что такое малоградиентное поле в метеорологии
Барическое поле и ветер
Барическое поле
В этой лекции мы остановимся на горизонтальном распределении давления и на его изменениях во времени. То и другое тесно связано с режимом ветра.
Карты барической топографии
Изобары
Барические системы
Горизонтальный барический градиент
Точно выразить, как меняется атмосферное давление в горизонтальном направлении, можно с помощью так называемого горизонтального барического градиента, или горизонтального градиента давления. Горизонтальным градиентом давления называют изменение давления на единицу расстояния в горизонтальной плоскости (точнее, на поверхности уровня); при этом расстояние берется по тому направлению, в котором давление убывает всего сильнее.
Как всякий вектор, горизонтальный барический градиент можно графически представить стрелкой; в данном случае стрелкой, направленной по нормали к изобаре в сторону убывания давления.
Там, где изобары сгущены, изменение давления на единицу расстояния по нормали к изобаре больше; там, где изобары раздвинуты, оно меньше.
Если в атмосфере есть горизонтальный барический градиент, это означает, что изобарические поверхности в данном участке атмосферы наклонены к поверхности уровня и, стало быть, пересекаются с нею, образуя изобары.
Изменения барического градиента с высотой
С высотой барическое поле атмосферы меняется. Это значит, что меняются форма изобар и их взаимное расположение, а стало быть, меняются величина и направление барических градиентов. Эти изменения связаны с неравномерным распределением температуры.
Представим себе, что в некоторой области у земной поверхности никакого барического градиента нет, т. е. давление во всех точках одинаково. Но при этом температура распределяется неравномерно: в одной части рассматриваемой области она выше, в другой ниже. Следовательно, существует горизонтальный температурный градиент, направленный по нормали к изотерме в ту сторону, куда температура убывает. Мы знаем, что в холодном воздухе барическая ступень меньше, чем в теплом: давление падает с высотой тем быстрее, чем ниже температура воздуха. Отсюда следует, что изобарические поверхности, как правило, не могут быть горизонтальными. Если даже нижняя, приземная изобарическая поверхность горизонтальна, то каждая вышележащая поверхность будет приподнята над нижележащей поверхностью в холодном воздухе меньше, в теплом воздухе больше. Следовательно, вышележащие поверхности будут наклонены от теплого воздуха к холодному, притом наклонены тем больше, чем выше лежит данная поверхность. А это значит, что, хотя у земной поверхности горизонтального барического градиента нет, в вышележащих слоях такой градиент имеется.
Обобщая это рассуждение, можно сказать, что, каков бы ни был горизонтальный барический градиент у земной поверхности, с высотой он будет приближаться к горизонтальному температурному градиенту.
Колебания давления
Атмосферное давление в каждой точке земной поверхности или в любой точке свободной атмосферы все время меняется, т. е. либо растет, либо падает. Эти изменения давления в основном непериодического характера. В умеренных и высоких широтах они значительно сильнее, чем в тропических.
Иногда за одни сутки давление в данном пункте меняется на 20-30 мб. Даже за 3 часа давление может измениться на 5 мб и больше.
При метеорологических наблюдениях отмечают величину изменения давления dp за последние 3 часа перед сроком наблюдений. Эта величина называется барической тенденцией.
Междусуточная изменчивость давления. Крайние значения
Общую характеристику непериодических изменений давления можно дать с помощью междусуточной изменчивости давления. Так мы будем называть среднюю многолетнюю величину изменения давления за сутки, например по утренним наблюдениям, независимо от знака изменения.
У земной поверхности в умеренных широтах средняя междусуточная изменчивость давления порядка 3-10 мб.
В течение года колебания давления, конечно, еще больше. В Ленинграде, например, колебания давления за год в среднем 76 мб; в Джакарте, под экватором, 12 мб.
Скорость ветра
Скорость ветра у земной поверхности измеряется анемометрами разной конструкции. Чаще всего они основаны на том, что давление ветра приводит во вращение приемную часть прибора (чашечный анемометр, мельничный анемометр и пр.) или отклоняет ее от положения равновесия (доска Вильда). По скорости вращения или величине отклонения можно определить скорость ветра. Приборы для измерения ветра на наземных станциях устанавливаются на высоте 10-15 м над земной поверхностью. Измеренный ими ветер и называется ветром у земной поверхности.
