Стадии развития фронтальных циклонов. Возникновение и развитие циклонов и антициклонов Основными признаками регенерации циклонов являются

Процессы, при которых начавшееся заполнение циклона сменяется углублением, а разрушение антициклона сменяется усилением, называются регенерацией барических образований.

Регенерация циклонов происходит в следующих случаях:

В первом случае (I тип) – при вхождении (втягивании) в заполняющийся циклон нового основного фронта (рис. 3.11);

Во втором случае (II тип) – при образовании и развитии вблизи центра заполняющегося циклона нового циклона с последующим слиянием обоих центров.

Рис.3.11. Схема регенерации циклона по Iтипу

I – вначальный период и II – вконечный период

По I типу регенерации циклона (рис. 3.11) осуществляется заток холодного воздуха в тыл заполняющегося циклона. При этом процессе создаются дополнительные контрасты температуры, и нарушается установившаяся температурная симметрия в окрестностях центра этого циклона. На новом основном фронте возникает, но существу, самостоятельный циклон, развитие которого происходит на фоне старого циклона.

По II типу регенерации циклона (рис.3.12) циклон, возникший на холодном фронте, заполняющегося малоподвижного циклона, развиваясь и углубляясь, смешается в его направлении. При этом барическое поле перестраивается таким образом, что старый циклон быстро заполняется, а на его месте оказывается новый углубляющийся циклон.

Рис. 3.12. Схема регенерации циклона по II типу.

I – начальный этап; II – конечный этап

Регенерация антициклонов происходит при следующих условиях:

– В первом случае (I тип) – при слиянии заключительного антициклона с малоподвижным старым антициклоном;

– Во втором случае (II тип) – при развитии нового антициклона в отроге существующего.

Регенерация антициклона происходит в случае, когда в термобарическом поле наблюдается новое возрастание горизонтальных градиентов температуры и создаются условия благоприятные для антициклогенеза. Оба процесса регенерации имеют общую основу – старый разрушающийся малоподвижный антициклон (рис.3.13).

Рис. 3.13. Регенерация антициклона по II типу

I – начальный этап; II –промежуточный этап; III – окончательный этап

В рассмотренных процессах регенерации циклонов (антициклонов) новое барическое образование, развиваясь на фоне старого, проходит все стадии, как и любое вновь образованное. Своеобразие процесса регенерации заключается в том, что термобарическое поле в этом случае соответствует старому ослабевающему барическому образованию.

3.3 Тропические циклоны

Общие сведения. Тропические циклоны наиболее мощные, обладающие огромной разрушительной силой и энергией явления природы. Циклон за сутки выделяет энергию равную5·10 16 кДж , что эквивалентно 500 тысячам атомных бомб, сброшенных американцами в августе 1945 года на японские города Хиросима и Нагасаки.

Во время урагана в сентябре 1932 года в районе Пуэрто-Рико выпало 2,5·10 9 т осадков. Мощнейший ураган "Сэнди" обрушился на западное побережье Северной Америки в октябре 2012 года.

Обладая огромной энергией, тропические циклоны, проходя над островами и прибрежными районами, вызывают катастрофические разрушениями и гибель большого количества людей. Такие разрушения вызывают ураганные ветры скорость которых достигает до 100 м/с , штормовые волны и катастрофические наводнения, связанные с сильными ливнями и нагонами воды, достигают в узких заливах, бухтах, устьях рек высоты 8 – 10 м .

Тропические циклоны, достигшие максимальной интенсивности, имеют свое местное название – тайфун, ураган, вили-велли (Австралия), вили-вау (Океания), багио (Филиппины) и др.

Циклоны, достигшие ураганной силы, называют женскими именами, а с 1977 года и мужскими.

В Тихом океане, кроме имени, для каждого циклона указывают год возникновения и порядковый номер (Например: 7809 – 1978 г. № 9 Zn).

Районы возникновения и траектории движения. Тропические циклоны наиболее часто образуются в широтных зонах от 10° до 20° по обе стороны от экватора. Наибольшее число циклонов возникает в северной части тропической зоны Тихого океана (около 30 циклонов в год) и Атлантического океана (около 10 циклонов в год). В Индийском океане чаще всего они возникают в Бенгальском заливе, Аравийском море и в районах Маскаренских островов и восточнее острова Мадагаскара .

Тропические циклоны образуются практически в любое время года. Максимум повторяемости их зарождения приходится на август – сентябрь в северных частях Тихого и Атлантического океанов, на май и ноябрь в Бенгальском заливе и Аравийском море и на январь в юго-западной части Тихого океана.

Тропические циклоны, зарождаясь на южных перифериях Азорского антициклона в Атлантическом океане и Гонолульского антициклона в Тихом океане, перемещаются в западном направлении, и по мере приближения к восточным берегам Северной Америки и Азии, поворачивают к северо-западу, северу , и затем, утратив свою энергию, к северо-востоку , уже как обычные циклоны .

Когда тропические циклоны выходят вглубь материка на 100 – 200 км , интенсивность их существенно уменьшается. Скорость их движения составляет около 20 км/ч . Время существования таких циклонов 2 ÷ 18 суток. Траектория тайфунов и ураганов представляет собой гигантскую параболу с вершиной в районе широты 20°, где циклон достигает стадии зрелости. В этой стадии давление в центре достигает минимальных значений 950 – 960 гПа , с абсолютным минимумом 875 гПа , максимальной скорости ветра и интенсивности ливней.

Достигнув стадии зрелости, циклон начинает заполняться и увеличивать скорость перемещения до 30 – 40 км/ч.

Строение и погодные условии в тропических циклонах. Размеры тропических циклонов по вертикали достигают 8–15 км . Горизонтальные размеры невелики по сравнению с циклонами умеренных широт и составляют 80 ÷ 1000 км .

