Опасные явления погоды на территории Иркутской област by Сибирская библиотека

Министерство образования и науки РФ Федеральное агентство по образованию ГОУ ВПО ИРКУТСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

На правах рукописи 04201156904

^ ^ Х

ИВАНОВА АННА СЕРГЕЕВНА

ОПАСНЫЕ ЯВЛЕНИЯ ПОГОДЫ НА ТЕРРИТОРИИ ИРКУТСКОЙ ОБЛАСТИ В СОВРЕМЕННЫЙ ПЕРИОД

Специальность 25.00.30 - «Метеорология, климатология, агрометеорология»

Диссертация на соискание ученой степени кандидата географических наук

Научный руководитель: кандидат географических наук Латышева И.В.

Иркутск-2011

ОГЛАВЛЕНИЕ ВВЕДЕНИЕ

Глава 1. КЛИМАТИЧЕСКИЕ ИЗМЕНЕНИЯ И СВЯЗАННЫЕ С НИМИ ОПАСНЫЕ ЯВЛЕНИЯ ПОГОДЫ

1.1.Глобальные и региональные изменения климата

1.2.Циркуляционные факторы изменения климата

1.3.Последствия климатических изменений

Глава 2. ПРИРОДНЫЕ УСЛОВИЯ ИРКУТСКОЙ ОБЛАСТИ

2.1. Физико-географическая характеристика

2.2. Циркуляционные особенности

2.3. Краткое климатическое описание

2.4. Синоптико-климатическое районирование территории Иркутской области 2.5. Современные изменения климата Иркутской области

39 42

Глава 3. КРИТЕРИИ ОПАСНЫХ ЯВЛЕНИЙ ПОГОДЫ И РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ОПАСНЫХ ЯВЛЕНИЙ (ОЯ) ПО ТЕРРИТОРИИ ИРКУТСКОЙ ОБЛАСТИ.. ..49 Глава 4. ЦИРКУЛЯЦИ01ТНЫЕ УСЛОВИЯ АНОМАЛЬНО ТЕПЛЫХ И ХОЛОДНЫХ ЗИМ НА ТЕРРИТОРИИ ИРКУТСКОЙ ОБЛАСТИ

4.1. Основные причины зимних температурных аномалий

4.2. Аномалии зимних температур в Иркутской области

4.2.1. Циркуляционные условия аномально теплой и холодной зим (на примере 2005-2006 гг. и 2006-2007 гг.) 4.2.2. Продолжительная волна холода в зимний период 2008-2009 гг

74 84

Глава 5. ИССЛЕДОВАНИЕ МЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ И СИНОПТИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ ОБРАЗОВАНИЯ ОПАСНЫХ ЯВЛЕНИЙ ПОГОДЫ НА ТЕРРИТОРИИ ИРКУТСКОЙ ОБЛАСТИ

5.1. Статистические характеристики опасных явлений погоды

5.2. Ухудшение видимости в атмосферных осадках

5.3. Гроза

109

5.4. Сильный ветер

114

5.5. Туман

119

5.6. Дым, дымка

128

5.7. Низкая облачность

133

5.8. Динамика барических образований при возникновении опасных явлений погоды на территории Иркутской области в 2005-2009 гг

140

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

147

СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ ИСТОЧНИКОВ

148

ПРИЛОЖЕНИЯ

165

ВВЕДЕНИЕ Актуальность работы. i

Современный климат характеризуют высокие темпы изменения средних глобальных температур в значительной толще тропосферы и увеличение повторяемости опасных явлений погоды, которые наносят серьезный материальный ущерб обществу. Поэтому ресурсный подход к изучению климата и обеспечение гидрометеорологической безопасности - базовые условия в решении проблемы жизнеобеспечения в динамично устойчивом обществе. По данным наблюдений Росгидромета территория России, где отмечается более двадцати

видов

опасных

гидрометеорологических

явлений,

существенно

более

чувствительна к глобальному изменению климата. Опасное гидрометеорологическое явление (ОЯ) - это явление, которое по интенсивности развития, продолжительности или моменту возникновения может представлять угрозу жизни или здоровью граждан, а также может наносить значительный материальный ущерб. По оценкам специалистов в ближайшие годы на территории России ожидается рост таких экстремальных природных явлений, как сильные паводки, наводнения, ураганные ветры, смерчи, засухи, аномальные колебания температуры. Имеющие место и прогнозируемые последствия изменений климата могут оказывать разнонаправленные воздействия на различные сферы деятельности человека. В условиях повышения

зимних

продолжительность

температз'р отопительного

большей периода.

части

регионов

В то же время

России

сократилась

увеличились

затраты

электроэнергии на охлаждение помещений летом с помощью кондиционеров. Повышение интенсивности и частоты таких опасных явлений как обильные снегопады вызывает возрастание снеговых нагрузок на здания и сооружения, возможны обрывы линий электропередач.

Увеличение

повторяемости

сильных

ливней

ухудшает

состояние

автомобильных и железных дорог. Замечено, что при наличии волн тепла повышается скорость распространения таких заболеваний, как грипп и других инфекций, растет смертность людей. Отрицательно влияют на здоровье людей перепады давления при резкой смене условий погоды. Объект исследования - Иркутская область, в состав которой входит Усть-Ордынский Бурятский автономный округ, расположена в южной части Восточной Сибири, почти в центре Евроазиатского материка. Большая протяженность территории Иркутской области с севера на юг и ее удаленность от адвективного влияния океанических воздушных масс является одной из основных причин высокой степени континентальности климата.

5 В условиях резко континентального климата природные экосистемы на территории Иркутской области проявляют низкую устойчивость к жесткому техногенному воздействию и низкий потенциал к самоочищению и самовосстановлению, поэтому исследование динамики опасных явлений погоды и условий их возникновения здесь приобретает особое значение. Цель исследования: изучить современные особенности в распределении опасных явлений погоды на территории Иркутской области и выявить прогностические признаки их возникновения. В задачи исследования входило: 1.

Формирование массива данных, выбор методологического подхода и программных

средств обработки исходных данных. 2.

Изучение климатического режима территории Иркутской области, включая анализ

температурно-влажностных

характеристик

тропосфере,

расчет

вертикальных

градиентов температур в различных слоях атмосферы, изучение вертикальных движений на основе аналога вертикальной скорости и определение вертикальных сдвигов ветра в слое Земля — 700 гПа. 3.

Создание карт-схем распределения различных видов опасных явлений на территории

Иркутской области в теплый (IV—IX) и холодный (Х-Ш) периоды года. 4.

Исследование циркуляционных особенностей аномально теплых и холодных зим,

наблюдаемых на территории Иркутской области в последнее десятилетие. 5.

Типизация синоптических процессов возникновения опасных явлений погоды в

Северном, Западном, Центральном и Южном районах Иркутской области Научная новизна результатов исследований. Впервые для территории Иркутской области: •

на современных данных (1999-2009 гг.) составлены карты распределения степени

континентальности климата, средних

годовых значений парциального давления и

относительной влажности воздуха; в

исследована сезонная динамика вертикальных движений и сдвигов ветра в слое

Земля-700 гПа, что актуально для пилотирования воздушных судов; •

получены карты-схемы распределения многолетнего числа случаев опасных явлений

и исследована внутригодовая динамика ОЯ за 1999-2009 гг., что актуально для различных отраслей народного хозяйства;

6 •

для исследования условий возникновения опасных явлений погоды использованы

расчетные значения вертикальных градиентов температур, вертикальных токов, лапласианов давления, интегральных параметров в различных слоях тропосферы; •

предложена типизация синоптических процессов возникновения опасных явлений

погоды на основе совместного анализа приземных и высотных карт. Использованные данные. В качестве исходных использованы данные наблюдений 45 метеорологических станций Иркутской области (1963-2009 гг.); 86 метеорологических станций Иркутской области (1999-2009 гг.); аэрологических станций Иркутск, Братск, Нижнеудинск

Киренск

(2005-2009

гг.);

данные

Гидрометцентра

России

(http://www.meteoinfo.ru/climate) и данные NCEP/NCAR Реанализ (http://www.cdc.noaa.gov): температуры, атмосферного давления, приведенного к уровню моря, геопотенциальных высот стандартных изобарических поверхностей, аналога вертикальных токов в узлах регулярной географической сетки с шагом по широте и долготе 2,5 на 2,5 ° (1948-2008 гг.); ежедневные синоптические карты (приземные и высотные) за 00 и 12 всв за 2005-2009 гг., любезно предоставленные ИУГМС. Достоверность

обоснованность

полученных

результатов

выводов

обеспечивалась применением для анализа больших массивов первичной метеорологической информации, современных методов, применяемых в авиационной и синоптической метеорологии.

Полученные

научные

выводы

согласуются

результатами

работ

отечественных и зарубежных авторов. Практическое использование результатов диссертационной работы состоит в следующем: •

новые знания об основных закономерностях в распределении опасных явлений

погоды на территории Иркутской области в современный период позволяют использовать полученные результаты в практической работе отдела краткосрочных прогнозов Иркутского территориального управления по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды в целях увеличения заблаговременности и повышения оправдываемости прогнозов погоды; •

полученные результаты включены в курс лекций по дисциплине «Авиационная

метеорология»,

читаемой

студентам

географического

факультета

государственного университета по специальности: «Метеорология».

Иркутского

7 Основные положения, выносимые на защиту: 1.

Современные изменения климата на территории Иркутской области в последнее

десятилетие, проявляются в повышении температуры воздуха, увеличении дефицитов влаги и усилении неустойчивости в средней и верхней тропосфере и определяют повышенную вероятность возникновения экстремальных погодных явлений (преимущественно в ВерхнеЛенском, Западном и Южном районах) 2.

Вероятность возникновения низкой облачности, ограниченной дальности видимости,

сильного тумана, сильных снегопадов и гроз на территории Иркутской области существенно зависит от степени расчлененности рельефа и заметно возрастает при увеличении повторяемости меридиональных южных процессов. 3.

В последнее десятилетие на территории Иркутской области существенно возросла

повторяемость крупных положительных и отрицательных аномалий средней месячной температуры воздуха в зимний период, в формировании которых существенная роль принадлежит процессам блокирования. 4.

Наиболее информативными предикторами опасных явлений погоды на территории

Иркутской области являются интегральные параметры атмосферы и значения адвективных изменений температуры, влажности воздуха, высоты уровней конденсации и тропопаузы.

Личный вклад соискателя состоял в разработке методики исследований, физикостатистической

обработке

аэросиноптического материала

и типизации

атмосферных

процессов на разных уровнях тропосферы. Основные результаты являются оригинальными и получены либо лично автором, либо при непосредственном его участии.

Апробация. Основные результаты

докладывались

на конференциях различных

уровней: БШФФ-2002, Иркутск: ИСЗФ СО РАН, 2002 г.; IX рабочая группа «Аэрозоли Сибири», 26-29 ноября 2002 г., Томск, 2002; X Joint International Symposium on Atmospheric and Ocean Optics/Atmospheric Physics, 24-28 June 2003 Tomsk, Russia, 2003 г.; XI Joint International Symposium on Atmospheric and Ocean Optics/Atmospheric Physics, 23-26 June 2004 Tomsk, Russia, 2004 г.; XIII Joint International Symposium on Atmospheric and Ocean Optics/Atmospheric Physics, 2-6 July 2006 Tomsk, Russia, 2006 г.; International workshop ISTC "Baikal-2006",

15-19

August,

2006,

Irkutsk,

Russia,

2006

г.;

Научно-теоретическая

конференция молодых ученых. Иркутск: ИГУ, 2006 г.; Международный научный конгресс "Гео-Сибирь-2006", Новосибирск: ГОУ ВПО «Сибирская государственная геодезическая академия», 2006г.; Научно-теоретическая конференция молодых ученых. Иркутск: ИГУ,

8 2007 г.; XIII научное совещание географов Сибири и Дальнего Востока, 27-29 ноябрь, 2007, Иркутск, Россия, 2007 г., XV Joint International Symposium on Atmospheric and Ocean Optics/Atmospheric Physics, Krasnoyarsk, June 2008, 2008 r. Публикации. По теме диссертации опубликовано 38 печатных работ, из них 11 статьи в ведущих научных журналах: «Метеорология и гидрология», «Оптика атмосферы и океана», «Вестник ИрГТУ». Структура и объем диссертации. Диссертационная работа состоит из введения, пяти глав, заключения и списка литературы. Общий объем диссертации составляет 172 страницы, включая 85 рисунков, 38 таблиц и 7 приложений. Библиографический список включает 212 источников.

9 1.

Климатические изменения и связанные с ними опасные явления погоды

1.1.

Глобальные и региональные изменения климата

Одной из главных проблем последних десятилетий является проблема глобального изменения климата. Относительно причин наблюдаемого изменения климата с высокой степенью вероятности (> 90 %) можно утверждать, что наблюдавшиеся за последние 50 лет изменения вызваны не только естественным, но и внешним воздействием [128,62]. В период индустриальной

эпохи

отмечается

существенный

рост

атмосферных

концентраций

климатически активных газов, который проявляется не только в изменениях температуры воздуха и циркуляционных условиях, но и в частоте экстремальных явлений погоды [55]. Вероятность усиления частоты и интенсивности экстремальных явлений, включая волны тепла и холода, сильные ливни и др., к концу XXI в. оценивается как очень высокая [128]. Согласно другой точки зрения [54,131], причиной изменения климата являются внутренние факторы или естественная климатическая изменчивость, обусловливающая колебания температуры, как в сторону потепления, так и похолодания. К числу основных причин, определяющих эволюцию глобального климата, можно отнести изменения потоков солнечной радиации, газового состава атмосферы (углекислый газ, метан), альбедо, орбитальных параметров Земли, соотношения площадей суши и моря [37]. По мнению А.В. Клименко и В.В. Клименко [85] наряду с указанными факторами существенная роль в изменениях климата принадлежит концентрациям тропосферных аэрозолей, вулканической активности и апериодическим колебаниям в системе «атмосфера океан» (ЭНКЖ). В.И. Бышевым, В.Г. Нейманом и Ю.А. Романовым сформулирована и обоснована гипотеза о том, что наряду с антропогенным фактором в изменчивости современного климата определенную роль играет внутренняя динамика климатической системы Земли [27]. Полагая, климатической

что колебания системы

климата

являются

на квазипериодические

следствием внешние

нелинейных

воздействия,

реакций

сторонники

естественных причин современного изменения климата, указывают на то, что период интенсивного роста глобальной температуры, наблюдавшийся в 90-е гг. XX века, приходится на восходящую ветвь 60-летнего колебания, которое было выявлено в температурных и циркуляционных характеристиках атмосферы [58]. Авторами [128] по данным наблюдений за период 1850-2007 гг. в двадцати семи регионах Северного полушария на фоне отчетливого проявления в изменениях средней

10 годовой приземной температуры воздуха Северного полушария 60-70 - летнего колебания выявлено наличие более слабого 20 — летнего колебания, проявляющего себя в периоды похолоданий. Это позволяет в ближайшем будущем ожидать некоторого снижения темпов потепления и даже возможного слабого похолодания на фоне уже достигнутых высоких значений температур. Таким образом, в линейных трендах температуры воздуха и атмосферных осадков присутствует не только климатическая, но и циклическая составляющая, и вклад последней тем больше, чем короче период аппроксимации и больше амплитуда колебаний. Короткопериодные колебания климата играют важнейшую роль в формировании сезонных климатических аномалий в умеренных широтах. Здесь наибольший интерес представляют крупномасштабные изменения свойств западного переноса и процессов блокирования [189]. По мнению В.П. Дымникова [64] причину современного потепления можно раскрыть с помощью математической теории климата, изучающей проблему устойчивости и чувствительности климата к малым внешним возмущениям. Однако, по мнению [59], современные климатические модели не лишены недостатков, поэтому их нельзя считать неоспоримым аргументом. Несовершенство климатических моделей видно в том, что приостановка роста глобальной и обеих средних полушарных температур, которая наблюдается после максимумов, достигнутых ими в 1998 г., и продолжается —10 лет, не была предсказана ни одной из моделей. Возможно, в модельных расчетах недостаточно полно учитываются такие важные процессы, как изменение глубинных и поверхностных океанических течений вследствие опреснения поверхностных вод из-за увеличения количества атмосферных осадков и таяния льдов, которые могут привести к смещению субтропических антициклонических течений к югу, уменьшению меридионального переноса тепла и похолоданию в умеренных и высоких широтах. Из-за исключительной сложности климатической системы, ее многомасштабной нелинейной динамики и многочисленных обратных связей между компонентами проблема долгосрочного

