пастбищ. Погибли животные и домашняя птица (332 и 2412 голов). В Иркутске за этот период выпало 343 мм осадков (85 % годовой суммы при норме 83 мм в июле). Большое влияние на процесс циклогенеза (как и антициклогенеза) оказывает подстилаюшая поверхность, в частности, сложная орография южных районов Восточной Сибири. Одним из региональных воздействий орографии на макропроцесс является регенерация тропосферной ложбины с последующим образованием частного циклона у поверхности Земли. Приведем описание этого процесса [Руководство по краткосрочным …,1965]. 1.6. Орографический циклогенез в Южном Предбайкалье При весенней перестройке барического поля ПВФЗ умеренных широт смещается к северу. Процессы зимнего антициклогенеза ослабевают. Появляются термические и динамические условия для активизации циклонической деятельности над Сибирью, и, в частности, над ее югом, Северной Монголией, Китаем и над нижним бассейном Амура. Увеличивается число выходов южных 151 циклонов на юг Предбайкалья, Забайкалья. Основная часть циклонов, появляющихся летом и в переходные сезоны над Забайкальем и выходящих на бассейн Амура с запада, возникает южнее Байкала, над северо-западной частью Монголии. Часть циклонов образуется над средним течением Селенги. Эти циклоны образуются довольно часто, но редко превращаются в глубокие и высокие барические образования. Нередко южные циклоны возникают над Тувинской котловиной, северо-восточной частью Китая. На синоптических картах образование циклонов южнее Байкала выглядит как раздвоение циклонов в районе Байкала, при котором северные (основные) центры этих циклонов у поверхности Земли постепенно заполняются, а вновь возникшие южные центры развиваются и выходят на Забайкалье, смещаясь в дальнейшем по разнообразным траекториям. Эти циклоны при соответствующем направлении ВФЗ могут смещаться на южные районы Якутии, достигать Охотского моря, пополнять Амурскую летнюю депрессию. Циклогенез южнее Байкала осуществляется благодаря орографической регенерации высотных ложбин, перемещающихся с запада через Сибирь. Когда имеющая большое меридиональное протяжение высотная ложбина выходит с запада на Сибирь, то южная ее часть задерживается на востоке Средней Азии. Северная часть ложбины, заполняясь, продолжает перемещаться к востоку. Заполнение высотных ложбин над южными районами Сибири вызвано отклонениями западных потоков горными системами к северо-востоку, вследствие чего возникает орографический высотный гребень. В теплое полугодие повышение изобарических поверхностей (следовательно, и заполнение высотных ложбин) над югом Сибири обусловлено также более высокими температурами над горными районами Центральной Азии по сравнению с окружающей территорией. Но когда тропосферная ложбина, обогнув с севера основные горные массивы, выходит в район Байкала, то эти эффекты исчезают, ложбина восстанавливается и распространяется к югу от Байкала. Под еѐ передней частью возникает расходимость высотных потоков, вызывающая динамическое падение давления у поверхности Земли. Распространение высотной ложбины к югу наблюдается при адвекции холода на Западную Монголию и Южное Прибайкалье. 152 Таким образом, в южной части регенерировавшей высотной ложбины создаются благоприятные адвективно-динамические условия для возникновения и развития циклонических возмущений у поверхности Земли. Нередко образовавшийся частный циклон превращается в высокое барическое образование. Это становится возможным при интенсивной двусторонней адвекции температуры (вынос арктического и континентального тропического воздуха), когда образуется или обостряется полярный фронт. Контрасты в ВФЗ могут достигать 25 дам/1000 км. На рис. 1.25–1.27 представлен последовательно процесс деформации и регенерации высотной ложбины. На рис. 1.25 отражено задерживание южной части тропосферой ложбины перед Центрально-Азиатским горным массивом и заполнение ее восточной части. На рис. 1.26 высотная ложбина, уже регенерировавшая, находится над Якутией. В ее южной части образовался циклон. В то же время в районе Балхаша высотный циклон остался в прежнем положении. Рис. 1.25. Типовое поле AT500 при эволюции тропосферной ложбины над Азией [Руководство по краткосрочным …,1965] 153 Рис. 1.26. Типовое поле AT500 при эволюции тропосферной ложбины над Азией. Траектории южно-байкальских циклонов в теплое полугодие [Руководство по краткосрочным …, 1965] На рис. 1.27 показан процесс изоляции высотной депрессии над бассейном Амура, осуществляющийся в результате антициклонического преобразования высотного деформационного поля. В теплое время года циклон у поверхности Земли заполняется и становится малоподвижным. В холодное полугодие образовавшаяся депрессия обычно сохраняет связь с ложбиной и продолжает перемещаться на восток. Приземный циклогенез под южной частью перемещающейся с запада высотной ложбины обычно начинается еще до того, как ложбина регенерирует на юге Сибири. При перемещении высотной ложбины над центральной частью Сибири на западных и северных склонах Алтай-Саянской горной системы на холодном фронте сибирского циклона образуются волновые возмущения. Однако эти возмущения или заполняются на месте, или без развития смещаются вдоль фронта к северо-востоку на Иркутскую область. Циклоны южнее Байкала образуются лишь при интенсивной адвекции холодного воздуха на юг Прибайкалья. При ее отсутствии южнее Байкала наблюдается чисто местное понижение приземного давления, характерное для подветренной части горной системы. 154 Рис. 1.27. Типовое поле AT500 при изоляции тропосферной ложбины над Азией [Руководство по краткосрочным …, 1965] Формирование фронтального циклона здесь происходит лишь после того, как холодный фронт сибирского циклона перевалит горные массивы южной части Сибири и войдет в область пониженного давления южнее Байкала. Фронтальная система этого циклона создается на основе теплого и холодного фронтов сибирского циклона. Холодный фронт в системе нового циклона выражен достаточно четко, а теплый обычно размыт. Он иногда обостряется при смещении на восточные районы. Иногда высотные ложбины, перемещающиеся с запада, смещаются в район Байкала без заметного углубления. Не наблюдается и раздвоения сибирского циклона. Прежде всего это относится к тем ложбинам, которые при движении над Сибирью не распространяются южнее 55 с. ш., и поэтому не испытывают орографической деформации. Высотные ложбины, распространяющиеся южнее 55-й параллели, не регенерируют в районе Байкала, если в их тылу отсутствует адвекция холода. Это наблюдается, если вслед за приземным циклоном, находящимся севернее Байкала, над Сибирью появляется новый циклон. Холодный фронт в таких случаях не переваливает горные массивы над югом Сибири, и новый циклон южнее Байкала не образуется. На эти районы распространяется адвекция тепла впереди следующего за основным циклона. 155 В холодное полугодие циклоны, сформировавшиеся южнее Байкала, почти всегда перемещаются к юго-востоку или востоку. В теплое полугодие траектории этих циклонов более разнообразны (см. рис. 1.26). Циклоны выходят не только на Амурскую область и Северо-Восточный Китай (траектории 6 и 7), но и перемещаются через бассейн Амура на Охотское море (траектории 4 и 5). Часть из них в это время года движется в северовосточном направлении и выходит на Читинскую область и далее на Якутию (траектории 1, 2, 3). Общим условием перемещения циклонов по последним трем траекториям является наличие хорошо выраженной ветви ВФЗ с юго-западными потоками на западной периферии малоподвижного или медленно перемещающегося к востоку высотного гребня (рис. 1.28). 500 Средние контрасты температур (по картам OT1000 ) в этой ВФЗ в дни выхода циклонов с юго-запада на Забайкалье изменяются от 16–18 дам/1000 км в июле и августе – до 25 дам в мае и сентябре. Если же основная ветвь ВФЗ не огибает высотный гребень, а проходит в широтном направлении (рис. 1.29), то, несмотря на малоподвижность гребня, циклоны, возникающие южнее Байкала, выходят на бассейн Амура. Нередко циклоны перемещаются с севера Монголии сначала к северо-востоку на восточные районы Читинской области, а затем к востоку (см. рис. 1.26, траектория 4). Такое перемещение циклона возможно при распространении адвекции холода не только на Западное и Южное Прибайкалье (траектории 1, 2, 3), но и на Забайкалье, верховья Амура и Южную Якутию. Благодаря этому меридиональность высотного поля здесь резко уменьшается. В начальной стадии развития южно-байкальские циклоны движутся сравнительно быстро – со скоростью 30–40, а иногда и 60 км/ч. Через Забайкалье и Якутию они перемещаются уже медленнее (20–30 км/ч). Выход циклонов на Читинскую область сопровождается их углублением в среднем на 5–10 гПа, в отдельных случаях на 15–20 гПа. Углубление прекращается при подходе к Становому хребту. Над этим хребтом и Алданским нагорьем циклоны несколько заполняются, а после выхода на низменность центральной Якутии в среднем углубляются на 2–3 гПа. Однако чаще южные циклоны при переваливании Станового хребта и Алданского нагорья раздваиваются: основной центр циклона постепенно заполняется южнее хребта, а в вытянувшейся от него к северу ложбине (на подветренной стороне Алданского нагорья) появляется новый циклон. 156 Рис. 1.28. Типовое поле AT500 при выходе циклона с севера Монголии на Забайкалье и Якутию при центральной форме циркуляции [Руководство по краткосрочным …, 1965] Рис. 1.29. Типовое поле AT500 при выходе циклона с севера Монголии на бассейн Амура при центральной форме циркуляции [Руководство по краткосрочным …, 1965] 157 Большинство циклонов после переваливания горных систем южной части Якутии попадают под область малоподвижного высотного гребня и поэтому вскоре заполняются. Если высотный гребень в период перемещения циклона несколько отходит к востоку и на его северо-западной периферии сохраняется ВФЗ, то циклон продолжает перемещаться на северовосток и выходит на Восточную Якутию. Часть таких циклонов заполняется перед Верхоянским хребтом, некоторые же переваливают и этот хребет и выходят на бассейн Колымы (см. рис. 1.26, траектория 3). Частные циклоны, образовавшиеся при орографической регенерации тропосферной ложбины, также могут сопровождаться обильными осадками над югом Байкала и при их последующем выходе на Забайкалье. 1.7. Волновая деятельность в горных районах Предбайкалья Волновая деятельность на атмосферных фронтах обусловлена их орографическим возмущением. Для развития волновой деятельности необходимо, чтобы вторжение холодного воздуха, не слишком развитое по вертикали, было задержано горами. Вовторых, в полосе развития волновой деятельности температурные различия соприкасающихся воздушных масс должны поддерживать контрасты в ВФЗ. Такие условия часто наблюдаются над югом Красноярского края и Иркутской области (Алтае-Саянская горная система) при активизации циклонической деятельности над Восточной Сибирью. Зимой волновая деятельность на атмосферных фронтах наблюдается при восстановлении западно-восточного переноса и ослаблении Азиатского антициклона. В этот сезон циклонические волны образуются преимущественно на холодных фронтах (в 87 % случаев) западных и северо-западных циклонов. И лишь в 13 % случаев волны образуются и на теплых фронтах этих циклонов. За 6–9 ч до начала развития волновой деятельности на холодном фронте центр циклона располагается севернее Байкала (рис. 1.30). 158 Рис. 1.30. Барическое поле у поверхности Земли при волновых процессах на холодных фронтах зимой в Предбайкалье [Новикова, 1986] Глубина его в среднем составляет 1010–1020 гПа. Ложбина ориентирована в южном или юго-западном направлении. Вертикальная мощность западных циклонов превышает 5 км, а северозападных циклонов колеблется от 3 до 5 км. По мере продвижения циклона и холодного фронта по северным районам Иркутской области скорость его замедляется и в среднем не превышает 18–30 км. При приближении фронтов к горным хребтам (Приморский, Восточный Саян) происходит их деформация. Участок фронта, достигший предгорий, начинает замедлять свое движение. Одновременно наблюдается орографический рост давления в тылу этого участка фронта. Из-за этого увеличиваются барические градиенты на соседних участках фронта, еще не подошедших к горам. Нормальная составляющая скорости ветра к фронту увеличивается и приводит к тому, что фронт как бы прижимается к хребту с наветренной стороны. За 6–9 часов до развития волновой деятельности холодный фронт становится малоподвижным и располагается вдоль Приморского, Байкальского хребтов и в предгорьях Восточного Саяна, где обуславливает пасмурную погоду в течение длительного времени. 159 Во всех случаях волнообразования велика горизонтальная протяженность холодных фронтов (до 1000–1200 км в среднем). Контраст температуры в зоне фронта невелик. На холодных фронтах западных циклонов он не превышает 2–4, а на холодных фронтах северо-западных («ныряющих») – от 3 до 5. Это объясняется тем, что зимой из-за сильного радиационного выхолаживания местной воздушной массы, фронты в поле температуры часто проходят невыраженными или даже замаскированными (приходящий воздух оказывается теплее местного). Орографическое обострение атмосферных фронтов проявляется не только в волнообразовании, но и в усилении зон облачности и осадков. Волновая деятельность на холодных фронтах зимой продолжается в среднем от 18 до 24 ч. На холодных фронтах циклонические волны возникают в 6 раз чаще, чем на теплых фронтах. Наиболее часто волны на холодных фронтах образуются в декабре и феврале, на теплых фронтах – в декабре [Покровская, 1944; Ларионов, 1973; Новикова, 1986; Щапова, 1997]. Циклонические волны на теплых фронтах зимой развиваются при наличии циклона над югом Красноярского края и ложбины, направленной от него на юго-запад. Глубина циклона в среднем составляет 1000–1010 гПа. Вертикальная мощность – 3–5 км. Скорость перемещения циклона и теплого фронта не превышает 20 км/ч. Длина фронта в среднем равна 500–700 км. Примерно за 6 ч до начала волновой деятельности циклон располагается в предгорьях Восточного Саяна, и линия теплого фронта проходит через Красноярск – Нижнеудинск – Зиму (рис. 1.31). Продолжительность волнообразования не более 9–12 ч, так как теплая воздушная масса более свободно переваливает горный массив. Структура высотного барического поля ( AT500 гПа) при развитии циклонических волн зимой на холодных фронтах западных циклонов имеет следующие особенности. В районе п-ова Таймыр расположен глубокий циклон. Основное ядро Азиатского антициклона ослабевает и отходит южнее 45-й параллели. Над Красноярским краем и Иркутской областью устанавливается общий западный перенос. На эти районы выходят западные циклоны. Высотная фронтальная зона проходит по южной периферии центрального циклона в зоне 50–55 с. ш. (рис. 1.32). 