133_p2297_B2_11771

Уральский блок создаѐт для Западной Сибири необходимые адвективно-динамические условия для частого проявления, а иногда и длительного существования так называемых «струйных комплексов» не только над южными, но и северными районами Западной Сибири. Эти струйные комплексы проявляются в напластовании индивидуальных струй одна на другую, что и обеспечивает в территориальном распределении их «пятнистый» характер.

Всреднегодовом анализе над Западной Сибирью выделяют-

ся две зоны повышенной повторяемости струйных течений: пер-

вая – над северо-западными (Салехард, Ханты-Мансийск), вторая – над юго-восточными районами (Барабинск, Барнаул, Новосибирск, Колпашево). Первая зона струйных течений формируется над вершинами гребнеобразных ВФЗ; вторая – в области ВФЗ ложбинообразного вида. Образование смешанных ВФЗ (сочетание гребней, ложбин) приводит к неравномерному распределению скоростей ветра в ВФЗ и к выделению зон сильных скоростей ветров в потоках, окаймляющих высотные гребни и ложбины. Над северными районами Западной Сибири образуются комплексы струйных течений в сочетании фронтальных арктических струй с полярно-фронтовыми, полярно-фронтовых с субтропическими и арктических с субтропическими струйными течениями.

Над южными и юго-восточными районами Западной Сибири возможно сочетание в комплексе четырѐх струйных течений. Таким образом, крупномасштабные блокирующие гребни в районе Урала представляют собой один из важных региональных тропосферных процессов Западной Сибири, определяющий режим тропосферной циркуляции и над сопряжѐнными районами.

Взаключение отметим некоторые погодные особенности, обусловленные циклонической и антициклонической деятельностью, приведѐнные в работе К. И. Поповой [Попова, 1964]. В частности, обильные осадки в бассейне Васюгана и междуречье Оби и Енисея обусловлены стационированием летом в этих районах циклонов. Поэтому не только малые уклоны ЗападноСибирской равнины и близко залегающие водонепроницаемые породы, но и обильные осадки являются причиной значительной заболоченности этих мест. Июльский максимум осадков в южной части Западной Сибири связан именно с усилением циклонической деятельности на полярном фронте (52–56° с. ш. и 84–90° в. д.).

Юго-западные потоки в атмосфере над горным Алтаем обусловливаются положением его под передней или южной частью

81

смещающихся юго-западных и западных циклонов. Летом в связи с этим на северных склонах горного Алтая получают значитель-

ное развитие циклонические фѐны (фѐны переваливания). При этом фѐн может сопровождаться развитием облачности над хребтом и даже выпадением осадков.

Резкий переход от зоны степей к тайге связан как с увели-

чением повторяемости западных и северо-западных циклонов, несущих сравнительно влажные воздушные массы, обострением фронтальной зоны именно над северными районами лесостепи (наиболее частое углубление циклонов), так и с резким увеличением к югу повторяемости антициклонов.

Более частое смещение циклонов в августе по сравнению с предыдущими месяцами (июнь и июль) с северо-запада на юго-

восток обусловливают значительные осадки над Горной Шорией и Северным Алтаем. Августовский уровень осадков близок к июльскому благодаря интенсивному подъѐму влажного северозападного потока на наветренные склоны хребтов, ориентированных с юго-запада на северо-восток.

Значительная повторяемость антициклонов на юге Западной Сибири обусловливает частые периоды ясной погоды с суховея-

ми над пониженными участками и с антициклоническими фѐнами в высокогорной части Алтая.

Под влиянием сложной орографии нередко при обострении полярного фронта образуются частные циклоны. Наиболее часто циклонические новообразования летом над Западной Сибирью, по исследованиям К. И. Поповой [Попова, 1964] отмечаются, вопервых, над территорией между 56–64° с. ш. и 72–90° в. д., в районе слияния Оби и Иртыша, а также в верховьях р. Таз, и, вовторых, между 48 и 52° с. ш., в особенности в предгорной части Алтая.

В связи с большим влиянием подстилающей поверхности, и особенно орографии на процессы термического и фронтального цикло- и антициклогенеза в следующей главе рассматриваются физические аспекты этих воздействий и приводятся конкретные примеры для рассматриваемой территории.