прогнозирования

климата

остается

одной

из

ключевых

проблем

современности [76]. Благодаря тому, что проблема изменения климата получила четкую физикоматематическую формулировку как проблема статистической гидродинамики атмосферы в ее взаимодействии с океаном и континентами, в последние годы климат стали определять как статистический ансамбль состояний, которые проходит система «океан - суша атмосфера» за периоды времени в несколько десятилетий [111]. Это определение климата, по

11 мнению [61], выходит за пределы науки об атмосфере и является общей основой для всего комплекса наук о Земле, т.е. становится объектом изучения географии и геофизики в целом. Замечено, что возрастание температур происходит неравномерно по поверхности Земли. В последние десятилетия потепление в Северном полушарии (СП) было практически в два раза более интенсивным, чем в Южном полушарии (ЮП), при этом процесс замедления потепления в Южном полушарии начался на семь лет раньше (1998 г.), чем в Северном (2005 г.) [207]. Тренд средней годовой температуры воздуха в основном объясняется трендом температуры в холодное полугодие, летняя температура имеет незначительный тренд [207]. Частично

это

можно

объяснить

увеличением

количества

облачности

десятилетия, вследствие чего в холодное полугодие это способствовало температур

(парниковый эффект облачности), а в теплое полугодие

последние повышению

ее понижению

(экранирующий эффект облачности). За последние 15 лет в холодное полугодие флуктуации аномалий количества облачности в интервале ±0,4 балла сопровождались флуктуациями аномалий температуры того же знака примерно ±2 °С. В теплое полугодие флуктуации аномалий количества облачности в интервале ±0,2 балла сопровождались флуктуациями аномалий температуры противоположного знака примерно ±1 °С. Вклад

межгодовых

изменений облачности в общую дисперсию температуры воздуха холодного полугодия составил около 50 %, а в дисперсию температуры теплого полугодия - около 25 % [166]. По данным [111] тренды потепления Северного и Южного полушарий в полтора раза меньше общепринятой оценки потепления в 0,6±0,2 °С за последние 100 лет, которая была получена многими климатологами, использовавшими различные варианты аппроксимации рядов средних температур линейными полиномами по методу наименьших квадратов [173,200,212]. Поэтому тренды температуры воздуха и атмосферных осадков, вычисленные за последние 30 лет и менее, могут в ближайшее время заметно измениться. Примечательной в этом плане является аппроксимация временного ряда средней температуры воздуха в России. В зависимости от длины периода аппроксимации на конце ряда тренды указывают на «тридцатилетнюю тенденцию к потеплению» или на «слабую тенденцию к похолоданию за последние пятнадцать лет» [156]. Возрастание температур происходит неравномерно, максимальный рост приземных температур отмечается в средних и субполярных широтах Северного полушария над континентами, где он достигает величин 1,7 °С и 2 °С за столетие [83]. Наименьшие изменения средней годовой приземной температуры воздуха наблюдаются в тропиках, где за последние тридцать шесть лет температура повысилась на 0,5 °С [128].

12 В середине зимы потепление наиболее выражено в широтной зоне 45-50 °с.ш., в начале весны преимущественно на широтах 50-65 °с.ш., а в конце весны за полярным кругом (65-70 °с.ш.). Осенью потепление, как и весной, наблюдается преимущественно в высоких широтах (60-65 °с.ш.) [166]. В глобальных изменениях температуры воздуха высоких широт Северного полушария в течение XX века обнаруживаются три периода. Первый период - период потепления 19201940-е гг., второй период - период похолодания (1940 - середина 1960-х гг.), третий период — период потепления (конец 1960-х гг. по настоящее время). Следует указать, что повышение температуры в тропосфере в последнее столетие было несколько меньшим, чем над подстилающей поверхностью. В тропосфере наибольший прирост температуры наблюдается на уровне 850 гПа (более 1 °С) [128]. Вблизи уровня тропопаузы прирост температуры сводится к нулю, а в стратосфере температура понижается [83]. При этом понижение температуры в стратосфере было более интенсивным, чем повышение в тропосфере. Значительное понижение температуры в стратосфере отмечается на изобарических поверхностях 50-30 гПа, где содержание озона максимально [103]. Максимальное потепление в южной полярной области (54 - 90 °ю.ш.) за период с 1959 г. по 2003 г. было в слое 500 - 400 гПа. Выше изобарической поверхности 300 гПа температура понижалась, однако статистически значимое на 1 %-ном уровне уменьшение средней годовой температуры имело место только в слое 100-70 гПа [52]. Материки,

где

создаются

наиболее

благоприятные

условия

для

усвоения

длинноволновой радиации, аномально нагреваются (в основном ночью и в центре материков). Так как ночная температура повышается быстрее дневной, амплитуда суточного колебания температур несколько уменьшается. Заметный вклад здесь может вносить увеличение ночной облачности, однако полученные результаты, особенно по данным наземных наблюдений в ночное время суток, не вполне надежны [83]. В

океанах поглощение длинноволновой радиации в поверхностной пленке

стимулирует рост испарения и может привести к понижению температуры поверхности океана [63]. Крупномасштабное тропосферное потепление во внетропических районах Северного и Южного полушарий наблюдалось в период с января 1998 г. по январь 2000 г. Эти аномалии были весьма значительны как по амплитуде, так и по устойчивости (потепление наблюдалось на всех широтах от 30 до 50 °). С помощью моделей общей циркуляции атмосферы (ОЦА) с заданной глобальной температурой поверхности моря (ТПМ) было выявлено, что глобальное потепление было вызвано глобальными аномалиями ТПМ. Рассмотрено влияние озера тепла в Индийском и Тихом океанах, которые были беспрецедентно теплыми в 1998-1999 гг. [183].

13 Глобальные процессы по-разному проявляются на региональном уровне (в полях температуры воздуха, атмосферных осадков и других метеорологических величин). При этом рассматривается возможность использования средней годовой глобально осредненной температуры воздуха в качестве предиктора для расчета ожидаемых изменений климата на региональном уровне в первой половине XXI столетия на базе установленных эмпирических связей между современными региональными и глобальными трендами температуры воздуха [5]. Вековые ряды температуры в точке наблюдений j (Yj) можно представить в виде суперпозиции трех временных масштабов: межгодовых вариаций (Yjntj), изменчивости с масштабом порядка десятилетия (Ydecj) и вековых изменений климата (Y cen j): ij

—

iint,p" ' dccj"' icenjj

(1).

Различия в тенденциях изменений температуры воздуха побуждает ряд авторов [102] районировать территорию с тем, чтобы найти причину наблюдаемых изменений и подобрать предикторы для их прогноза. Достоинство районирования заключается в том, что в выделенных

однородных

районах

можно

осуществлять

следующие - процедуры

пространственного анализа: -

осреднение,

если

пространственный

градиент

изменения

рассматриваемой

характеристики мал и соизмерим с погрешностями измерения; - определение среднего и параметров пространственной функции распределения, если закономерности распределения по пространству отсутствуют и пространственный градиент намного больше погрешностей рассматриваемой характеристики; - построение региональных моделей, если существуют зависимости от характеристик пространства или других факторов. Анализ региональных трендов средней годовой приземной температуры воздуха (ПТВ) за последние годы выявил наличие трех высокоширотных регионов с наибольшими значениями повышения приземной температуры:

1) северо-западная часть Северной

Америки и Бофортово море; 2) регион Сибирского плато; 3) Антарктический полуостров и море

Беллинсгаузена.

Последний

регион

представляет

особый

интерес

ввиду

его

удаленности от источника потепления в городах и сульфатного аэрозоля [206]. Изменения средней по России температуры

воздуха неплохо

согласуются

изменениями глобальной температуры, но имеется и ряд различий. Все экстремумы глобальной температуры выражены более четко, в то время как экстремумы в изменении средней температуры по России выражены слабее. В то же время размах аномалий средней годовой температуры на территории России достигает 3-4 °С, тогда как в среднем для земного шара чуть больше 1 °С [53].

14 В работе [78] отмечается, что, начиная с 1970 г. на территории России температура воздуха в среднем повысилась, и с этого момента имеет место тридцатилетняя тенденция к повышению температуры и слабая тенденция к ее стабилизации за последние пятнадцать лет. При этом региональные различия темпов потепления в России были значительными [б, 51]. По данным [51] после 1970 г. тренд потепления в России составил около 4 °С/100 лет. Потепление в России наиболее выражено зимой и весной и почти не наблюдается осенью (в последнее 30-летие произошло даже некоторое похолодание в западных регионах). Средний по России тренд зимой составляет 1,7 °С/100 лет, летом 0,6 °С/100 лет. За последние несколько десятилетий значения трендов оказались значительно больше [6]. В целом, полученные оценки трендов температуры на территории России указывают на продолжающуюся тенденцию к потеплению. Наиболее заметно потепление в западных районах ЕТР и на востоке Якутии (зимой), на юге Красноярского края и в Предбайкалье (зимой и весной), на Чукотке и в Магаданской области (весной и осенью) [53]. Таким образом, потепление происходило более интенсивно к востоку от Урала, особенно интенсивно на территории Сибири. Исследование климатического режима территории Сибири проводилось как по данным непосредственных наблюдений на станциях, так и на основе архивной базы Реанализов [65]. М.В. Кабанов, В.Н. Лыкосов [80] по данным Реанализа исследовали тренды и

траектории

наблюдаемого

потепления

разных

городах

Сибири.

Масштабы

пространственной неоднородности наблюдаемого потепления в Сибири были определены по результатам анализа линейного тренда средней годовой приземной температуры. Расчеты показали, что темпы потепления на всей территории Сибири во второй половине столетия были довольно высокими (более 0,2 °С/10 лет), а в отдельных районах величины линейного тренда достигали 0,5 °С/10 лет. Подобные районы можно назвать очагами ускоренного потепления. Мезомасштабные по размерам, они сосредоточены в основном в Восточной Сибири и обусловлены повышением температур в зимние месяцы. В последние десятилетия наблюдается тенденция к выравниванию зональности приземной температуры для всей Сибири. • Это, в свою очередь, может быть объяснено эволюцией

атмосферной

циркуляции.

Выполненный

анализ

пространственных

характеристик поля давления, определяющего режим атмосферной циркуляции, показал, что практически над всей территорией Сибири атмосферное давление за исследуемый период уменьшалось со скоростью 0,2 - 0,4 гПа/10 лет, достаточной для интенсификации процессов циклонической

активности. Более того,

анализ для

каждого

месяца

показал,

что

отрицательные тренды среднего годового давления, как и положительные тренды для

15 средних годовых температур, формируются за счет месяцев холодного периода года. Предложенное объяснение согласуется с результатами исследований динамики атмосферной циркуляции в Северном полушарии, среди которых отмечен рост индекса меридиональной южной циркуляции и снижение индекса меридиональной северной циркуляции в XX в. [79]. В.В. Зуевым [73] рассмотрен механизм в представлении центров действия атмосферы крупномасштабными вихрями, в результате которого может происходить интенсивная продувка регионов Сибири в зимний период теплым атлантическим воздухом, приводящая к существенному потеплению регионального климата. На территории

объекта

исследования

(Иркутская область), которая

наиболее

подвержена влиянию зимнего и летнего континентальных центров действия атмосферы, климатические исследования выполнялись в основном по данным наблюдений за приземной температурой воздуха и атмосферными осадками на сети метеорологических станций и постов [109,165,56,57,97].

1.2. Циркуляционные факторы изменения климата

Так

как климат

любого

региона

определяется

не только

географическими

координатами, но и циркуляционными условиями, благодаря которым происходит смена теплых или холодных, влажных или сухих воздушных масс, изменения климата необходимо рассматривать во взаимосвязи с общей циркуляцией атмосферы (ОЦА) [156]. Это подтверждают данные многочисленных исследований [20,199,204,205], в которых циркуляционные факторы играют решающую роль в формировании крупных аномалий температур в различных районах земного шара, на что, в частности, указывает высокая степень корреляционной связи средних месячных температур воздуха в удаленных друг от друга районах (r> ± 0,7). Обнаружено хорошее соответствие местоположений барических образований в средней тропосфере и очагов температурных аномалий в нижней тропосфере. Как правило, очаги положительных аномалий температуры в нижней тропосфере располагаются юговосточнее центров высоких циклонов на уровне 700 гПа (средняя тропосфера), а очаги отрицательных аномалий находятся северо-западнее. При широтном осреднении данных это определяет соответствующие связи средней широтной температуры со средними широтными аномалиями атмосферного давления: отрицательная - южнее 50-60 °с.ш. и положительная — в более северных широтах. На 40-45 °с.ш. взаимосвязь между этими характеристиками становится менее четкой, а южнее 35 °с.ш. статистическая связь отсутствует [188].

16 Таким образом, аномалии средней широтной температуры к северу и к югу от 45 °с.ш. формируются под воздействием разных факторов. В умеренных и высоких широтах решающую роль в формировании короткопериодных изменений климата играет общая циркуляция

атмосферы, в

низких

широтах

радиационные

факторы и

скорость

трансформации воздушных масс [137]. С учетом основных особенностей земной поверхности, энергетических переносов и разных видов неустойчивости крупномасштабные атмосферные процессы можно разделить на следующие типы [28,20]: 1) квазистационарные планетарные волны с волновым числом п=1-4, длина волн на широте 45 ° равна 3300-7000 км. Волны с п=2,3 наиболее устойчивые, переносят максимальное количество энергии. При этом волны с п=2 формируются под влиянием географического распределения материков и океанов, а п=3 — под влиянием орографии и неадиабатических процессов в атмосфере; 2) длинные движущиеся и неустойчивые волны с волновыми числами п=5-10 с длинами 5500-2800 км на широте 45 °. При этом волны с п=б,7,8 возникают под влиянием бароклинной неустойчивости

циркумполярного потока и ответственны

за основные

бароклинные процессы в атмосфере: переход доступной потенциальной энергии (ДПЭ) зонального

течения

доступную

потенциальную

энергию

вихрей

доступной

потенциальной энергии вихрей в турбулентную кинетическую энергию; 3) быстро движущиеся волновые возмущения умеренных широт с волновыми числами п>10, длина волн на широте 45 ° меньше 2800 км. Это короткие и неустойчивые волны, которые являются циклонами и антициклонами. В климатической системе циклоны и антициклоны являются важным звеном. Вопросы зарождения и эволюции атмосферных вихрей изучались многими учеными [94,115,138,154,161,211]. В масштабах климатических колебаний современного периода потепления климата чаще всего рассматривается роль длинных волн в средней тропосфере и центров действия атмосферы в межширотном обмене теплом и влагой, благодаря которому в разных регионах земного

шара

возникают

крупные

аномалии

температуры

воздуха

других

метеорологических параметров [9,39,91,149]. Важнейшими элементами крупномасштабной

циркуляции атмосферы

являются

синоптические вихри (СВ), которые определяют погодные условия, температурный режим и распределение атмосферных осадков над обширными районами земного шара. СВ возникают вследствие

гидродинамической

неустойчивости

непрерывно

стратифицированного

воздушного потока, причем из различных видов неустойчивости в процессах возникновения

17 СВ наибольшую роль играет бароклинная неустойчивость, при которой возмущения черпают свою энергию из доступной потенциальной энергии основного потока. В простейшем случае бароклинная неустойчивость представляет собой неустойчивость параллельного (чаще всего зонального)

потока

горизонтальным

(широтным)

градиентом

температуры

и,

следовательно, с вертикальным градиентом скорости ветра [107]. Циклонические синоптические вихри (ЦСВ) интенсифицируют энергоотдачу океана, формируют

горизонтальный

синоптические вихри

вертикальный

перенос

(АСВ), наоборот, уменьшают

энергии.

энергоотдачу.