Направление ветра
Направление ветра определяется с помощью флюгера, вращающегося около вертикальной оси. Под действием ветра флюгер принимает положение по направлению ветра. Флюгер обычно соединяется с доской Вильда. Так же как и для скорости, различают мгновенное и сглаженное направление ветра. Мгновенные направления ветра значительно колеблются около некоторого среднего (сглаженного) направления, которое определяется при наблюдениях по флюгеру.
При климатологической обработке наблюдений над ветром можно для каждого данного пункта построить диаграмму, представляющую собой распределение повторяемости направлений ветра по основным румбам, в виде так называемой розы ветров. От начала полярных координат откладываются направления по румбам горизонта, длины которых пропорциональны повторяемости ветров данного направления. Концы отрезков можно соединить ломаной линией. Повторяемость штилей указывается числом в центре диаграммы.
Для представления на климатических картах направление ветра обобщают разными способами. Можно нанести на карту в разных местах розы ветров. Но чаще определяется преобладающее направление ветра.
Линии тока
Пространственное распределение ветра, стало быть, является векторным полем. Его можно представать графически разными способами. Наиболее наглядно поле ветра представляется с помощью линий тока, аналогичных, например, силовым линиям в магнитном поле. В каждой точке поля, в которой ветер известен, его наносят стрелкой, имеющей то направление, куда дует ветер. Затем на карте проводят линии тока так, чтобы направление ветра в каждой точке поля совпадало с направлением касательной к линии тока, проходящей через эту точку. Линии тока проводят тем ближе друг к другу, чем больше скорость ветра в данном участке поля. Таким образом, на карте получается система линий тока.
Нужно помнить, что линии тока для определенного срока наблюдений представляют собой именно моментальный снимок с поля ветра. Не следует смешивать их с путями (траекториями) воздушных частиц. Дело в том, что с течением времени поле ветра изменяется и, стало быть, меняется распределение линий тока.
Если на поле с линией сходимости налагается переносное движение, то может получиться, что линии тока направлены к линиям сходимости только с одной стороны, а с другой выходят из этой линии, как показано на рис. 72. Такую линию сходимости называют односторонней.
Легко понять, что сходимость линий тока должна сопровождаться восходящим движением стекающегося воздуха, а расходимость, напротив, нисходящим движением растекающегося воздуха.
Порывистость ветра
Ветер постоянно и быстро меняется по скорости и направлению, колеблясь около каких-то средних величин. Причиной этих колебаний (пульсаций, или флуктуации) ветра является турбулентность. Колебания эти можно регистрировать чувствительными самопишущими приборами. Ветер, обладающий резко выраженными колебаниями скорости и направления, называют порывистым. При особенно сильной порывистости говорят о шквалистом ветре.
При обычных станционных наблюдениях над ветром определяют среднее направление и среднюю его скорость за промежуток времени порядка нескольких минут. При наблюдениях по флюгеру Вильда наблюдатель должен в течение двух минут следить за колебаниями флюгарки и в течение двух минут за колебаниями доски Вильда, а в результате определить среднее (сглаженное) направление и среднюю (сглаженную) скорость за это время.
Порывистость тем больше, чем больше турбулентность. Следовательно, она сильнее выражена над сушей, чем над морем; особенно велика в районах со сложным рельефом местности; больше летом, чем зимой; имеет послеполуденный максимум в суточном ходе.
В свободной атмосфере турбулентность может приводить к болтанке самолетов. Болтанка особенно велика в сильно развитых облаках конвекции. Но она резко возрастает и при отсутствии облаков в зонах так называемых струйных течений.
Влияние препятствий на ветер
Всякое препятствие, стоящее на пути ветра, будет как-то на него влиять, возмущать поле ветра. Такие препятствия могут быть и крупномасштабными, как горные хребты, и мелкомасштабными, как здания, деревья, лесные полосы и т. д. Прежде всего препятствие отклоняет воздушное течение: оно должно либо обтекать препятствие с боков, либо перетекать через него сверху.
Перетекание воздуха через препятствия приводит к очень важным следствиям, таким, как увеличение облаков и осадков на наветренном склоне горы при восходящем движении воздуха и, наоборот, рассеяние облачности на подветренном склоне при нисходящем движении.
Обтекая препятствие, ветер перед ним ослабевает, но с боковых сторон усиливается. За препятствием скорость ветра уменьшается, там имеется ветровая тень.
Очень существенно усиливается ветер, попадая в суживающееся орографическое ложе, например между двумя горными хребтами. При продвижении воздушного потока его поперечное сечение уменьшается; а так как сквозь уменьшающееся сечение должно пройти столько же воздуха, то скорость возрастает. Этим объясняются усиление ветра в проливах между высокими островами и даже на городских улицах.