160 Рис. 1.31. Барическое поле у поверхности Земли при волновых процессах на тѐплых фронтах в Предбайкалье [Новикова, 1986] Рис. 1.32. Структура высотного термобарического поля (1-й тип) при развитии циклонических волн на холодных фронтах в Предбайкалье [Новикова, 1986] 161 При втором типе процесса центр высотного циклона расположен в районе Новой Земли, а основная ложбина ориентирована в юго-восточном направлении. В этом случае высотный гребень над Западной Сибирью раздваивается. Восточная часть гребня отходит к востоку, а западная его часть располагается над северовосточными районами Казахстана и Южным Уралом. ВФЗ проходит по восточной периферии этого гребня. Под ВФЗ перемещаются циклоны из района Салехарда (рис. 1.33). Интенсивность ВФЗ над Предбайкальем при смещении в этот район северо-западных циклонов составляет в среднем 25 дам/1000 км. Приземный антициклон разделяется на два центра. Основное ядро располагается южнее ВФЗ – над Монголией, второе ядро – над Восточной Якутией. При такой структуре приземного и высотного барического поля в слое 1,5 км господствует северное или северо-западное течение со скоростью, в большинстве случаев не превышающей 10 м/с. Выше ( AT700 , AT500 гПа) наблюдаются ветры западного направления, так как районы Предбайкалья оказываются под южной периферией высотного циклона. Скорость западных течений несколько больше – 15–25 м/с. Таким образом, вертикальная мощность вторгающегося холодного воздуха не превышает 1,5 км, что значительно ниже абсолютных отметок основных горных препятствий. Фронтальная зона, имеющая господствующее направление с северо-запада или запада на юго-восток или восток, в районе оз. Байкал принимает северо-восточное направление (рис. 1.33). Атмосферные фронты, попадая в параллельные потоки, в горных районах Предбайкалья становятся малоподвижными. Наиболее характерные черты термического поля при развитии волновой деятельности на холодных фронтах зимой заключаются в следующем. При первом типе процессов замкнутая область холода находится над Таймыром. При втором типе процесса область холода расположена в районе Салехарда или Новой Земли. С этими очагами связаны тропосферные ложбины холода, направленные соответственно на юг или на юго-восток. Гребень тепла в обоих случаях распространяется на районы Забайкалья и северную часть Монголии. 162 Рис. 1.33. Структура высотного термобарического поля (2-й тип) при развитии циклонических волн на холодных и тѐплых фронтах в Предбайкалье зимой [Новикова, 1986] В это же время в Предбайкалье, в 75 % случаев, оформляется замкнутая локальная область холода. На уровне AT850 гПа температура в среднем равна –15 С, – 18 С. В зоне холодного фронта на поверхности AT850 контраст температуры при прохождении западных циклонов составляет 4–6, а при смещении циклонов с северо-запада – 6–8. H Горизонтальный градиент геопотенциала на карте n 500 в зоне ВФЗ над горными районами Предбайкалья соответOT1000 ственно в среднем равен 16 и 20 дам/1000 км (см. рис. 1.32, 1. 33). При волнообразовании на теплых фронтах зимой ложбина холода направлена из района Новой Земли на юг Западной Сибири и Красноярского края. Гребень тепла из районов Средней Азии распространяется на северную Монголию и Восточный Саян. Контраст температуры в зоне фронта на поверхности AT850 гПа составляет 4–6 /100 км. 163 Летом циклоны, на холодных фронтах которых образуются волны, перемещаются с запада на восток в зоне 55–60 с. ш. (1-й тип) и в зоне 65–70 с. ш. (2-й тип). Глубина циклонов 1-го типа в среднем колеблется от 990 до 1000 гПа. Вертикальная мощность циклонов в большинстве случаев превышает 5 км. Циклоны и связанные с ними атмосферные фронты перемещаются по территории Восточной Сибири в среднем со скоростью 38 км/ч. Волны на холодных фронтах при этих процессах образуются над Восточным Саяном. Средняя протяженность холодных фронтов в среднем равна 1500 км. От зимы к лету в зоне холодных фронтов контрасты в поле температуры увеличиваются до 4–6 /100 км. Холодные фронты лежат в ложбине, ориентированной на юг или юго-запад от центра циклона, который при смещении со среднего течения Иртыша в западном направлении достигает юго-западных районов Якутии (рис. 1.34). Циклоны второго типа перемещаются в широтном направлении со среднего течения Енисея на восток, через низовья р. Вилюй, со скоростью 35–45 км/ч. Глубина циклонов равна 1015– 1020 гПа. Эти циклоны в своем развитии не достигают значительной вертикальной мощности. Замкнутая циркуляция прослеживается в среднем лишь до высоты 3 км. Горизонтальная протяженность холодных фронтов в среднем равна 1400 км. Контрасты температуры в зоне фронта не превышают 2–4 /100 км. Холодный фронт располагается меридионально. Волнообразование наблюдается на западном побережье Байкала и в Забайкалье (рис. 1.35). Продолжительность волновой деятельности в среднем составляет 24–36 ч. В летний период образование волн происходит только на холодных фронтах и примерно в 1,5 раза чаще, чем зимой. По структуре высотного барического и термического полей при волновых процессах на атмосферных фронтах в теплое время года можно выделить 2 типа процессов. При первом типе высотный циклон расположен в районе Ханты-Мансийска. Его вертикальная мощность достигает 9 км. ВФЗ проходит по южной периферии этого образования, а потому западные циклоны перемещаются на центральные и южные районы Восточной Сибири (рис. 1.36). Средние значения градиентов геопотенциала и температуры равны соответственно 15 дкм и 7 на 1000 км. Контраст в поле температуры на AT850 гПа в зоне фронта в среднем равен 3–5 /100 км. 164 Рис. 1.34. Барическое поле у поверхности Земли при волновых процессах на холодных фронтах летом в Предбайкалье при 1-м типе процессов [Новикова, 1986] Рис. 1.35. Барическое поле у поверхности Земли при волновых процессах на холодных фронтах летом в Предбайкалье при 2-м типе процессов [Новикова, 1986] 165 Рис. 1.36. Структура высотного термобарического поля (1-й тип) при развитии циклонических волн на холодных фронтах летом в Предбайкалье [Новикова, 1986] Область тропосферного холода находится над ЗападноСибирской низменностью, а гребень тепла направлен на Забайкалье и Якутию. Второй гребень тепла из районов Средней Азии направлен на центральную Монголию (рис. 1.36). При втором типе процесса (рис. 1.37) высотный циклон расположен восточнее Норильска. Его вертикальная мощность колеблется от 3 до 5 км. ВФЗ проходит в широтном направлении в зоне 65–70 с. ш., что и определяет движение циклонов со среднего течения Енисея на северо-восточные районы Якутии. Горизонтальные градиенты геопотенциала и температуры в зоне ВФЗ соответственно равны 25 дкм и 7 на 1000 км. Средний контраст температуры на поверхности AT850 гПа равен 4–6 С на 100 км. При этом процессе очаг холода прослеживается над Средне-Сибирским плоскогорьем, а гребень тепла направлен с северо-западных районов Китая на Забайкалье и север Монголии. При такой структуре барического поля наблюдается поступление тропического воздуха из западных и центральных районов Китая, который и обеспечивает увеличение контрастов в полярной ВФЗ. 166 Рис. 1.37. Структура высотного термобарического поля (2-й тип) при развитии циклонических волн на холодных фронтах зимой в Предбайкалье [Новикова, 1986] Циклонические волны на фронтах в Предбайкалье не возникают, если циклоны проходят по северным районам Иркутской области, а их ложбины не распространяются южнее 55-й параллели. Это наблюдается, когда вслед за циклоном, находящимся севернее Байкала, над Сибирью появляется новый циклон. Холодный фронт в таких случаях не переваливает горные массивы над югом Сибири, а на севере Иркутской области лежит в параллельных потоках, не опускаясь значительно к югу. Одновременно наблюдается распространение антициклонов на южные районы Предбайкалья и северные районы Монголии из Восточного Казахстана. Высотное барическое поле при этом характеризуется наличием полосы повышенного давления, распространяющейся из районов северного и Восточного Казахстана на юг Западной и Восточной Сибири, а также на Забайкалье и Дальний Восток. Полоса высокого давления охватывает широтную зону между 40–50 с. ш. Высотные циклоны находятся в районе Карского моря и над северо-западной частью Тихого океана. При развитии волновой деятельности наступает длительное, до 12–18 ч зимой и 18–20 ч летом, ухудшение погоды. Во всех 167 случаях волнообразования усиливается низкая облачность и осадки, часто, и зимой, и летом отмечаются ливневые осадки. Высота нижней границы фронтальной облачности зимой достигает 600–1000 м, летом – 200–300 м. Ширина зоны осадков зимой составляет 150–250 км, летом – 200–300 км. Осадки и низкая облачность уменьшают горизонтальную видимость до 1–2 км, а при ливневых осадках – до 0,5 км и менее. Иногда ухудшение погоды и осадки, связанные с прохождением отдельных волн, сменяются кратковременными улучшениями погоды. Таким образом, волновые возмущения на атмосферных фронтах вызывают неустойчивую пасмурную погоду в течение суток и более. При приближении циклонов и связанных с ними фронтальных систем к северным склонам Восточного Саяна, примерно в 1/3 случаев, на холодных фронтах эпизодически происходит образование самостоятельных циклонических центров. Этот процесс характерен только для летнего периода. Минимальное давление в центре этих образований 1000–1005 гПа. По вертикали циклоны развиты незначительно. Существуют непродолжительное время, заполняясь на месте в течение 9–12 ч, или без развития смещаются вдоль фронта к северу или северо-востоку. Наиболее часто частные циклоны из циклонических волн на холодных фронтах образуются в августе. Чаще всего замкнутые циклонические центры, очерченные одной-двумя изобарами, возникают на участке фронта, лежащего в отрогах Восточного Саяна, под южной периферией высотной ложбины, где малы динамические и термические изменения давления у поверхности Земли. Особенности барического и термического рельефа при волнообразовании на атмосферных фронтах способствуют длительному сохранению контрастов в ВФЗ, разделяющей холодный арктический воздух и воздух умеренных и субтропических широт. В ней сконцентрированы значительные запасы энергии, проявляющиеся в больших значениях горизонтальных градиентов давления и температуры. Пока не произойдет преобразование описанных выше полей давления и температуры на высотах и у Земли, волновая деятельность на атмосферных фронтах в Предбайкалье сохраняется. В связи с большой неустойчивостью волнового процесса в атмосфере, прогнозирование его в настоящее время сопряжено со значительными трудностями, особенно в орографически сложных районах южной части Сибири. 168 2. АЭРОСИНОПТИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ РЕЗКИХ ИЗМЕНЕНИЙ ПОГОДЫ НА ТЕРРИТОРИИ ИРКУТСКОЙ ОБЛАСТИ Термин «резкое изменение погоды» (РИП), как комплекс неблагоприятных условий погоды, введен в оперативную работу прогнозистов в 1986 г. В 2002 г. этот термин был изменѐн на – «неблагоприятные явления» (НЯ). В 2009 г. вернулись к широко используемым ранее в прогностической практике терминам: «опасное природное явление», «опасные метеорологические явления» с одинаковой аббревиатурой – ОЯ [Руководящий документ …, 2009]. В приводимом ниже обзоре неблагоприятных погодных условий будем пользоваться авторским выбором термина – РИП [Чоботова, 1993], ибо по своей сути эти термины являются тождественными. К резким изменениям погоды (РИП) относят такие изменения, при которых метеорологические явления по интенсивности не достигают критериев стихийных, но могут затруднить производственную деятельность. В зависимости от методов и целей, РИП может оцениваться через различные количественные критерии. В данном случае рассматриваются РИП, при которых наблюдалось изменение температуры воздуха на 10 и более, в некоторых случаях сопровождавшееся усилением ветра до опасных значений (более 15 м/с) и выпадением осадков. Этот комплекс должен наблюдаться не менее чем на 1/3 рассматриваемой территории [Руководящий документ …, 2002]. Анализ РИП проведен Ю. Л. Чоботовой за период 1970–1991 гг. Всего на территории Иркутской области за рассматриваемый период было зафиксировано 136 случаев резкого изменения в погоде (табл. 2.1). Таблица 2.1 Повторяемость РИП над Иркутской областью [Чоботова, 1993] Районы Пункты Западные Тайшет Нижнеудинск Залари Южные Черемхово Иркутск Северные Братск Ербогачен Бодайбо Число случаев РИП V Осадки +10 C -10 C 15 м/с Слабые Умеренные 28 27 31 38 38 15 19 16 87 88 95 97 97 69 71 67 41 40 46 49 58 25 21 28 76 74 73 85 85 63 72 62 11 12 10 10 11 5 8 16 Общее число случаев 115 136 83 169 В приведенной табл. 2.1 информация о РИП по центральному району Иркутской области отнесена к западному, а по Верхнеленскому району – к северному. Анализ табл. 2.1 показывает, что резкие изменения в погоде наиболее характерны для западных и южных районов Иркутской области, и чаще всего проявляются в понижении температуры воздуха. Усиление ветра до опасных значений наблюдается лишь в 1/2 или 1/3 случаев. В большинстве случаев резкие изменения в погоде сопровождаются слабыми осадками. Сезонные особенности макропроцессов над Восточной Сибирью определяют и внутригодовое распределение исследуемого погодного комплекса. Резкие изменения в погоде возможны в течение всего года, но наибольшая их повторяемость (62 %) отмечается зимой и в переходные сезоны года (34 %). Летом их повторяемость не превышает по территории или отдельному району 3 случаев. Аэросиноптический анализ 136 случаев РИП в пределах Иркутской области позволил выявить 4 основных типа макропроцессов, на фоне которых формируются экстремальные условия погоды. Предварительный авторский анализ показал, что за сутки до формирования РИП над Иркутской областью, циклонический вихрь с его фронтами в большинстве случаев находится над Новосибирской областью. Поэтому автором [Чоботова, 1993] проведено исследование эволюции синоптического процесса при приближении его к Иркутской области с целью выявления прогностических критериев формирования РИП над рассматриваемой территорией. В соответствии с этим Чоботовой проведѐн сравнительный анализ приземных карт над Новосибирской и Иркутской областями. 1. Северный тип. Циклоны смещаются вдоль побережья Северного Ледовитого океана или с Карского моря на восточные районы Якутии. Над Обской губой, Таймыром или северными районами Якутии стационирует обширный тропосферный циклон с ложбиной, ориентированной на юго-восток (рис. 2.1 и 2.2). На рис. 2.2 приведена приземная карта погоды за сутки до осуществления северного процесса над территорией Иркутской области. При выходе фронтального циклона 1-го типа в средней тропосфере над Новосибирской областью и югом Красноярского края отмечается значительная меридиональность: над Западной Сибирью располагается мощный тропосферный гребень, а восточнее – сопряженная с ним глубокая тропосферная ложбина. 170 Рис. 2.1. Северный процесс (тип 1) над Новосибирской областью [Чоботова, 1993] Рис. 2.2. Северный процесс (тип 1) над Иркутской областью [Чоботова, 1993] 171 В последующие сутки в тыловой части тропосферной ложбины происходит проникновение арктического воздуха уже на территорию Иркутской области, что и вызывает понижение температуры в среднем на 10 в 66 % случаев, усиление ветра до 15 и более м/с (36 % случаев) и выпадение осадков в 61 % случаев (табл. 2.2). Тип процесса Таблица 2.2 Повторяемость явлений РИП при различных типах синоптических процессов [Чоботова, 1993] Характеристика явлений при РИП Τ 10 С число % Τ -10 С число % V 15 м/с Осадки число % число Общее число случаев РИП % % 1 15 34 29 66 16 36 27 61 44 32 2 3 4 7 8 8 26 28 22 20 21 28 74 72 78 11 11 20 41 38 56 21 18 29 78 62 81 27 29 36 20 21 26 У поверхности Земли давление в центре циклона в 50 % случаев понижается, барический градиент в 68 % составляет 3–4 гПа/100 км, а термический градиент может колебаться от 4–6 до 12–14 /100 км. При этом макропроцессе отмечается наибольшая повторяемость РИП над территорией Иркутской области (32 %), особенно с ноября по март. 2. Северо-западный тип (рис. 2.3 и 2.4). При этом типе в средней тропосфере над Восточной Сибирью отмечается еще бóльшая меридиональность. Над Европейской частью России, Уралом располагается высотный антициклон с гребнем, ориентированным на Баренцево море, и глубокий циклон над северными районами Западной и Восточной Сибири. Такое расположение высотных образований обуславливает над Восточной Сибирью устойчивый северо-западный перенос и прохождение «ныряющих» циклонов. Эти циклоны перемещаются на территорию Иркутской области по двум направлениям: а) с Баренцева моря через северные районы Урала и Западной Сибири (71 %); б) с Карского моря через Средне-Сибирское плоскогорье (29 %). 