ЛИТЕРАТУРА К ГЛАВАМ 4, 5 1. Бордовская Л. И. Некоторые сведения о «ныряющих» циклонах над За-

падной Сибирью // Тр. НРГМЦ. – 1969. – Вып. 3. – С. 14–23.

82

2.Бордовская Л. И. Блокирующие гребни над Уральским хребтом и их влияние на синоптические процессы Западной Сибири // Тр. Забайк.-Сиб.

НИИ. – 1976. – Вып. 21. – С. 90–98.

3.Кошинский С. Д. Синоптико-статистическая характеристика циклонической деятельности над Западной Сибирью в холодное время года // Тр. За-

байк.-Сиб. НИИ. – 1974. – Вып. 21. – С. 106–113.

4.Попова К. И. К вопросу о циркуляции атмосферы над Западной Сибирью в летний период // Тр. Зап.-Сиб. НИИ. – 1964. – Вып. 164. – С. 64–73.

5.Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / под ред. В. М. Ярковой, И. П. Фадеевой. – Л. : Гидрометеоиздат, 1986. – Ч. 2, вып. 184. – 198 с.

6.Ситникова Т. С. Условия выхода южных циклонов на районы Западной Сибири // Тр. НРГМЦ. – 1967. – Вып. 1 (5). – С. 81–88.

7.Чернова В. Ф. «Ныряющие» циклоны и струйные течения // Тр. ГМЦ. – 1968. – Вып. 22. – С. 70–76.

6.ВЛИЯНИЕ ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ НА СИНОПТИЧЕСКИЕ ОБЪЕКТЫ И ПОГОДУ

Прежде чем рассматривать влияние подстилающей поверх-

ности, и прежде всего орографии, на циркуляционные процессы и погоду над Западной Сибирью, рассмотрим общие сведения о влиянии орографии, как наиболее значимого фактора в условиях Сибири, на синоптические процессы (объекты). Основные положения этого влияния излагаются по Руководству по краткосрочным прогнозам [1986, ч. 1] с небольшими сокращениями в связи с отсутствием этого источника в Научной библиотеке ИГУ и учебной библиотеке географического факультета.

Влияние орографии на атмосферные процессы объясняется следующими причинами.

1.Высота наиболее значительных горных массивов на поверхности Земли сравнима с характерной толщиной атмосферы (8 км), а средняя высота основных горных систем составляет 1/4 –1/3 этой толщины.

2.Атмосфера в среднем стратифицирована достаточно устойчиво, и силы плавучести препятствуют значительному вертикальному смещению воздушных частиц. В условиях орографических неоднородностей это ведѐт к интенсификации горизонтальных перемещений частиц.

83

3. Орографические неоднородности интенсифицируют вертикальные движения, что является достаточной предпосылкой для выпадения осадков.

В результате даже относительно невысокие горы (высотой около 500 м) способствуют возникновению сильных ветров при боковом обтекании горы воздушными массами; нисходящих ветров над подветренными склонами; значительных осадков над наветренными склонами.

Из-за большого разнообразия атмосферных явлений, обусловленных орографией, принято их классифицировать по масштабам.

Планетарный масштаб, или масштаб волн Россби, по-

рядка ~104 км. Роль орографии в этих масштабах связана с дополнительно получаемым атмосферой вращающим (или тормозящим) моментом за счѐт разности давлений на восточном и западном склонах основных горных массивов. Разность давления возникает, в частности, из-за разности наветренной и подветренной температур, обуславливающей разное гидростатическое распределение давления воздуха. Этот орографический фактор более значителен в северном полушарии, чем в южном. Летом в средних широтах вклад его наибольший и имеет тот же порядок, что и фрикционный момент (обусловленный вращением Земли).

Синоптический масштаб (масштаб инерционных волн),

порядка ~103 км. Характерный перепад давления для горных массивов данного масштаба (Скалистые, Скандинавские горы, Альпы) между наветренными и подветренными склонами ~ 4–6 гПа. При таком перепаде давления горы в средних широтах северного полушария обусловливают тормозящий эффект. А потому возникающие орографические возмущения синоптического масштаба затухают по вертикали при удалении от орографического препятствия, не изменяя фазы. Это обусловлено и малыми горизонтальными (менее 300 км в сутки) и вертикальными скоростями переноса энергии в преобладающих волнах Россби. Как показывает синоптическая практика, подветренные области гор с горизонтальным протяжением 250 км и более (Альпы) являются районами систематического циклогенеза и учитываются в численных гидродинамических моделях краткосрочного прогноза погоды

(КПП).