Влияние полезащитных лесных полос на микроклиматические условия полей связано в первую очередь с тем ослаблением ветра в приземных слоях воздуха, которое создают лесные полосы. Воздух перетекает поверх лесной полосы, и, кроме того, скорость его ослабевает при просачивании его сквозь просветы в полосе. Поэтому непосредственно за полосой скорость ветра резко ослаблена. На более далеком расстоянии за полосой скорость ветра увеличивается. Однако первоначальная, неослабленная скорость ветра восстанавливается только на расстоянии, равном 40-50-кратной высоте деревьев полосы, если полоса ажурная (несплошная). Влияние сплошной полосы распространяется на расстояние, равное 20-30-кратной высоте деревьев и меньше.
Ускорение воздуха под действием барического градиента
Ветер возникает в связи с неравномерным распределением атмосферного давления. При неравномерном распределении атмосферного давления воздух стремится перемещаться из мест с более высоким давлением в места с более низким давлением.
Мерой неравномерности распределения давления является горизонтальный барический градиент. Воздух получает ускорение тем большее, чем больше барический градиент. Следовательно, барический градиент есть сила, сообщающая воздуху ускорение, т. е. вызывающая ветер и меняющая скорость ветра.
Если бы на воздух действовала только сила барического градиента, то движение воздуха под действием этой силы было бы равномерно ускоренным. Хотя ускорение, сообщаемое воздуху силой градиента, невелико, при более или менее длительном действии этой силы воздух получил бы очень большие и притом неограниченно растущие скорости. В действительности этого не бывает. Воздух движется, как правило, со скоростью порядка нескольких метров и, очень редко, нескольких десятков метров в секунду, причем обычно скорость ветра мало меняется в течение длительного времени. Это значит, что, кроме силы градиента, на движущийся воздух действуют другие силы, более или менее уравновешивающие силу градиента.
Отклоняющая сила вращения Земли
В механике доказывается, что при движении любого тела во вращающейся системе координат возникает отклонение от первоначального направления движения относительно этой системы. Иными словами, тело, движущееся во вращающейся системе координат, получает относительно этой системы так называемое поворотное ускорение, или ускорение Кориолиса, направленное под прямым углом к скорости. Таким образом, поворотное ускорение не меняет величину скорости, а только меняет направление движения.
Поворотное ускорение объясняется не тем, что есть какая-то внешняя сила, отклоняющая воздух от первоначального направления движения. На самом деле воздух стремится сохранить по инерции свое первоначальное направление движения, но не относительно вращающейся Земли, а относительно мирового пространства, относительно неподвижной системы координат. Система же координат, связанная с земной поверхностью, к которой относят ветер, поворачивается под движущимся воздухом в процессе суточного вращения Земли. Таким образом, не воздух отклоняется от первоначального направления относительно Земли, а Земля с ее параллелями и меридианами поворачивается под движущимся воздухом в противоположную сторону.
Отклоняющая сила вращения Земли обращается в нуль у экватора и имеет наибольшую величину на полюсе. Она также пропорциональна скорости ветра и обращается в нуль при скорости, равной нулю. Если тело неподвижно, то никакого ускорения относительно Земли оно получить не может. Направлена отклоняющая сила под прямым углом к скорости, вправо в северном полушарии и влево в южном. Отклоняющая сила вращения Земли при движении воздуха может уравновесить силу барического градиента.
Геострофический ветер
При геострофическом ветре, кроме движущей силы градиента на воздух действует еще отклоняющая сила вращения Земли. Поскольку движение предполагается равномерным, обе силы уравновешиваются, т. е. равны по величине и направлены взаимно противоположно. Отклоняющая сила вращения Земли в северном полушарии направлена под прямым углом к скорости движения вправо. Отсюда следует, что сила градиента, равная ей по величине, должна быть направлена под прямым углом к скорости влево. А так как под прямым углом к градиенту лежит изобара, то это значит, что геострофический ветер дует вдоль изобар, оставляя низкое давление слева.
Ветер у земной поверхности всегда более или менее отличается от геострофического ветра и по скорости, и по направлению. Это происходит потому, что у земной поверхности достаточно велика сила трения, которая для геострофического ветра предполагается равной нулю. Но в свободной атмосфере, примерно начиная с 1000 м, действительной ветер уже очень близок к геострофическому.