172 Рис. 2.3. Северо-западный процесс (тип 2) над Новосибирской областью [Чоботова, 1993] Рис. 2.4. Северо-западный процесс (тип 2) над Иркутской областью [Чоботова, 1993] 173 При перемещении в юго-восточном направлении циклоны чаще всего заполняются, но барические градиенты у поверхности Земли в отдельных случаях могут достигать 5–6 гПа/100 км, а термические – 7–12 /100 км. Именно при этих условиях «ныряющие» циклоны и сопровождаются резкими изменениями в погоде (20 % от общего числа РИП). Чаще всего ухудшение погоды до критериев РИП на территории Иркутской области отмечается в январе, когда наблюдается резкое понижение температуры и усиление ветра с выпадением осадков (табл. 2.2). 3. Западный тип (рис. 2.5, 2.6). При этом процессе в средней тропосфере над Сибирью устанавливается зональный перенос. Давление воздуха в центре перемещающихся циклонов в 66 % случаев остается без изменения или незначительно понижается. Термический градиент в зонах фронтальных разделов может достигать 4–12 /100 км, а барический в 1/3 случаев – 5–6 гПа/100 км. При зональном типе макропроцесса повторяемость РИП составляет 21 % (табл. 2.2–2.4). Рис. 2.5. Западный процесс (тип 3) над Новосибирской областью [Чоботова, 1993] 174 Рис. 2.6. Западный процесс (тип 3) над Иркутской областью [Чоботова, 1993] 4. Юго-западный тип (рис. 2.7, 2.8; табл. 2.2). Высотное барическое поле представлено депрессией над северными районами Западной Сибири с ложбиной, ориентированной на районы Средней Азии и Казахстана. Циклоны, возникающие под передней частью ложбины, смещаются с районов Балхаша, Арала на районы Сибири в северо-восточном направлении, в том числе перемещаясь и над территорией Иркутской области как южные циклоны. С этим типом циклонов было зафиксировано 36 случаев РИП (26 % от их общего числа). Повторяемость РИП по отдельным явлениям погоды приведена в табл. 2.2. Резкие изменения в погоде при всех рассмотренных синоптических процессах возможны как при углубляющихся, так и при заполняющихся циклонах на фоне обострения холодных фронтов. Причем заполнение циклонов, как правило, происходит над территорией Иркутской области. Типичное давление в центрах циклонов при возникновении РИП – 1005–1015 гПа, а в ложбинах – 1010–1020 гПа. 175 Рис. 2.7. Юго-западный процесс (тип 4) над Новосибирской областью [Чоботова, 1993] Рис. 2.8. Юго-западный процесс (тип 4) над Иркутской областью [Чоботова, 1993] 176 Анализ эволюции атмосферных фронтов в поле температуры при их смещении с территории Новосибирской области на рассматриваемую территорию, показал, что в поле температуры фронты, как правило, обостряются, и, прежде всего, при взаимодействии с более сложной орографией территории Иркутской области. Редко, но контрасты в зонах холодных фронтах могут достигать 22–24 С, однако повторяемость РИП резко уменьшается при их увеличении, как и при росте барических градиентов (табл. 2.3, 2.4). Таблица 2.3 Повторяемость РИП (%) при различных синоптических процессах и контрастах температуры в зонах холодных фронтов [Чоботова, 1993] Типы процессов 1. Северный 2. Северозападный 3. Западный 4. Югозападный Пункт Иркутск Новос-ск Иркутск Новос-ск Иркутск Новос-ск Иркутск Новос-ск 2–3 4–6 7–9 10–12 13–15 16–18 19–21 22–24 – 10 – 7 – – – 8 28 35 24 30 30 21 32 22 20 21 24 19 22 21 21 17 17 16 28 19 22 25 18 17 14 7 9 7 12 10 12 11 11 7 6 7 8 10 9 11 6 4 5 7 6 10 – 11 6 – 4 4 – 3 6 3 Таблица 2.4 Повторяемость РИП (%) при различных значениях барического градиента в зонах холодных фронтов [Чоботова, 1993] Тип процесса 1. Северный 2. Северо-западный 3. Западный 4. Юго-западный Пункт 3–4 гПа/100 км 5–6 гПа/100 км Иркутск Новосибирск Иркутск Новосибирск Иркутск Новосибирск Иркутск Новосибирск 68 72 77 77 69 66 64 70 32 28 33 33 31 34 36 30 Как следует из табл. 2.3 и 2.4, чаще всего резкие изменения в погоде при прохождении холодных фронтов наблюдаются при температурных контрастах в зоне фронта до 9–12 С и значениях барического градиента 3–4 гПа/100 км, что не исключает возникновение РИП и при других значениях этих параметров, но с меньшей вероятностью. 177 3. СЕЗОННЫЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ АТМОСФЕРНЫХ ФРОНТОВ В ПРЕДБАЙКАЛЬЕ число случаев Атмосферные фронты над территорией Иркутской области претерпевают значительную деформацию, взаимодействуя при своѐм перемещении с Алтае-Саянской горной системой и оз. Байкал [Покровская,1944; Ларионов, 1973; Новикова, 1986]. Холодные фронты, как правило, обостряются, а теплые фронты чаще размываются, прослеживаясь лишь в облачности верхнего яруса. Повторяемость атмосферных фронтов отражает сезонные закономерности циклонической деятельности и весьма отличается при перемещении циклонов различных типов. Анализ фронтальной деятельности над территорией Предбайкалья с 1979 г. по 1983 г. [Щапова, 1997] показал, что 51 % атмосферных фронтов проходят в системе западных циклонов; 39 % – в системе северо-западных («ныряющих») и 10 % – в системе юго-западных и южных циклонов. Повторяемость атмосферных фронтов определяется интенсивностью циклонической деятельности, а потому в отдельные годы или временные отрезки, может существенно отличаться при каждом из перечисленных типов циклонов. Однако в суммарной повторяемости атмосферных фронтов проявляются сезонные закономерности, обусловленные фоновыми особенностями макроциркуляции над регионом (рис. 3.1). 12 10 8 6 4 2 0 I II III IV V VI VII VIII IX X XI месяцы теплый фронт холодный фронт Рис. 3.1. Повторяемость атмосферных фронтов в Предбайкалье [Щапова, 1997] 178 XII Наибольшая повторяемость атмосферных фронтов отмечается в переходные сезоны года, когда восстанавливаются зональные процессы. Первый максимум (31 %) отмечается весной, второй (21 %) – осенью. Весной и осенью осуществляется смена режима циркуляции с зимних форм на летние и – наоборот, сопровождающаяся весной активизацией циклонической деятельности. Западные и юго-западные циклоны приносят теплый воздух из Казахстана и Средней Азии, что увеличивает сезонную повторяемость теплых фронтов. Повторяемость холодных фронтов, как и теплых, весной больше, чем осенью, так как весенняя перестройка общей циркуляции атмосферы над 2-м естественным синоптическим районом проходит более интенсивно. Это объясняется более быстрым прогревом подстилающей поверхности весной, нежели ее охлаждением осенью. Вторжение внутриконтинентальных холодных воздушных масс при северных и северо-западных процессах осуществляется при прохождении хорошо выраженных холодных фронтов, нередко вторичных фронтов в тылу циклона. Летом у поверхности Земли преобладает малоградиентное поле низкого давления (Центрально-Азиатская депрессия), что определяет малую повторяемость фронтов и их быстрое размывание на фоне значительной трансформации воздуха. Теплые фронты очень быстро размываются при взаимодействии с наветренными склонами Алтая и Саян. Поступающие летом холодные воздушные массы с северных районов страны, проходя большие расстояния над прогретой земной поверхностью, быстро прогреваются, и их температуры уже незначительно отличаются от температур местного теплого воздуха. Поэтому и холодные фронты из-за интенсивной трансформации воздушной массы в большинстве своем летом размываются. Это объясняет летние минимумы в годовом ходе повторяемости атмосферных фронтов. Как видно на рис. 3.1, повторяемость теплых и холодных фронтов незначительна и в холодное время года, когда над Сибирью господствует Азиатский антициклон. Наиболее глубокими циклоны перемещаются на Предбайкалье весной и осенью (табл. 3.1). Наименьшее давление (Р) в центре циклонов (991 и 995 гПа) отмечается у юго-западных и западных циклонов. Максимальное развитие по вертикали (h) получают северо-западные и западные циклоны (в отдельные сезоны года – до 9–10 км). Наибольшие скорости перемещения (V) 179 западных и северо-западных циклонов (до 46–54 км/ч) отмечались в первую половину зимы, а не весной, как это должно быть при восстановлении западного переноса. Весной с максимальной скоростью (до 72 км/ч) перемещались юго-западные циклоны. Скорость перемещения циклонов является фактически и скоростью перемещения атмосферных фронтов, которые образуются и эволюционируют в циркуляционной системе этих вихрей. Более детальная характеристика атмосферных фронтов по отдельным циркуляционным сезонам представлена в табл. 3.1 и 3.2. Во всех метеорологических параметрах холодные фронты наиболее выражены весной, когда отмечаются наибольшие контрасты в высотных фронтальных зонах, наибольшая глубина циклонов и скорость их перемещения. Максимальные скорости перемещения (V) холодных фронтов (65–76 км/ч) отмечаются в переходные сезоны. В это же время и скорость ветра в зонах холодных фронтов нередко достигает более 15 м/с. В очагах роста за холодным фронтом барические тенденции ( Pmax ) могут достигать 9–10 гПа/3 ч, а в поле температуры контрасты в зоне холодного фронта ( Tmax ) могут достигать 11–13 С (табл. 3.2). Наиболее выражены в контрастах метеорологических параметров холодные фронты 2-го рода. Осадки в зонах холодных фронтов определяются влагосодержанием вторгающейся холодной воздушной массы, и в горных районах Предбайкалья часто инициируются орографическими и турбулентными токами. При сильной неустойчивости (днем и летом) развиваются Cb и выпадают ливневые осадки, как правило, за холодными фронтами 1-го рода или перед холодным фронтом 2-го рода. Типичной системой облаков является: Ci, Cs–Ac, Sc–Cb. Холодные фронты 1-го рода чаще всего имеют систему облаков Ns–As–Cs–Ci и сопровождаются обложными осадками. Ливневые осадки наблюдаются реже. В табл. 3.3 приведены характеристики пространственной структуры теплых фронтов. Теплые фронты в любой сезон года часто проходят размытыми, проявляя себя лишь в повышении температуры и верхней облачности. Особенно часто это наблюдается в летнее время. Осадки в большинстве случаев незначительные, что объясняется малым влагосодержанием воздуха, поступающего из районов Средней Азии и Казахстана. Более того, значительное количество влаги остается на наветренных склонах Алтае-Саянской горной системы при переваливании их теплыми фронтами. В других характе180 ристиках, особенно весной, теплые фронты выражены достаточно ярко. 181 Таблица 3.1 Характеристика циклонов различного типа по циркуляционным сезонам, 1979–1983 гг. [Щапова, 1997] Тип Сезон Предзимье 1-я половина зимы 2-я половина зимы Весна Лето Осень Западный (55–60 с. ш.) Р, гПа 1006 1001 1001 997 995 1002 h, км 5 3 3 5 10 4 V, км/ч 40 54 48 41 24 39 Западный (61–65 с. ш.) Северо-западный Р, гПа 1015 1002 1014 1002 998 995 h, км 9 6 9 4 2 7 V, км/ч 40 44 46 44 28 55 Р, гПа – – 1013 1000 – – h, км – – 5 5 – – Юго-западный V, км/ч – – 31 52 – – Р, гПа – – 1005 1000 1010 991 h, км – – 3 3 2 2 V, км/ч – – 40 72 46 63 Таблица 3.2 Основные параметры холодных фронтов [Щапова, 1997] Циркуляцный сезон V, км/ч Предзимье 1-я половина зимы 2-я половина зимы Весна Лето Осень 182 V Vmin 36 39 40 60 28 55 49 40 65 76 40 65 32 32 8 15 15 32 V, м/с у пов. Земли / 600 км Р, гПа / 3 ч Vmax P Pmax Pmin 3,0 3,0 3,2 4,0 2,8 4,6 6,9 7,2 4,1 9,2 4,3 10,2 1,7 1,6 2,0 1,2 1,0 2,0 T Tmax Tmin V Vmax Vmin 4,0 4,0 5,0 6,0 3,0 6,3 6,0 6,7 7,0 13,0 5,0 11,0 3,0 3,0 3,0 3,0 2,0 4,0 3 3 2 6 3 7 5 7 5 20 7 14 1 1 1 3 2 3 Таблица 3.3 Основные параметры теплых фронтов [Щапова, 1997] Сезон Предзимье 2-я половина зимы Весна Лето Р, гПа/3 ч V, км/ч V Vmax 32,4 32,4 45,0 26,0 40,0 40,0 64,8 34,0 Vmin 21,6 15,1 32,4 15,1 P 3,9 7,7 4,0 2,9 Pmax 4,5 2,7 7,8 3,5 Т, /600 км Pmin 2,0 1,3 1,2 1,0 T 4,5 4,0 5,7 3,0 Tmax 5,0 13,0 10,5 5,0 V, м/с у пов. Земли Tmax 4,0 3,0 2,0 2,0 V Vmax 2,0 3,0 6,0 1,5 3,0 5,0 12,0 2,0 Vmin 4,0 2,0 2,0 1,0 183 Максимальные контрасты в поле температуры могут в отдельных случаях достигать 10–13 /600 км, а падение давления в очаге перед фронтом – 7,8 гПа/3 ч. Максимальная скорость перемещения теплых фронтов (65 км/ч) отмечается весной, минимальная летом – (34 км/ч). Наибольшее усиление ветра в зоне фронта (до 12 м/с) также отмечается весной. Характерная для теплых фронтов система облаков Ci–Cs– As–Ns полностью прослеживается в переходные сезоны, особенно весной, и во второй половине зимы. С теплыми фронтами в это время года часто связаны обложные осадки, которые могут охватывать значительные площади. В дневные часы летом возможно развитие кучевой и кучево-дождевой облачности. Атмосферные фронты при своем перемещении могут обостряться и размываться. Эти процессы обусловлены как эволюцией циклона, так и взаимодействием фронтов с подстилающей поверхностью. Над южными горными районами Сибири атмосферные фронты испытывают все возможные формы их возмущения, в том числе и процесс волнообразования [Новикова, 1986]. Эволюция атмосферных фронтов определяет процессы облако- и осадкообразования, а также возникновение явлений, прогноз которых важен для авиации (ветер, конвекция и турбулентность, обледенение самолетов). В настоящее время в практической работе диагностическая и прогностическая оценка активности фронтальных зон производится лишь качественно из-за отсутствия надежной методики оценки интенсивности фронтогенеза и фронтолиза и необходимых исходных данных. ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВАМ 1–3 1. Анализ макросиноптической ситуации, обусловившей катастрофический наводнения в Прибайкалье в 1971 г. : рукопись // Техн. б-ка УГКС. – Иркутск, 1971. 2. Архангельский В. Л. Пути и скорости перемещения циклонов и антициклонов в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке // Тр. ДВНИГМИ. – 1956. – Вып. 1. – С. 97–113. 3. Бондарь М. Л. Затяжные дожди в Южном Предбайкалье // Метеорология и гидрология. – 1940. – № 3. – С. 47–53. 4. Бухалова Л. Н. Выход южных циклонов на Забайкалье // Тр. ДВНИГМИ. – 1959. – Вып. 7. – С. 149–155. 5. Виноградова Л. И. Расчет интенсивности фронтогенеза в тропосфере / Л. И. Виноградова, Н. П. Шакина // Тр. ГМЦ. – 1980. – Вып. 235. – С. 18–24. 6. Влащик Н. Е. Аэросиноптическая характеристика «ныряющих» циклонов над Сибирью : дипл. работа / Н. Е. Влащик ; ИГУ. – Иркутск, 1991. – 71 с. 7. Жежко Р. Я. К вопросу о границах естественных синоптических сезонов на пространстве Сибири и Дальнего Востока / Р. Я. Жежко, Л. Д. Дмитриева // Тр. ДВНИГМИ. – 1983. – Вып. 102. – С. 47–55. 184 8. Климат г. Иркутска. – Л. : Гидрометеоиздат, 1981. – 246 с. 9. Климатические характеристики Иркутской области и западных районов Бурятской АССР по месяцам. – Иркутск : ГМО, 1977. – 76 с. 10. Куликова Е. В. Аэросиноптические условия выхода южных циклонов в районы Предбайкалья и Забайкалья : дипл. работа / Е. В. Куликова ; ИГУ. – Иркутск, 1997. – 72 c. 11. Ларионов И. М. Условия размывания и обострения атмосферных фронтов над Иркутской областью : рукопись // Техн. б-ка УГКС. – Иркутск, 1973. – 22 с. 12. Лут А. И. Атмосферная циркуляция и приземное давление воздуха / А. И. Лут, Н. И. Сергеев, А. И. Тарасова // Структура и ресурсы климата Байкала и сопредельных пространств. – М. : Наука, 1977. – С. 57–70. 13. Маркова В. К. Сезонные особенности барического поля Восточной Сибири : рукопись // Техн. б-ка УГМС. – Иркутск, 1969. – 16 с. 14. Новикова М. В. Волновая деятельность в горных районах Предбайкалья : дипл. работа / М. В. Новикова ; ИГУ. – Иркутск, 1986. – 43 с. 15. Опасные явления погоды на территории Урала и Сибири. Ч. 2, 3. – Иркутская область, юго-западная часть Бурятской АССР / под ред. С. Д. Кошинского – Л. : Гидрометеоиздат, 1979. – 199 с. 16. Опасные явления погоды на территории Сибири и Урала. Ч. 2 / под ред. С. Д. Кошинского, А. Д. Дробышева. – Л. : Гидрометеоиздат, 1986. – 243 с. 17. Покровская М. Н. Обострение и размывание атмосферных фронтов как процессы общей циркуляции атмосферы : рукопись // Техн. б-ка УГМС. – Иркутск, 1944. – 24 с. 18. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / под ред. О. К. Ильинского (ДВНИГМИ) и О. П. Глазовой (ЦИП).– Л. : Гидрометеоиздат, 1965. – Ч. 3, вып. 4.– 213 с. 19. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / редкол.: Н. И. Лисогурский [и др.]. – Л. : Гидрометеоиздат, 1988. – Ч. 2, вып. 5. – 175 с. 20. Руководящий документ 52.88.629-2002. Наставление по краткосрочным прогнозам погоды общего назначения (взамен глав 1–7 Наставления по службе прогнозов. Разд. 2. Служба метеорологических прогнозов. Ч. 3–5; изд. 1981 г.). – 32 с. 21. Руководящий документ РД 52.27.724-2009 (Наставление по краткосрочным прогнозам погоды общего назначения). – Обнинск : ИГ-СОЦИН, 2009. – 50 с. 22. Тучкова О. В. Южные синоптические процессы над Восточной Сибирью : дипл. работа / О. В. Тучкова ; ИГУ. – Иркутск, 1992. – 52 с. 23. Чоботова Ю. Л. Синоптические процессы при резких изменениях погоды на территории Иркутской области : дипл. работа / Ю. Л. Чоботова ; ИГУ, кафедра метеорологии и охраны атмосферы.– Иркутск, 1993.– 61 с. 24. Щапова Т. Н. Атмосферные фронты над территорией Предбайкалья : дипл. работа / Т. Н. Щапова ; ИГУ. – Иркутск, 1997. – 49 с. 25. Щербакова Е. Я. Восточная Сибирь / Е. Я. Щербакова. – Л. : Гидрометеоиздат, 1961. – 300 с. 185 4. АТМОСФЕРНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ И ПОГОДНЫЕ УСЛОВИЯ В ЗАБАЙКАЛЬЕ Забайкалье, как физико-географический регион, относится к территории Восточной Сибири. Однако в циркуляционном режиме и погодных условиях проявляются региональные отличия в сравнении с районами центральной Сибири, Предбайкалья и Якутии. Эти отличия в отдельные циркуляционные сезоны [Жежко, Дмитриева, 1983] формируются при взаимодействии типовых макропроцессов, свойственных в целом для огромной территории Восточной Сибири, с рельефом и под влиянием географического положения территории Забайкалья. Большое влияние на формирование региональных проявлений типовых макропроцессов и погоды оказывает оз. Байкал, вынос на Забайкалье, хоть и редко, тихоокеанских воздушных масс, образование в летний сезон Дальневосточной депрессии и распространение тропосферного гребня с Тихого океана на центральные районы Якутии [Руководство по краткосрочным …, 1965, 1988]. На фоне повышенной инсоляции погодные условия и климат над Забайкальем весьма отличаются на сопряжѐнных территориях. 4.1. Термобарическая структура и типы синоптических процессов Как отмечалось ранее, в зимний период термобарическое поле над Сибирью характеризуется наличием обширной и устойчивой ложбины (Дальневосточная тропосферная ложбина). Эта макроложбина развивается в южном или юго-восточном направлениях от центрального циклона, центр которого стационирует над пространством Обская губа – Ямал – Таймыр. Над Забайкальем чаще всего располагается еѐ тыловая часть, под которой у поверхности Земли создаются благоприятные условия для динамического усиления приземного антициклогенеза. У поверхности Земли большую часть зимы Забайкалье занято Азиатским антициклоном или его гребнем. Особенно устойчив этот антициклон при развитии мощного тропосферного 186 гребня над Уралом или над Западной Сибирью. Устойчивое антициклоническое поле препятствует выходу западных циклонов. Сюда в таких случаях выходят лишь неглубокие «ныряющие» циклоны, перемещающиеся по восточной периферии блокирующего гребня (или под тыловой частью Дальневосточной тропосферной ложбины). При разрушении высотного гребня и восстановлении зонального переноса Азиатский антициклон ослабевает и смещается к югу, сохраняя себя над северо-восточными или юго-восточными регионами Азиатского континента. Циклоны с Казахстана и Западной Сибири получают возможность перемещаться к востоку – на Забайкалье, Якутию и Дальний Восток. Как только над Западной Сибирью вновь появляется высотный гребень, Азиатский антициклон восстанавливается, часто объединяясь с Лено-Колым-ским ядром. Выход новых циклонов с запада прекращается, а в тыловых частях циклонов, прошедших через Забайкалье ранее, осуществляется холодное вторжение к югу. Определенную роль в развитии синоптических процессов над Забайкальем в зимний период играет также Тихоокеанский высотный гребень. С развитием и распространением его к западу и северо-западу при одновременном наличии высотного гребня над Сибирью связаны процессы выноса морского воздуха на Якутию и иногда на Забайкалье. При переходе к весеннему сезону, на фоне нарастающей инсоляции, усиливается трансформационное влияние подстилающей поверхности на термобарический режим атмосферы. В течение весны постепенно заполняется Дальневосточная тропосферная ложбина. В то же время все реже образуется блокирующий тропосферный гребень над Уралом и Западной Сибирью. Вследствие этого общее направление воздушных потоков в средней тропосфере над умеренными широтами Сибири приближается к зональному. Адвекция холода с континента на восточное побережье Азии ослабевает, резко уменьшается интенсивность ВФЗ над Японией. Число дней с меридиональными процессами убывает, а повторяемость зональной циркуляции возрастает. Однако в первую половину весны циркуляционные условия и распределение давления в Забайкалье еще имеют сходство с зимними условиями, но Азиатский антициклон все более разрушается. Только в мае происходит окончательно перестройка полей давления и ветра на летний режим. Азиатский антициклон исчезает, усиливается западный перенос. Условия для развития циклонической 187 деятельности над Забайкальем становятся все более благоприятными. В летний период над Дальним Востоком, примерно в том же районе, где зимой обычно находится южная периферия Дальневосточной тропосферной ложбины, чаще располагается высотный гребень. Его наличие является важнейшей характерной особенностью летней структуры термобарического поля тропосферы над умеренными и высокими широтами Восточной Азии. Такое изменение высотного поля прежде всего связано, с противоположным зимнему, характером термического воздействия поверхностей Азиатского материка и Тихого океана на воздушные массы тропосферы. Над быстро прогревающимся континентом изобарические поверхности повышаются от зимы к лету быстрее и значительнее, чем над дальневосточными морями. При наличии устойчивого высотного гребня над Дальним Востоком и его распространении на центральные районы Якутии происходит блокирование зонального потока и раздвоение планетарной высотной фронтальной зоны умеренных широт. Одна ее ветвь огибает высотный гребень с севера, а вторая проходит в широтном направлении в среднем вдоль 45-й параллели. В соответствии с этим у поверхности Земли одни из западных циклонов выходят на Якутию и северное побережье Азии, другие перемещаются на северо-восточные районы Китая и бассейн Амура, где многие из них становятся малоподвижными, пополняя летнюю Дальневосточную депрессию. Циклоническая деятельность в Забайкалье в летний период усиливается, хотя глубина циклонов, как правило, меньше, чем весной. Это связано с сезонным уменьшением контрастов в полярной ВФЗ, арктических вторжений на Забайкалье и бассейн Амура, а также и с более быстрой трансформацией арктического воздуха. В то же время при мощных арктических вторжениях на Западную Сибирь и Казахстан и смещении тропосферной ложбины на восток, возможна ее орографическая регенерация над южными районами Байкала. В этом случае на Забайкалье могут выходить циклоны, образовавшиеся под еѐ передней, циклогенетической частью, или которые образовались при обострении полярной ВФЗ над Средней Азией и Казахстаном, Монголией или Китаем. Траектории этих циклонов в некоторых случаях определяются 188 пространственным положением блокирующего Тихоокеанского гребня. Структура термобарического поля и атмосферные процессы осенью сходны с весенними процессами. Циклоническая деятельность ослабевает. Преобладающими становятся зональные процессы с быстрым перемещением в восточном направлении локальных гребней и ложбин малой амплитуды и большой длины волны. По мере охлаждения материка холодные вторжения в тылу циклонов становятся все продолжительнее и интенсивнее. Над северо-восточными районами Азиатского континента наблюдается понижение изобарических поверхностей с последующим образованием Дальневосточной тропосферной ложбины и ее распространением на более выхоложенные пространства над Азиатской частью России. Все более процессы приобретают черты зимней циркуляции. Возобновляется формирование Азиатского антициклона и его отрога, направленного на Забайкалье. По положению высотной фронтальной зоны над Забайкальем выявлено 5 типов макропроцессов: западный, северо-западный, северный, юго-западный и восточный [Громова, 1962; Мико, 1979]. Западный тип характеризуется наличием широтной фронтальной зоны над всем пространством 2-го естественного синоптического района. Полярная ВФЗ слабо возмущена, наблюдается быстрое смещение слабовыраженных локальных гребней и ложбин. Барические образования – циклоны и антициклоны – смещаются с запада на восток. Этот тип циркуляции наиболее проявляет себя в переходные сезоны и отчасти летом на фоне Центрально-Азиатской сезонной депрессии. При северо-западном типе циркуляции усиливается меридиональный обмен. Высотная фронтальная зона направлена с северо-запада на юго-восток и образована сопряженными между собой гребнем и ложбиной. Тропосферный гребень может располагаться как западнее, так и восточнее Забайкалья. Этот процесс характеризуется переносом воздушных масс на Забайкалье с северо-запада. При северном типе структура термобарического поля в средней тропосфере отличается от описанного выше макропроцесса только более северной направленностью ВФЗ на районы Забайкалья. Именно при этом типе на Забайкалье осуществляются полярные или ультраполярные вторжения арктического воздуха со значительными похолоданиями. 189 Юго-западный процесс по макроструктуре барического поля противоположен двум предыдущим, хотя и при этом процессе меридиональный обмен воздухом является значительным. Типичное для этого процесса барическое поле в средней тропосфере представлено высотной ложбиной западнее Забайкалья и тропосферным гребнем над Забайкальем или восточнее его. Высотная фронтальная зона над Забайкальем направлена с юго-запада на северо-восток. При этом типе циркуляции на Забайкалье часто в теплое время года выходят южные циклоны. Восточный тип характеризуется наличием малоподвижного высокого циклона над южными районами Дальнего Востока и северо-восточными районами Китая или глубокой ложбиной с осью, проходящей через север Японского моря на СевероВосточный Китай и оз. Байкал вплоть до Казахстана. Такое высотное барическое поле обуславливает вынос морского воздуха на Забайкалье с юго-восточных или восточных морей. 4.2. Характеристика барического поля у поверхности Земли Циклоны перемещаются на Забайкалье в течение всего года, но чаще летом. Наиболее часто они приходят с запада и северозапада, несколько реже – с юго-запада и юга (с Монголии и Китая). Редко циклоны смещаются с севера. Повторяемость югозападных циклонов увеличивается от зимы к лету. В летнее время отмечается максимальная повторяемость юго-западных и южных циклонов. Они выходят в среднем 2–3 раза в месяц. В отдельные годы их число увеличивается до 5 или их выходы вообще отсутствуют. В июле и августе, примерно 1 раз в месяц, наблюдаются циклоны, перемещающиеся с юга на север. Иногда циклоны образуются над Забайкальем [Власова, 1962; Руководство по краткосрочным …, 1965, 1988]. Значительную повторяемость среди циклонических образований занимают ложбины. Повторяемость областей низкого давления (циклоны и ложбины) в среднем за год составляет 36,4 % от повторяемости всех барических образований. В холодный период (ноябрь–январь) наблюдается некоторое увеличение повторяемости ложбин над территорией Бурятии. Это объясняется тем, 190 что здесь вследствие влияния Байкала на фоне общей циркуляции атмосферы большое развитие приобретает местная циркуляция. Ежегодно в каждом сезоне наблюдается от 33 до 56 дней с антициклоническими барическими образованиями. Значительная повторяемость в зимний период приходится на Азиатский антициклон и его гребень, распространяющийся на Забайкалье. В переходные сезоны и летом в отдельных случаях над Забайкальем образуются местные антициклоны. Возникают они под выхолаживающим влиянием подстилающей поверхности и усиливаются ночью. Днем, в связи с прогревом воздуха, они обычно разрушаются. Зимой такие термические антициклоны не возникают. Наиболее часто антициклоны и отдельные ядра смещаются с запада, особенно летом, когда они формируются в тылу циклонов или ложбин. Самыми малочисленными являются юго-западные антициклоны, которые перемещаются из Средней Азии на запад Монголии и оттуда выходят на Забайкалье. Небольшую повторяемость имеют антициклоны, смещающиеся с северо-востока, в пределах которых осуществляются ультраполярные вторжения с резким понижением температуры воздуха. В летнее время этот процесс вообще отсутствует. Повторяемость антициклонов в среднем за год составляет 46,3 %. Помимо основных барических образований в Забайкалье во все сезоны года большую повторяемость имеют дни, когда наблюдается размытое малоградиентное барическое поле с повторяемостью в течение года 17,3 %. Наиболее часто малоградиентные барические поля формируются летом на фоне летней Центрально-Азиатской депрессии и редко – зимой. Из всех малоградиентных барических полей примерно 1/3 имеет циклоническую кривизну изобар и 2/3 – антициклоническую. Поэтому в среднем за год антициклоническая циркуляция в приземном давлении воздуха преобладает. Ее повторяемость в среднем за год составляет 58 %, а повторяемость циклонических малоградиентных приземных полей – 42 % [Власова, 1962]. В пределах конкретного физико-географического района нередко реализуется характерный именно для этой территории циркуляционный процесс. Таковым для Забайкалья (и Якутии, в частности) является зимний вынос тѐплого воздуха с Тихого океана. 