133_p2297_B2_11771

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 перпендику-

лярно 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 облач-

92

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 зави-

93

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 интен-

сификация 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 дав-

94

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 (раститель-

95

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 вет-

рами (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 синоп-

96

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 нали-

97

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 про-

98

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 термодинамиче-

ским 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 осу-

ществления 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 выпа-

100