В действительности ветер в свободной атмосфере все-таки отклоняется от изобар в ту или иную сторону, но на очень небольшой угол, порядка нескольких градусов. Скорость его также хотя и близка к скорости геострофического ветра, но не в точности равна ей. Тем не менее, близость действительного ветра в свободной атмосфере к геострофическому ветру дает важную возможность с достаточным приближением определять скорость и направление действительного ветра на высотах по распределению давления.
Градиентный ветер
Если движение воздуха происходит без действия силы трения, но криволинейно, то это значит, что, кроме силы градиента и отклоняющей силы вращения Земли, появляется еще центробежная сила. Направлена центробежная сила по радиусу кривизны траектории наружу, в сторону выпуклости траектории.
Такой теоретический случай равномерного движения воздуха по круговым траекториям без влияния трения называют градиентным ветром. Из изложенного видно, что траектории в случае градиентного ветра совпадают с изобарами. Градиентный ветер, так же как и геострофический, направлен по изобарам, в этом случае уже не прямолинейным, а круговым.
В понятие градиентного ветра часто включают также и геострофический ветер, как предельный случай градиентного ветра.
Градиентный ветер в циклоне и антициклоне
Для градиентного ветра возможны два случая.
а) В барической системе с концентрическими круговыми изобарами градиенты направлены по радиусам от периферии к центру (рис. 76). Это значит, что в центре системы давление самое низкое, а к периферии оно растет. Такая барическая система с самым низким давлением в центре и с концентрическими круговыми изобарами представляет собой простейший вид циклона. Центробежная сила в циклоне направлена всегда наружу, в сторону выпуклости траектории (изобары), т. е. в данном случае против силы градиента.
Как правило, центробежная сила в действительных атмосферных условиях меньше силы градиента. Поэтому для равновесия действующих сил нужно, чтобы отклоняющая сила вращения Земли была направлена так же, как и центробежная сила, и чтобы они вместе уравновешивали силу градиента. Это значит, что отклоняющая сила должна быть направлена также наружу, от центра циклона. Скорость же ветра должна отклоняться на прямой угол от отклоняющей силы, в северном полушарии влево. Стало быть, ветер должен дуть по круговым изобарам циклона против часовой стрелки, отклоняясь от барического градиента вправо.
Запомним это очень важное различие между циклоном и антициклоном.
При одном и том же градиенте скорость градиентного ветра в циклоне меньше, а в антициклоне больше, чем при прямолинейных изобарах, т. е. больше, чем скорость геострофического ветра. Скорость ветра пропорциональна отклоняющей силе. Но в случае антициклона отклоняющая сила больше, а в случае циклона меньше, чем сила градиента. Поэтому одному и тому же градиенту соответствует в антициклоне большая скорость ветра, чем в циклоне.
Термический ветер
Геострофический или градиентный ветер направлен, как мы уже знаем, по изобарам. Приблизительно по изобарам направлен и действительный ветер в свободной атмосфере.
Нам известно, что барический градиент получает с высотой дополнительную составляющую, направленную по температурному градиенту и пропорциональную ему. Следовательно, и градиентный ветер получает с высотой дополнительную составляющую скорости, направленную по изотерме. Эту дополнительную составляющую называют термическим ветром.
Если барический градиент на нижнем уровне совпадает по направлению с температурным градиентом в вышележащей атмосфере, то он с высотой возрастает, не меняя направления. В этом случае изобары на всех уровнях будут совпадать по направлению с изотермами, а термический ветер будет совпадать по направлению с ветром на нижнем уровне. Ветер при этом возрастает с высотой; не меняя своего направления. Если барический градиент на нижнем уровне противоположен по направлению температурному градиенту, то он будет соответственно убывать с высотой. Вместе с ним, не меняя направления, будет убывать и ветер до тех пор, пока он не превратится в нуль и не перейдет на противоположное направление.
Сила трения
Трение в атмосфере также является силой, которая сообщает уже существующему движению воздуха отрицательное ускорение, т. е. замедляет движение, а также меняет его направление.
В первом приближении силу трения в атмосфере можно считать направленной противоположно скорости. Сила трения наиболее велика у самой земной поверхности. С высотой она убывает и на уровне около 1000 м становится незначительной по сравнению с другими силами, действующими на движение воздуха. Поэтому начиная с этой высоты ею можно пренебречь. Высота, на которой сила трения практически исчезает (от 500 до 1500 м, в среднем около 1000 м), называется уровнем трения.