191 4.3. Зимний вынос масс морского воздуха на Забайкалье В зимний период над восточными регионами Азиатского континента могут наблюдаться процессы, при которых на Магаданскую область, Якутию, бассейн Амура и Забайкалье, где в это время года обычно господствуют холодный и сухой континентальный воздух, распространяется теплая и влажная масса с северозападной части Тихого океана. Это сопровождается значительным потеплением (как на высотах, так и у поверхности Земли), появлением облачности и обширной зоны продолжительных снегопадов, распространяющихся на запад, иногда до Байкала [Тросников, 1960; Руководство по краткосрочным …, 1965, 1988]. Чаще всего эти процессы осуществляются со второй декады декабря до середины февраля. Средняя продолжительность процесса равна 3–4 суткам, в отдельных случаях она может увеличиваться до 8–10 дней. Иногда вынос морского воздуха имеет локальный характер: его распространение на континент ограничивается сравнительно небольшими районами, например, только бассейном Колымы или только восточной половиной бассейна Амура. В других случаях – это крупномасштабный процесс, при котором восточный перенос морских воздушных масс охватывает пространство от Камчатки до Байкала и простирается до больших высот (иногда до 20–25 км). Это вызывает аномальное распределение температуры во всей толще тропосферы: теплые воздушные массы располагаются над Якутией, Охотским морем и северными районами Хабаровского края. В то же время над Прибайкальем, Монголией, северо-восточными районами Китая и Приморьем наблюдается область холода. Такой крупномасштабный аномальный процесс не может возникнуть непосредственно после обычного зимнего циркуляционного состояния атмосферы. Необходимые условия для его осуществления подготавливаются в течение предшествующего синоптического периода. В тропосфере возникают устойчивые длинные волны в виде мощных взаимосвязанных гребней над Восточной Атлантикой, Западной Сибирью и Беринговым морем. Важнейшей особенностью процессов подготовительного периода является образование в северной части Тихоокеанского высотного гребня над Западной частью Аляски или Беринговым 192 морем самостоятельного высотного антициклона. Распространение этого гребня так далеко на север вызывается главным образом мощной адвекцией тепла впереди циклонической области в районе Охотского моря. Этим процессом заканчивается подготовительный период. Переход от подготовительного периода к крупномасштабному процессу выноса морского воздуха на континент происходит тогда, когда высотный антициклон начинает перемещаться со стороны Аляски в западном направлении. Признаком такого перемещения служит появление мошной адвекции тепла над Камчаткой и прилегающими к ней районами Берингова и Охотского морей. Одновременно над бассейном Колымы наблюдается рост геопотенциала на 10–15 дам/сутки (рис. 4.1) . Момент выхода высотного антициклона и является началом рассматриваемого процесса. На приземных картах в это время всегда прослеживаются две самостоятельные области высокого давления: одна из них (основная) с центром севернее Байкала (в течение процесса она малоподвижна или очень медленно смещается к югу), вторая над бассейном Колымы, медленно смещающаяся к западу. Над Охотским морем продолжается циклоническая деятельность. Рис. 4.1. Поле AT500 при зимнем выносе Тихоокеанского воздуха на Забайкалье [Руководство по краткосрочным …, 1965, 1988] 193 В дальнейшем высотный антициклон над Чукоткой продолжает перемещаться на запад, в глубь Азиатского континента. В одних случаях он достигает центральных и даже западных районов Якутии, и затем объединяется с высотным гребнем над Сибирью, который благодаря этому получает ориентировку на северовосток. При более слабом развитии процесса высотный антициклон выходит лишь на бассейн Колымы, где и становится малоподвижным. В то же время высотные депрессии с бассейнов Лены и Амура перемещаются в юго-восточном направлении. В результате этого на обширном пространстве Северо-Восточной Азии в тропосфере усиливаются восточные потоки и происходит распространение теплых воздушных масс на континент. Оно сопровождается перемещением к западу и юго-западу теплого участка арктического фронта. В начале процесса этот фронт проходит в меридиональном направлении с северо-западной части Тихого океана на Чукотку и отделяет теплый морской воздух от холодных арктических масс над континентом. Распространение восточных потоков в тропосфере на Северо-Восточную Азию вызывает быстрое перемещение северного участка фронта как теплого на Якутию и Хабаровский край. При хорошо развитых процессах (на Забайкалье направлена глубокая ложбина от циклона над Охотским морем) линия фронта достигает Забайкалья на западе и прилегающих к Амуру районов Китая на юге. Локальный вынос морского воздуха на континент осуществляется по северной периферии малоподвижных барических депрессий над Беринговым или Охотским морем. Район, на который распространяются массы морского воздуха, определяется в таких случаях местоположением, размерами и глубиной малоподвижного циклона. 4.4. «Ныряющие» циклоны Резкие изменения в погоде над Забайкальем приносят с собой циклоны, которые смещаются с северной слагающей. Это северо-западные или как их принято называть – «ныряющие» циклоны. Адвективно-динамическиая основа этого процесса подробно изложена в п. 1.3 ч. 2 данного учебного пособия. Однако 194 над каждой территорией этот процесс проявляет региональные особенности. При выходе на территорию Забайкалья эти циклоны уже слабо выражены в барическом поле, невелики по размерам и проходят быстро, вызывая резкие, но непродолжительные ухудшения в погоде. Продолжительность «ныряния» циклонов от Карского моря и моря Лаптевых до Забайкалья составляет от 1,5 до 3,5 суток, а в среднем около 3 суток. Скорость перемещения изменяется от 30 до 80 км/ч. Средняя скорость составляет 50–60 км/ч [Фросиник, 1968]. С выходом «ныряющего» циклона на Забайкалье наблюдается резкое повышение температуры воздуха, в среднем на 10–15. В отдельных случаях температура у поверхности Земли может повыситься на 20. Преобладающая скорость ветра – 5–10 м/с, но в 20–25 % случаев может усиливаться до штормового. Осадки выпадают незначительные, в основном от 0,1 до 1 мм. Однако в 25 % случаев количество осадков может увеличиваться до 2–4 мм. Так как «ныряющие» циклоны перемещаются под восточной периферией тропосферного гребня, то адвективные и вихревые условия для углубления циклона не наблюдаются (рис. 4.2 и 4.3). Этим объясняется тот факт, что большинство «ныряющих» циклонов заполняются, и на Забайкалье чаще приходят только ложбины с фронтальными разделами. «Ныряние» циклонов происходит при контрастах в ВФЗ от 10 до 40 дам/1000 км, при преобладании – 20–30 дам/1000 км. Процесс «ныряния» циклона начинается выходом высокого циклона с северо-запада на Карское море или море Лаптевых. По траектории перемещения эти циклоны можно разделить на северные и северо-западные (рис. 4.2). Северо-западные циклоны смещаются на Забайкалье с северо-запада – с районов Новой Земли, Карского моря и п-ова Таймыр. Северные циклоны смещаются с моря Лаптевых через западные районы Якутии. «Ныряние» циклона с северо-запада происходит в том случае, если в момент выхода циклона на Карское море над Уралом и Западной Сибирью располагается высотный теплый гребень. Высотная фронтальная зона над Западной Сибирью направлена с северо-запада на юго-восток, с меньшей или большей северной слагающей. 195 Рис. 4.2. Поле AT500 при «нырянии» циклонов на Забайкалье: а) с севера; б) с северо-запада [Фросиник, 1968] 196 Рис. 4.3. Синоптическое положение при «нырянии» циклонов на Забайка500 лье: а) приземная карта; б) карта OT1000 [Фросиник, 1968] 197 Если в момент выхода циклона на море Лаптевых высотный гребень уже располагается над Средне-Сибирским плоскогорьем, то ныряние циклона на Забайкалье осуществляется с севера. При этом высотная фронтальная зона направлена с п-ова Таймыр на Красноярский край, почти с севера на юг. Если при выходе глубокого циклона на Карское море ВФЗ имеет северо-западное или северное направление и распространяется на Забайкалье, «ныряние» циклона происходит восточнее (за пределами Забайкалья). Процесс «ныряния» циклонов на Забайкалье осуществляется с октября по май, но чаще именно в холодный период. 4.5. Южный процесс В гл. 1 (п. 1.5, ч. 2) рассмотрены общие адвективнодинамические условия выхода фронтальных циклонов с юга. Анализ траекторий выхода южных циклонов на различные регионы Восточной Сибири был проведѐн по полушарным картам погоды за период 1974–1982 гг. [Тучкова, 1992; Куликова, 1997]. Ниже приводится описание этого процесса именно для территории Забайкалья, и за более ранний период [Бухалова, 1959]. Это позволяет сравнить полученные результаты и убедиться в их объективности. Циклоны, выходящие на Забайкалье по южным траекториям, составляют значительную часть от их общего числа над рассматриваемой территорией. На синоптических картах этот процесс чаще всего реализуется по схеме орографической регенерации тропосферной ложбины над югом Байкальской котловины и прилегающей территории Монголии (п. 1.6, ч. 2). В южной (или передней) части регенерировавшей ложбины создаются благоприятные адвективно-вихревые условия для образования и развития волнового возмущения (рис. 4.4) [Бухалова, 1959]. В передней части ложбины обязательно должна быть расходимость изогипс, в ее тыловой части – значительная адвекция холода. Циклоны у поверхности Земли возникают в ложбине основного циклона, центр которого расположен севернее Байкала. Холодный фронт тропосферного циклона к этому времени должен перевалить горные хребты Алтае-Саянской системы (см. рис. 4.4). 198 Рис. 4.4. Синоптическое положение при циклогенезе южнее Байкала: 500 а) приземная карта; б) карта AT700 и OT1000 (- – -) [Бухалова, 1959] 199 Циклоны, образовавшиеся у поверхности Земли южнее Байкала, при соответствующих термобарических условиях смещаются в северо-восточном направлении и выходят на Забайкалье. Южные циклоны по данным Л. Н. Бухаловой, преимущественно образуются над Монголией и северо-западными районами Китая в квадрате 43–50 с. ш. и 90–115 в. д. При выходе на Забайкалье циклоны углубляются на 5–10 гПа. Иногда наблюдается углубление на 20 гПа. Это характерно для молодых циклонов, находящихся над Монголией в стадии волны. Наиболее глубокие циклоны выходят в мае, июне и июле. В августе, сентябре и октябре они бывают чаше высокими барическими образованиями, не испытывая резкого углубления. Эти циклоны при прохождении над Забайкальем резко меняют погодные условия. В весеннее время с ними связаны сильные холодные ветры, метели, резкое понижение температуры воздуха, летом – значительные дожди. В зимнее время южные циклоны очень редки. Это объясняется образованием над Восточной Азией Сибирского антициклона и более южным положением полярной ВФЗ (южнее Забайкалья и Монголии). Обязательным условием для возникновения циклона над Монголией или Китаем является адвекция холода с Карского моря на юг Западной Сибири, Красноярского края и западные районы Монголии. Над Забайкальем в это время наблюдается адвекция тепла и формируется ВФЗ, ориентированная с юго-запада на северо-восток. Развитие циклона и его перемещение на Забайкалье определяется интенсивностью адвекции холода на фоне усиливающейся меридиональной перестройки барического поля. Средние контрасты температур в дни выхода циклонов на Забайкалье могут изменяться от 16 до 29 дам/1000 км. Известно, что интенсивность ВФЗ существенно изменяется от сезона к сезону. Летом контраст температур не превышает 8–14 С, а в переходные сезоны увеличивается до 16–24 С/1000 км. Особенно незначительны контрасты (6–8 С) при выходе «китайских» циклонов и над районом летней Дальневосточной депрессии. Траектории циклонов тесно связаны с термобарическим полем в тропосфере и зависят от положения оси барического гребня над Дальним Востоком и от его эволюции в течение всего периода развития циклона. При выходе циклонов непосредственно на Забайкалье ось барического гребня на карте AT500 гПа в боль200 шинстве случаев занимает положение от 120 до 135 в. д. При этом вершина высотного гребня распространяется до 60–65 с. ш. В начальной стадии развития южные циклоны движутся сравнительно быстро – со скоростью 30–40 км/ч, а иногда до 60 км/ч. Через Забайкалье они перемещаются уже значительно медленнее, обычно со скоростью 20–30 км/ч. Среднее значение давления в центре наиболее глубоких циклонов – 997–999 гПа. В сентябре и октябре большая часть южных циклонов сохраняет замкнутую циркуляцию на AT700 гПа (Р = 1002–1009 гПа) [Бухалова, 1959]. Как уже указывалось, необходимым условием образования этих циклонов является формирование высотной ложбины, направленной или с Западной Сибири на юг Красноярского края замкнутыми очагами холода, или восточнее, через СреднеСибирскую возвышенность на Прибайкалье, и ее распространение до 40–48 с. ш. и южнее. Интенсивное углубление образовавшихся у поверхности Земли циклонов в большинстве своем происходит над восточными районами Монголии в районе оз. Далайно или над юго-восточными районами Читинской области. Процессы, определяющие выходы южных циклонов на Забайкалье, Л. Н. Бухаловой разделены на три типа (рис. 4.5). 201 500 Рис. 4.5. Осреднѐнная карта OT1000 за сутки до выхода южного циклона на Забайкалье (1-й тип) [Бухалова, 1959] 500 1-й тип: ложбина холода на карте OT1000 с Карского моря направлена на Новосибирскую область и на юг Красноярского края. Изолированный очаг холода располагается на юге Хабаровского края и над Корей. Из Монголии на Забайкалье направлен гребень тепла (рис. 4.5). Иногда гребень тепла направлен со Средней Азии до побережья Ледовитого океана. Адвекция холода в таких случаях осуществляется через Средне-Сибирскую возвышенность на Иркутскую область. Остальные компоненты поля сохраняются. 2-й тип макропроцесса: при этом типе адвекция холода происходит с Западной Сибири через Иркутскую область, оз. Байкал на Забайкалье. С Монголии на Забайкалье осуществляется более мощный, чем в предыдущем случае, вынос тепла, иногда достигающий районов Якутии. Адвекция холода над югом Хабаровского края отсутствует (рис. 4.6). Для 3-й группы южных циклонов характерна адвекция холода с Карского моря через Западную Сибирь и Алтайский край. Адвекция тепла на Забайкалье не является такой мощной, как в предыдущих случаях. ВФЗ проходит через южные районы Иркутской области и Забайкалье почти в широтном направлении (рис. 4.7). Циклоны первого типа практически не наблюдаются в марте и июле. Циклоны второй группы чаще проходят в июле и августе. 202 500 Рис. 4.6. Осреднѐнная карта OT1000 за сутки до выхода южного циклона на Забайкалье (2-й тип) [Бухалова, 1959] 500 Рис. 4.7. Осреднѐнная карта OT1000 за сутки до выхода южного циклона на Забайкалье (3-й тип). Средние пути перемещения циклонов (1-й и 2-й типы) [Бухалова, 1959] Надежным признаком приближения циклона с юга являются изменения в поле барических тенденций. Падение давления у поверхности Земли над юго-западными районами Забайкалья начинается в большинстве случаев за 18 ч до выхода циклона. Частный циклогенез не происходит, если в тыловой части переместившейся сюда высотной ложбины отсутствует адвекция холода. В таких случаях тропосферный (основной) холодный фронт не втягивается в циркуляционную систему вновь образующегося циклона и процесс циклогенеза быстро заполняется. В таком случае на эти районы распространяется не адвекция холода, необходимая для фронтального циклогенеза, а адвекция тепла, которая наблюдается в передней части следующего циклона, приближающегося с запада или северо-запада (рис. 4.8). При южных циклонах нередко выпадают значительные осадки. При этих процессах в связи с развитием меридиональной циркуляции происходит взаимодействие масс холодного арктического и теплого влажного тропического воздуха. Происхождение последнего определяется развитием усиленной муссонной циркуляции над Индией и Пакистаном, а также выходом тропи203 ческих циклонов на районы Китая. Типичный случай такого процесса приведен на рис. 4.9. Рис. 4.8. Синоптическое положение при отсутствии циклогенеза южнее 500 Байкала: а) приземная карта; карта AT700 и OT1000 (- – - ) [Бухалова, 1959] 204 205 Рис. 4.9. Синоптическое положение в период сильных дождей в Забайкалье при циклоне, вышедшем с восточных районов Китая: а) приземная 500 карта и карта AT500 гПа (- – - ); б) карта OT1000 [Бухалова, 1959] 206 При уменьшении повторяемости южных циклонов над Забайкальем и их глубины или перемещении их в широтном направлении происходит резкое сокращение осадков по площади и интенсивности и формирование засушливых периодов над территорией Забайкалья. Несмотря на достаточную изученность аэросиноптических условий выхода южных и юго-западных циклонов, в том числе и на Забайкалье, прогноз их возникновения, развития и перемещения представляет значительные трудности. Это связано с особенностями формирования циклонов в сложных орографических условиях, недостаточностью метеорологической и аэрологической информации, особенно над Монголией и Китаем, а также с резкой изменчивостью во времени и пространстве метеорологических характеристик. 