Антициклонические В

связи с этим

климатические условия и их короткопериодные изменения во многом

определяются

повторяемостью ЦСВ и АСВ. При этом сезонные изменения повторяемости ЦСВ и АСВ за периоды ~ 90 суток

могут характеризовать климатическое состояние, а межгодовые

изменения сезонного режима - короткопериодные климатические изменения [31]. Н.К.

Кононовой рассмотрена

динамика продолжительности

циклонической и

антициклонической циркуляции во всех секторах Арктики за период 1899-2006 гг. в прибрежной (69 - 80 °с.ш.) и приполюсной (80 - 90 °с.ш.) зонах в холодное и теплое полугодие. Установлены элементарные циркуляционные механизмы (ЭЦМ) в типизации Б.Л. Дзердзеевского,

которые

способствовали

формированию

экстремумов

температур.

Выявлено, что максимум положительных экстремумов температуры воздуха и атмосферных осадков отмечался в 30-е годы XX века, максимум отрицательных экстремумов температуры приходился на 60-е годы XX века. С этого времени общее количество экстремумов уменьшается [87]. В конце XX века (1997-2004 гг.) по сравнению с периодом 1960-1990 гг. на фоне увеличения

стандартных

отклонений

от

средней

зональной

температуры

возросла

неустойчивость температурных и барических полей в атмосфере северной полярной области (вдоль широты 70 °с.ш.) [32]. С точки зрения прогнозов погоды и климата следует особо выделить западный сектор Российской Арктики, так как он отличается значительной циклонической активностью (в среднем за месяц здесь проходит семь циклонов). Глубокие подвижные циклоны формируются на арктическом фронте, либо проникают в Арктику из низких широт, где они возникают на полярном фронте. В западном секторе Арктики можно выделить два характерных района циклонической деятельности: район архипелага Новая Земля, где

происходит углубление и формирование ныряющих циклонов, и район

полуострова Таймыр, где происходит заполнение циклонов. В годовом распределении уменьшение числа циклонов в июне совпадает с началом теплого периода, а их увеличение в октябре - с началом холодного [86].

18 В работе [32] в качестве одного из основных процессов, формирующих климат Северного полушария, исследован воздухообмен

между арктическими и средними

широтами. Показано, что в период 1997-2004 гг. в нижней тропосфере на широте 70 °с.ш. почти круглый год происходил адвективный перенос воздушных масс из северных широт. При этом вынос воздуха из Арктики зимой наблюдается над канадским сектором (240-280 °в.д.), а его поступление в Арктику над Гренландией. Летом появляются мощные потоки воздуха в Арктику над Атлантикой (350-20 °в.д.), и происходит смена направления переноса над северным побережьем Евразии в зонах 60-80 °в.д. и 140-160 °в.д. Величины меридиональной составляющей скорости ветра особенно высоки зимой. Значительное особенностей

количество

первого

работ

периода

посвящено

потепления

исследованию

(1920-1940-е

гг.)

циркуляционных [143].

Авторы

[35,60,71,93,117,119,149] показали, что в этот период усиливалась меридиональность атмосферы, благодаря чему основные траектории смещения циклонов стали проходить севернее, чем в предыдущие десятилетия. Это привело к увеличению количества теплого воздуха, выносимого в высокие широты, и, возможно, к потеплению Арктики. По аналогии с прошлым периодом можно предположить, что современный период потепления (конец 1960х гг. по настоящее время) также обусловлен изменениями циркуляционных факторов, хотя влияние парниковых газов полностью отрицать нельзя [39]. Для исследования региональных изменений климата широко используются типизации атмосферных процессов. Например, в работе [72] предложена региональная классификация атмосферных

процессов в Восточной Арктике, где

выделено

восемнадцать типов

синоптических процессов, представлены данные об их преемственности и изучены присущие каждому из них характеристики режима погоды. В Казахстане для прогноза опасных явлений принято пользоваться типизацией макросиноптических

процессов,

основу

которой

положены

термодинамические

характеристики и траектории воздушных масс [22]. На территории исследуемого региона (Иркутская область) в зависимости от характера непосредственного воздействия на формирование режима погоды атмосферные процессы подразделены на десять основных типов (рис.1,2) [121,155]. В первую группу отнесены циклонические процессы, которые подразделяются на четыре подтипа (рис.1). Наиболее часто (около 70 дней в году) отмечаются выходы циклонов I типа, перемещающиеся непосредственно через южные районы Иркутской области в ложбине циклонов, траектории которых проходят по более северным широтам (рис. 1а). В подавляющем большинстве случаев это слабые циклоны, при выходе которых над Иркутской областью и оз. Байкал барические градиенты не превышают 1,4 гПа.

19 II и III циклонические типы характеризуются влиянием ложбин более глубоких циклонов, смещающихся по северу (рис. 1б,в). IV тип характеризуется выходом «южных» циклонов с северных районов Монголии на Забайкалье, наибольшая его повторяемость отмечается в летний период (рис. 1г).

а - прохождение циклона по югу Средней Сибири; б - циклоны (ложбины) с запада; в - ложбины с севера и северо-востока; г - выход южного циклона. Рис.1. Типы циклонических процессов над Иркутской областью [121] Вторую большую группу составляют

антициклонические типы атмосферных

процессов (антициклоны, их отроги и гребни) (рис.2). Повторяемость антициклонических барических полей различных типов над Иркутской областью составляет около 200 дней в году, из которых 80 % (161 день) приходится на устойчивые антициклоны (тип VIII). В течение года эти дни распределяются следующим образом: 75 - зимой, 24 - весной, 28 осенью и около 30 - летом. Заметное уменьшение повторяемости типов антициклонических барических полей в тёплое полугодие связано с тем, что в это время нет благоприятных условий для активных процессов - зона арктического фронта отодвигается на Северный Ледовитый океан, а интенсивный прогрев нижних слоев атмосферы способствует развитию местных циклонических форм циркуляции у поверхности Земли.

a - отрог антициклона с юга; б - отрог антициклона с запада; в - антициклон с севера (полярный и ультраполярный); г - азиатский антициклон (отрог с востока). Рис.2. Типы антициклонических процессов над Иркутской областью [121] Повторяемость типа IX (малоградиентное барическое поле циклонической структуры) составляет 15 дней в году (2 дня - зимой, 10 дней - весной и летом и 3 дня - осенью). Тип X (антициклоническое малоградиентное поле) в среднем имеет повторяемость 10 дней в году (8 дней приходится на лето и по одному дню - на весну и осень) [121]. 1.3. Последствия климатических изменений Повышение температуры

нижней тропосферы и подстилающей

поверхности

приводит к существенному увеличению испарения и влагосодержания в приземном слое атмосферы (примерно на 7 % в средних широтах при повышении температуры на Г С ) и в ряде районов сопровождается увеличением экстремальных величин атмосферных осадков. Увеличение интенсивности атмосферных осадков отмечается в высоких широтах, зимой в Северной Америке и Евразии, уменьшение в субтропиках и тропиках, в летний период в Средиземноморье и Южной Азии. Последнее столетие

характеризовалось

ростом

21 повторяемости экстремальных штормов в океане, атмосферных циклонов, сильных ветров [114]. С конца 50-х гг. XX века, когда появились надежные наблюдения за температурой нижних слоев океана, было установлено, что теплосодержание океана возросло. Причем в отдельных районах тренд потепления отмечается до глубины 3 км. Ученые связывают этот процесс в основном с тепловым расширением воды прихнагреве ее верхних слоев. Одним из проявлений увеличения теплосодержания Мирового океана явилось повышение уровня Мирового океана, которое за период 1870-2003 гг. составило порядка 20 см, особенно быстро уровень повышался после 1990 г. [83]. Заметные изменения происходят в состоянии криосферы. По данным спутниковых наблюдений с 1978 г. средняя годовая площадь морского льда в Арктике уменьшалась примерно на 2,7 % за десятилетие, площадь льдов в летний сезон сократилась на 7,4 %, с конца лета и до начала осени на 40 %, в зимний период толщина льда уменьшалась значительно медленнее. Площадь распространения снежного покрова в Северном полушарии за последние 40 лет уменьшилась на 5 %, а максимальная площадь распространения, сезонкомерзлых грунтов сократилась на 7 %. В последние 100-150 лет на всей планете происходит отступание и сокращение горных ледников. При сокращении криосферы уменьшается среднее альбедо Земли, что может способствовать дальнейшему потеплению [51]. Снижается влажность почвы и увеличивается повторяемость засух [83]. Отмечается, что в России в XX веке засушливость климата возросла во все сезоны, но в большей мере в холодный период года [6]. Изменение климата влечет за собой увеличение числа экстремальных явлений погоды. Возрастает неустойчивость атмосферы, наблюдаются сильные волны холода или тепла, увеличивается повторяемость ураганов в северо-западной части Атлантики и тайфунов в западной части Тихого океана [83]. По данным за 1990-1994 гг. среднее годовое количество природных катастроф возросло по сравнению с 1965-1969 гг. почти втрое [122]. В работах [172,191] исследуется сильная жара в июле 2006 г., продолжающаяся в г. Праге тридцать три дня подряд, которая была самым продолжительным периодом с жарой с 1775 г. Главная специфическая особенность этих волн тепла в сравнении с прошлыми событиями заключалась в том, что продолжительность высоких температур, связанная с антициклоническими

системами,

влияющими

на

большую

часть

Европы,

была

исключительной. Значение устойчивых антициклонических условий для развития жаркой погоды над Европой показано в работах [189,190]. Следует отметить, что имеющегося объема данных наблюдений за экстремальными явлениями погоды пока недостаточно для анализа и обобщения с целью получения

достоверных сведений об их изменениях. Одной из причин является относительно небольшая повторяемость опасных явлений (град, грозы, пыльные бури) для обнаружения трендов и их интерпретации в контексте меняющегося климата [84]. Разнообразие опасных явлений (ОЯ) привело к необходимости наряду с понятием «ОЯ» ввести понятия «неблагоприятное метеорологическое явление (НМЯ)» и «комплекс неблагоприятных метеорологических явлений». Эти два понятия не имеют официального статуса, закрепленного нормативным документом. Однако в исследовательских целях они приемлемы. Условно они объединены как неблагоприятные условия погоды (НУП) [17]. Под неблагоприятным условием погоды подразумевается такое метеорологическое явление, которое значительно затрудняет или препятствует деятельности отдельных отраслей экономики, но по своим количественным показателям не достигает критерия ОЯ (по интенсивности, продолжительности или времени возникновения). База данных по ОЯ и НМЯ ведется с 1991 г. и хранится в государственном фонде данных в ВНИИГМИ-МЦД [17]. На рис. 3 приведено распределение суммарного числа случаев ОЯ и НУП за период 1991-2008 гг. Видно, что отмечается рост опасных проявлений погоды, в том числе обусловленных изменениями климата.

435

'зэХ

8S 350 §• 300 -

>*362 285 251

„

100 50 п и

•щ206 181

193 151

СП СП

*220

/l93

151

142

т— СП СП

*5-

^311

*?53 / 160

1 "

1999

S 2505 200 - L53

1997

со м

500 -, 450 4 0 0

Годы

О О СМ

СО

8 см

8 о

см

Рис.3. Суммарное число случаев ОЯ и НМЯ за 1991-2008 гг. на территории России [17] В работе [16] рассматривается пространственное распределение и повторяемость опасных гидрометеорологических явлений, объединенных в единую группу - ветер разрушительной силы (сильные ветры, шквалы, ураганы, смерчи) в теплый период (апрельоктябрь) 1991-2000 гг., а также характер производимых ими разрушений и создаваемых затруднений в различных отраслях экономики (на примерах явлений с широким масштабом

охвата территории шш с высоким экономическим ущербом).

Анализ

временной

изменчивости числа явлений и их географического распределения выполнен по всем экономическим районам России. Показано, что на европейской территории России за последнее десятилетие наблюдается тенденция к росту общего числа явлений данной группы. По суммарному числу случаев в России выделяются следующие территории: Северокавказский регион, Читинская область, Алтай, Кемеровская область, где ежегодный прирост ОЯ в среднем составляет 14-15 случаев. При этом повторяемость ОЯ на Европейской и Азиатской территориях практически одинакова (52 и 48 % соответственно). Внутригодовое распределение среднего месячного числа ОЯ и НУП имеет ярко выраженный синусоидальный характер. Максимальный пик приходится на конец весны (май) и летний период, минимумы на март и октябрь. Большее количество ОЯ и НУП в теплый период по сравнению с холодным можно объяснить тем, что теплый период отличается большим разнообразием наблюдаемых ОЯ и тем, что в теплый период развивается активная конвективная деятельность [17]. С активной конвекцией связаны сильные ветры, ураганы, шквалы, смерчи и пыльные бури («ветер разрушительной силы»), на долю которых приходится более 25 % всех ОЯ и НУП (по данным за 1991-2008 гг.). Не меньшую опасность представляют сильный дождь, продолжительный дождь, ливень, крупный град и гроза. Необходимо отметить, что указанные явления являются наиболее трудно прогнозируемыми. В

настоящее

время

успешность

(оправдываемость)

гидрометеорологических

прогнозов и предупреждений об ОЯ достигает 85-90 %. Однако существуют определенные сложности в прогнозировании конвективных явлений [17]. Для распознавания опасных явлений погоды широко используются радиолокации

[82,108].

Применение радиолокационных данных позволяет

методы уточнить

положение зон осадков, грозовых очагов, определять горизонтальные размеры фронтальной облачности,

направление

скорость

ее

смещения.

работе

[4]

рассмотрены

радиолокационные характеристики облачности при шквале на юго-востоке Западной Сибири. Исследованы повторяемость максимальной высоты кучево-дождевой облачности при наличии шквала, высота нулевой изотермы, радиолокационная отражаемость на трех уровнях и максимальная отражаемость, комплексный критерий грозоопасности. Определены значения радиолокационных

характеристик

облачности

при шквалах

в различных

синоптических ситуациях. В работе [24] рассмотрен новый подход к оценке интенсивности атмосферных осадков над любыми типами подстилающей поверхности и диагнозу ливней и града по

24 комплексу информации спутниковых радиометров микроволнового и инфракрасного диапазонов. Известно, что полеты в сложных метеорологических

условиях

представляют

серьезную опасность для авиации. Большой вклад в изучение этого вопроса внесли В.Н. Барахтин, А.П. Пеньков, Э.А. Морозова и другие исследователи. Особенностям формирования сложных для авиации метеорологических условий на севере Европейской территории СССР посвящена работа Я.М. Гольника [44], где приведены графики годового распределения повторяемости различных пределов высоты нижней границы облаков, дальности

видимости в сложных

условиях

погоды

по девяти

метеорологическим станциям. Влияние рельефа местности на высоту нижней границы облаков подробно изложено в работах В.М. Михеля [ПО] и Е.И. Гоголевой [42], которые отмечают понижение нижней границы облачности и увеличение повторяемости низких облаков над возвышенностями. Исследованию вертикальных сдвигов ветра в зоне атмосферных фронтов посвящены работы [29,30,41]. В. Г. Глазуновым [40] установлено, что возникновение сильных и очень сильных сдвигов ветра возможно лишь при активных адвективных изменениях температуры воздуха. Причем при сильной адвекции холода сильные сдвиги ветра встречаются в два раза чаще, чем при адвекции тепла. Следовательно, интенсивные сдвиги ветра следует ожидать чаще в зоне атмосферных фронтов. Кроме того, наибольшие изменения скорости и направления ветра с высотой наблюдаются в самых нижних (несколько десятков метров) слоях атмосферы. На теплом фронте преобладает вклад изменения направления ветра с высотой, а на холодном - скорости ветра [69,147,158]. Для выяснения причин, обусловливающих сдвиги ветра, был проанализирован ряд метеорологических параметров: средняя скорость ветра в пограничном слое тропосферы, горизонтальный градиент давления, контрасты температур в зоне фронта. Установлено, что при средней скорости ветра пограничного слоя от 0 до 5 м/с в зоне атмосферного фронта возникают только слабые сдвиги ветра. С увеличением средних скоростей до 6-7 м/с появляются умеренные сдвиги, но число их невелико. Наибольшее число умеренных сдвигов отмечено при скорости от 8 до 15 м/с. Таким образом, с увеличением средней скорости ветра в пограничном слое возрастает вероятность возникновения умеренных и сильных сдвигов на атмосферных фронтах. Физически взаимосвязь сдвига с силой ветра объясняется наличием мезоструи или слоев с резким увеличением скорости при большой средней скорости ветра в пограничном слое атмосферы [25,147]. С усилением ветра тесно связано такое опасное явление как пыльная буря. В работах, касающихся особенностей возникновения и прогнозирования пыльных бурь, можно

выделить два направления: 1) связь скорости ветра с состоянием подстилающей поверхности в районе прогнозирования; 2) подробное изучение синоптических процессов, протекающих в атмосфере и обусловливающих образование пыльных бурь. Высокая приземная температура воздуха, незначительные осадки и сильный ветер являются благоприятными условиями для возникновения и усиления пыльных бурь. Предполагают, что факторы дальних связей, таких как ЭНЮК, могут проявляться через Восточноазиатский зимний муссон. Отмечено, что частые пыльные бури имеют место во время Ла-Нинья вблизи его максимума [193,210]. Китайские ученые пытались связать пыльные бури в Восточной Азии с Арктической осцилляцией

(АО).