Нижний слой тропосферы, от земной поверхности до уровня трения, называется слоем трения или планетарным пограничным слоем.
Сила трения в этом слое вызывается тем, что воздух течет над шероховатой земной поверхностью и скорость воздушных частиц, непосредственно соприкасающихся с земной поверхностью, замедляется. Частицы с уменьшенной скоростью в процессе турбулентного обмена передаются в вышележащие слои, а сверху взамен их поступают частицы с большей скоростью, которые в свою очередь замедляются при соприкосновении с земной поверхностью. Таким образом, вследствие турбулентности уменьшение скорости передается вверх на более или менее мощный слой атмосферы. Это и будет слой трения.
Влияние трения на скорость и направление ветра
Скорость ветра уменьшается вследствие трения настолько, что у земной поверхности (на высоте флюгера) над сушей она примерно вдвое меньше, чем скорость геострофического ветра, рассчитанная для того же барического градиента.
Сила трения влияет и на направление ветра.
Представим себе равномерное прямолинейное движение воздуха при наличии силы трения (геотриптический ветер). Скорость ветра будет направлена не по изобарам. Она будет пересекать изобары, отклоняясь при этом от градиента вправо (в северном полушарии), но составляя с ним некоторый угол меньше прямого.
Понятно, что в южном полушарии спиралеобразные линии тока будут направлены в циклоне по часовой стрелке и в антициклоне против часовой стрелки. Но составляющая скорости ветра, нормальная к изобарам, будет и там в циклоне направлена внутрь, а в антициклоне наружу.
Суточный ход ветра
Над морем некоторое усиление конвекции приходится на ночь, а потому и суточный максимум ветра наблюдается ночью.
Барический закон ветра
Связь ветра с изменениями давления
Над любым уровнем в свободной атмосфере масса воздуха может меняться, между прочим, вследствие вертикальных движений воздуха. При нисходящем движении часть воздуха будет уходить ниже данного уровня, и давление на этом уровне будет убывать. В случае восходящего движения наблюдается обратное.
Горизонтальное перемещение воздуха может приводить, а может и не приводить к изменениям давления, смотря по своим особенностям. Если, например, допустить, что ветер геострофический и дует в широтном направлении и при этом температура воздуха везде одинаковая, то изменений в распределении давления вовсе не будет. В действительности давление все время меняется, и подчас очень сильно. Меняется оно как раз за счет отклонений действительного ветра от градиентного. При этом значительные отклонения действительного ветра от градиентного вследствие трения могут менять распределение давления только в одну сторону, именно выравнивать разности давления, т. е. заполнять циклоны и ослаблять антициклоны. В действительности же всегда наблюдается также и возрастание разностей давления, т. е. углубление циклонов и усиление антициклонов.
Что такое малоградиентное поле в метеорологии
1. Климатические границы Нижнего Поволжья
2. Выделение Нижнего Поволжья в регион по циркуляционным признакам
3. Типы синоптических процессов
4. Число дней с малоградиентными полями в Нижнем Поволжье
Список использованных источников
Некоторые исследователи считают, что глобальное потепление это миф, часть учёных отвергает возможность влияния человека на этот процесс и, наконец, есть те, кто не отрицает факт потепления и допускает его антропогенный характер, но не соглашается с тем, что наиболее опасными из воздействий на климат являются промышленные выбросы парниковых газов.
Работы по изучению атмосферной циркуляции в Нижнем Поволжье и определению типов синоптических процессов, характерных для этого региона, проводятся на кафедре метеорологии и климатологии СГУ примерно с 1962 года. Данное исследование является продолжением ранее выполненных исследований по изучению синоптических процессов Нижнего Поволжья, начатых В.Л. Архангельским [2] и продолженных Е.А. Полянской. [3] Курсовая работа выполнена в рамках научной темы кафедры метеорологии и климатологии «Изменчивость циркуляционных процессов и климатических параметров в Нижнем Поволжье на фоне глобального потепления».