Перепад давлений между центром и окраинами тропического циклона составляет

14÷17 гПа/100 км , максимальное значение может составлять60 гПа/100 км .

Максимальная скорость ветра в тропическом циклоне составляет 90 м/с , а полученная по косвенным оценкам – 110 м/с (рис. 3.14). Скорость ветра в тропическом циклоне по горизонтали распределена неравномерно.

Рис. 3.14.График изменения скорости ветра в тропическом циклоне

В центральной части циклона (диаметром 20÷50 км ), называемой «глазом бури », скорость ветра невелика и ветер неустойчив по направлению (см. рис. 3.15). В центре циклона наблюдается облачность верхнего яруса или безоблачная погода, может также наблюдаться стоячая волна высотой до 10 м . «Глаз бури» занимает не более 1% от всей площади циклона.

Движение воздуха в тропических циклонах происходит также как и в циклонах умеренных широт.

Возникающие, под влиянием сходимости потоков, упорядоченные восходящие потоки во влажно-неустойчивом воздухе, способствуют формированию в этих циклонах кучево-дождевых и других форм облаков , которые стеной опоясывают "Глаз бури". Ширина этой стены облаков (см. рис. 3.15) составляет несколько сотен километров и совпадает с поясом катастрофических скоростей ветра. По высоте облака простираются от 300 – 500 м до 12 – 15 км .

Рис.3.15. Вертикальный разрез тропического циклона

Ливневые осадки , выпадающие из этих облаков, чрезвычайно интенсивны. За время прохождения циклона через пункт наблюдения выпадает в среднем до 500 мм , а в исключительных случаях до 2500 мм осадков.

Тропические циклоны возникают только там, где температура воды на поверхности океана достигает 26°÷27°С и при высокой относительной влажности воздуха. Такие циклоны зарождаются только в тех случаях, когда наблюдается вторжение холодного воздуха в средней и верхней тропосфере с севера в низкие широты Индийского океана. Это способствует увеличению термической неустойчивости и возникновению интенсивных конвективных движений воздуха.

В процессе движения происходит заток холодного воздуха в область циклона преимущественно в средней и верхней тропосфере в виде струй. Под влиянием затока воздуха циклон углубляется и приобретает составляющую скорости движения, которая, накладываясь на скорость ведущего потока, приводит к очень сложному виду траектории.

Зарождению тропических циклонов способствуют следующие условия:

наличие начального циклонического возмущения во внетропической зоне конвергенции;

бароклинная неустойчивость, зависящая от горизонтального градиента температуры;

достаточное для создания закручивающего эффекта значение силы Кориолиса;

температура поверхности океана не менее 26°С ;

конвективная неустойчивость атмосферы, благоприятная для проникающей конвекции.

Тайфуны, выходящие на Японское море и Приморский край, нередко регенерируют под влиянием притока холода в тыловую часть его из более северных районов. Вследствие этого тайфуны сохраняют свою мощь в течение длительного времени и проникают далеко на север вплоть до Охотского моря и полуострова Камчатки.

«Глаз бури» является феноменальным и загадочным явлением тропического циклона. В этой части практически полностью отсутствует облачность и резко уменьшается скорость ветра от 40 – 50 м/с до

3 – 5 м/с . Волнение моря принимает хаотический характер. Волны большие и неупорядоченные, имеют большую крутизну (толчея). Высота волн более 4 м .

Традиционно принято считать, что для «глаза бури» характерны нисходящие движения воздуха. Однако такое заключение не соответствует тому, что в циклоне восходящие потоки сходятся к центральной части и не могут не вызвать восходящего движения воздуха, скорость которого максимальна как раз в центральной части.

Основной причиной резкого уменьшения облачности центральной части тропического циклона является повышение температуры воздуха, обусловленное переносом тепла от поверхности океана в атмосферу восходящим потоком. Перенос тепла возрастает в результате сильного волнения водной поверхности. Вследствие этого значительно увеличивается площадь соприкосновения холодного воздуха с хорошо прогретой водой. По этой причине перенос тепла от океана максимален в центральной части циклона, где значения вертикальных скоростей движения воздуха максимальны.

В тропическом циклоне, также как и в циклоне умеренных широт, вертикальная скорость с высотой изменяется и достигает максимума в средней тропосфере. Поэтому в этой части тропосферы максимален конвективный приток тепла.

Повышение температуры воздуха в центральной части циклона на несколько градусов (от 5° до 15°С ) приводит к уменьшению водности в этой области и обусловливает испарение капель воды, т.е. рассеивание облаков.

Такова основная причина образования «глаза бури» в тропическом циклоне.

В основной части циклона, где формируется стена облаков, приток тепла от океана к атмосфере также играет некоторую роль. Однако в этой части температура поверхности океана ниже, чем в центральной части, и скорости восходящих потоков меньше. Поэтому приток тепла в этой части не столько значителен, чтобы существенно изменить водность кучево-дождевого облака, формирующегося в восходящем потоке.

Стадии развития . Тропические циклоны, как и циклоны умеренных широт проходит четыре стадии развития:

Стадия формирования. В этой стадии давление в центре не менее 1000 гПа . Ветер умеренный. На этой стадии может быть 2 типа развития тропического циклона – медленный – несколько суток, и взрывной – в течение не более 12 ч .

Стадия молодого циклона. Давление в центре менее 1000 гПа . Наблюдается ветер ураганной силы хотя бы в одной из частей этого циклона. На этой стадии, независимо от стадии развития, также возможны два типа развития:

При первом типе после короткого периода ураганного ветра в одной из частей тропического циклона, он начинает заполняться, и затем длительное время существует в виде тропической депрессии.