Мезомасштаб (или масштаб внутренних гравитационных волн), порядка ~10–100 км. К верхнему пределу этого масштаба

84

относятся местные ветры, ветры склонов и горно-долинная циркуляция. В этих движениях уже преобладает над силой Кориолиса горизонтальная слагающая силы инерции. К нижнему пределу (~10 км) относятся явления стоячих волн и связанные с ними облачность, турбулентность, ветровые порывы. Прогноз этих явлений в гидродинамических схемах строится уже без учѐта влияния силы Кориолиса, но с оценкой вертикальных ускорений. Орографические возмущения масштаба 10–50 км обусловлены инерци- онно-гравитационными волнами и возникают при возмущении потока препятствием с горизонтальной протяжѐнностью 10–20 и более километров. Энергия возмущений в этом случае переносится вверх и вбок от препятствия с периодической сменой фазы (стоячие волны).

Ветры склонов развиваются, если температура почвы и приземного слоя воздуха оказываются различными. В этом случае прилежащий к поверхности слой воздуха принимает температуру поверхности почвы, возникают слои воздуха с разной температурой и плотностью, и если это происходит над наклонной поверхностью, силы плавучести способствуют ускорению воздуха, направленного вверх или вниз по склону. Примером являются почти непрерывные нисходящие ветры склонов над ледяными холмами Гренландии и Антарктиды.

Обычно горные территории рассечены долинами. Ветры на склонах долин действуют как «притоки», сливающиеся в воздушный поток, идущий либо вниз по долине (горный ветер), либо вверх по долине (долинный ветер).

Местные ветры являются следствием барьерного эффекта гор. При устойчивой стратификации натекающий воздух не может подняться, чтобы перевалить через гору, и идѐт вбок, устремляясь через долины и ущелья. Если горная цепь не имеет легкодоступных долин, холодный воздух может застаиваться в наветренной области. Таковы случаи стабилизации антициклона перед Скандинавскими горами. Наконец, иногда, если барьерный эффект поддерживается достаточно долго, крупномасштабный барический градиент перестраивается и вынуждает воздух перевалить через горы. В результате на подветренных склонах резко изменяется температура и влажность. Таковы местные ветры бора и фѐн.

Для препятствий с горизонтальными масштабами около 1 км роль сил турбулентного трения становится сравнимой с ролью сил плавучести, а при ещѐ меньших масштабах (около 100 м)

85

этими силами и связанными с ними внутренними гравитационными волнами можно пренебречь. Главную роль здесь играют эффекты пограничного слоя, зависящие, в частности, от вертикального сдвига ветра в натекающем потоке и шероховатости подстилающей поверхности. В целом течение оказывается близким к безвихревому с небольшой разностью давлений между наветренными и подветренными склонами и с возможной застойной зоной в наветренной области. Скорость на данном уровне максимальна над вершиной холма, а давление воздуха – минимальное. В случае узкой долины на дне еѐ наблюдается минимум скорости и максимум давления.

Многообразие атмосферных и погодных явлений при орографическом возмущении воздушного потока говорит о том, что горные массивы оказывают как динамическое, так и тепловое воздействия на воздушные течения, которые вызывают значительные изменения в метеорологических полях и эволюцию барических образований.

6.1.Эволюция барических образований

под влиянием горного рельефа

Синоптические исследования и анализ уравнений гидродинамики выявляют следующие основные изменения в полях давления и ветра, возникающие при обтекании крупных горных массивов Центральной Азии, а также гор меньшего масштаба (Карпат, Скандинавских и Уральских).

Как в наветренной, так и в подветренной областях наблюдается торможение потока, наиболее сильное у подножия горы. Наоборот, вблизи вершины нередко наблюдается ускорение потока. В наветренной области, как правило, наблюдаются рост давления и восходящие вертикальные движения, в подветренной – падение давления и нисходящие токи. Абсолютная величина вертикальной скорости максимальна непосредственно на склонах (выше слоя трения) и с высотой убывает. Влияние гор распространяется на несколько сотен километров на прилегающие равнины, ослабевая с удалением от гор. Чем больше нормальная к хребту составляющая скорости потока, тем интенсивнее орографические возмущения в синоптических объектах. Чем

86

выше и шире горный массив и круче склоны, тем более мощный слой охвачен орографическим возмущением потока.