1. Климатические границы Нижнего Поволжья
По климатическому районированию СССР Б.П. Алисова [7] Нижнее Поволжье составляет восточную часть континентальной европейской области с недостаточным увлажнением, с годовым притоком прямой и рассеянной солнечной радиации от 100 до 120 ккал/см и с годовой амплитудой температуры воздуха в 30°
В ходе многочисленных исследований, проведённых с различным подходом к изучению климатических границ, установлено объективное существование климатического раздела на севере Нижнего Поволжья, проходящего в общем широтно, несколько уклоняясь на юго-запад, и пересекающего Волгу в зоне между 52 и 54 параллелями. Раздел этот динамически обусловлен, он является одним из важнейших в восточной Европе, отделяя климатические области с недостаточным увлажнением от достаточно увлажнённых районов. В 1927 году Р.Э. Давид предлагал провести границу Нижнего Поволжья на севере по летнему положению барической оси высокого давления. Это предложение было реализовано в свете более поздних исследований. Е.В. Ишерской и Г.А. Лапиной [8] северная граница Нижнего Поволжья проведена именно так (рис.1). При уточнении прохождения этой климатической границы авторы сочли необходимым, кроме того авторы сочли необходимым, кроме того использовать карты почвенного и растительных покровов, отражающие наиболее полно весь комплекс климатических проявлений. Северную границу засушливого Нижнего Поволжья в почвенном покрове отражает переход от обыкновенных чернозёмов к сплошным массивам тучных чернозёмов.
При выделении южной границы Нижнего Поволжья авторы [8] считали, что климат Нижнего Поволжья имеет характер степной территории с разной и быстро нарастающей на юго-восток степенью засушливости (и континентальности) отдельных его частей, и отличен от пустынного климата Северной части Прикаспийской низменности. Очень многими исследователями (при различном подходе к климатическому районированию) отмечается наличие существенного климатического раздела, ограничивающего регион с юга севернее побережья Каспийского моря. Как видно на рисунке 1, южная граница Нижнего Поволжья проведена авторами очень близко к прохождению этой границы на картах Б.П. Алисова [7] и мало отличается от предложений большинства авторов климатических карт. Южная климатическая граница может рассматриваться (наряду с северной границей) как климатическая граница высокого ранга, как один из важнейших климатических разделов на Русской (Восточно-Европейской) равнине.
Климатическое воздействие гор сказывается, как известно, прежде всего, в увеличении количества выпадающих атмосферных осадков. Увеличение количества атмосферных осадков с наветренной стороны возвышенностей начинается раньше, чем получает своё развитие в рельефе сама возвышенность. Это осадки предвосхождения. Они вызваны возмущающим влиянием возвышенности на воздушные течения и фронты. Поэтому при проведении восточной границы климатической области Нижнего Поволжья приходится руководствоваться не столько орографией, сколько распределением сумм осадков.
На территории Нижнего Поволжья наблюдается общее уменьшение количества осадков с запада на восток. В этом находит своё отражение процесс континентализации (трансформации) воздушных масс атлантического происхождения в процессах западного переноса. Однако с приближением к Уральским горам, ещё до того как мы вступим в эту горную страну, падение количества осадков и сменяется увеличением (ростом сумм) осадков приостанавливается, что знаменует вступление на арену нового фактора орографического характера.
Наименее уверенно проводится климатическая граница на западе. Она проходит по Окско-Донской равнине, где переход от одного климатического режима к другому происходит очень постепенно. Резких изменений в климатических условиях на территории совсем нет. Поступающие в преобладающем западном переносе воздушные массы меняют свои свойства под влиянием континента постепенно, и где именно наступает такая степень их трансформации, когда признаки континентальности и засушливости, присущие климату Нижнего Поволжья, начинают выступать достаточно отчётливо, указать очень трудно. Таким образом, западная граница Нижнего Поволжья выражена в климатическом отношении более неопределённо, в отличие от других климатических границ. По большинству показателей, в том числе относящихся к такому важному свойству климата Нижнего Поволжья, как его засушливость и континентальность, качественный рубеж, дающий некоторое основание для проведения западной границы, приходится на довольно широкую полосу между Доном и Медведицей. Уточняя положение границы на основании карт почвенного покрова, авторы [8] проводят западную границу по нижнему течению р. Хопра: западнее господствуют почвы типа тучных чернозёмов, свидетельствующие о выходе из области засушливого (сухого) режима и переходе к режиму более благоприятного увлажнения.
В выделенных границах территория Нижнего Поволжья обладает общностью климатического режима, почему и может быть рассматриваема как некоторая самостоятельная единица климатического районирования европейской части России.
климатическая граница малоградиентное поле
2. Выделение Нижнего Поволжья в регион по циркуляционным признакам
Существенные особенности циркуляции атмосферы, присущие Юго-востоку европейской части России, проявляются во взаимодействиях холодных и тёплых вторжений при меридиональных процессах и в переменном преобладании в разные сезоны года воздействий субтропического (азорского) и азиатского (зимнего) антициклонов. Значительную погодо- и климатообразующую роль играют южные (полярно-фронтовые) циклоны, смещающиеся в этот район, а также арктические вторжения.