При втором типе развития циклон резко углубляется. Давление в центре резко уменьшается. Ураганные ветры образуют плотное кольцо облаков вокруг центра циклона. Из разрозненных шквальных облаков образуется стройная облачная система, состоящая из сходящихся у центра узких спиральных полос, которые охватывают еще небольшую область.

Стадия зрелости. В этой стадии происходит прекращение падения давления в центре циклона . Скорость ветра больше не увеличивается, но зона ураганных ветров расширяется. Если на стадии молодого циклона ураганные ветры наблюдаются только в радиусе 30 – 50 км , то к концу стадии зрелости эта область составляет уже 300 – 350 км . Продолжительность этой стадии длится несколько дней.

Стадия затухания Начало заполнения циклона означает переход его в стадию затухания. Чаще всего это происходит при перемещении циклона из зоны тропических широт и в зону западных ветров или при выходе на материк.

В зависимости от интенсивности тропические циклоны делятся на барические образования, приведенные в таблице 3.1.

Циклон — атмосферный вихрь с низким давлением в центре. Ветры в циклоне в северном полушарии дуют против часовой стрелки, и в нижнем слое отклоняются к центру, в южном полушарии — по часовой стрелке.

Циклоны постоянно и естественно появляются из-за вращения Земли, благодаря силе Кориолиса. Прохождение циклона связано с образованием мощной облачности и выпадением осадков.

Различают два основных вида циклонов — внетропические и тропические. Первые образуются в умеренных или полярных широтах и имеют диаметр от тысячи километров в начале развития, и до нескольких тысяч в случае так называемого центрального циклона. Вторые образуются в тропических широтах и имеют меньшие размеры (сотни, редко — более тысячи километров), но большие барические градиенты и скорости ветра, доходящие до штормовых. Тропические циклоны могут в процессе своего развития превращаться в внетропические.

Ниже 8-10 ° северной и южной широты циклоны возникают очень редко, а в непосредственной близости от экватора — не возникают вовсе.

Циклоны возникают не только в атмосфере Земли, но и в атмосферах других планет. Например, в атмосфере Юпитера уже много лет наблюдается так называемая Большое красное пятно, что является, по всей видимости, длительным циклоном. Однако, циклоны в атмосферах других планет изучены недостаточно. Циклогенéз — образование циклона, в умеренных широтах возникает на фронтах.

Циклогенез — развитие или усиление циклонической циркуляции в атмосфере (область низкого давления). Это общий термин для нескольких различных процессов, все приводят к развитию какого-то одного вида циклона.

Различают два основных вида циклонов — внетропические и тропические . Первые образуются в умеренных или полярных широтах и имеют диаметр от тысячи километров в начале развития, и до нескольких тысяч в случае так называемого центрального циклона. Внетропические циклоны формируются в виде волн вдоль погодных фронтов, прежде чем эти фронта сомкнутся на фронт окклюзии, который позже сформирует в их жизненном цикле холодное ядро циклона.

Тропические циклоны образуются в связи с наличием большого количества скрытой теплоты, обусловливая большую грозовую активность и ядра тепла. Они могут быть чрезвычайно опасными. В основном для формирования тропического циклона нужна температура приповерхностного слоя океанской воды минимум 26,5 ° C на глубине как минимум до 50 м. Другим необходимым фактором является быстрое охлаждение воздуха с высотой, что позволяет высвобождение энергии конденсации, главного источника энергии тропического циклона. Также для образования тропического циклона необходима высокая влажность воздуха в нижних и средних слоях тропосферы; при условии большого количества влаги в воздухе условия благоприятные для образования нестабильности.

Основные теории формирования

Представление о механизме возникновения циклонов до 20-го века не отличались ясностью и были весьма упрощенными. В 20 веке были развиты термическая (конденсационная), механическая, волновая, дивергентная, адвективные-динамическая теории формирования циклонов, которые были более полными, но продолжали быть недостаточно полными и не учитывали всех факторов.

Сейчас установлено, что подавляющее большинство циклонов, которые возникают в умеренных широтах, является фронтальными волновыми возмущениями.

Фронтальные циклоны (и антициклоны ) является результатом возникновения на тропосферной фронте динамично неустойчивых бароклинных волн. Бароклинных неустойчивость определяется как динамическая неустойчивость в основном переносе в атмосфере, связана с наличием меридионального градиента температуры, и, следовательно, термического ветра. Атмосфера при этом находится в квазигеострофичний равновесии (состояние движения, при котором горизонтальная составляющая силы вращения Земли уравновешивает силу горизонтального барического градиента во всех точках поля, то есть в точках поля геострофических, что может быть принято в свободной атмосфере, за исключением экваториальных широт) и обладает статической устойчивостью.

Стадия возникновения

Продолжительность стадии возникновения циклона длится от первых признаков возникновения барического образования до появления первой замкнутой изобары на приземной карте погоды. Процесс длится примерно сутки. В начальной стадии развития циклонические градиенты давления и ветра слабые, атмосферный фронт слабо возмущенное. Циклон в начальной стадии — обычно низкое барическое образования.

Стадии молодого фронтального циклона соответствует деформация передней облачной полосы. В месте возникновения волны, в передней части, облачная полоса расширяется в сторону холодного воздуха и обнаруживает антициклонный изгиб (в сторону холодного воздуха). Здесь в результате восходящего скольжения теплого воздуха начинает формироваться облачная полоса теплого фронта. На северной периферии облачности теплого фронта видно выбросы перистых облаков, что свидетельствует об активном процессе циклогенеза. В тылу волны — циклоническая изгибе, формируется холодный фронт.