Арктическая

осцилляция

показывает

неплохую

корреляцию

(г=«минус»0,30) с межгодовыми вариациями частоты пыльных бурь. В годы положительной АО Восточноазиатский минимум и Сибирский максимум ослаблены, в средней и верхней тропосфере преобладает зональная циркуляция, бароклинная неустойчивость в средних широтах Восточной Азии уменьшается. Изменения поверхностного покрова, глобальное потепление и другие климатические дальние связи могут, по крайней мере, частично отвечать за вековое убывание частоты пыльных бурь над северным Китаем [181]. Большое количество работ посвящено исследованию условий образования туманов [75,11,168]. В работе [182] рассматривается взаимосвязь между числом дней с туманами, приземной температурой воздуха и атмосферной циркуляцией, представленной индексом Арктической осцилляции (АО) и индексом Сибирского антициклона над севером Евразии в течение зим 1936-1937 - 1989-1990 гг. Обнаружено, что потепление климата уменьшает повторяемость туманов радиационного охлаждения, и может приводить к росту адвективных туманов. Результаты показывают, что над большей частью территории России число дней с туманами уменьшается, по мере того как поверхностная температура повышается, Сибирский

антициклон ослабевает,

уменьшается

устойчивость

атмосферы,

АО

усиливается. Вместе с тем АО имеет некоторое ограниченное влияние на частоту туманов над севером Европейской России и юго-западной Сибирью. В среднем приблизительно от 30 до 60 % изменений числа дней с туманами может быть объяснено сочетанием изменчивости температуры и Сибирского антициклона или АО над Сибирью. Н.П. Шакиной, Е.Н. Скриптуновой, А.Р. Ивановой была выполнена серия работ [162,163,164] по исследованию условий выпадения замерзающих осадков в некоторых аэропортах России и СНГ. Около 25 % случаев замерзающих осадков (преимущественно дождя) характеризуются наличием слоя положительных температур внутри облака. Более чем в половине случаев температура отрицательна во всей тропосфере, при этом доминирует морось. Объективная оценка синоптических условий выпадения замерзающих осадков

26 обнаруживает повышенную повторяемость последних в зонах больших градиентов приземной температуры, высокой бароклинности в нижней тропосфере и, в особенности, в зонах адвекции тепла. Влиянию географических факторов и синоптических процессов на грозовую активность посвящены работы Горбатенко В.П. с соавторами [38,45,46,47]. В работе [1] показано, что в грозовой период над Северным Кавказом циклонические процессы наблюдаются в два раза чаще, чем антициклонические. По инструментальным наблюдениям в 75 % случаев грозы развиваются при вторжении холодных фронтов с северозапада, запада и юго-запада, а в 25 % случаев грозы имеют внутримассовый характер. Имеется тесная корреляция между числом дней с грозой и продолжительностью гроз. Наблюдается устойчивая тенденция к увеличению гроз в горной и предгорной территориях Северного Кавказа. С увеличением высоты расположения станции грозовая деятельность и продолжительность гроз увеличивается. В Казахстане при анализе синоптических условий образования гроз предложена типизация, учитывающая положение осей ПВФЗ, центров циклонов и антициклонов, на основе чего были получены сборно-кинематические карты [22]. Установлено, что большинство гроз как дневных, так и ночных формируется при макросиноптическом типе «западное вторжение» (40 %). Значительное число гроз (более 30 %) возникает при северных холодных вторжениях и в 14-17 % при северо-западном холодном вторжении. Около 6-10 % гроз имеют место при типе «юго-западный перенос». В этот тип входят южно-каспийские и черноморские циклоны. Фронтальные грозы чаще всего формируются на холодных и вторичных холодных фронтах, а внутримассовые - преимущественно в теплых секторах небольших волновых или заполняющихся циклонов, в остальных случаях - на северо западной или юго-западной периферии антициклонов, в малоградиентном барическом поле. Воздушные массы и характеристики атмосферы в зоне грозовой деятельности характеризуются многослойностью. Выявлено существование «полосы доставки» влаги перед

грозовым

фронтом,

имеющей

ограниченные

поперечные

размеры

[174].

Представляется оптимальным для прогноза гроз метод оценки доступных влагозапасов облачности [156]. Р.А. Ягудиным, изучавшим грозы в Новосибирской области [169,170,113], выявлены наиболее информативные параметры для прогноза гроз: суммарный дефицит точки росы на уровнях 850 гПа, 700 гПа, 500 гПа, удельная влажность на этих же уровнях, дефицит точки росы на уровне 700 гПа, показатель энергии неустойчивости на уровнях 700 гПа и 500 гПа и разность температур на уровнях 850 гПа и 700 гПа. Некоторые исследователи для прогноза

27 гроз используют данные стратификации атмосферы в точке, откуда ожидается приход воздушной массы (прогностические данные) [43,150]. В

работе

[157]

по

ежедневным

данным

метеорологических

станций,

расположенных на юге и юго-востоке Европейской России, за период 1936-2000 гг. определено и проанализировано пространственное и временное распределение очагов опасной

атмосферной

засухи.

Рассмотрено

влияние

последовательной

смены

макроциркуляционных процессов по типизации Б.Л. Дзердзеевского на развитие всех случаев выявленных опасных атмосферных засух. Определены синоптические ситуации формирования засух. На территории проводились

Иркутской

специалистами

области

исследование

Иркутского

опасных

территориального

явлений

погоды

управления

по

гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды [121]. В АМЦ Иркутск последние исследовательские работы проводились под руководством A.M. Жук и касались изучения условий образования туманов на аэродроме в холодный период года [66,67,68]. Авторами было определено, что повторяемость тумана и время его образования зависят как от характера макроциркуляционных процессов в нижней половине тропосферы, так и от местных факторов. Впервые для Иркутска представлены три механизма образования тумана в осенне-зимний период: в первой группе - радиационное охлаждение приземного слоя воздуха от подстилающей поверхности, во второй - перемешивание, в третьей - сочетание испарения с радиационным охлаждением. В

последние

годы

все

больше

возникает потребность

в качественном и

заблаговременном прогнозе опасных явлений погоды [18]. Увеличение горизонтального разрешения моделей до 85 гармоник (~ 100 км) и вертикального до 31 уровня, введение суточного хода радиации и тонкая подстройка блоков параметризации подсеточных физических процессов позволили получить практически полезные прогнозы в умеренных широтах: осадков на интервале заблаговременности 24-84 ч, приземной температуры - на интервале 6-120 ч., приземного давления — на интервале 6-120 ч., балла облачности - на интервале 18-84 ч. [152]. Достаточно высокое качество прогнозов элементов приземной погоды

дает

основание

предположить,

что

многие

неблагоприятные

опасные

метеорологические явления, вызываемые мезомасштабными процессами, могут успешно прогнозироваться с помощью численных моделей высокого разрешения на сроки, значительно превышающие их период существования. Для состояния окружающей среды и человека большее значение имеют прогнозы возникновения крупных аномалий метеорологических величин. В качестве интегральной характеристики аномальности температурного поля широко используются параметры

28 Багрова (К) и Токарева (Кт), позволяющие оценивать не только величину аномалии, но и ее знак [15,146]. Изменение показателей аномальности для территории всего Северного полушария в 1948-2005 гг. показывает, что до 1984 г. площадь, занятая отрицательными аномалиями температуры, преобладала над площадью с положительными аномалиями температуры. После 1984 г. наблюдается противоположная тенденция. Над океаном переход к доминированию положительных аномалий произошел по сравнению с сушей на несколько лет (примерно пять) раньше. Доля площадей, занятых положительными аномалиями разной интенсивности, над океаном более велика, чем над сушей. В [127] главное внимание уделяется изучению неустойчивых в климатическом отношении территорий Северного полушария, где создаются потенциальные предпосылки для возникновения аномалий температуры различной интенсивности: крупных (Д7^ > сг) и очень крупных ( А7^ > 2а ). Среди крупных климатических аномалий особое место занимают 1997-1998 гг. период кульминации теплой фазы ЭНЮК. Это явление было самым сильным за весь период наблюдения, эффект от него приобрел глобальный характер, меняя климатические условия в разных регионах земного шара, поражая одни страшной засухой, другие из-за серии тропических циклонов - ливнями и наводнениями [140]. По сравнению со средним значением приземной температуры воздуха за период 1961-1990 гг., рекомендуемым ВМО в качестве базового для расчета климатической нормы, средняя годовая температура в 1998 г. была на 0,57 °С выше. В этот год индекс аномальности Токарева достиг экстремального значения (1,9) для всего Северного полушария, значение средней по Северному полушарию нормированной аномалии средней годовой температуры, составило 0,93, а площадь с положительной аномалией температуры достигла 78 %. Больше всего ЭНЮК затронуло тропическую зону, а именно, океаническую поверхность. Таким образом, изменение климата, наблюдаемое в современный период, влечет за собой увеличение числа экстремальных явлений погоды. Несмотря на достигнутые успехи в изучении опасных явлений погоды, существуют определенные сложности в описании механизма возникновения и прогнозировании ряда явлений конвективного характера (шквалы, грозы) и внутримассового происхождения (туманы), особенно в условиях редкой сети данных наблюдений и высокой степени расчлененности рельефа. В этой связи необходимо проводить региональные исследования условий возникновения опасных явлений погоды в целях повышения оправдываемости и заблаговременности их предсказания.

29 2. Природные условия Иркутской области 2.1. Физико-географическая характеристика Известно, что географическое положение оказывает существенное влияние на характер синоптических процессов и климатические особенности территории [165]. Объект исследования - Иркутская область, площадь территории которой составляет 768 000 км" (~ 4,6 % территории России), расположена между 5 1 ° 8 ' и 6 4 ° 9 'с.ш. и 95 ° З7'и 119 ° 10 'в.д., на юге Восточной Сибири, в бассейнах верхнего течения рек Ангары, Лены и Нижней Тунгуски. Большая протяженность территории области с запада на восток (1500 км) и с юга на север (1400 км) обусловливает разнообразие природных условий и наличие широтной зональности, а значительная удаленность от океанов проявляется в достаточно суровых климатических условиях и высокой степени континентальности климата [21]. В орографическом отношении большая часть территории Иркутской области находится в пределах южной окраины Среднесибирского плоскогорья, окаймленного на юге горными системами Восточного Саяна и Прибайкалья (рис. 4). Рельеф плоскогорья является относительно плоским с преобладающими высотами 600-800 м - на востоке и 200-400 м - на западе области. Наиболее крупными формами рельефа являются: Иркутско-Черемховская равнина, Предбайкальская впадина, Приленское плато, Ангарский кряж, Бирюсинское плато и Ербогаченская равнина. Наиболее крупным поднятием плоскогорья является ЛеноАнгарское плато с отметками до 1100-1400 м. Южная часть территории Иркутской области занята горами Восточного Саяна с максимальной высотой 2875 м (пик Триангуляторов) и отрогами Хамар-Дабана. Вдоль западного побережья оз. Байкал простираются хребты: Приморский (вершина Трехголовый Голец - 1746 м) и Байкальский (г. Черского - 2588 м), представляющие асимметричную горную цепь, круто обрывающуюся к Байкалу и полого спускающуюся к Предбайкальской впадине. Западнее Приморского хребта расположена Онотская возвышенность. К северу Байкальский хребет расширяется и переходит в Северо-Байкальское нагорье. Северо восточную окраину Иркутской области занимает Патомское нагорье. Рельеф его представлен плоскими широкими водоразделами с преобладающими высотами 1200-1400 м и глубоко врезанными долинами рек. На границе с Бурятией и Читинской областью находятся хребты Делюн-Уранский и Кодар, который имеет максимальную для Иркутской области и Забайкалья вершину с отметкой 2999 м.

30 По территории области протекает более 67000 водотоков общей протяженностью 310 тыс. км. Речная сеть принадлежит к четырем бассейнам рек: Лена, Ангара, Нижняя Тунгуска и Подкаменная Тунгуска. Одним из крупнейших водоемов на территории области является озеро Байкал, окруженное горными целями, достигающими высот 2000-2500 м. Водная масса Байкала оказывает влияние на климат прибрежной зоны и формирование местных ветров. Огромные запасы воды сосредоточены в водохранилищах: Иркутском, Братском, Усть-Илимском, Мамаканском [21].

Рис.4. Физико-географическая карта Иркутской области [7]

31 2.2. Циркуляционные особенности Одним из факторов формирования устойчивых аномалий приземного климата в поле ветра, температуры воздуха и атмосферных осадков является циркуляция атмосферы [201]. ., Поэтому важно иметь представление о региональных особенностях атмосферных процессов. Для описания циркуляционных особенностей территории Иркутской области использована типизация

атмосферных

процессов,

вьшолненная

на

основе

анализа

ежедневных

синоптических карт за 00 и 12 час. всемирного гринвичского времени за период 2004-2008 гг. [101]. В холодный период года (Х-Ш) крупномасштабная структура высотного барического поля характеризуется

общим понижением геопотенциальных

высот над Сибирью и

развитием локальных высотных гребней над Монголией и Китаем. Поэтому территория Иркутской области на высоте ведущего потока (3-5 км) примерно в равном соотношении оказывается под влиянием адвекции циклонального (44 %) и антициклонального (45 %) вихря скорости. Примерно в 11 % случаев высотное поле в средней тропосфере; было представлено малоградиентными барическими полями, в основном повышенного давления. Характер погодных условий у поверхности Земли в холодный период года (Х-Ш) в среднем в 36 % случаев определяется влиянием зимнего континентального центра действия атмосферы - Азиатского

(Сибирского) антициклона. Примерно в 34 % случаев на

синоптических картах на территории области отмечаются циклоны, имеющие фронтальную природу, и значительно реже, в среднем в 12 % случаев, над незамерзшей поверхностью оз. Байкал прослеживались локальные депрессии термического происхождения. В достаточно близком соотношении (по 9 % случаев) приземное поле давления у Земли оказывалось малоградиентным, либо исследуемые районы находились на стыке взаимодействия двух барических систем: гребня антициклона, получающего развитие с запада или юго-запада, и тыловой части циклона, длительное время находящегося над Забайкальем или Якутией и регенерирующего при интенсивной адвекции холода на высотах. В теплый период (IV-IX) из-за прогрева материка основные центры полярного вихря смещаются к полюсу. Поэтому, по сравнению с холодным периодом, над территорией Иркутской области примерно вдвое уменьшается повторяемость высотных фронтальных зон и связанных с ними струйных течений, в которых сконцентрирована значительная часть кинетической энергии, существенно влияющей на возникновение и развитие подвижных барических образований у поверхности Земли [101]. Вследствие этого как у поверхности Земли (14 % ) , так и на высотах

(19 %) почти вдвое

возрастает

повторяемость

32 малоградиентных барических полей. Также примерно на 10 % увеличивается повторяемость антициклонов над охлажденной поверхностью оз. Байкал. Наиболее резкие изменения погодных условий в регионе вызваны прохождением подвижных глубоких циклонов и связанных с ними атмосферных фронтов [155]. За период 2004-2008 гг. чаще всего (в среднем 54 случая в год) на территорию Иркутской области смещались так называемые «ныряющие циклоны», которые образуются как волновые возмущения на арктическом фронте в Атлантике, над Баренцевым морем, Обской Губой, в районе Новой Земли и полуострова Таймыр (рис. 5).