4.6. Особенности погодных условий в отдельные сезоны года Атмосферные процессы в каждом сезоне года имеют свои особенности. Наиболее характерным процессом зимнего сезона над Восточной Сибирью, как указывалось неоднократно, является активный приземный антициклогенез. На Забайкалье в это время года от центра Азиатского антициклона направлен гребень. В этих условиях над рассматриваемой территорией устанавливается ясная морозная сухая погода. Приток солнечной радиации при ясном небе, малая подвижность воздуха способствуют его радиационному выхолаживанию и застою. В таких условиях обычными являются инверсии температуры, развивающиеся по вертикали на 2–3 км. Развивается устойчивая стратификация, что еще более препятствует вертикальному обмену воздуха. Холодная погода при антициклональном режиме циркуляции у поверхности Земли становится устойчивой, особенно при поступлении воздушных масс с северо-запада. Если Сибирский антициклон разрушается, а воздушная масса поступает с запада, то преобладает умеренно холодная погода. Очень холодная погода наблюдается, когда в систему Сибирского максимума вовлекается воздух северного происхожде207 ния (в тылу циклонических образований). При этом вся Азиатская территория России может быть занята мощным антициклоном, который полностью преграждает доступ западным циклонам на Забайкалье. Установившиеся на высотах северные и северовосточные потоки приводят к ультраполярным вторжениям холодного арктического воздуха. Устойчивая антициклоническая погода в зимнее время иногда нарушается прохождением циклонов. Обычно, это уже окклюдированные, пришедшие издалека, циклоны, которые не вызывают существенные или резкие изменения в погоде: лишь незначительно увеличивается облачность, выпадают небольшие осадки, отмечается незначительное потепление. Часто потепление связано не только с адвекцией тепла в теплых секторах циклонов, но с общим усилением ветра и турбулентного обмена. Это, в свою очередь, приводит к перемешиванию нижележащих холодных и вышележащих теплых слоев воздуха. В конечном итоге в приземном слое повышается температура воздуха. Наиболее часто относительно теплую погоду зимой приносят «ныряющие» циклоны. По восточной периферии высотного гребня, занимающего всю Западную Сибирь, циклоны с Карского моря движутся на юго-восток, на Забайкалье. Как правило, эти циклоны слабо выражены в барическом поле, невелики по размерам, но проходят быстро. Продолжительность «ныряния» циклонов от Карского моря и моря Лаптевых до Забайкалья не превышает в среднем 2–3 суток. Теплый воздух, циркулирующий в теплых секторах этих образований, поступает с северо-западными потоками. Температура при их прохождении над Забайкальем у поверхности Земли может повыситься на 8–15 С, возможен небольшой снег (0,1–1 мм) и усиление ветра до 5–10 м/с. Необходимо отметить, что большинство таких циклонов заполняется и на Забайкалье приходят только ложбины с фронтальными разделами [Власова, 1962; Руководство по краткосрочным …, 1965, 1988]. Иногда относительно теплая погода устанавливается в связи с выносом теплого воздуха с районов Средней Азии и юга Казахстана. В этом случае север Европейской территории России и северные районы Сибири заняты обширной областью низкого давления, а юг Сибири, Забайкалье и Дальний Восток – антициклоном. Между этими барическими системами в средних широтах и удерживается в течение нескольких дней западный поток, с которым и выносится тепло на Забайкалье. 208 Примером синоптической обстановки при выносе теплого воздуха является процесс, приведенный на рис. 4.10 [Власова, 1962], когда минимальная температура воздуха в центральных районах Забайкалья повысилась до –14, –25 С. В очень редких случаях значительное потепление зимой наблюдается при восточном процессе – выносе теплого воздуха с Охотского моря (см. рис. 4.1). Резкое изменение погоды в зимнее время обуславливают южные и юго-западные циклоны. Они наблюдаются зимой очень редко и даже не каждый год. При их прохождении наблюдаются обильные снегопады, сильные ветры и продолжительные метели. Например, с 17 по 19 февраля 1994 г. циклон, сместившийся с Монголии, вызвал в Забайкалье снегопады с количеством осадков от 3 до 7 мм за 12 ч, метели продолжительностью 8–10 ч, местами 12–32 ч, сильные северо-западные ветры до 15–20 м/с, в отдельных пунктах Бурятии до 25–34 м/с [Опасные явления …, 1986]. Образование циклона с давлением 1000 гПа в центре над западными районами Монголии произошло 17 февраля из волны на холодном фронте, углубившейся в районе Байкала высотной ложбины. С юго-западными потоками, 10–15 м/с, циклон из Монголии сместился на юго-восточные районы Читинской области. В связи с тем, что адвекция холодного воздуха в тылу циклона превышала адвекцию тепла в его передней части, циклон продолжал углубляться. Когда циклон находился над юговосточными районами Читинской области, давление в его центре достигло минимального значения (980 гПа), а скорость его углубления составила 5 гПа/3 ч. Увеличение барических градиентов привело к увеличению скорости ветра как в передней, так и особенно в тыловой части циклона. При переходе к весне повышается роль радиационного фактора и усиливается влияние подстилающей поверхности. В первой половине весны циркуляционные условия и распределение давления еще имеют сходство с зимними процессами, но Сибирский антициклон ослабевает. Только в мае происходит окончательная перестройка полей давления и ветра на летний режим. Сибирский антициклон разрушается полностью, восстанавливается западный перенос воздуха. 209 Рис. 4.10.Зимний вынос тѐплого воздуха с Казахстана на Забайкалье: 500 а) приземная карта; б) карта OT1000 [Бухалова, 1959] 210 Весной преобладает неустойчивый характер погоды. Частые смещения циклонов приводят к значительному увеличению скорости ветра, главным образом северного и северо-западного направлений в тыловой части циклонов. В отдельных случаях возможно усиление ветра в передней части циклонов или перед холодным фронтом. Продолжительность сильных ветров зависит от глубины циклонов, проходящих через Забайкалье. Усиление ветра в весенний период особенно велико днем при значительном прогреве воздуха. Интенсивный приток солнечного тепла вызывает быстрое повышение температуры. Однако в тылу циклонов часто наблюдаются вторжения холодных арктических масс, приводящих к так называемым «возвратам холодов», при которых температура воздуха в мае ночью может понизиться до –10, –15 С и до 0 С днем. Эти вторжения сопровождаются усилением северного или северо-западного ветра (рис. 4.11). 500 Рис. 4.11. Арктическое вторжение на Забайкалье, OT1000 [Фросиник, 1968] 211 Весной начинает активизироваться циклоническая деятельность на полярном фронте, проходящем по Монголии. Увеличивается количество циклонов, смещающихся с юго-запада на Забайкалье. Так же как и зимой, они вызывают снегопады, метели, сильные ветры. Однако малое число циклонов и небольшое влагосодержание воздуха в это время не приводят к значительному увеличению осадков. Лето в Забайкалье отличается усиленным прогревом воздуха в связи с большим приходом солнечной радиации, а также выносом теплого воздуха с юга в передней части южных циклонов. Теплая погода наблюдается преимущественно при поступлении воздуха с южных районов Западной Сибири, а умеренно теплая погода – когда воздушные массы приходят из центральных районов Западной Сибири. Тип погоды зависит не только от того, откуда поступает воздушная масса, но и от количества облачности. Жаркую погоду приносит сухой теплый воздух из районов Средней Азии, Монголии и Китая. Высокая температура также наблюдается при малоградиентных барических полях, сформированных в массах сухого воздуха. При такой структуре барического поля температура воздуха может повышаться до 30–35 С [Власова, 1962]. Прохладную погоду летом, как правило, обусловливает арктическая масса. Вторжение этой массы воздуха летом является основной причиной похолодания в Забайкалье на значительном пространстве. Наибольшее похолодание происходит не в начале вторжения арктического воздуха, а позднее, когда в холодной массе образуется антициклон. В связи с прояснением в ночные часы усиливается радиационное выхолаживание, и температура воздуха может понижаться в начале или конце лета до отрицательной (–0 С, –1 С). Оформление антициклона за холодным фронтом и его медленное смещение на восток способствует стационированию холодной воздушной массы над Забайкальем, в связи с чем дневная температура воздуха не превышает 16 С [Власова, 1962]. Летом над Забайкальем возрастает повторяемость циклонов, но их глубина меньше, чем весной. В это время также отмечается максимальная повторяемость юго-западных (южных) циклонов. В среднем они выходят на Забайкалье 2–3 раза в месяц. В отдельные годы их число увеличивается до 5–7 или уменьшается до 0. 212 Большая часть осадков в Забайкалье выпадает летом, главным образом, при прохождении южных циклонов. Например, 6 августа 1995 г. с районов Монголии вышел циклон, при котором в Забайкалье прошли сильные дожди. За сутки выпало от 75 до 118 мм осадков [Куликова, 1997]. Летом из-за сильного прогрева подстилающей поверхности и значительного испарения возрастает роль конвекции, развивается грозовая деятельность. Грозы возникают в основном при высоких температурах у поверхности Земли в размытом барическом поле и очаге холода в средней тропосфере. Наиболее благоприятные условия для образования и развития грозовых очагов и ливневых осадков формируются в размытых барических полях, в заполняющихся и мало интенсивных циклонах, иногда в теплом секторе циклона, на западной периферии антициклонов. Фронтальные осадки и грозы часто связаны с медленно перемещающимися холодными фронтами и с размытыми фронтами окклюзий. Довольно часто ливневые осадки и грозы, особенно в ночное время, наблюдаются на теплых фронтах в неустойчивой воздушной массе. Структура термобарического поля и атмосферные процессы осенью сходны с весенними, только развиваются они в обратном порядке. Циклоническая деятельность ослабевает. Начинают преобладать зональные процессы с быстрым перемещением в восточном направлении локальных ложбин и гребней. Повторяемость южных и юго-западных циклонов резко сокращается. Характерными для первой половины осени являются длительные периоды возвратов теплой сухой и солнечной погоды, известной под названием «бабье лето». Обусловлены они выносом теплых воздушных масс с юга по периферии антициклона, расположенного над Забайкальем. Такие возвраты тепла наблюдаются в среднем один раз в два года. Например, стационирование антициклона над Забайкальем с 9 по 19 сентября 1993 г. обеспечило в Забайкалье устойчивую и длительную сухую малооблачную погоду с дневными температурами 22–27 С. Более короткие волны тепла (3–5 дней) в сентябре наблюдаются почти ежегодно [Куликова, 1997]. Ухудшение погоды осенью связано с перемещением циклонов на Забайкалье. Осенние циклоны значительно интенсивнее летних. Особенно резкое и длительное ухудшение погоды наблюдается при выходе южных циклонов. 213 По мере охлаждения материка холодные вторжения в тыловой части циклонов становятся все более продолжительными и интенсивными. Во второй половине осени проявляются все резче черты зимней циркуляции, начинается формирование Сибирского антициклона. В ноябре устанавливается зимний режим погоды. ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 4 1. Архангельский В. Л. Пути и скорости перемещения циклонов и антициклонов в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке // Тр. ДВНИГМИ. – 1956. – Вып 1. – С. 97–113. 2. Архангельский В. Л. О сильных ветрах весной в Забайкалье // Тр. ДВНИГМИ. – 1962. –Вып. 29. – C. 17–21. 3. Бухалова Л. Н. Выход южных циклонов на Забайкалье // Тр. ДВНИГМИ. – 1959. – Вып.7. – С. 149–155. 4. Бухалова Л. Н. Влияние орографии Забайкалья и прилегающих к нему районов на эволюцию циклонов, смещающихся на север и северо-запад // Тр. ДВНИГМИ. – 1959. –Вып. 10. – C. 12–21. 5. Власова В. И. Погодные характеристики для различных типов синоптических процессов в разрезе ЕСП в Забайкалье : рукопись / В. И. Власова ; Забайк. УГКС. – Чита, 1962. 6. Громова Г. Г. Характеристики зональных и меридиональных процессов над Восточной Сибирью и прилегающей частью Тихого океана // Тр. ЦИП. – 1962. – Вып. 119. – С. 104–112. 7. Жежко Р. Я. К вопросу о границах естественных синоптических сезонов на пространстве Сибири и Дальнего Востока / Р. Я. Жежко, Л. Д. Дмитриева // Тр. ДВНИГМИ. – 1983. – Вып. 102. – С. 47–55. 8. Куликова Е. В. Аэросиноптические условия выхода южных циклонов в районы Предбайкалья и Забайкалья : дипл. работа / Е. В. Куликова ; ИГУ. – Иркутск, 1997. –72 c. 9. Мико А. В. Атмосферная циркуляция : рукопись / А. В. Мико ; Забайк. УГКС. – Чита, 1979. 10. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / . – Л. : Гидрометеоиздат, 1965. – Ч. 3, вып. 4. – 213 с. 11. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / редкол.: Н. И. Лисогурский [и др.]. – Л. : Гидрометеоиздат, 1988. – Ч. 2, вып. 5. – 174 с. 12. Опасные явления погоды на территории Сибири и Урала. Ч. 2. – Л. : Гидрометеоиздат, 1986. – 243 с. 13. Фросиник М. А. Термобарическое поле циклонов, «ныряющих» с Карского моря и моря Лаптевых на Забайкалье : рукопись / М. А. Фросиник ; Забайк. УГКС. – Чита, 1968. – 19 с. 14. Тростников М. В. Синоптические условия выноса масс морского воздуха зимой на юг Дальнего Востока // Тр. ДВНИГМИ. – 1960. – Вып. 11. – С. 54–84. 