В отличие от слаборазвитой волны, полосы перистой облачности впереди активной волны свидетельствуют о том, что здесь в верхней половине тропосферы происходит вынос теплого воздуха и формируется тепловой гребень. В тылу активной волны облачная полоса сужается и прогибается в сторону теплого воздуха. Здесь в нижней половине тропосферы распространяется холодный воздух, и формируется термическая ложбина.

Таким образом, образуются соединены области адвекции холода и адвекции тепла, так называемая адвективные термическая пара. Чем значительнее горизонтальный градиент адвекции в области волны, тем интенсивнее будет протекать циклогенез и развиваться облачность. У поверхности Земли атмосферное давление падает, появляются замкнутые изобары, увеличивается зона осадков.

Формирования циклона на стационарном атмосферном фронте указывает, что в следующие сутки увеличатся градиенты температуры и усилятся осадки на теплом фронте. На холодном фронте погодные условия существенно не изменятся.

Циклон, возникающий на фронте, т. е. на границе двух воздушных масс. Подавляющее большинство подвижных циклонов внетропических широт, а по-видимому, и большинство тропических циклонов (если не все) принадлежат к Ф. Ц. Различают разные стадии развития Ф. Ц. : волновой циклон, молодой циклон, окклюдированный циклон. Окклюзия -процесс перехода фронтального циклона из стадии молодого циклона с теплым сектором у поверхности земли в последующую заключительную стадию - окклюдированного циклона. Окклюзия состоит в смыкании холодного фронта циклона с медленнее движущимся теплым фронтом. При этом теплый сектор у поверхности земли ликвидируется, а теплый воздух все более вытесняется холодным воздухом в верхние слои тропосферы. С окклюзией связано возрастание вертикальной мощности циклона (из среднего он становится высоким) , уменьшение скорости его поступательного движения и последующее затухание вследствие ликвидации температурных контрастов и уменьшения лабильной энергии. Окклюдированный циклон - фронтальный циклон в заключительной стадии развития, возникший в результате процесса окклюзии, - сравнительно малоподвижная высокая барическая система с крутым наклоном оси. Причиной возникновения термических циклонов является, например, неравномерное нагревание подстилающей поверхности и образование устойчивых местных восходящих движений воздуха над сравнительно большими площадями в радиусе 100-200 км, а также появление местных областей падения давления. В малоградиентном барическом поле легко появляется замкнутая циклоническая циркуляция. При благоприятных условиях, когда в систему такого циклона входит фронт, он может получить дальнейшее развитие и превратиться в обычный фронтальный циклон. С момента возникновения и до стадии наибольшего развития циклона давление в его центре понижается. Скорость падения давления на единицу расстояния, или горизонтальный градиент давления, возрастает, и ветры усиливаются, нередко до штормовых. Атмосферные фронты обостряются, осадки выпадают наиболее интенсивно. Затем циклон ослабевает и заполняется, т. е. давление в его центре растет, ветры ослабевают, фронты размываются, осадки уменьшаются и постепенно прекращаются. В центре циклонов, располагающихся над Европой, Давление составляет часто 990-1000 мб (миллибар - единица измерения атмосферного давления, выраженная в единицах силы - динах. 1 мб = 1000 дин/см2, 1 мб == 0,75 мм рт. ст. Давление 990-1000 мб соответствует 742-750 мм рт. ст. Изредка оно понижается до 940-950 мб. В таких циклонах ветер достигает разрушительной силы.

Образование фронтов окклюзии

Сложные (комплексные) фронты образуются путем смыкания холодного и теплого фронтов при окклюзии циклона. В образовании фронта окклюзии участвуют три воздушные массы – тёплая и две холодных. В случае, когда холодная воздушная масса за холодным фронтом теплее, чем холодная масса перед фронтом, она, вытесняя теплый воздух вверх, одновременно будет натекать на переднюю, более холодную массу. Такой фронт называется фронтом теплой окклюзии. Наоборот, если воздушная масса за холодным фронтом холоднее воздушной массы перед теплым фронтом, то этот воздух будет подтекать как под теплую, так и под переднюю холодную (относительно теплую) воздушную массу. Образовавшийся фронт носит название фронта холодной окклюзии.

В своем развитии фронты окклюзии проходят три стадии. Особенно сложные погодные условия на фронтах наблюдаются в момент смыкания теплого и холодного фронтов. Облачная система представляет собой сложное сочетание облаков, характерных как для теплого, так и для холодного фронтов. Предфронтовые обложные осадки из слоисто-дождевых и кучево-дождевых облаков переходят в ливневые непосредственно в зоне фронта. Направление и скорость ветра при прохождении фронтов окклюзии меняются так же, как и на простых фронтах. С течением времени теплый воздух вытесняется вверх и фронт окклюзии постепенно размывается, вертикальная мощность облачной системы уменьшается, и в облачном покрове появляются просветы. При этом слоисто-дождевая облачность постепенно переходит в слоистую, высоко-слоистая – в высококучевую, а перисто-слоистая, в свою очередь в перисто-кучевую. Эта перестройка облачных систем приводит к прекращению осадков.

Регенерация циклонов

Вторичное углубление циклона, уже начавшего заполняться (после окклюзии); сопровождается увеличением скорости поступательного движения циклона. Р. Ц. чаще всего является результатом внедрения в область циклона свежей массы холодного воздуха и усиления или возникновения заново температурного контраста в области циклона. Такой процесс происходит при сближении окклюдированного полярнофронтового циклона с арктическим фронтом. Реже Р. Ц. происходит при внедрении в область циклона массы теплого воздуха. Р. Ц. возможна также вследствие перехода циклона с суши на море, где трение в приземных слоях воздуха меньше, и вследствие увеличения неустойчивости стратификации воздушных масс в циклопе; при слиянии двух циклонов также возможно образование возмущения, более глубокого, чем каждое из объединившихся.