Изменение барического поля под влиянием рельефа происходит наиболее интенсивно на фоне значительного усиления ветра с высотой в нижней тропосфере. Поэтому в синоптической практике часто приходится встречаться с орографической эволюцией циклонов, низких подвижных антициклонов и барических ложбин с атмосферными фронтами.

В центральной части высокого антициклона ветры слабые, и при его перемещении через горный хребет чаще всего происходит лишь соответствующая деформация барического поля над его периферийными областями.

Процесс эволюции циклона, пересекающего горный хребет,

схематически может быть представлен в следующем виде. При приближении циклона к горному хребту в передней его части, вследствие конвергенции потоков в предгорных районах и восходящего скольжения над наветренным склоном, происходит рост давления, а в подветренной области горного препятствия – падение давления. Благодаря этому падению область пониженного давления вытягивается по направлению потока. У наветренной стороны хребта в связи с ростом давления область циклона сжимается по направлению вдоль склонов. В результате могут образоваться два центра пониженного давления – один у наветренной, другой – с подветренной стороны хребта. При дальнейшем перемещении циклона новое циклоническое образование углубляется, а циклон с наветренной стороны хребта может полностью исчезнуть (заполниться). Вновь образовавшийся центр начинает двигаться по потоку лишь после того, как циклон у наветренной стороны хребта заполнится. Циклон перед хребтом заполняется сравнительно быстро (существует не более суток).

Такой процесс эволюции области пониженного давления при взаимодействии с горным препятствием называется сегментацией циклона. Этот процесс почти никогда не наблюдается у таких хребтов как Скандинавский и Уральский, а у Карпат достаточно чѐткие признаки сегментации наблюдаются лишь в одной трети случаев. Чем выше горный хребет, тем вероятнее этот процесс.

Исследования, выполненные для Карпат, показали, что процесс сегментации осуществляется, когда приближающийся к Карпатам циклон находится в стадии молодого барического образования, над которым уже на небольших высотах, в слое до уровня высоты горы, изобары разомкнуты и над значительным

87

участком поверхности склонов ветер имеет нормальную составляющую к оси хребта.

Неблагоприятные условия для сегментации создаются в тех случаях, когда циклон перемещается через дугообразный, вогнутый по отношению к наветренной стороне, участок хребта. Такие условия наблюдаются при перемещении циклонов со стороны Средне-Дунайской низменности на территорию Украины.

Процесс переваливания циклона развивается иначе, когда циклон встречается с широтно-расположенным горным хребтом. При приближении к такому хребту циклон раздваивается: один центр располагается севернее хребта, а другой – южнее. При дальнейшем развитии циклона оба центра сохраняются, но перемещаются с различными скоростями. Обычно северный центр перемещается быстрее, чем южный. При широтном расположении хребта свойства воздушных масс севернее и южнее хребта сильно различаются. Поэтому в дальнейшем оба центра развиваются как самостоятельные циклоны. Наиболее значительное ухудшение погоды вызывает северный вихрь. Процесс такой сегментации характерен для горных хребтов Эльбрус, Копетдаг, Паропамиз и Гиндукуш.

Когда же воздушные течения и траектория циклона параллельны хребту или пересекают его под небольшим углом, раздваивание циклона наблюдается почти всегда. Циклонический центр перед хребтом существует почти так же долго, как и вновь образовавшийся центр за хребтом.

Если на пути циклона над горными районами встречается несколько хребтов со сложной конфигурацией и по-разному ориентированных, то эволюция циклона существенно усложняется. Так, при перемещении генуэзского циклона к востоку через Динарские Альпы на район Балкан и Карпат в результате многократной сегментации там образуется обширная барическая депрессия, состоящая из нескольких центров. Такие многоцентровые депрессии образуются и в других районах. Например, при переваливании средиземноморского циклона через хребты Малой Азии, Кавказ и Армянское нагорье, Эльбрус и Копетдаг некоторое время могут наблюдаться три самостоятельных центра, представляющие результат сегментации одного циклона. После окончания процесса переваливания подветренный циклон продолжает развиваться как единое атмосферное образование. Скорость перемещения циклона в момент переваливания уменьшается, после

88

переваливания, как правило, увеличивается, особенно в случае широтно-ориентированного хребта.