6 7 месяцы

11 12

Рис. 5. Среднее число случаев выходов «ныряющих» (1) и «южных» (2) циклонов на территорию Иркутской области (2004-2008 гг.) [101] Выходы «ныряющих циклонов» наиболее вероятны в холодный период года при активизации Исландской депрессии и увеличении термических градиентов на границе раздела арктической и умеренной воздушных масс, как одного из основных факторов подвижного циклогенеза (рис. 6).

Рис. 6. Пример выхода «ныряющего циклона» на западные районы Иркутской области Несколько меньшая повторяемость (в среднем 35 случаев в год) приходится на выходы «южных циклонов», которые образуются как волновые возмущения на полярном фронте южнее 50 °с.ш. над территорией Монголии, Казахстана, Арала и Каспия при сближении холодного

арктического воздуха с тёплым (богатым

по абсолютному

влагосодержанию) воздухом, поступающим из субтропических широт (рис. 5, 7).

Рис.7. Пример выхода «южного циклона» на южные районы Иркутской области

34 Следует отметить, что при выходе «южных циклонов»

формирование полей

облачности и атмосферных осадков над южными районами Иркутской области и оз. Байкал усилено орографическими восходящими токами на наветренных склонах хр. Хамар-Дабан, вовлекаемых на высотах в переднюю часть макроложбины с характерными для нее динамическими факторами падения давления. Поэтому «южные циклоны» чаще всего являются основным поставщиком влаги на территорию Иркутской области, особенно в теплый период, чему способствует максимальное тепло- и влагосодержание атмосферы в это время года и частое развитие блокирующих

процессов на востоке,

определяющих

длительность влияния южных циклонов на погодные условия в исследуемом регионе [98]. Теоретические исследования и диагностические расчеты убедительно доказывают, что

эволюция

бароклинно-неустойчивых

возмущений,

представленных

реальной

атмосфере циклонами и антициклонами средних широт, на стадии конечных амплитуд включает развитие глубоких поперечных циркуляции во фронтальных зонах [159]. Поэтому атмосферные фронты характеризуются

целым комплексом неблагоприятных

условий

погоды, которые оказывают влияние на различные сферы деятельности человека. Чаще всего с динамически значимыми атмосферными фронтами связано развитие мощной облачности, сопровождающейся ливневыми осадками и сильным ветром. По многолетним данным (2004-2008 гг.) на территорию области в среднем за год смещается около 200 фронтальных разделов, которые в большинстве случаев (~ 66 %) являются основными теплыми и холодными фронтами, разделяющими разнородные по температурным и влажностным свойствам воздушные массы (табл.1). Вдвое реже на синоптических картах выявляются фронты окклюзии, которым в нижней тропосфере соответствует хорошо выраженный гребень тепла, и вторичные, преимущественно холодные фронты, возникающие в холодной неустойчиво стратифицированной воздушной массе в тыловой части циклонов либо на восточной периферии антициклонов.

Таблица 1 Среднее число случаев различных типов атмосферных фронтов на территории Иркутской области в 2004-2008 гг. [101].

Период холодный (Х-Ш) теплый (IV-IX) сумма за год

теплый 37 27 64

Тип фронта основной фронт окклюзии холодный 28 17 44 15 32 72

вторичный 21 17 38

35 Таким образом, в последние годы территория Иркутской области примерно в равном соотношении

оказывается

под

влиянием

адвекции

циклонального

антициклонального вихря у поверхности Земли и на высотах. Учитывая, что по многолетним данным значительную часть дней в году на территории Иркутской области наблюдается поле повышенного атмосферного давления [121],

был проведен

сравнительный

антициклонами за периоды

анализ

среднего

числа

1936-1978 гг. («многолетние

дней

устойчивыми

данные») и 2004-2008 гг.

(«современный период»). Под устойчивыми антициклонами понимались антициклоны, которые занимали значительную площадь Восточной Сибири и существовали не менее 5-7 суток. Оказалось, что в зимние месяцы по сравнению с прошлым периодом [121] почти вдвое уменьшилось число дней с устойчивыми антициклонами (табл. 2). Возможно, что в последние годы на территорию Иркутской области более часто смещаются циклоны, с которыми связана адвекция тепла, что приводит к ослаблению господствующего ранее влияния Азиатского

антициклона. В теплый

период, наоборот, в последние

годы

исследуемые районы чаще попадают под влияние локальных антициклонов и гребней Восточно-Саянского и Полярного антициклонов, получающих развитие на южные районы Прибайкалья, что сопровождается ослаблением господствующего влияния ЦентральноАзиатской депрессии.

Таблица 2 Среднее число дней с устойчивыми антициклонами на территории Иркутской области в различные сезоны года [101] Календарный

Исследуемый период

сезон года

1936-1978 гг.

2004-2008 гг.

зима

весна

лето

осень

2.3.

Характерной

Краткое климатическое описание

особенностью

климата

Иркутской

области

является

его резкая

континентальность, которая проявляется в очень высоких годовых амплитудах температуры

36 воздуха, которые составляют 35-45 °С, а на севере могут превышать 50 °С. Максимальные значения индекса континентальности по СП. Хромову, рассчитанные в период 1999-2009 гг. (рис. 8), наблюдались на севере Иркутской области (ст. Наканно, 107), на территории Патомского нагорья (ст. Бодайбо, 105; ст. Мамакан, 104) и в Верхне-Ленском районе (ст. Качуг,

104; ст. Жигалово,102).

Минимальные значения континентальности

климата

отмечаются в средней части оз. Байкал (ст. Узур, 77), в высокогорных районах Восточных Саян (ст. Хамар-Дабан, 53), на южном побережье оз. Байкал (ст. Исток Ангары, 55) и на подветренных склонах Восточных Саян (ст. Алыгджер, 58).

100

102

104

106

108

110

112

114

116

118

по оси ординат - широта, °с.ш., по оси абсцисс - долгота, °в.д., справа - шкала значений индекса континентальности по СП. Хромову Рис.8. Распределение континентальности климата по С П Хромову в 1999-2009 гг. (получено по данным 57 метеорологических станций на территории Иркутской области)

С распределением средних годовых температур тесно согласуется распределение влажности воздуха (рис. 9). По данным наблюдений за период 1999-2009 гг. наибольшие средние годовые значения парциального давления водяного пара отмечаются на юге области, ст. Иркутск (6,14 гПа) и ст. Патроны (6,13 гПа). Далее по значениям следуют станции Шиткино (6,12 гПа) и Тайшет (6,07 гПа), расположенные на западе Иркутской области. Наименьшие значения парциального давления водяного пара за рассмотренный период отмечались в северных и крайних северных районах Иркутской области (<5 гПа), а также на подветренных склонах Восточных Саян, где уменьшение содержания водяного пара можно объяснить феновым эффектом (ст. Верхняя Гутара, 4,96 гПа).

100

102

104

106

108

110

112

114

116

118

по оси ординат - широта, °с.ш., по оси абсцисс - долгота, °в.д., справа - шкала значений парциального давления водяного пара, гПа Рис.9. Средние годовые значения парциального давления водяного пара (гПа) на территории Иркутской области, усредненные за 1999-2009 гг. (получено по данным 57 метеорологических станций Иркутской области)

38 В распределении средних годовых значений относительной влажности воздуха, которая характеризует степень насыщения воздуха влагой и определяет возникновение таких явлений, как облачность, атмосферные осадки, туман, дымка, иней, роса и др., хорошо прослеживается влияние рельефа (рис. 10). Наименьшие значения относительной влажности в среднем за год отмечаются на ст. Альп джер (63,5 %), подверженной феновому эффекту, и на ст. Сарма и Хужир (65 %), расположенных в средней, наиболее холодной части оз. Байкал. Максимальные значения (76-77 %) отмечаются в центральной части Иркутской области (ст. Орлинга), на южном (ст. Исток Ангары) и восточном (ст. Баргузинский заповедник) побережье оз. Байкал.

64-

62-

по оси ординат - широта, °с.ш., по оси абсцисс - долгота, °в.д., справа - шкала значений относительной влажности воздуха, % Рис. 10. Средниегодовыезначения относительной влажности воздуха (%) на территории Иркутской области, усредненные за 1999-2009 гг. (получено по данным 57 метеорологических станций Иркутской области)

39 В целом климатические особенности Иркутской области имеют хорошо выраженный сезонньш характер, что определяется сезонной изменчивостью циркуляционных условий на территории Сибири [167]. В холодный период года (Х-Ш) благодаря господствующему влиянию Азиатского антициклона на территории Иркутской области преобладает малооблачная погода со слабыми ветрами и небольшим количеством атмосферных осадков. Зимой широкое развитие получают процессы радиационного выхолаживания, которые в сочетании с особенностями рельефа обусловливают

довольно низкие температуры

и высокую

повторяемость приземных инверсий. В теплый период года (IV-IX) в результате более оживленной циклонической деятельности заметно возрастает количество облачности. Поэтому в этот период года выпадает до 80-90 % годовой суммы атмосферных осадков, которые изменяются в широких пределах: от 200 мм на акватории оз. Байкал, где происходит размывание облачности над охлажденной поверхностью водоема, до 1440 мм на наветренных склонах Хамар-Дабана, Байкальского хребта и Северо-Байкальского нагорья, где сказывается влияние вынужденных восходящих движений [57]. Продолжительность вегетационного периода изменяется в среднем от 80 дней на севере до 125 дней на юге Иркутской области, продолжительность безморозного периода, соответственно, от 60 до 100 дней.

2.4. Синоптико-климатическое районирование территории Иркутской области

С учетом физико-географических, климатических и специфических проявлений синоптических

процессов

на территории

Иркутской

области

ранее

специалистами

Иркутского УГМС проведено синоптико-климатическое районирование, согласно которому было выделено пять районов с характерными для них особенностями (рис. 11) [121]. Западный район включает территорию от западной границы области до Зиминского района на юго-востоке и до Братского района на севере. Район расположен в Предсаянской холмистой равнине, к северу переходящей в более возвышенную местность с почти меридионально вытянутым Ангарским кряжем высотой до 1000 м. На юге район граничит с системой гор Восточного Саяна. Западный район открыт для проникновения арктических воздушных масс через Канско-Рыбинскую равнину, вихревых образований циклонического типа с севера, северо-запада, запада и юго-запада.

40 Климат

района

сравнительно

тёплый,

увлажнённый

или

относительно

увлажнённый, с довольно продолжительным безморозным периодом. Часты усиления ветров, особенно в переходные сезоны.

- X ,-

Районы: 1 - Северный, 2 - Западный, 3 - Центральный, 4 - Верхне-Ленский, 5 - Южный. Рис.11. Синоптико-климатическое районирование территории Иркутской области [121] Южный район простирается от Черемховского района до Байкала на востоке и до Качугского района на севере. Располагается в восточной части Предсаянской холмистой равнины, называемой Иркутско-Черемховской, которая переходит на юге в Восточный Саян, а на востоке — в Приморский хребет. Равнинная местность, расположенная на юге, подвержена деформации приземных и высотных барических полей в условиях неоднородного рельефа, результатом чего является частое волнообразование атмосферных фронтов (в основном холодных), к моменту прохождения которых создаются значительные барические и термические градиенты, приводящие к усилению ветра, нередко сопровождаемого грозами, шквалами и пыльными бурями. В тёплое время года для юга области характерны выходы южных циклонов с территории Монголии, с которыми связано выпадение продолжительных и нередко интенсивных дождей. В

климатическом

отношении

Южный

район можно

охарактеризовать

как

сравнительно тёплый, увлажнённый, с коротким безморозным периодом и возможными засухами в северной части.

41 Верхне-Ленский (восточный) район занимает территорию в бассейне верхнего течения

Лены:

Лено-Ангарское

плато

Предбайкальскую

впадину,

постепенно

повьппаюшуюся на восток, к Байкальскому хребту. В строении поверхности преобладают равнинные площади, сильно расчленённые речными долинами, повьппающимися отрогами Байкальского хребта с высотами до 1000 м. Степные и лесостепные участки переходят в горно-таёжные. Климат - холодный, среднеувлажнённый. Безморозный период - небольшой и средней продолжительности. В летний период в ночные и утренние часы при вторжениях холодных воздушных масс с севера или запада в долине р. Киренги образуются локальные антициклоны. В южной части района нередки засухи. Район подвержен влиянию южных циклонов, смещающихся на Средний и Северный Байкал. Центральный район занимает среднее положение между Западным, Южным и Верхне-Ленским районами и располагается в бассейне Братского водохранилища и прилегающих к нему районах. Чаще всего этот район объединяют с Южным или Западным. Однако от них он отличается более «сглаженным» температурным режимом летом и большим выхолаживанием приземного слоя воздуха в холодное время года. Северный район (северная, крайняя и северо-восточная части) занимает территорию от Братского района на западе до границ области на востоке и севере. Для района характерно понижение местности на восток, северо-восток к Ербогачёнской равнине и Мурской низменности с большими болотно-таёжными пространствами, глубоко расчленёнными речными долинами р. Нижняя Тунгуска и её притоков. К востоку от бассейна р. Нижняя Тунгуска местность повышается, переходя в Приленское плато (450-600 м), прорезанное течением р. Лены. Северо-восточная часть района расположена в Патомском нагорье с высотами 1100-1500 м. Северный район — недостаточно тёплый, местами сравнительно тёплый (УстьКутский, Казачинско-Ленский) или очень холодный (Катангский район), увлажнённый и среднеувлажнённый с различной продолжительностью безморозного периода. Для синоптических процессов обширной территории Северного района характерно частое прохождение циклонов и ложбин с юго-запада, запада, северо-запада и севера с фронтальными разделами, проявляющимися в резкой смене температур, с частыми и нередко сильными осадками; штормовые усиления ветров - более редкое явление, чем в Южном районе области. В летний период возможно смещение фронтальной зоны с южной составляющей (через Забайкалье) вплоть до северо-восточной части района [121].

42 2.5. Современные изменения климата Иркутской области Учитывая неоднородность климатического режима Иркутской области, особый интерес представляет вьщеление районов, обеспечивших наибольший вклад в современное изменение

климата.

Для

этой

цели

были

использованы

данные

наблюдений

метеорологических станций Иркутской области за 1963-2009 гг., а также архив данных NCEP/NCAR Reanalysis за 1948-2008 гг. [187]. Методика

исследования

включала

анализ

температурно-влажностных

характеристик в тропосфере, расчет вертикальных градиентов температур в различных слоях атмосферы (°С/100 м), изучение вертикальных движений на основе аналога вертикальной скорости (г = — ) в слое Земля-850 гПа (гПа/12 часов) и определение dt вертикальных сдвигов ветра в слое Земля-700 гПа (км/ч) на территории Иркутской области по рабочей формуле (2): \Ш\ = д/t/,2 + Uг - 2U,U2 cosd .

(2)

где Ux и U2 - скорость ветра у поверхности Земли и на высоте ведущего потока (3 км), км/ч, d — угол между векторами

Ux и U2, °. Исследование вихревой активности в регионе

проводилось по расчетным значениям лапласиана давления в приземном слое атмосферы (гПа) за период 2003-2008 гг., которые определялись по рабочей формуле (3): VP да 0?i -Ь Р 2 -f Р 3 -Ь Р 4 ) - 4Р 0 ,

(3).