Погодные условия в циклонах

Фронтальные циклоны имеют 4 стадии развития: 1. Зарождение (депрессия). По статистике, только одна из десяти депрессий превращается в фронтальный циклон. 2. Молодой циклон 3. Окклюдированный циклон(стадия окклюзии) именно на этой стадии ветер в циклоне достигает максимальной силы 4. Стадия заполнения, циклон максимально растянут в длинну

Главное условие зарождения фронтального циклона – соседство противоположных по свойствам воздушных масс: холодных и теплых, влажных и сухих.

Тропическая депрессия . В этой стадии возникающий вихрь отмечается на карте погоды в виде о6ласти слабо пониженного давления. Погода в этих возможных зародышах будущих ураганов и тайфунов всего лишь несколько хуже окружающей. Ветер не достигает большой силы, а давление падает всего до 1000 гПа. Небольшой безобидный циклон прослеживается до высоты 1,5–3 км.

Тропический шторм . Развитие тропического циклона может представлять собой длительный процесс, требующий нескольких суток, но может носить и “взрыв ной” характер, когда в течение 12 ч возникает хорошо выраженный циклон. В этих случаях в центре молодого циклона наблюдается быстрое падение давления. Ветры, уже достигшие большой силы, образуют вокруг центра кольцо шириной 40–50 км. В самом центре, диаметром 20–30 км, устанавливается относительно хорошая погода со слабым ветром или даже штилем и небольшой облачностью. Здесь, уже при переходе в сильный тропический шторм, формируется глаз бури, одно из удивительных явлений природы. В стадии шторма циклон прослеживается до высоты 7–9 км.

Тайфун (ураган или другое местное название). В этой стадии зрелого тропического циклона падение давления в центре и увеличение скорости ветра постепенно прекращаются. Система циркуляции расширяется по площади, Эта стадия устойчива - может длиться целую неделю. Область штормов и ливней распространяется при этом значительно больше вправо от центра (по направлению движения), чем влево. Размеры тропических циклонов в зрелой стадии могут изменяться в широких пределах. При низком давлении в центре (950 гПа и менее) радиус циклона может не превышать 100 км, но может достигать и 600 км. Глубокие циклоны в этой стадии достигают высоты 15–16 км, т. е. верхняя граница зрелого тропического циклона простирается до высоты тропической тропопаузы. Выше 16–18 км стратосферные восточные течения остаются невозмущенными.

Развитие сети аэрологических станций и повышение потолка радиозондирования атмосферы позволили уточнить строение циклонов и антициклонов, а также особенностей связанной с ними атмосферной циркуляции и погоды. Разрабатывались и теории возникновения и развития этих гигантских вихрей. Теорий циклонов начиная с середины XIX века и до настоящего времени появлялось довольно много, но большинство из них представляет лишь исторический интерес.

Некоторые из этих теорий существовали довольно длительное время, но законченной математически строгой и физически стройной теории, которая правильно и полно описывала бы процесс возникновения и развития циклонов и антициклонов, не создано до настоящего времени.

В современных теоретических исследованиях проблема возникновения и развития этих вихрей отождествляется с проблемой изменения давления. Развитие теории, объясняющей изменение давления на основе законов гидродинамики, позволяет охватить столь большой круг атмосферных процессов, что в принципе возможно предвычисление (расчет ожидаемых величин) давления в любой точке. Казалось бы, если возможно предвычислить изменение давления на большой территории, то тем самым должен получиться прогноз развития и движения существующих циклонов и антициклонов, а также и возникновения новых. Однако это не получается, так как учет падения давления (для образования циклона) и роста его (для образования антициклона) - важное, но не единственное условие. Требуется учесть ряд дополнительных факторов, которые не поддаются количественному учету. Среди них назовем такие, как точный расчет знака изменения давления, т. е. перехода от роста к падению давления, или, наоборот, от падения к росту, неравномерность изменения давления в соседних районах, отсутствие или наличие в начальный момент времени больших горизонтальных градиентов давления (изменение его на единицу расстояния), характер подстилающей поверхности, ее температурные условия, отражательная способность (альбедо), и другие факторы.

В конце XIX века метеорологи предполагали, что циклоны образуются вследствие прогрева воздуха над теплой подстилающей поверхностью, а антициклоны - вследствие охлаждения воздуха над холодной подстилающей поверхностью. Это предположение обосновывалось тем, что, по климатическим данным, над материками и океанами атмосферное давление в средних широтах в холодное и теплое полугодие распределяется неодинаково. Действительно, если обратиться к картам среднего месячного давления за январь и июль (см. рис. 32 и 33), то нетрудно обнаружить, что над охлажденными материками северного полушария зимой давление высокое, а над теплыми водами севера Атлантики и Тихого океана - низкое. Летом картина меняется коренным образом. Высокое давление преобладает над относительно холодными водами океанов, а низкое давление - над прогретыми материками. Более того, даже над такими небольшими, но теплыми водными бассейнами, как Средиземное или Черное море, на средних картах давления зимой ясно выражены области пониженного давления. Их происхождение обусловлено разностью температур суши и моря.

Однако уже в начале XX века на основе данных аэрологических наблюдений, производившихся в то время с помощью шаров-зондов, эта гипотеза была отвергнута. Данные наблюдений показали, что в среднем температура в тропосфере в системе циклонов гораздо ниже, чем в системе антициклонов.