Процесс орографического антициклогенеза над Европой осуществляется всегда на наветренной стороне хребтов, и чаще всего, ориентированных с севера (северо-востока) на юг (югозапад). Если на равнине перед таким хребтом располагается тѐплый высокий антициклон, центр которого у поверхности Земли малоподвижен, и если северо-западное воздушное течение ПВФЗ огибает этот антициклон с севера, принимая далее направление, перпендикулярное хребту, то в месте встречи воздушных течений с хребтом возникает приземный антициклонический центр орографического происхождения. При ультраполярных и параллельных хребту течений ПВФЗ формирование орографического антициклона не происходит. Если такой антициклон образовался ранее, он разрушается.

Иногда при особо активной ПВФЗ орографический антициклогенез наблюдается и в движущемся антициклоне. При этом основной центр антициклона продолжает двигаться с той же скоростью, с какой он перемещался над равниной до подхода к горной системе. Вместе с тем, как только северо-западное течение ПВФЗ на периферии высотного гребня достигает горных систем, расположенных поперѐк потока, в месте встречи, впереди основного центра возникает новый орографический антициклон. На первый взгляд может показаться, что это основной антициклон внезапно начал двигаться с большей скоростью.

В синоптической практике, таким образом, необходимо учитывать следующие основные закономерности. Чем выше, шире и круче горный массив, тем более значительно в пространстве орографическое возмущение потока и интенсивнее его влияние на атмосферные процессы. С обеих сторон горного препятствия наблюдается общее торможение воздушного потока, наиболее сильное у подножия горы. Вблизи же вершины отмечается ускорение потока. На наветренных склонах проявляется динамический рост давления и развитие (или усиление) восходящих движений. На подветренных склонах – падение давления и образование нисходящих токов. Максимальные восходящие токи наблюдаются на склонах выше слоя трения и с высотой убывают. Интенсивность этих орографических возмущений увеличивается с увеличением нормальной составляющей к хребту скорости воздушного потока.

89

Учѐт орографических влияний на динамику атмосферных процессов в прогностической практике осуществляется чаще всего косвенно. При прогнозе осадков в горной местности нередко проводится расчѐт орографических токов. Влияние орографии объективно учитывается в многоуровенных гидродинамических моделях численного прогноза погоды. Однако даже при современном уровне знаний при прогнозировании текущей погоды очень трудно диагностировать и прогнозировать орографическую деформацию и эволюцию атмосферных фронтов.

6.2.Влияние гор на перемещение и эволюцию атмосферных фронтов

Поскольку воздушный поток, переваливающий через горную систему, испытывает возмущение, то и атмосферные фронты (АФ) при переваливании через горы подвергаются деформации.

Тѐплые и холодные фронты испытывают еѐ в различной степени. Горные цепи не оказывают существенного влияния на скорость движения тѐплых фронтов. Их перемещение можно рассчитывать по скорости ветра на высотах. Однако при перемещении тѐплого фронта (ТФ) в горных районах на нѐм может возникнуть волна (с последующим образованием частного циклона), что часто наблюдается на ТФ, приближающихся с юго-запада к южной оконечности Уральских гор.

Холодные фронты (ХФ) задерживаются горными системами. Поэтому, прогнозируя их перемещение, необходимо учитывать не только скорость ветра в холодном воздухе, но также высоту гор и угол наклона холодного фронта. Встречая на своѐм пути горы, холодный воздух начинает обтекать препятствие и стремится обогнуть горную цепь с боков. Через невысокие горы холодный воздух обычно переваливает всѐ же быстрее, чем обтекает их с боков. Поэтому задержка холодных фронтов низкими горами, такими как Уральские, Скандинавские, практически обычно незаметна и скорость их перемещения почти не меняется.

Высокие горы (Альпы, Кавказ) задерживают холодные фронты, и холодный воздух успевает обтечь их с боков до переваливания фронта через хребет. В результате образуется орогра-

фическая окклюзия.

Горные хребты оказывают существенное влияние на эволюцию АФ, которая прежде всего, в зависимости от ориентации и

90