Для количественной оценки локальных изменений климата были использованы данные

приземных

определяющих

измерений

температуры

тепло- и влагосодержание

воздуха

характеристик

влажности,

приземного слоя атмосферы. Проводилось

сравнение результатов наблюдений на метеорологических станциях Иркутской области за последние годы (1999-2009 гг.) с многолетними данными 1963-2009 гг. («климатическая норма»). Для полноты выполненного исследования наряду

с основными районами,

отраженными на рис. 1, были рассмотрены высокогорные районы Восточных Саян и побережье оз. Байкал. На рис. 12 представлен график внутригодового

распределения отклонений от

«климатических норм» средних месячных значений температуры воздуха и характеристик влажности, усредненных

для территории Иркутской области в целом (выявленные

тенденции имеют общие закономерности во всех рассмотренных районах Иркутской области). Видно, что в период с января по октябрь на территории региона отчетливо прослеживается повышение средних месячных температур по отношению к «климатической

43 норме» с максимальным ростом в феврале (At = Ч-2,6°С). Повышение температуры воздуха сопровождается некоторым увеличением засушливости климата, которое проявляется в незначительном понижении относительной влажности воздуха и увеличении дефицитов влаги. 3 -,

температура - дефицит влаги

2,5 2

—относительная влажность

г о. о ГС S X ф

Рис. 12. Средние многолетние отклонения основных метеорологических параметров за 1999-2009 гг. от периода «климатической нормы», усредненные для территории Иркутской области В сезонном отношении на территории Иркутской области наибольшие абсолютные отклонения средних месячных значений температуры воздуха наблюдаются весной и зимой, относительной влажности воздуха - весной, дефицитов влаги-летом (рис. 13).

осень |

//// /// %

I / / / / ///

районы

1.5

районы

Рис. 13. Средние многолетние значения абсолютных отклонений метеорологических величин в 1999-2009 гг. от периода «климатической нормы» в календарные сезоны года в Иркутской области

В пространственном отношении максимальные изменения температуры воздуха за последние годы происходят в Верхне-Ленском районе, дефицитов точки росы - в Западном районе, относительной влажности воздуха - в высокогорных и Южном районах Иркутской области (рис. 14). Наименее выражены изменения температурно-влажностного режима на побережье оз. Байкал.

i в.

- га ъ

5 5 S 5 в 5

«I

i 1

2.00 т— IJBO г

Ii 1°

и г

г5 * ?В

S5 IS !

0,60

0.40 -)0.20 0,00

— | -

—г—

Рис. 14. Средние многолетние значения абсолютных отклонений средних годовых метеорологических величин в 1999-2009 гг. от периода «климатической нормы» в различных районах Иркутской области Межгодовые

изменения

температур

на

территории

Иркутской

области

характеризуются их повышением в тропосфере с максимальными отклонениями летом у поверхности Земли и на уровне АТ-850 гПа (1,5 км), в зимние месяцы - на уровнях АТ-850 гПа (1,5 км) и АТ-700 гПа (3 км) (рис. 15). В нижней стратосфере (АТ-200 гПа и AT-100 гПа) и зимой в верхней тропосфере (АТ-300 гПа) происходит понижение температур.

45 лето • зима

уровни, гПа гПа 100 Земля 850гПа 700гПа 500гПа 300гПа 200гПа О)

S -0,7 b

-1,2 -1.7 -

Рис. 15. Средние многолетние отклонения температуры воздуха (°С) на стандартных изобарических поверхностях за 1999-2009 гг. от периода «климатической нормы», усредненные для территории Иркутской области в календарные сезоны года Отличительной особенностью современного климата Иркутской области является не только повышение температуры в значительной толще тропосферы, но и усиление ее неустойчивости,

которое

проявляется

увеличении

вертикальных

градиентов

температур, особенно в средней и верхней тропосфере (рис. 16).

s о о

700-500 гПа

2 О О

0.56 ( 0 т - ^ | ^ О П Ш 0 ) С 4 Ю 0 0 т - ^ | ^ О ( 0 ( 0 0 ) М Ю

тгююю<ош<ошг-г^-г--ооооооо)а)0)о>оо

О>О)О>О>О>О)О)0)О>О)О)О)О>О>О)О>О>О)ОО т - т - т - т - т - т - т - т - т - ч - т - ч - т - т - т - ^ - т - т - ( М < \ 1

Рис. 16. Многолетние изменения вертикальных градиентов температуры воздуха (°С/100 м) в средней тропосфере на территории Иркутской области, усредненные в календарные сезоны года за период 1948-2008 гг.

46 На фоне регионального повышения температур в последние годы на территории Иркутской области преобладает адвекция антициклонального вихря, с максимумами повторяемости в мае-июне, августе и октябре (рис. 17). Усиление циклонической активности наблюдается в марте, июле, сентябре и ноябре. В теплый период года циклоническая активность наиболее выражена по северу региона, в холодный период - по западу и югу.

4•

—северный

ЮЖНЫЙ

2 -

западный

со

ос

X О) СО

-2 -4 -

м X ос

\ г ^ \со\

о. jP

с; Ф

май

Ё о

л X

2 Ж

со СО

CL.

а. '

л ю со О)

СО

"=t

-8

X со о СО

с; с •10 СО

-12 --14

Рис.17. Средние многолетние значения лапласиана давления (VP,rIla) в различных районах Иркутской области в 2003-2008 гг. Область максимальных потоков тепла, переносимых вихревыми возмущениями, тесно связана с вертикальными движениями в атмосфере и зависит от термической компоненты ветра [160]. В этой связи был проведен анализ вертикальных составляющих в поле ветра, который показал хорошо выраженную динамику вертикальных движений с развитием восходящих токов на фоне максимальных сдвигов ветра в переходные сезоны года, преимущественно в дневные часы, что может способствовать развитию полей облачности и атмосферных осадков (табл. 3). Летом значительное развитие получают нисходящие потоки, особенно в ночные и утренние часы, которые сопровождаются ослаблением вертикальных сдвигов ветра. В целом вертикальные потоки наиболее развиты по югу Иркутской области.

47 Таблица 3 Средние многолетние значения метеорологических величин в различных районах Иркутской области в утренние (00 всв) и вечерние (12 всв) часы в 2003-2008 гг. Районы Месяц

Центральный

Северный 00 всв

12 всв

00 всв

12 всв

Западный 00 всв

12 всв

Южный 00 всв

12 всв

аналог вертикальной скорости, гПа/12 часов январь

-16

-21

-29

-25

февраль

-48

-58

-1

-66

-69

март

-53

-56

-57

-69

апрель

-50

-52

-60

-56

май

-41

-42

-50

июнь

-32

-44

-33

-54

июль

-39

-49

-52

-53

август

-40

-51

-53

-54

сентябрь

-39

-52

-56

-61

октябрь

-27

-34

-40

ноябрь

-6

-29

-25

-1

-32

-29

декабрь

-15

-30

-15

-37

-14

-40

-25

год

-37

-43

-46

-48

сдвиги ветра, м-с"1 январь

февраль

март

апрель

май

июнь

июль

август

сентябрь

октябрь

ноябрь

декабрь

год

48 Таким образом, современные тенденции

изменения климата

на территории

Иркутской области характеризуются повышением температуры воздуха в значительной толще тропосферы, незначительным увеличением дефицитов влаги и уменьшением относительной влажности воздуха. На фоне преобладающей адвекции антициклонального вихря (для которого характерно повышение во времени запасов кинетической энергии) и роста неустойчивости

в средней и верхней тропосфере это может

способствовать

увеличению вероятности возникновения опасных явлений погоды (преимущественно в Верхне-Ленском, Западном и Южном районах Иркутской области).

49 3.

Критерии опасных явлений погоды и распределение опасных явлений (ОЯ) по территории Иркутской области

Интенсивная

хозяйственная

и производственная деятельность

на территории

Иркутской области требует тщательного учета климатических факторов и своевременного обеспечения объектов экономики, органов власти и населения сведениями об ожидаемых опасных гидрометеорологических явлениях (ОЯ) [116]. Гидрометеорологические явления и величины (наблюдаемые

или измеряемые)

относятся к ОЯ при достижении ими соответствующих критических значений (критериев). Критерии опасных явлений - качественные характеристики ОЯ либо значения гидрометеорологических

величин, при достижении

которых

гидрометеорологическое

явление считается опасным [121]. Критерии ОЯ устанавливаются либо по вероятности возникновения явлений, либо «директивно» с учетом результатов анализа данных гидрометеорологических наблюдений за многолетний период. При этом критерии ОЯ принимаются едиными для всей территории страны или устанавливаются дифференцированно для различных физико-географических и природно-климатических районов. Для всей территории России введен перечень и критерии ОЯ. Но в целях повышения эффективности гидрометеорологического обеспечения потребителей перечень ОЯ может быть сокращен или дополнен, а критерии ОЯ уточнены с учетом местных природноклиматических и экономических особенностей территории, обслуживаемой УГМС (ЦГМС). Вследствие этого для наблюдательных подразделений, находящихся в ведении Иркутского межрегионального территориального управления федеральной службы по гидрометеорологии и мониторингу окружающей среды (т.е. Иркутского УГМС) утвержден и введен в действие следующий уточненный перечень критериев ОЯ (табл. 4):

50 Таблица 4 Опасные метеорологические явления и их критерии на территории Иркутской области [121] Название

Определение

Критерии

1.Очень сильный

Средняя скорость ветра > 20 м/с

ветер

и/или максимальная (порыв) >25 -

м/с. Для оз. Байкал средняя скорость > 30 м/с и/или максимальная (порыв) > 35 м/с.

2. Шквал

3. Смерч

Резкое кратковременное

Мгновенная скорость ветра > 25

усиление ветра.

м/с в течение >1 мин.

Сильный маломасштабный

Любой

атмосферный вихрь в виде

наблюдателем.

смерч,

отмеченный

столба или воронки, направленный от облака к поверхности Земли. 4. Сильный ливень

Сильный ливневый дождь.

Количество жидких осадков >30 мм за период > 1ч.

5. Очень сильный

Значительные жидкие и

Количество жидких осадков >50

дождь

смешанные осадки (дождь,

мм (в селеопасных районах >30 мм)

ливневый дождь, мокрый

за период < 12 ч.

снег, дождь со снегом). 6. Очень сильный

Значительные твердые

Количество осадков > 20 мм за

снег

осадки (снег, ливневый снег

период < 12 ч.

и др.). 7. Продолжительный

Дождь непрерывный (с

Количество осадков > 100 мм за

сильный дождь

перерывами не более 1 ч.) в

период > 12 часов, но < 48 часов

течение нескольких суток.

и/или >120 мм за период >2 суток.

8. Крупный град 9. Сильная метель

Диаметр градин > 20 мм.

Общая или низовая метель

Средняя скорость ветра > 15 м/с,

при сильном ветре, b

МДВ < 500 м.

вызывающая значительное ухудшение видимости.

51 Название

Продолжение таблицы 4

Определение

Критерии

10.Сильная пыльная

Перенос пыли или песка при

Средняя скорость ветра > 15 м/с,

буря

сильном ветре, вызывающий

МДВ < 500 м.

ухудшение видимости. 11. Сильный туман

Туман со значительным

МДВ < 50 м.

ухудшением видимости 12. Гололедно -

Сильное отложение на

Диаметр:

изморозевое

проводах гололедного

гололеда > 20 мм,

отложение

станка.

мокрого снега > 35 мм, сложного отложения > 35 мм, изморози > 50 мм.

13. Сильная жара *

Высокая максимальная

Максимальная температура воздуха

температура воздуха в

> 35 °С в течение >5 суток.

течение продолжительного времени. 14. Сильный мороз *

Низкая минимальная

Минимальная температура воздуха

температура воздуха в

> «минус» 40 °С в течение > 5

течение продолжительного

суток; на оз. Байкал > «минус» 35

времени.

°С в течение > 5 суток; в Северном и

Верхне-Ленском

районах

«минус» 50 °С в течение > 3 суток; в Катангском районе > «минус» 55 °С в течение > 3 суток. 15. Ливень с ветром

Комплекс неблагоприятных

Количество осадков > 20 мм за < 1

явлений.

час, при ветре > 20 м/с (включая порывы).

Комплекс неблагоприятных

Град диаметром > 10 мм, при ветре

явлений.

> 20 м/с (включая порывы).

17. Сильный дождь с

Комплекс неблагоприятных

Сочетание сильного дождя (> 35

сильным ветром и

явлений

мм за < 12 ч.) или ливня (> 20 мм за

16. Град с ветром

градом

< 12 ч.) с сильным ветром (20-24 м/с) и градом любого размера.

Примечание: * Явление фиксируется, телеграмма об ОЯ не подается.

52 В авиации для безопасности посадки самолета в сложных метеорологических условиях необходимы некоторые минимальные условия погоды [10]. Различают следующие минимумы: •

Минимум аэродрома для взлета - минимально допустимое значение видимости на взлетно-посадочной полосе (ВГШ) и при необходимости высоты нижней границы облаков, при которых разрешается выполнять взлет на воздушном судне данного типа;

•

Минимум аэродрома для посадки - минимально допустимые значения высоты принятия решения или высоты нижней границы облаков и видимости на ВПП, при которых разрешается выполнять посадку на воздушном судне данного типа. Минимумы аэродрома для взлета и посадки определяются для каждого направления

взлета и посадки воздушного судна каждого типа, эксплуатируемого на данном аэродроме, с учетом: минимума воздушного судна для взлета и посадки; состава и характеристик оборудования данного направления взлета и посадки; характеристик и размеров ВПП; минимальной безопасной высоты пролета препятствий [10]. Для посадки в наиболее сложных метеорологических условиях устанавливаются минимумы трех категорий: •

минимум I категории - высота принятия решения 60 м, видимость на ВПП 800 м;

•

минимум II категории - высота принятия решения менее 60 м, но не менее 30 м, видимость на ВПП менее 800 м, но не менее 400 м;

•

минимум III категории - высота принятия решения менее 30 м, видимость на ВПП менее 400 м. На территории Иркутской области одним из наиболее неблагоприятных явлений

погоды по воздействию на жизнедеятельность и производственные сферы является сильный ветер. Скорость ветра является лимитирующим фактором при организации погрузочноразгрузочных работах в портах и на строительных площадках, так как работа на башенных и портальных кранах приостанавливается при ветре со скоростью > 12 м/с [123,124]. Взлет и посадку самолета стремятся производить против ветра, так как встречный ветер уменьшает скорость отрыва и посадочную скорость, следовательно, длину разбега самолета. Значительно усложняется взлет и посадка самолета при боковом ветре или при его больших боковых составляющих. При взлете с боковым ветром образуются дополнительные аэродинамические силы, иод влиянием которых возникает кренящий и разворачивающий моменты. Основная трудность посадки самолета при боковом ветре заключается в том, неточный учет ветра может привести к приземлению самолета вне ВПП [19].

53 В годовом распределении общего числа случаев с различными градациями сильного (> 15 м/с) и очень сильного ветра (> 20 м/с), полученного по данным наблюдений 86 метеорологических станций Иркутской области за последние годы (1999-2009 гг.) (прил. 1). отчетливо выделяется два максимума: весной (апрель-май) и осенью (октябрь-ноябрь) в условиях сезонной перестройки циркуляционных процессов (рис. 18). Минимальное число случаев с сильным ветром отмечается в середине лета и середине зимы на фоне малоградиентных полей пониженного и повышенного давления в условиях господства летнего и зимнего континентальных центров действия атмосферы. 1600 1400 1200 1000 800 600 400 • 200

15-25 м/с

i I I

50 I5,40

25-30 м/с

30-35 м/с

| эо | 20

Iю з о

ю О

А'

а-

•

*~ъ

35-40 м/с

|б 5.5 §4 §3 f 2 30

£•

. * • «L

Рис. 18. Внутригодовое распределение общего числа случаев различных градаций ОЯ: сильного и очень сильного ветра на территории Иркутской области в 1999-2009 гг. В распределении опасного явления: сильного (> 15 м/с) и очень сильного (> 20 м/с) ветра четко прослеживается влияние рельефа, которое проявляется в максимальной повторяемости очень сильного ветра на станциях Иркутской области, расположенных в долинах крупных рек, наименее защищенных от ветра Вторая полоса очень сильного ветра

54 ориентирована в направлении Прибайкальского и Приморского хребтов, с максимумом числа случаев на побережье оз. Байкал (рис. 19).