Концепции о причинах возникновения циклонов и антициклонов. В 20-х годах XX столетия норвежскими метеорологами был разработан фронтологический анализ (В. Бьеркнес, Я. Бьеркнес, Т. Бержерон и др.), который получил развитие в СССР (С. П. Хромов, А. И. Аскназий и др.). В анализе погодообразующих (синоптических) процессов здесь обращалось главное внимание на физические особенности холодных и теплых воздушных масс и на атмосферные фронты, в системе которых развивается многоярусная облачность. Авторы фронтологического анализа выдвинули гипотезу о волновом характере развития циклонов. Они полагали, что циклоны возникают в результате волновых (колебательных) движений существующих в атмосфере поверхностей раздела (фронтов) между массами воздуха различной плотности. Теоретическое решение задачи о возникновении циклонического возмущения предложил Н. Е. Кочин. Однако волновая теория не давала указаний о последующем развитии циклонов. Более того, волновая теория не связывала возникновение и развитие циклонов с причинами изменения атмосферного давления. Вследствие этого антициклоны оказались вне поля зрения волновой теории.

Применение во второй половине 30-х годов высотных карт погоды - карт барической топографии - расширило возможности для широких исследований, связанных с изучением полей давления, температуры и влажности на высотах. Совместный анализ приземных и высотных карт погоды позволил обнаружить ряд неизвестных ранее особенностей в развитии атмосферных процессов. Еще в начале 30-х годов на основе эмпирических исследований было установлено, что антициклоны у поверхности земли усиливаются, если в средней тропосфере (около 5 км) воздушные течения сходятся (конвергируют). При расходимости (дивергенции) течений на высотах антициклоны ослабевают (В М. Михель, 1932). Кроме того, выяснилось, что антициклоны, как и циклоны, движутся в направлении воздушных течений на уровне 5-6 км (С. И. Троицкий, В. М. Михель). Эти и другие правила в конце 30-х годов после уточнения и существенного дополнения были положены в основу метода анализа атмосферных процессов, названного адвективно-динамическим (X . П. Погосян и Н. Л. Таборовский, 1939-1946). По адвективно-динамической теории, изменение давления в данном районе происходит в результате действия двух факторов: изменения давления в результате горизонтального переноса (адвекции), масс воздуха и изменения давления, происходящего за счет отклонения действительного ветра от градиентного (агеострофичности). Первая составляющая была названа адвективной, вторая - динамической. Согласно адвективно-динамической теории перемещение циклонов или антициклонов, без изменения давления в их центре, определяется адвекцией, а возникновение новых и их эволюция - динамическим изменением давления. Была построена пространственная структура циклонов и антициклонов (Н. Л. Таборовский, 1947), которая в последующем была лишь несколько модернизирована (X . П. Погосян, А. И. Бурцев, 1957). Адвективно-динамическая теория внесла много нового в изучение циклонов и антициклонов. Если явление возникновения и развития их раньше изучалось в отрыве от изменения атмосферного давления, то теперь эти процессы оказались уже частным случаем общей проблемы изменения давления. Согласно адвективно-динамическому анализу наибольшие адвективные и динамические изменения давления происходят в зонах больших горизонтальных градиентов температуры и давления, т.е. во фронтальных зонах. При этом динамический фактор значителен на тех участках фронтальных зон, где в направлении воздушных течений на высотах (тропосфере) наблюдается изменение скорости ветра вдоль потока (дивергенция и конвергенция), криволинейная форма изобар и др. В адвективно-динамическом анализе, как и во фронтологическом, уделяется большое внимание зонам резкого перехода между холодными и тёплыми массами воздуха, т. е. фронтальным зонам и фронтам.

Адвективно-динамическая теория циклонов и антициклонов учитывала лишь часть факторов динамического изменения давления. Поэтому ряд положений этого анализа недостаточно оправдывался. Однако многие выводы, полученные ее авторами, стали основой дальнейшего развития знаний об атмосферных процессах. Они открыли метеорологам-прогнозистам (синоптикам) широкие возможности к познанию физики атмосферных процессов. Синоптики получили возможность не ограничиваться данными наблюдений у поверхности земли, а эффективно использовать аэрологические наблюдения. Все это способствовало заметному улучшению качества краткосрочных прогнозов погоды во всех подразделениях Гидрометслужбы СССР.

В настоящее время в исследованиях возникновения и развития внетропических вихрей учитываются не только адвективные изменения температуры, ко и те ее изменения, которые вызываются вертикальными движениями воздуха, т. е. адиабатические изменения. В последующем было установлено, что по мере углубления циклона в его системе после момента возникновения происходит непрерывное понижение температуры, а в системе антициклона, наоборот,- повышение температуры.

Таким образом, адвективно-динамическая теория соединила процессы возникновения и развития циклонов и антициклонов с изменениями атмосферного давления.

Трудность создания строгой количественной теории возникновения и развития циклонов и антициклонов заключается в том, что до настоящего времени еще не создано теории, достаточно полно описывающей сложный процесс изменения атмосферного давления.

Известно, конечно, что атмосферное давление определяется весом воздушного столба. Изменение же веса зависит как от изменения плотности воздуха, которое может произойти в результате изменения температуры, так и от процессов, приводящих к увеличению или уменьшению массы воздуха. Поэтому при определении изменения давления, приводящего к возникновению и развитию циклонов и антициклонов, должны учитываться термические и динамические факторы.

Влияние термических факторов тесно связано с переносом масс воздуха различной плотности, вызывающим изменение горизонтальных градиентов температуры, давления, а соответственно и поля течений. Но температура воздуха, а вместе с ней поля давления и воздушных течений подвергаются непрерывным изменениям, происходящим вследствие вертикальных движений воздуха и адиабатических изменений его температуры, притока тепла от подстилающей поверхности, затраты тепла на испарение, выделения скрытой теплоты при конденсации водяного пара.