214 5. СИНОПТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ НАД ЯКУТИЕЙ Над Якутией циркуляция атмосферы носит резко выраженный сезонный характер, что проявляется в изменении свойств воздушных масс, смене знака разности давления и температуры воздуха между воздушными массами над континентом и океанами, и изменениях в повторяемости циклонов, антициклонов, и их траекторий. Резкая континентальность климата Якутии, особенно в еѐ центральных районах, обусловлена тем, что сюда почти не доходят воздушные массы ни с Атлантического, ни с Тихого океанов. Этот район Восточной Сибири наиболее открыт для арктического воздуха. Однако арктический воздух достигает центральных и южных районов Якутии сильно трансформированным и иссушенным. В результате преобладающими воздушными массами во все сезоны является континентальный воздух умеренных широт и арктический воздух. Начиная с сентября континентальный воздух формируется в области развивающегося гребня (отрога) Азиатского антициклона и в системе Лено-Колымского ядра, который возникает вне связи с Азиатским антициклоном. Барический отрог, простирающийся при максимальном развитии от Байкала до о. Врангеля, разделяет территорию Якутии на две области с различными системами ветров. Разрушение антициклона среди зимы – явление редкое. Воздушная масса, формирующаяся в нем, отличается чрезвычайно низкими температурами и устойчивостью, мощными приземными инверсиями и малым влагосодержанием. В течение двух зимних месяцев влажность воздуха не превышает 0,2 г/м3, а относительная влажность – 70–75 %. Преобладает ясная, морозная, сухая погода со слабым ветром. Очень холодная погода с устойчивыми температурами ниже –40 С устанавливается при длительном сохранении гребня Азиатского антициклона. Над северными районами Якутии в это время располагается высотный циклон с очагом или ложбиной холода, по западной периферии которого осуществляется ультраполярный вынос холодного арктического воздуха с восточного сектора Арктики. Очень редко, при значительном ослаблении и частичном разрушении Азиатского антициклона, отдельных районов Якутии может достигать среднеазиатский (Туранский) воздух. Например, 215 2 января 1979 г. в Якутске при этом процессе температура воздуха повысилась до –6 С, что явилось новым абсолютным максимумом января. Одновременно в тылу высотного циклона, сместившегося на эти районы с устья Енисея, происходила мощная адвекция холода. Температура воздуха в Якутске к 5 января уже понизилась до –58 С [Понасенко, 1986]. Вдоль северной периферии приземного отрога в холодное время года перемещаются западные циклоны, приносящие тепло и влагу. Циклоны, возникающие или регенерирующие на арктическом или полярном фронтах, оказывают влияние на погоду центральных и северо-восточных районов лишь своими ложбинами. В основном их траектории направлены вдоль побережья северных морей или со среднего течения Оби и Енисея на устье Лены. Если же арктический фронт опускается до 60-й параллели, то западные циклоны могут выходить на центральные районы Якутии. Их влияние проявляется чаще всего в повышении температуры воздуха и выпадении значительного количества осадков. Прохождение циклонов с запада на восток по северу рассматриваемой территории часто сопровождается сильными ветрами и продолжительными метелями. Средняя скорость ветра в этих районах 5–7 м/с, а число дней с метелями на побережьях морей Лаптевых и Восточно-Сибирского достигает 60–70 дней в году [Россова, 2000]. В зимний период повышение температуры воздуха также бывает обусловлено восточным процессом (п. 4.3 ч. 2), когда вынос теплого воздуха на Якутию осуществляется с Охотского моря. При этом процессе в центральных районах Якутии в 88 % случаев наблюдается существенное потепление. В 53 % случаев температура воздуха повышается на 5–10 С и выше 10 С – в остальных случаях. Примером может служить восточный процесс в декабре 1990 г., в начале которого температура воздуха в Якутске была равной –43,8 С, а в конце процесса она возросла до – 18,9 С. Продолжительность этого процесса над территорией Якутии в среднем составляет 3–4 суток, а в отдельных случаях – 8–10 дней [Россова, 2000]. Весной начинает преобладать перемещение циклонов и антициклонов с запада. Азиатский антициклон и его гребень, направленный на Сибирь, интенсивно разрушаются. Циклоническая деятельность над центральными районами Якутии попрежнему связана с деятельностью арктического фронта. Погод216 ные условия над территорией Якутии определяются возникающими или регенерирующими на этом фронте циклонами. В тылу этих циклонов происходит вторжение арктического воздуха, обуславливая так называемые возвраты холодов. Иногда обострение температурных контрастов в западных циклонах наблюдается при выносе теплого воздуха с юга. Весной уже возможны отдельные выходы на Якутию южных циклонов. Активизация циклонической деятельности весной приводит к повышению повторяемости сильных ветров, чаще всего западного и северо-западного направлений. Иногда эти ветры достигают особо опасных значений. Летом субтропическая высотная фронтальная зона проходит по средним широтам Азиатского континента, а у поверхности Земли формируется летняя Центрально-Азиатская депрессия. Фронтальные циклоны на ее фоне смещаются с запада на восток на районы Северной Монголии и Забайкалья, в северо-восточную часть Китая. На Якутию более часто начинают смещаться циклоны с Забайкалья, образовавшиеся над северо-восточными районами Монголии, югом Байкала (южные циклоны). Эти процессы являются характерными именно для теплого периода, чаще – второй половины лета. Выходы южных циклонов осуществляются на фоне значительной меридиональной перестройки барического поля и приводят к резким изменениям в погоде. В тылу южных циклонов осуществляется заток арктического воздуха, приводящий к резким похолоданиям, усилению ветра, а нередко – и к заморозкам. В южной, а иногда и в центральной части Якутии, при выходе южных циклонов выпадает значительное количество осадков. Установлено, что каждый четвертый выход южного циклона сопровождается обильными дождями с количеством осадков 30 мм и более за сутки. Именно с южным процессом связан абсолютный максимум осадков (77,5 мм на станции Якутск, аэропорт), зарегистрированный 26 июля 1972 г. [Климат …, 1982]. Иногда сильные, но непродолжительные дожди связаны с хорошо выраженными холодными фронтами циклона любого типа. За холодными фронтами циклонов нередко осуществляется заток арктических воздушных масс, в которых формируются антициклоны или гребни. При таких вторжениях происходит резкое понижение температуры в воздухе и на почве (до 0 С и ниже), которое в конце июня и июле представляет наибольшую опасность для сельскохозяйственных культур. Наиболее интен217 сивные заморозки отмечаются, когда на западные и центральные районы Якутии ориентирована высотная ложбина холода. Например, 6 июля 1978 г. в Якутске наблюдался самый сильный (с 1891 г.) заморозок. Температура воздуха ночью понизилась до –15 С. Заток арктического воздуха происходил в тылу циклона, сместившегося с устья Енисея на западные и центральные районы Якутии. При длительном и устойчивом выносе арктического воздуха с Северного Ледовитого океана температура в воздухе может настолько понизиться, что выпадающие осадки будут достигать поверхности Земли в виде снежной крупы или снега [Швер, Изюменко, 1982]. Сухая и исключительно жаркая погода устанавливается, когда над Якутией высотное барическое поле представлено обширным гребнем, по западной периферии которого осуществляется вынос сухого теплого воздуха из Средней Азии и Казахстана. У поверхности Земли наблюдается малоградиентное поле повышенного или пониженного давления. При такой синоптической ситуации лишь изредка возможны кратковременные ливни конвективного характера. Очень сухая погода отрицательно сказывается на развитии сельскохозяйственных культур и является причиной лесных пожаров, охватывающих площади в несколько сотен тысяч гектаров. Если летом над Якутией наблюдается ослабление западного переноса, то осенью доминирующий летом тропосферный гребень разрушается и на короткое время восстанавливается западный перенос. Поэтому погоду центральных районов Якутии в этот сезон определяют в основном западные циклоны, иногда регенерирующие на арктическом фронте. Осенние перемещения циклонов с запада происходят медленно, часто прерываются меридиональным вторжением холодного воздуха с севера. Воздушные массы над континентом интенсивно выхолаживаются. В переходные сезоны, весной и осенью, возможны и повышения температуры воздуха на фоне неоднократно повторяющейся адвекции тепла при прохождении серии циклонов с юга Западной Сибири на низовья Лены. Снежный покров подтаивает. Возможны осадки в виде дождя или мокрого снега. После смещения тропосферного гребня тепла на восток опять начинается поступление холодного воздуха с севера, которое вызывает резкое похолодание в центральных районах Якутии. Нарастающее радиационное выхолаживание подстилающей 218 поверхности способствует окончательному переходу на зимний тип циркуляции. Все разнообразие синоптических процессов над Якутией Н. С. Казуровой было сведено к 10 типовым процессам. В основу типизации были положены характерные различия в траекториях циклонических и антициклонических образований. В последующем Россовой Л. А. при уточнении типизации был добавлен 11-й тип. В табл. 5.1 приведена повторяемость типов синоптических процессов по сезонам по данным за 1987–1991 гг. [Казурова, 1961; Россова, 2000]. Содержание исходных таблиц в работах Казуровой и Россовой было обобщено Д. Ф. Хуторянской в свете более строгих основ типизации (табл. 5.1). Таблица 5.1 Сезонная повторяемость (%) типов макропроцессов над центральными районами Якутии [Казурова, 1961; Россова, 2000] Сезоны Типы макропроцессов Сезоны зивес ма на лето Циклоническая циркуляция 1. Западные циклоны 18 33 25 2. «Ныряющие» циклоны 14 6 3 3. Южные циклоны 3 18 21 Восточный процесс: вынос тепла на центральные районы Якутии а) вынос тепла с Охотского моря 12 1 2 б) вынос тепла с СВ сектора Арктики 3 0 1 Антициклоническая циркуляция 1. Отрог Азиатского антициклона 31 11 2 2. Отрог с восточного сектора Арктики 10 1 2 3. Отрог с Охотского моря 0 4 4 4. Антициклоны (западные, северо-западные) 6 8 12 Малоградиентные поля 3 18 28 осе нь 31 9 13 4 4 18 3 2 9 7 Как следует из данных табл. 5.1, циклоны над Якутией, как и над другими регионами Восточной Сибири, по траектории подразделяются на западные, северо-западные («ныряющие») и южные. Ниже приводится краткое описание отдельных типов синоптических процессов в порядке убывания их сезонной повторяемости [Казурова, 1961]. 219 5.1. Сезонные особенности макропроцессов Господствующим зимним синоптическим процессом является радиационный антициклогенез (41 %). Этот процесс чаще проявляется как отрог Азиатского антициклона, распространяющий в северо-восточном направлении от своего центра. Часто этот гребень объединяется с Лено-Колымским ядром. Лено-Колымское ядро является самостоятельным образованием, возникает как результат интенсивного радиационного выхолаживания. В этом случае обширный Сибирский антициклон через Восточный сектор Арктики взаимодействует с Канадским антициклоном. Объединение Азиатского и Канадского антициклонов возможно при динамическом усилении Азиатского антициклона (Сибирского гребня). При такой реализации процесса тыловая часть Дальневосточной тропосферной ложбины находится над центральными районами Сибири. На значительную территорию осуществляется адвекция антициклонического вихря и холода. Как правило, формируется обширный устойчивый тропосферный очаг холода. Давление в отдельных ядрах антициклона может достигать 1045– 1050 гПа. Стационирование этого процесса возможно при развитии устойчивого тропосферного процесса блокирования (тропосферного гребня над Западной Сибирью). Если блокирующий гребень распространяется в северо-восточном направлении и существует несколько дней, то давление у поверхности Земли может увеличиться до 1080 гПа. Влияние этого гребня может длиться до 9 суток, чаще 2–3 суток [Бордовская, 1976]. Эпизодическое ослабление антициклонального барического поля происходит при выходе фронтальных циклонов, которые при смещении на территорию Якутии замедляют свое движение и заполняются. Промежуточные или заключительные антициклоны (6 %, табл. 5.1) способствуют быстрому восстановлению антициклонического поля. Устойчивое разрушение Сибирского антициклона начинается во второй половине марта. Однако на фоне мощных волн холода возобновление этого процесса возможно в апреле и даже в мае. В последующие сезоны года повторяемость антициклонической циркуляции резко уменьшается – до 20 % летом. Однако осенью антициклогенез над Якутией вновь закономерно проявляется и нарастает, отражая трансформационные преобразования в 220 поле температуры в пределах тропосферы над 2-м естественным синоптическим районом (табл. 5.1). Циклоническая циркуляция, как следует из табл. 5.1, за исключением холодного периода, имеет примерно одинаковую повторяемость – от 49 % летом до 57 и 53 % соответственно весной и осенью. Весной и осенью увеличение повторяемости фронтальных циклонов является закономерным на фоне перехода от меридиональной циркуляции в тропосфере зимой к преобладанию зонального переноса летом. Это обусловлено более частым разрушением блокирующего гребня над Уралом и, в конечном итоге, его отсутствием, характерным для теплого периода. Однако летом тропосферная циркуляция над Якутией определяется и влиянием Тихоокеанского тропосферного гребня. И в этой связи осенью, при восстановлении Дальневосточной тропосферной ложбины и разрушении Тихоокеанского гребня над Якутией и Дальним Востоком, отмечается некоторое увеличение повторяемости западных циклонов. Наибольшая повторяемость западных циклонов, как и над другими регионами Сибири, отмечается весной. Их траектории, в диапазоне широт 60–65 с. ш., могут несколько различаться. Арктические циклоны смещаются на Центральные районы Якутии с районов Новой Земли и п-ова Таймыр. Очень редко эти циклоны пересекают Якутию, продолжая смещаться в юговосточном направлении. Давление в центре этих циклонов колеблется от 965 до 1015 гПа. Скорость их смещения может достигать 70 км/ч в начале траектории и 30–50 км/ч – над центральными районами Якутии. При смещении фронтальных циклонов по более северным траекториям – через п-ов Таймыр над морями восточного сектора Арктики зимой над центральной Якутией наблюдается потепление с осадками. Наибольшее углубление этих циклонов наблюдается над Таймыром. Давление в центре этих образований составляет 960–1015 гПа. Заполняются циклоны над нижним течением Колымы. Над побережьем северных морей западные циклоны могут смещаться со скоростью 80–90 км/ч. При продвижении на восток (сушу) циклоны заполняются и их скорость над центральными районами Якутии резко уменьшается: до 30–40 км/ч. Неглубокие и окклюдированные циклоны смещаются с меньшей скоростью, иногда до 20 км/ч. В большинстве случаев западные циклоны проходят сериями. Продолжительность влияния западных цикло221 нов в среднем не превышает 2–3 суток, иногда увеличиваясь до 4–5 суток. В их тылу на территорию Якутии часто осуществляется адвекция холода, обуславливая поздние весенние или ранние осенние заморозки [Казурова, 1961]. В любой сезон года на Якутию возможен выход южных циклонов. Наибольшая повторяемость этих циклонов отмечается летом и очень редко – зимой (табл. 5.1). По своей адвективнодинамической природе южные циклоны над любым регионом 2-го ЕСР возникают как следствие обострения полярной ВФЗ и ее значительного смещения к югу – на районы Средней Азии, Монголии. Именно при взаимодействии полярного (нередко и арктического) воздуха с субтропическим и формируются необходимые для фронтального циклогенеза энергетические ресурсы в ВФЗ. Южные циклоны на Якутию выходят через Забайкалье при регенерации тропосферной ложбины в этом районе с образование частного циклона или с районов Монголии. Эти циклоны смещаются на Центральные районы Якутии при устойчивом югозападном или южном потоке на уровнях 500–700 гПа [Хмель, 1962]. При переваливании Станового хребта зачастую наблюдается процесс сегментации. При этом один из центров продолжает перемещаться на центральные районы Якутии, а второй центр смещается по более южной траектории. Глубина южных циклонов при их выходе на Якутию в среднем составляет 980–1010 гПа. Скорости смещения разнообразны: от 50–60 км/ч в начале выхода до 20–30 км/ч в конце их траектории над центральными районами Якутии. В среднем продолжительность этого процесса не превышает 2–3 суток (циклоны быстро заполняются), но иногда этот процесс может продолжаться и до 6–7 суток [Россова, 2000]. Большую роль в их траектории играет местоположение Тихоокеанского тропосферного гребня. Адвективно-динамические условия формирования и реализации этого процесса над Якутией могут незначительно отличаться по сравнению с другими территориями 2-го ЕСР лишь степенью бароклинности ВФЗ, глубиной циклона и т. д. Более подробное описание южных процессов можно найти в п. 1.5 и 1.6 ч. 2 настоящего пособия. «Ныряющие» циклоны с классической траекторией – перевѐрнутой параболой наблюдаются только зимой. Их повторяемость очень мала – до 14 % зимой (табл. 5.1). Зимой, как и в дру222 гие сезоны года, наблюдаются выходы арктических циклонов по траектории: о. Северная Земля – западная часть моря Лаптевых – на западные (центральные) районы Якутии. Термодинамическая структура этих циклонов аналогична структуре «ныряющих» циклонов за исключением их траектории (восходящяя ветвь перевѐрнутой параболы отсутствует). Выходы этих циклонов на Якутию осуществляются, когда блокирующий гребень над Западной Сибирью приобретает ультраполярную направленность. «Ныряющие» циклоны смещаются со скоростью до 90 км/ч. Над центральными районами Якутии замедляют свое движение и зачастую здесь окклюдируются. Их глубина не превышает 1020 гПа. Более подробно этот процесс рассмотрен в п. 1.3, 4.4 ч. 2 данного пособия. Наименьшая повторяемость над Якутией во все сезона года характерна для восточного процесса – тропосферного выноса тепла, подробно описанного в п. 4. 