Район Нижнего Поволжья часто оказывается под воздействием западной периферии азиатского антициклона, через этот край также часто проходят юго-западные полярно-фронтовые циклоны, огибая западную и северо-западную периферию западного отрога азиатского антициклона, смещаясь, в общем, с юго-запада на северо-восток. Необходимым условием развития таких циклонов и выхода их на Нижнее Поволжье является наличие в нижней половине тропосферы деформационного поля на юго-востоке европейской части России и в пролегающих к нему районах и значительных температурных контрастов во взаимодействующих воздушных массах. Частые воздействия отрогов субтропического максимума (преимущественно с запада, юго-запада и юга), отрогов зимнего азиатского антициклона (с востока), циклонической деятельности на полярном фронте и циклонической деятельности на арктическом фронте (включая и тыловые вторжения), обусловливают постоянную тенденцию к образованию над Нижним Поволжьем устойчивого деформационного поля в нижнем слое тропосферы (1000-850 гПа). Это позволяет рассматривать Нижнее Поволжье как регион, имеющий определённые особенности в проявлении атмосферных процессов.
Процессы стабилизации антициклонов, сформированных в прежнем арктическом воздухе, и трансформации этого воздуха в умеренный и местный тропический воздух свойственны тёплой части года. Процессы воздействия зимнего азиатского антициклона свойственны холодной части года. И, наконец, несколько большая повторяемость летом процесса воздействия субтропического антициклона может быть объяснена смещением к северу в это время года главного полярного фронта и субтропической высотной фронтальной зоны.
В течение трёх месяцев (июнь-август) Нижнее Поволжье находится в зоне восточной периферии азорского антициклона, давление с запада на восток, и величина его изменяется от 1015 до 1010 гПа.
В мае и сентябре средние климатические величины давления в Нижнем Поволжье составляют 1016 гПа. В мае это район находится в центральной части антициклона, который занимает большую часть бассейнов рек Волги и Урала и северную половину Казахстана. В сентябре атмосферное давление в Нижнем Поволжье возрастает как в западном, так и в восточном направлениях.
Географическое положение Нижнего Поволжья в климатической области господства деформационного поля предопределяет активное появление здесь воздействий зимнего азиатского и субтропического (азорского) антициклонов, а также процессов циклогенеза на полярном и арктическом фронтах и процессов трансформации прежнего арктического воздуха в умеренный и местный тропический. Следовательно, и многолетние данные подтверждают возможность выделения Нижнего Поволжья в область, которой присущи определённые региональные особенности циркуляции.
Орографические условия Нижнего Поволжья не могут существенно влиять на перенос воздуха выше уровня 900 гПа. Косвенное подтверждение этого можно видеть хотя бы в том, что в наиболее возвышенной части Саратовской области (северо-западной) увеличение годовых сумм осадков местами за счет орографии не превышает 15% от сумм осадков в этой зоне Нижнего Поволжья. Как известно, изогиета 40 мм годовых осадков охватывает значительную часть правобережья Нижнего Поволжья, а на северо-западе Саратовской области лишь местами годовые суммы осадков равны 450 мм. Для сравнения можно напомнить, что на тех же широтах на Дальнем Востоке в долине нижнего Амура годовые суммы осадков составляют 400-500 мм (т.е. примерно столько же, сколько и в правобережье Саратовской области), а рядом, на северо-западных и западных склонах Сихотэ-Алиня-900-950 мм. Таким образом, в условиях западных склонов северной половины Сихотэ-Алиня увеличение годовых сумм осадков за счет влияния орографии достигает 100% сверх климатической нормы их в соседней долине Амура.
В равнинной заволжской части Нижнего Поволжья с удалением на юго-восток количество осадков быстро уменьшается, и на крайнем юго-востоке в среднем за год выпадает всего лишь 175 мм и менее.
Распределение осадков на территории Приволжской возвышенности и Сыртовой равнины Заволжья в пределах Нижнего Поволжья подтверждает ведущую роль циркуляционных условий в формировании климата в этом регионе по сравнению с условиями подстилающей поверхности.