При количественном учете перечисленных факторов встречаются большие трудности. Последние вызваны главным образом отсутствием надежных данных наблюдений за влажностью воздуха, турбулентностью, вертикальными движениями в различных слоях тропосферы и пр. Необходимы также более точные сведения о распределении и изменении температуры выше тропосферы. Поэтому при оценке влияния температуры на изменение поля давления приходится ограничиваться приближенными и осредненными данными. Динамические изменения давления также не поддаются пока количественному учету, так как точно не определена роль различных факторов в изменении атмосферного давления. Нет способа точной количественной оценки дивергенции (конвергенции) ветра, кривизны изобар и др. Этим объясняется отсутствие количественной теории, удовлетворительно описывающей физические процессы изменения давления, возникновения и развития циклонов и антициклонов.

Благодаря данным аэрологических наблюдений в настоящее время метеорологи располагают более ясными представлениями о структурных особенностях циклонов и антициклонов. Возникая в результате падения или роста атмосферного давления у поверхности земли в виде небольших по размерам вихрей (в диаметре до 400-600 км), по мере своего развития они постепенно расширяются, вовлекая в свою систему огромные массы воздуха.

Стадии развития циклонов и антициклонов. Жизнь каждого циклона или антициклона характеризуется обычно тремя стадиями: возникновение, развитие и старение. Продолжительность каждой стадии колеблется от нескольких часов до 1-2 суток. В тех случаях, когда условия циркуляции не способствуют развитию циклона или антициклона, они не проходят всех стадий и быстро исчезают.

В первой, начальной стадии циклоны являются небольшими барическими возмущениями, очерченными одной-двумя изобарами, с разностью давления между центром и периферией до 5- 10 мб и с определившейся системой ветра у поверхности земли. На высотах 2-3 км замкнутые изобары не обнаруживаются.

Вторая стадия - это стадия наибольшего развития барического образования с минимумом давления в центре циклона и с максимумом в центре антициклона. Разность давления между центром и периферией часто превосходит 20-30 мб. В этой стадии соответствующая система циркуляции обнаруживается в верхней тропосфере и нижней стратосфере.

В третьей стадии - стадии разрушения концентрическая система изобар прослеживается не только у поверхности земли, но и на высотах. В этих случаях циклоническая циркуляция обычно охватывает не только всю тропосферу, но и нижние слои стратосферы. Однако постепенно циклоны заполняются.

На рисунке 51, а изображена схема циклона в начальной стадии развития. В его системе у поверхности земли (жирные линии) появилась первая замкнутая изобара. Ветры слабые. Атмосферный фронт (зубчатая жирная линия) у поверхности земли лишь слабо возмущен. Слева от центра - в тыловой части циклона расположен холодный фронт, а справа - теплый. Над приземным центром в средней тропосфере (на высотах 5-6 км) наблюдается густая система изогипс (тонкие сплошные линии), с низким давлением к северу от приземного центра и высоким давлением к югу. Такой структурой высотного поля давления определяются над приземным центром циклона западные ветры со скоростями 60-80 км/ч и более. При таких скоростях ветра в области расходящихся изогипс происходит отклонение ветра от градиентного, развитие восходящих движений воздуха и падение давления.

На рисунке 51, б циклон изображен приблизительно через сутки. У поверхности земли он углубился, и давление в центре его понизилось до 980 мб вместо 1005 в начальной стадии развития. Ветры усилились. Возмущение фронта дошло почти до максимума, после чего обычно происходит окклюдирование. Система изогипс на тех же высотах значительно деформировалась. Зона наибольшей густоты изогипс, с большими скоростями ветра, сдвинулась к югу от приземного центра. На высотах 5- 6 км началось формирование высотного его центра. Во второй стадии развития циклона восходящие движения воздуха наибольшие. Поэтому обычно в этой стадии в системе циклона, особенно в передней его части (по движению), образуется мощная фронтальная облачность, и в зоне теплого фронта выпадают обложные осадки. Холодный воздух находится в области низкого давления, на высотах, а теплый воздух - в области высокого давления. В системе развивающихся

циклонов разности температур между холодным и теплым воздухом, как и в первой стадии, обычно превышают 8 - 10° на расстоянии 1000 км поперек фронтальной зоны.

В третьей стадии развития - стадии заполнения в циклоне находится уже только холодный воздух. Это происходит благодаря адвекции холода в тылу его и охлаждения воздуха в результате восходящих движений. На рисунке 51, в изображена схема такого циклона. Как видим, центр его у поверхности земли и на высотах почти совпадают. Холодный фронт вследствие быстрого продвижения догнал теплый и произошло окклюдирование. Вместе с переходом холодного фронта на периферию циклона туда же сместилась зона наибольших контрастов температуры и скоростей ветра. В центре циклона давление уже выросло. Циклон заполняется. В последней стадии развития восходящие движения воздуха в центральной части циклона ослабевают и прекращаются, а облака разрушаются.

Циклон уже полностью становится очагом холода в тропосфере, и активные процессы изменения давления переходят на его периферию, где образуется новая высотная фронтальная зона. При соответствующих условиях здесь могут возникать новые циклоны и антициклоны.

Таким образом, в результате адвекции холода в тылу циклона, наличия восходящих движений и адиабатического охлаждения весь циклон заполняется холодным воздухом, и в тропосфере, как ив нижней стратосфере, устанавливается мощная циклоническая циркуляция, т. е. циклон становится высоким барическим образованием. В этой последней стадии горизонтальные контрасты температуры, являющиеся энергетическим источником циклона, перемещаются на периферию и циклон затухает. Процесс перемещения контрастов температуры на периферию есть по существу процесс окклюдирования циклона.

Схема антициклона в начальной стадии развития, с системой ветра и изобар, представлена на рисунке 52, а. Как обычно, фронты расположены на его периферии. Холодный воздух в системе антициклона находится в правой части, а теплый - в левой. В противоположность циклону, нисходящие движения воздуха и адиабатическое повышение температуры, характерные для усиливающегося антициклона, и адвекция тепла в левой половине его почти непрерывно вызывают общее повышение температуры в системе антициклона. В результате адиабатического повышения температуры водяной пар удаляется от состояния насыщения, облака рассеиваются и прекращаются осадки.