Рис. 19. Карта-схема распределения общего числа случаев ОЯ: сильный и очень сильный ветер (15-25 м/с) на территории Иркутской области в теплый (IV-IX) и холодный (Х-Ш) период за 1999-2009 гг. Опасное явление: очень сильный ветер со скоростью 35-40 м/с и > 40 м/с отмечался в основном на байкальских станциях, при этом в холодный период (октябрь-март) число случаев было в 3-4 раза больше, чем в теплый период (апрель-сентябрь) [145]. С сильным ветром связаны такие опасные явления, как шквал, сильные метели и сильные пыльные бури (рис.20). Шквалом называют резкое кратковременное усиление ветра на ограниченных территориях, сопровождающееся изменением его направления [106]. За исследуемый период (1999-2009 гг.) на территории Иркутской области наблюдалось 16 случаев шквального усиления ветра и 4 случая сильного шквала, когда мгновенная скорость ветра превышала 25 м/с. Подавляющее большинство шквалов (94 %) отмечалось в июне,

55 преимущественно в северных районах Иркутской области. Сильный плевал наблюдался на станциях Выдрино-на-Чуне и Ершово [145]. Для возникновения сильных метелей, которые создают снегозаносы, парализующие хозяйственную деятельность, важно, чтобы поверхностный слой снежного покрова был относительно сухим, достаточно ровным и не слишком уплотненным [142]. Все эти условия присутствуют в западных и центральных районах Иркутской области (на станциях Выдринона-Чуне, Новочунка, Новонукутск), где отмечались случаи с очень сильной метелью при прохождении динамически значимых атмосферных фронтов в тыловой части глубоких циклонов при сближении с Восточно-Саянским антициклоном [145]. В годовом распределении максимум числа случаев с сильной метелью приходится на период с ноября по март, когда наблюдаются устойчивый снежный покров и максимальные горизонтальные градиенты температур, определяющие термическую составляющую в усилении ветра на территории Иркутской области (рис. 20). Опасное явление - сильная пыльная буря на территории Иркутской области в большинстве случаев была зафиксирована в мае, преимущественно в Южном районе (ст. Новонукутск, ст. Кутулик, ст. Иркутск, ст. Хомутово) (рис. 20).

пыльная буря О

ю О

Рис. 20. Внутригодовое распределение общего числа случаев ОЯ: сильные метели, сильные пыльные бури и шквалы на территории Иркутской области в 1999-2009 гг.

56 К числу сезонных экстремальных условий погоды, создающих серьезные осложнения для различных сфер деятельности и самочувствия человека, относятся экстремально высокие и низкие температуры [129]. В холодный период - ОЯ «сильный мороз», в теплый период ОЯ «сильная жара», когда в течение длительного времени соответственно минимальная и максимальная температуры превышают определенные градации [123,124]. Причиной такого рода явлений является высокая степень континентальное™ климата Иркутской области, а также мощные вторжения холодного арктического воздуха в тыловой части высотных макроложбин в аномально холодные зимы и длительное стационирование блокирующих антициклонов летом [99]. Средний годовой мировой ущерб от экстремальных температур занимает 5-е место после ущерба от ураганов, наводнений, землетрясений и засух [123,124]. ОЯ: «сильные морозы» и «сильная жара» парализуют жизнь городов, губительно воздействуют на посевы, увеличивают вероятность технических аварий и пожаров. За период 1999-2009 гг. на 86 станциях Иркутской области наблюдалось 99 случаев с сильным морозом и 36 случаев

с сильной жарой, из них большинство

отмечалось,

соответственно, в середине зимы и в середине лета. В межгодовой динамике наиболее жарким являлся летний период 2002 г., а наиболее холодным - зшмний период 2001 г. Стоит отметить, что в последние годы вновь, хотя и слабо, увеличивается вероятность морозных периодов (2009 и 2010 гг.) [14]. В пространственном отношении наиболее низкие зимние температуры наблюдаются на станциях, расположенных на восточном побережье оз. Байкал (ст. Баргузинский заповедник), где происходит застой холодного воздуха, стекающего с Баргузинского хребта (рис. 21). Далее по числу случаев с сильным морозом следуют выделить Верхне-Ленский район (ст. Карам) и Северный район (ст. Ербогачен). Наиболее высокие температуры отмечаются летом в Северном районе Иркутской области, который в летние месяцы наиболее подвержен застою теплого воздуха под влиянием локального антициклогенеза, а также на станциях, расположенных в зонах островной лесостепи юга Иркутской области.

Рис. 21. Карта-схема распределения общего числа случаев ОЯ: «сильная жара» и «сильный мороз» на территории Иркутской в 1999-2009 гг. Обильные дожди и снегопады, крупный град оказывают неблагоприятное воздействие на развитие сельскохозяйственных культур, создают угрозу для движения транспорта, определяют условия для возникновения паводков, наводнений и селей [123]. Основной причиной возникновения интенсивных осадков является сочетание восходящих движений и высокой влажности воздуха [155]. Очень сильный и продолжительный дождь, а также крупный град чаще всего отмечались в середине лета в высокогорных районах Восточного Саяна и предгорьях ХамарДабана, у подножия Прибайкальского и Баргузинского хребтов, где значительную роль в возникновении сильных и продолжительных осадков отводят эффекту вынужденного восхождения по наветренным склонам горных хребтов [13]. В этих же районах отмечались редкие случаи выпадения очень сильного снега - 13 случаев на ст. Хамар-Дабан и 1 случай на ст. Баргузинский заповедник (рис. 22). Опасное явление погоды - сильный ливень отмечался преимущественно в Западном и Южном районах Иркутской области во вторую половину лета при выходе южных циклонов. Наибольшее число случаев с очень сильным снегом наблюдалось в мае, когда на фоне

58 положительных

температур

арктические

вторжения

способствовали

усилению

неустойчивости и сопровождались развитием конвекции, а также в октябре при развитии меридиональных процессов в тропосфере (рис. 22).

Рис. 22. Карта-схема распределения общего числа случаев ОЯ: сильные и продолжительные осадки на территории Иркутской области в 1999-2009 гг. Процессы укрупнения облачных частиц до размеров наиболее крупных градин происходили как в высокогорных районах (ст. В. Гутара), так и на равнинной территории (ст. Балаганск и ст. Верхне-Марково). Туман как скопление в приземном слое атмосферы взвешенных

продуктов

конденсации и сублимации водяного пара, ухудшающее видимость до 1 км и менее, относят к числу опасных явлений погоды [70]. Водность тумана возрастает по двум причинам: вследствие увеличения общего влагосодержания и понижения температуры воздуха. Увеличение влагосодержания индивидуальной массы воздуха может произойти либо под влиянием испарения воды с земной поверхности и испарения капель выпадающих осадков,

59 либо

за

счет

горизонтального

вертикального

молекулярного

турбулентного

перемешивания [61]. Как показало исследование, сильный туман (с видимостью < 50 м) в теплый период года (апрель-сентябрь) возникал в шесть раз чаще чем, в холодный период года (октябрьмарт). Прослеживается тенденция увеличения числа дней с сильным туманом в долинах крупных рек и вблизи водохранилищ. В то же время сильные туманы практически не отмечаются в высокогорных районах, по северу области и на побережье оз. Байкал. Гроза - опасное метеорологическое явление, которое сопровождается сильными электрическими разрядами, шквалистыми ветрами, ливневыми осадками, нередко крупой или градом. Молнии часто повреждают линии связи и электропередачи, вызывают пожары, приводят к гибели скота, очень опасны для авиа перелетов [123]. Грозы

на

территории

Иркутской

области

наиболее

вероятны

летом

послеполуденные и вечерние часы, при развитии кучево-дождевой облачности с нижней границей облаков 500-1000 м и 1200-1500 м. С учетом физико-географического районирования [21| по данным наблюдений за 1987-2009 гг. к наиболее грозопасным можно отнести высокогорные станции в пределах Восточно-Саянского района, к наименее грозоопасным - Прибайкальский и БодайбинскоМамский районы, где существенный вклад в уменьшение числа гроз вносит локальный антициклогенез (рис. 23). Выявлены районы с наибольшей и наименьшей изменчивостью числа гроз. Наиболее изменчиво число гроз в Восточно-Саянском и Бирюсино-Ангарском районе, а наименее изменчиво в Бодайбинско-Мамском и Катангском районе (рис. 23).

60 N

5 4,5 4 3,5 3 2,5 2 1,5

1 0,5 0

Рис. 23. Статистические характеристики гроз на территории Иркутской области, усредненные за тёплый период (апрель-сентябрь) 1987-2009 гг. В период с конца 70-х по начало 90-х гг. XX века на территории Иркутской области выявлено увеличение числа дней с погодными экстремумами, которые необходимо учитывать в деятельности авиации: низкая облачность (ВНГО <60 м), ограниченная дальность видимости (МДВ < 800 м), и таких опасных явлений, как сильный туман, очень сильный снег и грозы (рис. 24, 25). В начале XXI века на территории Иркутской области отмечается увеличение повторяемости экстремальных температур воздуха низкая облачность

ограниченная дальность видимости

• 11 • i i • 1941 19» 19»

Гот

19*4 1ЖТ «9» 197!

19» >Ж 19В I9M 19М МИ ИГ» Л » ЛВ Годы

Рис. 24. Многолетние изменения пятилетних сглаженных средних значений погодных экстремумов: высоты нижней границы облаков (ВНГО <60 м) и ограниченной дальности видимости (МДВ < 800 м), числа дней с ОЯ: сильный туман и сильный снегопад (на примере ст. Иркутск) [99]

61 12 -, западные и центральные районы

1964

1969

1974

1979

1984

1989

1994

1999

2004

Рис. 25. Многолетние изменения пятилетних сглаженных средних по числу дней с грозой в летние месяцы в различных районах Иркутской области [9] Таким образом, на территории Иркутской области отмечено увеличение числа опасных явлений погоды в 80-90-е гг. XX века, которое по типизации Б.Л. Дзердзеевского [88] приходится на повышенную повторяемость меридиональных южных процессов. Экстремальные

изменения температур

на территории

Иркутской

области

наиболее

выражены в последнее десятилетие при смене типов циркуляции: меридиональной южной на меридиональную северную.

62 4.

Циркуляционные условия

аномально теплых и холодных зим на территории Иркутской области 4.1. Основные причины зимних температурных аномалий Для

исследований

долговременных

изменений общей

циркуляции

атмосферы

довольно часто используют различные обобщенные характеристики циркуляции - индексы циркуляции, индексы колебаний центров действия атмосферы, повторяемости типов циркуляции и т.д. Одной из важных задач, решаемых с помощью индексов циркуляции, является анализ связи циркуляции атмосферы с климатическими изменениями. Региональные отклики температурных условий на колебания глобальных индексов циркуляции проследить довольно сложно, так как они сильно зависят от сезона года и заблаговременности. В Евразийском секторе они практически незаметны, тогда как четко прослеживается влияние океанических ЦДА на температурный режим Арктического региона и северную часть Атлантического и Тихого океанов [48]. Наиболее известным в этом классе индексов циркуляции является индекс СевероАтлантического

колебания (NAO). который характеризует

циркуляции над Атлантическим

интенсивность зональной

океаном, регулируемую Исландским минимумом и

Азорским антициклоном [104]. При положительной фазе NAO в средних

широтах

усиливаются западные ветры, что сопровождается аномально низким давлением над субполярной акваторией Северной Атлантики

и аномально высоким давлением над

субтропиками. При этом колебания охватывают все пространство от водной поверхности до стратосферы [3]. Такие «качели» в атмосферной циркуляции вносят весомый вклад в потепление всей поверхности Северного полушария и связанные с ним крупномасштабные изменения количества осадков над Европой и Средним Востоком, однако понимания физического механизма этих процессов до сих пор нет [180]. Существенный шаг в этом направлении сделала группа специалистов лаборатории по изучению океана и атмосферы при Национальном управлении США, возглавляемая М.Р. Hoerling и J.W. Hurrell, которые построили математическую модель и доказали, что вариации климата Северной Атлантики отнюдь не случайны - в известной мере они представляют собой реакцию на изменение поверхностной температуры Мирового океана и состояние ледового

покрова. На изменения зимней погоды в Северной Атлантике

и Европе,

наблюдаемые с 1950 г., существенно влияет потепление поверхностного слоя океана в тропиках, причем основную роль, несмотря на удаленность, играют Индийский и Тихий океаны. Установлено также, что тенденции изменения климата в Северной Атлантике - это

63 составляющая

наблюдаемых

перемен

характере

атмосферной

циркуляции

всего

полушария, связанных с низким давлением над центральной частью северной акватории Тихого океана и высоким давлением над Западной Канадой [180]. В. Н. Крыжов указывает на то, что зимнее похолодание над ЕТР в 1980 - 1990-е гг., т.е. в период глобального потепления, было обусловлено преобладанием в те годы аномальной адвекции холода по восточной периферии области положительной аномалии давления и геопотенциала с центром над Скандинавией. А зимнее потепление над ЕТР обусловлено

увеличением

повторяемости

положительной

фазы

арктического

североатлантического колебаний, т.е. интенсификации адвекции теплого атлантического воздуха над ЕТР [93]. Одним из направлений исследований ОЦА является анализ и интерпретация основных мод

низкочастотной изменчивости

атмосферы. Для

выделения этих

мод

используют чаще всего метод разложения на естественные ортогональные функции (ЕОФ) и его модификации. Объектом искусственного

условия

низкочастотной

изменчивости

анализа обычно является первая ЕОФ, свободная

ортогональности. атмосферы

Наиболее

известной

является

Арктическая

от

изученной

модой

осцилляция

(АО),

выбирающая примерно 25 % суммарной изменчивости приземного барического поля и доминирующая на временных масштабах больше синоптического, включая межгодовые изменения. В зимний период Арктическая осцилляция охватывает почти все Северное полушарие и всю толщу тропосферы и стратосферы. В Южном полушарии аналогом Арктической

осцилляции является Антарктическая

осцилляция (ААО).

Иногда

эти

колебания называют годовыми модами, подчеркивая аналогию между двумя полушариями [201]. Пространственную структуру Арктической осцилляции в приземном барическом поле иллюстрирует рис. 26, на котором изображено распределение коэффициентов парной корреляции межгодовых вариаций индекса Арктической осцилляции в январе с вариациями средних месячных значений приземного барического поля, приведенного к уровню моря. Для расчета использовались данные архива NCEP/NCAR Preanalysis с 1950 по 2005 гг. в узлах регулярной сетки 2.5*2.5° [112]. Видно, что в барическом поле Арктическая осцилляция наиболее выражена в районе Исландской депрессии, Арктике, районах Азорского максимума и Алеутской депрессии.

Рис. 26. Пространственная структура Арктической осцилляции в приземном барическом поле, приведенном к уровню моря, в январе. Нанесены изокорреляты индекса АО и средних месячных значений приземного барического поля в 1950-2005 гг. Сплошными линиями выделены положительные изокорреляты, штриховыми - отрицательные [112]

Предложены, по крайней мере, три варианта интерпретации Арктической осцилляции [202]: 1) «исторический». Представляет основную моду изменчивости в виде структуры, обязанной своим существованием региональным источникам тепла и момента количества движения в Северо-Атлантическом секторе. Считается, что за изменчивость от месяца к месяцу

Арктической

осцилляции

ответственна

динамика

штормтреке, а квазидесятилетняя изменчивость обусловлена

Северо-Атлантическом взаимодействием

между

океаном и атмосферой в этом регионе; 2)

«гипотеза

годовой

моды».

Арктическая

осцилляция

считается

аналогом

Антарктической осцилляции, а обе моды рассматриваются, как проявление организованной внетропической изменчивости атмосферы в масштабах полушария;

65 3)

«региональная

гипотеза».