3. Типы синоптических процессов
Синоптические процессы Нижнего Поволжья нашли отражение в исследованиях многих авторов, занимающихся изучением циркуляции атмосферы или метеорологического режима Юго-востока европейской части России или Европейско-Азиатского материка.
Непрекращающиеся попытки синоптиков установить классификации (или типизации) атмосферных процессов несомненно свидетельствуют о практической целесообразности таких классификаций, но одновременно эти непрекращающиеся попытки свидетельствуют также и о несовершенстве существующих классификаций. Каждый новый автор, по-видимому, считает, что все предшествующие классификации в каком-то отношении неудовлетворительными или, по меньшей мере, неподходящими для своих целей и приступает к созданию еще одной классификации. Проблема объективной классификации атмосферных полей была и остаётся, безусловно, актуальной.
Имеются классификации, носящие региональный характер. Для ряда классификаций изданы каталоги разбивки атмосферных процессов на однородные периоды.
Последовательное изучение синоптических процессов в Нижнем Поволжье начато В.Л. Архангельским [2]. Он выделил шесть типов наиболее характерных атмосферных процессов, участвующих в формировании климата нижнего Поволжья:
В соответствии с этой типизацией был составлен календарь процессов за 1949-62 гг. Предложенная типизация первоначально нашла применение при исследовании роли циркуляции в формировании сезонных и годовых сумм осадков в Нижнем Поволжье.
В последующем изучение синоптических процессов в региональных условиях Нижнего Поволжья продолжила Е.А. Полянская. [3] Ею было выделено семь типов наиболее характерных атмосферных процессов, участвующих в формировании погоды и климата Нижнего Поволжья:
В соответствии с этой типизацией в работе [3] приведены данные за период с 1949 по 1969 годы о числе дней, повторяемости, продолжительности, преемственности синоптических процессов. При составлении календаря синоптических процессов Е.А. Полянской [3] были отдельно выделены нетипичные случаи X (икс), когда на синоптических картах отмечались малоградиентные поля пониженного или повышенного давления или происходила смена процессов. Нужно отметить, что дни со сменой процессов составляют незначительное число.
Таким образом, учитывая всё вышеизложенное, Е.А. Полянской [9] предлагается типизация синоптических процессов в следующей редакции:
Любая типизация не может охватить всех деталей развития синоптических процессов, но опыт показывает, что слишком большая детализация подрывает саму идею типизации, как средства обобщения многообразия синоптических процессов. При большом числе типов вся их совокупность становится столь же неудобной для практического пользования, как и калейдоскоп повседневных синоптических процессов. С другой стороны, неоправданно малое число типов представляет собой лишь очень схематичное отображение действительности. При изучении синоптических процессов естественно выделить главные типические черты, которые их характеризуют как в смысле циркуляционных особенностей, так и связанных с ними явлений погоды.
4. Число дней с малоградиентными полями в Нижнем Поволжье
Целью данной курсовой работы было исследование малоградиентных полей повышенного и пониженного давления (V тип синоптических процессов) в Нижнем Поволжье в период 1998-2008 гг. и сравнение полученных результатов с результатами, полученными за период 1949-1969 гг. [3]
На синоптической карте за 28 мая 2009 года (рисунок 2) дан пример малоградиентного поля повышенного давления, а на синоптических картах за 3 июля 2009 года (рисунок 3) и за 12 сентября 2009 года (рисунок 4) даны примеры малоградиентного поля пониженного давления.
Список использованных источников
. Полянская Е.А. Синоптические процессы и явления В Нижнем Поволжье Изд-во Сарат. ун-та 1986, 208 с.
. Давид Р.Е., Кузнецов Е.С. Климат Нижнего Поволжья. Саратов, 1927, ч.1, 116 с. 1928, ч.2, 136 с.
. Бова Н.В. Климат Юго-Востока европейской части СССР. Саратов, 1961.134 с.
. Ишерская Е.В., Лапина С.Н. Климатические границы Нижнего Поволжья, Изд. Сарат. ун-та 1966, вып.2, с.3-17.
. Пряхина С.И., Полянская Е.А., Рыхлов А.Б., Лапина С.Н., Фетисова Л.М., Морозова С.В., Фридман Ю.Н., Демидова Е.В. Климатические ресурсы Саратовской Области и Их использование Отраслями Экономики. Заключительный отчёт НИР. 140 с. Инвентарный номер 022001153270. регистрационный номер 01200612793.27.01.2011.
Теги: Характеристика малоградиентных полей давления в Нижнем Поволжье Курсовая работа (теория) География, экономическая география