Над приземным антициклоном в средней тропосфере наблюдается густая система сходящихся изогипс. Скорости ветра над центром антициклона и вправо от него превышают 60-80 км/ч. При таких скоростях в области сходимости течений происходит отклонение ветра от градиентного, т. е. движение становится нестационарным, развитие нисходящих движений воздуха и рост давления - антициклон усиливается. Холодный воздух, как всегда, находится в системе низкого давления на высотах.

Во второй стадии развития антициклон уже является мощным барическим образованием (рис. 52, б), с высоким давлением в приземном центре и расходящейся системой сравнительно слабых приземных ветров, а фронт у поверхности земли выдвигается на периферию антициклона. На высотах еще существует густая система сходящихся изогипс, с сильными ветрами и большими контрастами температуры. В этой стадии на высотах уже появляется небольшой замкнутый центр, или гребень, высокого давления от основного теплого антициклона. В результате продолжающейся адвекции тепла и адиабатического нагревания антициклон заполняется теплым воздухом во всей тропосфере и превращается в очаг тепла с хорошо выраженной антициклонической циркуляцией (рис. 52, в). В этой последней стадии развития

горизонтальные контрасты температуры, являющиеся его энергетической базой, перемещаются на периферию и антициклон начинает разрушаться.

Перемещение циклонов и антициклонов происходит до тех пор, пока над ними имеется воздушный поток. Когда же они становятся самостоятельными образованиями (в третьей стадии), движение их обычно прекращается.

В результате расходимости воздушных течений в приземном слое давление в системе антициклона понижается, постепенно он разрушается или благодаря преобразованию соседнего барического поля сливается с другим более молодым антициклоном. То же происходит с циклонами, с тем лишь различием, что вследствие сходимости ветра в приземном слое давление в центре циклона растет и он постепенно исчезает, заполняясь, или сливается с другими, более молодыми и мощными циклонами.

Движение циклонов и антициклонов происходит в направлении воздушных течений на высотах (в средней тропосфере), т. е. по так называемому ведущему потоку. Однако ведущий поток не является постоянным. Он изменяется в связи с происходящими активными атмосферными процессами. В случаях изменения ведущего потока, т. е. при перестройке поля течений в тропосфере, наиболее трудно точно рассчитать скорость и направление их движения.

В большинстве случаев падение атмосферного давления в каком-либо пункте указывает на приближение циклона и ухудшение погоды, а рост давления, наоборот,- на удаление циклона, приближение антициклона и улучшение погоды. Но не всегда эти правила оправдываются. В отдельных случаях погода может ухудшиться и при росте давления, как и улучшиться при его падении. Это зависит от влагосодержания воздуха и скорости вертикальных движений.

По мере развития циклона в его систему вовлекаются все новые влажные массы воздуха, приносящие с собой водяной пар. Последующая конденсация этого водяного пара нередко приводит к обильным осадкам, покрывающим огромные территории. Например, было рассчитано, что в одном циклоне, пришедшем с Балканского полуострова на Европейскую территорию СССР, в течение трех дней выпало около 40 млрд. м 3 воды. Такое количество воды достаточно, чтобы наполнить водоем глубиной около 30 м и площадью более 1300 км 2 .

По мере развития антициклонов в систему их циркуляции также вовлекаются значительные массы воздуха.

Высокие теплые антициклоны и холодные циклоны - очаги тепла и холода. В районах между этими очагами создаются новые фронтальные зоны, усиливаются контрасты температуры и снова возникают атмосферные вихри, проходящие тот же цикл жизни.

Повторяемость циклонов и антициклонов. Движущиеся атмосферные вихри (внетропических широт) возникают и развиваются не везде одинаково.

В зимний период в северном полушарии циклоны чаще развиваются у восточных берегов Азии и Северной Америки. Здесь наблюдаются почти постоянно большие горизонтальные контрасты температур между охлажденными материками и теплыми океанами. Над Атлантикой они перемещаются в сторону Исландии и севера Европы, а над Тихим океаном - к Алеутским островам и Аляске. Зимой нередко циклоны возникают и над Средиземным морем. Над материком Азии они возникают значительно реже.

Летом положение меняется. Повторяемость циклонов над океанами уменьшается, а над материками увеличивается. В районе Средиземного моря летом циклоны возникают очень редко.

У антициклонов зимой наибольшая повторяемость в северных районах Азии и Америки. В районах наибольшей повторяемости циклонов антициклоны встречаются редко.

Так как горизонтальные градиенты температуры и давления от зимы к лету уменьшаются, то в теплое время года процессы цикло- и антициклогенеза протекают менее интенсивно. Однако и летом, когда вследствие междуширотного обмена масс воздуха возникают и обостряются фронтальные зоны с контрастами температур до 10-15° и более на 1000 км при значительных скоростях воздушных течений, возникают и интенсивно развиваются отдельные циклоны.

Зона наибольшей повторяемости циклонов зимой и летом в основных чертах совпадает с районами наибольшей густоты изотерм на картах относительной топографии (рис. 22 и 23). Зимой наибольшая густота изогипс на картах ОТ сосредоточена на юге материков, а главное на востоке их. В средней полосе контрасты температуры незначительны. В отличие от зимы, над Сибирью в области увеличенных контрастов температура в верховьях Оби и Енисея, летом повторяемость циклонов увеличивается. Временами возникая, они перемещаются в восточном направлении, достигая наибольшего развития над Восточной Сибирью и Дальним Востоком.

— Источник—

Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.

Post Views: 162