3, ч. 2. Его наибольшая повторяемость зимой составляет всего 15 % (табл. 5.1). Вынос теплого и влажного воздуха на центральные районы Якутии осуществляется по схеме, подробно представленной в [Руководство …, 1988], но со смещением в пространстве осей основных синоптических объектов, формирующих этот макропроцесс. В отдельных случаях адвекция тепла может достигать Прибайкалья и Забайкалья. Интенсивность этого процесса определяется эволюцией Тихоокеанского тропосферного гребня и барической структурой поля над Восточной Сибирью и Дальним Востоком. Вынос тепла на центральные районы Якутии возможен в двух вариантах: чаще с Охотского моря и реже – из восточного сектора Арктики (Восточно-Сибирское море), табл. 5.1. В последнем варианте антициклон у поверхности Земли располагается над Восточно-Сибирским морем или над устьями рек Колымы и Индигирки. Мощный тропосферный гребень на высотных картах распространяется с Тихого океана на Восточно-Сибирское море и море Лаптевых. Соответствующий ему гребень тепла также является более мощным, чем при выносе тепла с Охотского моря. Наиболее часто восточный процесс наблюдается в феврале (до 4 %). Средняя продолжительность его от 1 до 2 суток, реже – 5–6 суток [Россова, 2000]. Восточный процесс завершается прекращением адвекции тепла на высотах и у поверхности Земли. Над центральными районами Якутии на высотах осуществляется смена ветра с юго223 восточного направления на северо-западное направление. У поверхности Земли завершение процесса проявляется в заполнении циклона и его ложбины, направленной на Якутию, ростом давления и прояснением. Этот циркуляционный процесс проявляет важную роль Тихоокеанского тропосферного гребня в формировании режима циркуляции зимой над 2-м естественным синоптическим районом. Именно от его географического положения и интенсивности зависит смещение возникающих в районе Японских островов циклонов: или в сторону Алеутских островов или на районы Охотского моря и Камчатку, что в конечном итоге, определяет собственно вынос теплого морского воздуха на восточную часть Азиатского континента. Если высотный блокирующий гребень располагается над Беринговым морем и Камчаткой, то циклоны с Японского моря выходят на Охотское море или район Камчатки. В его отсутствие циклоны перемещаются в район Алеутских островов. Циклоны на Охотское море выходят очень глубокими – с давлением в центре от 965 до 1005 гПа. В центре антициклона на приземной карте отмечается давление до 1040–1060 гПа. Вынос теплых воздушных масс на районы Якутии при такой ситуации осуществляется с Охотского моря. Как известно, летом вся территория Сибири находится под влиянием летней Центрально-Азиатской депрессии. В этот период над территорией Якутии возможно формирование малоградиентных полей повышенного давления (28 %), когда в тропосфере на центральные районы Якутии распространяется Тихоокеанский гребень. При этом типе циркуляции барическое поле у поверхности Земли очерчивается одной, максимум двумя изобарами. Этот процесс наблюдается в период, когда воздушная масса сильно прогрета, а на высотах отмечаются слабые ветры. Продолжительность этого типа циркуляции в среднем составляет 2–3 суток [Россова, 2000]. 224 5.2. Погодные условия в различные циркуляционные сезоны Зимой над всей территорией Восточной Сибири господствует антициклональная погода, формирующаяся под влиянием выхоложенного континентального воздуха. В условиях малооблачной погоды, большой сухости воздуха и короткого дня наблюдается интенсивное радиационное выхолаживание земной поверхности и прилегающего к ней воздуха. Поэтому для зимних месяцев характерны очень низкие температуры воздуха, слабые ветры и морозные туманы, особенно интенсивные в центральной Якутии. Температура воздуха в условиях антициклональной погоды может часто понижаться до –60 С и ниже [Швер, Изюменко, 1982]. Вследствие сильного выхолаживания воздуха от земной поверхности часто образуются и становятся устойчивыми мощные радиационные инверсии. Они наблюдаются весь холодный период и их вертикальная мощность может достигать 2–3 км, а разность температур между температурой воздуха у поверхности Земли и нижней границей инверсии – 20. Подинверсионные туманы толщиной до 20–25 м чаще возникают в утренние часы, но в наиболее холодный период могут возникать в любое время суток. Нередки морозные (антропогенные) туманы как характерное для этого региона явление. Фронтальные циклоны приносят с собой облачную с осадками погоду, усиление ветра и значительное повышение температуры воздуха. Это адвективное повышение температуры воздуха в значительной мере усиливается разрушением приземной инверсии при развитии турбулентного теплообмена. Потепление при выходе циклона любого типа на центральные районы Якутии в среднем составляет 8–10 С. Однако не исключены случаи и резкого потепления – до 20 С [Черемицина, 1961; Швер, Изюменко, 1982]. В декабре, январе и феврале циклоны на территорию Центральной Якутии выходят относительно редко и на фоне устойчивого антициклона существенных и длительных изменений в погоду не привносят. Может отмечаться верхняя, средняя облачность, слабый снег, мало ухудшающий видимость. При наличии дымки видимость может ухудшаться до 1 км. Наиболее существенные изменения в погоде над Якутией отмечаются при поступлении теплого влажного воздуха с Охот225 ского моря («восточный» процесс). В самом начале процесса адвекция тепла на высоте приводит к усилению инверсии и туманов. При дальнейшем развитии «восточного» процесса инверсии разрушаются, а туманы рассеиваются. Преобладает облачность верхнего и среднего ярусов, обложные осадки. Возможны и обильные снегопады с ухудшением видимости до 1 км. В большинстве случаев видимость сохраняется в пределах 6–10 км [Россова, 2000]. В переходные периоды синоптические процессы и погодные условия отмечаются крайней неустойчивостью. Циклоны с запада приходят на центральные районы Якутии более глубокими. Возможно усиление ветра до 17–20 м/с, низовые метели. Облачность наблюдается всех ярусов, выпадают интенсивные обложные осадки, а снежные заряды могут ухудшать видимость до 1 и менее километра. Нижняя граница облачности (НГО) может понижаться до 200–400 м. Иногда на Центральную Якутию распространяется только барическая ложбина. Ложбина с хорошо выраженными фронтами приносит с собой кучево-дождевую, слоистодождевую облачность с НГО 300–600 м, обильный снег, мокрый снег с усилением ветра до 7–10 м/с и в мае резко ухудшает погоду. Осенью характерно вторжение арктических масс, и заморозки могут отмечаться почти каждый день. При прохождении циклонов нередко выпадают осадки в виде снега и мокрого снега. Осенью часто образуется слоистая внутримассовая облачность с НГО 100–200 м и ниже. После короткой весны наступает непродолжительное, но жаркое лето. На фоне малоградиентных полей формируется малооблачная погода со слабым ветром. Температура воздуха у поверхности Земли нередко превышает 30 С, особенно при распространении на Центральные районы Якутии тропосферного Тихоокеанского гребня. В июле, при малоградиентном поле низкого давления, может развиваться кучевая и кучево-дождевая облачность, но из-за сухости воздуха ливневые осадки выпадают редко [Россова, 2000]. Летом особенно ухудшается погода при выходе южных циклонов. Над центральной Якутией циклоны, вышедшие с Северной Монголии или с северо-востока Китая, появляются через 1,5–2 суток. Наиболее интенсивные дожди наблюдаются при прохождении холодных фронтов. Осадки наблюдаются как обложные, так и ливневые. Нижняя граница слоисто-дождевой об226 лачности может понижаться до 200–300 м с ухудшением видимости до 4 км. При прохождении фронтальных разделов скорость ветра в среднем не превышает 5 м/с и редко достигает 10 м/с. Траектории южных циклонов определяются топографией высотного барического поля, т. е. положением в пространстве тропосферного гребня, по западной периферии которого они и смещаются. Потепления при выходе южных циклонов незначительные, ибо центральные районы Якутии чаще всего оказываются под передней частью циклона, а не в теплом секторе. При выходе западных циклонов в их тылу осуществляется вторжение холодных воздушных масс с северо-запада, что приводит к угрозе заморозка. Как правило, во вторгшейся воздушной массе формируется антициклон с понижением температуры воздуха до 8–10 С, т. е. при адвекции холода возможны похолодания в среднем на 10 С. Устанавливается малооблачная погода с образованием туманов в ранние утренние часы. После полудня возможно выпадение ливневых дождей. ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВЕ 5 1. Бордовская Л. И. Блокирующие гребни над Уральским хребтом и их влияние на Синоп тические процессы Западной Сибири // Тр. Забайк.-Сиб. НИИ. – 1976.– Вып. 21.– С.90–98. 2. Климат Якутской АССР : атлас. – Л. : Гидрометеоиздат, 1968. – 32 с. 3. Климат Якутска / Ц. А. Швер, С. А. Изюменко. – Л. : Гидрометеоиздат, 1982. – 245 с. 4. Казурова Н. С. Синоптические процессы Якутии в различные сезоны и их краткая характеристика // Вопр. географии Якутии. – Якутск, 1961. – С. 16–44. 5. Мишнина Г. А. Потепление и выпадение осадков в зимний период при восточном процессе на территории Якутской АССР : рукопись / Г. А. Мишнина ; Фонд ЯУГМС. – Якутск, 1959. – 16 с. 6. Олехник В. Н. Сильные ветры по реке Лены от Якутска до Тикси : рукопись / В. Н. Олехник ; Фонд ЯУГМС. – Якутск, 1962. 7. Простяков С. М. Типы синоптических процессов в Восточной Азии. Л. : Гидрометеоиздат, 1947. – 186 с. 8. Понасенко В. А. Исследования условий понижения температуры воздуха до –50С и ниже в Центральной Якутии. Якутск : рукопись / В. А. Понасенко ; ЯУГКС. – Якутск, 1986. – 14 с. 9. Россова Л. А. Типизация синоптических процессов на территории Центральной Якутии : дипл. работа / Л. А. Россова ; ИГУ, каф. метеорологии и охраны атмосферы. – Иркутск, 2000. – 72 с. 10. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / редкол.: Н. И. Лисогурский [и др.]. – Л. : Гидрометеоиздат, 1988. – Ч. 2, вып. 5. – 174 с. 11. Хмель Н. Л. Выход южных циклонов на территорию Якутской АССР : рукопись / Н. Л. Хмель ; Фонд ЯУГМС. – Якутск, 1962. – С. 11. 227 12. Черемицина Е. С. Потепление в Центральных районах в зимний период : рукопись / Е. С. Черемицина ; Фонд ЯУГМС. – Якутск, 1961. – С. 16. 228 Заключение Приведѐнное описание сезонных особенностей циркуляционного режима над различными физико-географическими пространствами Российской Федерации позволяет убедиться в определяющей роли рельефа и других ландшафтных особенностей при реализации типовых синоптических процессов. Особенно ярко это проявляется при сравнении циркуляционного режима Западной и Восточной Сибири. Вместе с тем сезонная трансформация воздуха над Азиатским континентом и Тихим океаном способствует образованию сезонных центров циркуляции: Азиатского антициклона зимой и Центрально-Азиатской депрессии летом. Эти крупномасштабные процессы также различаются в своей динамике над Западной и Восточной Сибирью. Более того, влияние Арктики как «дирижѐра» циркуляционного режима над Евразией также различно над Западной и Восточной Сибирью. Эти фоновые различия циркуляции над сопредельными пространствами диктуют различия и в реализации конкретных синоптических процессов. Например, южные процессы проявляют различную сезонную активность над упомянутыми выше регионами. И конечно, один и тот же типовой процесс реализуется над различными физико-географическими районами по-разному. Достаточно вспомнить об орографическом циклогенезе над южными районами Байкала или процесс образования циклона над Минусинской котловиной. Региональные особенности синоптических процессов проявляются и в пределах меньших территорий. Например, краткосрочный прогноз погоды над территорией Иркутской области может разрабатываться отдельно для западных, южных, центральных и дрrугих районов Иркутской области (синоптики выделяют от 5 до 7 физико-географических районов). В настоящее время, даже при достаточном обеспечении текущей и прогностической информацией, только глубокое знание термобарической структуры фоновых процессов, их эволюции при взаимодействии с подстилающей поверхностью будет способствовать успешности прогнозов погоды. Надеемся, что информация, обобщѐнная в данном учебном пособии, будет полез229 ной при приобретении глубоких теоретических знаний студентами и практического опыта молодым специалистами. Более подробную информацию о региональных проявлениях каждого типового макропроцесса можно получить из литературных источников, перечень которых дается после каждой главы. Невозможно не выразить глубокую признательность специалистам территориальных УГКС Сибири, которые впервые анализировали и обобщали особенности циркуляционного режима над различными регионами Сибири. При отсутствии новейшей литературы будет полезным поиск общеобразовательной дополнительной информации в сети Интернет. Для имеющих выход в Интернет ниже приводятся общедоступные метеосайты, на которых содержится много полезной текстовой, графической, видео- и фотоинформации по метеорологии, климатологии, а также подробная оперативная информация о погоде по всем регионам планеты, в том числе России. Обобщѐнный анализ современных климатических и погодных условий можно найти в ежегодно публикуемой информации, например: «Доклад об особенностях климата на территории Российской Федерации за 2011 год». Этот и предыдущие за 5 лет доклады можно найти на официальном сайте Роскомгидромета. 230 РЕКОМЕНДУЕМЫЕ ЭЛЕКТРОННЫЕ ИНФОРМАЦИОННЫЕ ИСТОЧНИКИ 1. Федеральная служба России по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (РОСГИДРОМЕТ) : офиц. сайт. – URL: http://www.meteorf.ru. 2. Новосибирский центр Всемирной службы погоды. – URL: http://www.meteo-nso.ru/ 3. Гидрометцентра России. – URL: http://www.meteoinfo.ru. 4. Гидрометслужбы России. – URL: http://www.meteoweb.ru. 5. Метеоагентства Росгидромета. – URL: http://www.meteoagency.ru. 6. Прогноз погоды по городу: на 3 суток. – URL: http://pogoda.mail.ru. 7. Прогноз погоды по городу: на 5 суток. – URL: http://propogodu.ru. 8. Центр ФОБОС ГИС Метео. – URL: http://fobos.gismeteo.ru. 9. Телекомпания «Метео-ТВ». – URL: http://www.meteo-tv.ru/ news/index.php 10. Компания «Map Makers Group Ltd». – URL: http://mapmak.mecom.ru/ 11. Всемирнная метеорологическая организация (ВМО). – URL: http://www.wmo.ch/ pages/index_en.html 12. Климатический справочник России. – URL: http://oglibrary.ru/ data/ new/221111.htm. 13. Архив погоды Планеты. – URL: http://meteo.infospace.ru/ win/wcarch/html/r_index.sht. 14. Метеорологический словарь. ВСЁ о погоде. – URL: http://pogoda.ru.net/dictionary.htm. 15. Погода ВИДЫ. – URL: http://www.liveinternet.ru/users/ grigorij33/post80284671/ 16. Гис Метео Сайт. – URL: http://www.gismeteo.ru/ 17. GeoMan.ru : б-ка по географии. 2001–2008 / подборка материалов А. С. Злыгостева. – URL: http://www.geoman.ru 231 Учебное издание Хуторянская Диана Францевна РЕГИОНАЛЬНАЯ СИНОПТИКА Редактор М. А. Айзиман Темплан 2012 г. Поз. 83 Подписано в печать 26.10.2012. Формат 60х90 1/16 Уч.-изд. л. 10,9. Усл. печ. л. 14,1. Тираж 100 экз. Заказ 106 Издательство ИГУ 664003, Иркутск, бульвар Гагарина, 36 232