Признается

аналогия

между

Арктической

Антарктической осцилляциями, но обе моды рассматриваются как статистические артефакты локально возникающей штормтрековои динамики и метода разложения на естественные ортогональные функции. Наиболее популярен вариант «годовой моды». Причиной раскачки данной моды считается положительная обратная связь между средней зональной скоростью и переносом момента количества движения вихревыми и/или волновыми возмущениями. Согласно оценкам Е.М. Володина и В.Я. Галина [34] основной вклад в раскачку вносят стационарные волны над Атлантическим и Тихим океанами в зоне 50-60 °с.ш. с максимумом на изобарической поверхности 300 гПа, а также вблизи тропопаузы и вблизи стратосферного струйного течения на краю полярной ночи. В работе [92] исследованы связи средней годовой температуры воздуха и средних месячных индексов Арктической осцилляции (АО). Показано, что только январский и февральский индексы АО статистически значимо влияют на среднюю годовую температуру воздуха северо-западной Евразии, оказывая прямое воздействие на температуру января и февраля и косвенное воздействие (через влияние на формирование ледяного и снежного покрова) на температуру последующих сезонов. Связь с другими средними месячными индексами АО, даже с зимними (март, ноябрь, декабрь), синхронно коррелированными со средней месячной температурой, статистически незначима. Несмотря

на прогресс

осцилляции, фундаментальные

понимании механизма

процессы, управляющие

формирования амплитудой,

Арктической

меридиональным

масштабом и зональной структурой моды, остаются открытыми для обсуждения [112]. В формировании крупных температурных аномалий S.B. Feldstein and S. Lee [179], DeWeaver and Nigam [177] отметили существенную роль стационарных волн. Обычно для анализа распределения квазистационарных планетарных

волн и их

воздействия на

атмосферную циркуляцию рассматривается двухмерный поток Элиассена-Пальма [74]. Чен и Шукла [176], используя численную модель для исследования потенциальной и кинетической энергии в атмосфере, показали, что в холодные зимы в умеренных широтах получают хорошее развитие длинные волны с волновыми числами 2 и 3, в то время как короткие волны развиты плохо. При этом интенсивный зональный перенос был сдвинут к экватору, на широте 60 °с.ш. и севернее во всей толще тропосферы отмечалось аномально высокое давление. Сухие и холодные массы воздуха легко проникали в умеренные широты, что и привело к похолоданию в умеренных и субтропических широтах. В работе [81] анализируются дальние связи между характеристиками низкочастотной изменчивости поля геопотенциала Н50о во внетропических широтах Северного полушария и

ев средней месячной приземной температурой воздуха в широтном поясе 45-65 °с.ш. за 19511990 гг. Показано близкое соответствие центров высокой взаимной корреляции между полем геопотенциала Hsoo и месячной приземной температуры воздуха с центрами действия систем дальних связей в поле геопотенциала. Еще

более

многочисленными

являются

указания

на

значительную

роль

нестационарных вихрей [186]. В.Н. Крыжов с помощью корреляционного анализа показал, что аномалии интенсивности зональной циркуляции на изобарической поверхности 700 гПа и аномалии циклонической активности на арктическом фронте в январе и феврале вносят существенный вклад в формирование аномалий средней месячной, сезонной и средней годовой

температуры

воздуха. Они определяют

51 % дисперсии средней

годовой

температуры воздуха, 39 % температуры воздуха, осредненной за период март-декабрь, и 27 % - за июнь-декабрь, причем асинхронное воздействие зимней циркуляции на температуру воздуха реализуется

через положительные обратные связи в системе «атмосфера

подстилающая поверхность» [91 ]. В долгосрочных прогнозах погоды, а также в климатических исследованиях широко используются изучение процессов блокирования. Атмосферные процессы при блокировании характеризуются

большой устойчивостью

и могут вызывать крупные климатические

аномалии: в зависимости от расположения региона по отношению к влияющему на него блокирующему

антициклону в нем могу возникать аномально низкие или высокие

температуры зимой, в летнее время — засуха или режим интенсивного увлажнения. Поэтому исследование процессов блокирования представляет большой практический интерес для среднесрочных и долгосрочных прогнозов погоды, моделирования атмосферных процессов [49,50]. В работе [130] показано, что наибольшая доля вариации средней календарной температуры зимы по территории России за 1951-2004 гг. объясняется изменениями механизма блокировки зонального переноса, описываемого индексом SCAND, в то время как индекс северо-атлантического колебания занимает второе место по вкладу в вариации температуры. Современное потепление с середины 1970-х годов, возможно, связано с усилением зонального переноса при положительной фазе индекса североатлантического колебания, который в этот период играл основную роль в колебаниях температуры. До середины

1970-х годов вариации температуры

зимой главным образом объяснялись

изменениями индекса SCAND. Смена лидирующей роли этих циркуляционных механизмов совпадает

переходом

режимов

циркумполярного вихря к сильному.

циркуляции

нижней

стратосферы

от

слабого

67 Блокирующие ситуации играют большую роль в формировании суровых зим. Высокие гребни и антициклоны появляются в Северном полушарии независимо от сезона года в районах, расположенных у западных побережий континентов Северной Америки и Европы. В нижней тропосфере кольцевая зона антициклонов проявляется слабо. На уровне 850 гПа через равнины Евразии тянется полоса антициклонов, связанная с кольцевой зоной, и формируется новый очаг повышенной частоты антициклонов в районе Монголии. На уровне моря остаются два очага формирования антициклонов: один - над Арктикой, второй — над Восточной Сибирью с полосой повышенной частоты антициклонов над равнинами Евразии. Аналогичные картины были получены для Нгоо и Нзоо- Развитие кольцевой зоны антициклонов способствует развитию крупномасштабных возмущений в западном переносе. Положение кольцевой зоны практически не меняется в течение года и связано с наличием физических факторов в верхней тропосфере [137]. Температура поверхности океана (ТПО) является одним из основных факторов, от изменений и пространственно-временных

характеристик которой зависит состояние

атмосферы [95]. Особенно велико влияние ТПО на термический и циркуляционный режим атмосферы над океанами. Корреляция приземного давления и ТПО достигает в тропиках ~ «минус» 0.7 и ~ 0.7 в умеренных широтах [23]. В настоящее время активно ведутся работы по изучению теплового влияния Атлантического океана на циркуляцию атмосферы и температурный режим территории Европы. Эти исследования включают в себя поиск связей между ТПО Северного Атлантического океана (или его частей) с последующими характеристиками атмосферной циркуляции, поля давления или температуры [8,144,148]. В.Г. Семенов установил, что положительная аномалия ТПО на севере приводит к блокированию западного переноса и распространению на Европейский континент воздушных масс из арктических районов. Это обусловливает существование отрицательной обратной связи между аномалиями ТПО в Северной Атлантике и температурой воздуха в Европе [139]. Механизм отклика атмосферы на образование аномалий ТПО достаточно сложен. Аномалии температуры океанических вод порождают аномалии испарения и атмосферных осадков. Оценки показывают, что уменьшение ТПО на 2 °С приводит к уменьшению количества

атмосферных

осадков, что существенно

сказывается на интенсивности

циркуляционных процессов. С другой стороны аномалии ТПО оказывают большое влияние на интенсивность переноса в атмосферу тепла посредством турбулентности и конвективного движения, что также влияет на циркуляционный режим. Эти взаимодействия являются многофакторными и характеризуются

наличием

обратных

связей. Аномалии ТПО

формируют аномалии общей циркуляции атмосферы, которые, в свою очередь, влияют на

68 циркуляцию поверхностных океанических вод, а, следовательно, на аномалии ТПО и аномалии облачного покрова. Последний регулирует поступление на поверхность океана солнечной радиации и, таким образом, оказывает влияние на формирование поля ТПО и его аномалий [61]. Процессы

взаимодействия

атмосферы

океана

наиболее

интенсивны

энергоактивных зонах океанов. Эти зоны характеризуются максимумом изменчивости ТПО. Энергоактивные зоны располагаются у восточных берегов континентов, т.е. в областях высокой бароклинности. Здесь аномалии ТПО приводят к усилению или ослаблению циклонической деятельности и изменениям атмосферной циркуляции. Ранее на основе анализа экспериментальных данных было установлено, что в зимние месяцы при отрицательной аномалии ТПО в северной части Атлантического океана к западу и юго-западу

от Исландии над Европой наблюдается зональная циркуляция, а при

положительной аномалии усиливается меридиональный перенос воздушных масс [139]. Позднее

на

основании

проведенных

исследований

[126]

был

установлен

ряд

закономерностей: 1. Положительная ТПО вблизи восточного побережья Северной Америки может увеличивать содержание водяного пара южных воздушных течений и усиливать осадки, особенно в тропических циклонах. С другой стороны, возникновение отрицательной ТПО вдоль Атлантического шельфа сопровождается засухой в северо-восточной части Северной Америки. Подобные связи были обнаружены также для Южной Австралии. 2. Области отрицательной ТПО, сформировавшиеся летом и в начале осени, приводят к процессу антициклогенеза. 3. Области положительной ТПО, образовавшиеся в летний период и в начале осени в Тихом океане, имеют тенденцию сопровождаться усилением циклонической деятельности. 4. В районах с высоким градиентом температуры поверхности океана создается сильная бароклинность, усиливающая циклогенез. Тропическая

зона

является

значительно

более

энергонасыщенной,

чем

внетропические районы. Циркуляция тропической зоны, охватывающая почти половину земного шара, является большой термодинамической машиной, превращающей тепло океана (в том числе скрытое тепло водяного пара) в кинетическую энергию атмосферы и определяющую в значительной степени термодинамику умеренных и полярных широт. Поэтому процессы атмосферной циркуляции в тропической зоне, занимающей почти половину

поверхности

земного

шара,

оказывают

циркуляцию, погоду и климат умеренных широт [171].

самое

существенное

влияние

на

69 Атмосфера в тропиках имеет ряд особенностей: в первую очередь, это отсутствие возможности использования геострофического соотношения между полями ветра и давления даже в качестве первичного приближения. Вторая особенность -

это существенная

неадиабатичность атмосферы в тропиках даже в пределах суток, обусловленная главным образом конвективными конденсационными процессами, характерные масштабы которых малы по сравнению с масштабами синоптических процессов. Эль-Ниньо - Южное Колебание (ЭНЮК) является наиболее ярким примером глобальных аномалий климата, метеорологические последствия которых сказываются на погодных условиях всего земного шара в течение нескольких лет [105,141]. ЭНЮК проявляется как в значительном потеплении поверхностных вод тропического Тихого океана, так и в крупномасштабной перестройке атмосферной циркуляции, прежде всего в тропическом регионе, которая посредством дальних связей оказывает воздействие на климат и погоду умеренных широт [185,194,195,196]. Именно поэтому понимание механизма и эволюции этого явления может внести большой вклад в развитие новых

методов

долгосрочных прогнозов погоды. Одним из механизмов влияния ЭНЮК является распространение в северном направлении волн Россби. Если источником возбуждения является аномальный нагрев в области Эль-Ниньо, то наибольший отклик следует ожидать в восточных частях Тихого океана и Северной Америки [90]. На центральноазиатский регион, в свою очередь, могут влиять возмущения, распространяющиеся в западном направлении [178]. Пакет волн (вероятнее всего, смешанных гравитационных-Россби волн) генерируется и усиливается в области

активной

конвекции, ассоциируемой

с Madden-Julian

Oscillation,

медленно

дрейфующей в восточном направлении. Западнее 150 °в.д. отдельные возмущения, имеющие масштаб 2300-3000 км и скорость 3,5-4 м/с, отклоняются в северо-западном направлении и превращаются

в возмущения типа внеэкваториалыюй тропической депрессии.

Этот

механизм, в принципе, может обеспечить приток энергии в область формирования высотного гребня над Тибетом [192]. В периоды развития Эль-Ниньо наблюдается сдвиг траекторий циклонов и пояса субтропических максимумов к полюсу, ослабление кольцевой зоны антициклонов и меридиональных

потоков.

Ослабление

интенсивности циркуляционных

процессов

умеренных южных широтах, ослабление пассатов и антипассатов, ослабление циркуляции по Уокеру - все это способствует лучшему прогреву океанических масс солнечной радиацией и росту ТПО, а также приводит к формированию очень теплых зим и обширных засух летом на континентах Северного полушария.

70 Было обнаружено, что засухи в умеренных широтах наступают, как правило, в годы Эль-Ниньо, тогда как теплые зимы запаздывают на полгода или год. Статистически значимых связей периодов хорошего увлажнения летом и холодных зим с годами Ла-Нинья не обнаружено. Явление Ла-Нинья связано с затоками арктического воздуха в умеренные широты Северного полушария, с четким проявлением кольцевой зоны антициклонов. Этот тип циркуляции характеризуется интенсивной циркуляцией атмосферы и океана в южных широтах, снижением температуры полушария, формированием крупных региональных аномалий климата [118,120,125,136]. Повторяемость событий ЭНЮК возросла за последние 50-100 лет. Это иллюстрирует рис. 27, на котором приведен график средних годовых аномалий ТПО на экваторе в точке 260 °в.д. по данным NCAP/NCER SST Kaplan. Для более точных сопоставлений следует использовать модель общей циркуляции атмосферы с заданием реального хода ТПО [192].

Г"

•

I-

-1

-2 1850

1900

1950

-I

I-

Годы

Рис. 27. График средних годовых аномалий ТПО на экваторе в точке 260 °в.д. по данным NCAP/NCER SST Kaplan [192] До недавнего времени уделялось мало внимания стратосфере как важному фактору формирования экстремальных климатических явлений. В последние годы исследования стратосферно-тропосферных

динамических

связей

их

отношение

проблеме

взаимодействия океана и атмосферы приобрели большое научное и практическое значение [2,184 и др.].

71 Межгодовые и долгопериодные изменения стратосферных параметров являются не только индикаторами изменений озонового слоя и климата, но и могут быть предикторами изменений погоды в зимний сезон. Так как время существования динамических возмущений в стратосфере намного больше (приблизительно 10-40 суток), чем в тропосфере (3-7 суток) и существует нисходящее распространение волнового сигнала из стратосферы в тропосферу, это дает основания для статистических долгосрочных прогнозов (примерно на месяц вперед) аномально холодных или теплых зим в отдельных регионах земного шара по разным характеристикам стратосферы [74]. Модель Плама [198] демонстрирует, как развитие длинных волн в стратосфере может стимулировать развитие блокирующих положений в тропосфере и в итоге приводить к формированию климатических аномалий. Чандр [175] считает, что в периоды внезапных нагреваний стратосферы в полярных широтах возрастает температура и уменьшается концентрация озона. В умеренных, субтропических и экваториальных широтах падение температуры приводит к уменьшению барического градиента полюс - экватор в стратосфере зимой и ослаблению западного переноса. На формирование суровых зим влияют полярные стратосферные циклоны, которые образуются над Баренцевым и Карским морями, над Таймыром, т.е. там же, где формируются глубокие полярные циклоны в тропосфере. Наибольшая повторяемость мощных антициклонов в стратосфере отмечается над Аляской и северной частью Тихого океана. Развитие стратосферного циклона над Таймыром тесно связано с образованием стратосферного антициклона над Аляской (г=«минус»0,6). Эта циркуляционная пара является главной циркуляционной особенностью на всех высотах стратосферы. В периоды возмущений стратосферной циркуляции оба этих центра получают аномальное развитие антициклон движется в сторону Арктического бассейна, а циклон смещается в умеренные широты, на север Сибири, при этом интенсивность меридиональной циркуляции в стратосфере достигает максимума. Широтные и долготные особенности стратосферной циркуляции существенно отличаются от особенностей тропосферной циркуляции, но вместе с тем зимой между этими слоями атмосферы обнаруживается множество общих черт. Это проявляется, прежде всего, в общности районов развития мощных циклонов и антициклонов в высоких широтах [137]. В ряде работ [132,133,134] показана взаимосвязь развития длинных волн в стратосфере и тропосфере зимой. Возмущения стратосферной циркуляции в периоды внезапных нагреваний могут привести к развитию длинных волн в тропосфере. К примеру, январь 1963 г. - один из самых суровых январей в Северном полушарии (отрицательные аномалии температуры достигали 8-10 °С). В этот период в стратосфере произошло одно из

72 крупнейших потеплений, а также редкая по силе генерация кинетической энергии в западном полушарии (в 3-4 раза вьппе нормы), связанная с развитием гребней и ложбин. Характер стратосферных процессов обнаруживает определенную зависимость от уровня солнечной и геомагнитной активности. Ослабление западного переноса в стратосфере и тропосфере, уменьшение числа глубоких циклонов в западном секторе Арктики способствуют формированию суровых зим на континенте Евразия. При этом процессы в полярной и тропической стратосфере зимой и весной связаны с тропосферной циркуляцией последующего лета, с развитием засух, как в умеренных, так и в тропических широтах [134]. Для климата Иркутской области важную роль играет динамика континентальных центров действия атмосферы — Азиатского антициклона, получающего развитие зимой на фоне отрицательной завихренности в нижней тропосфере и сохранении конвергирующих потоков на высотах, и Центрально-Азиатской депрессии, получающей развитие летом на фоне адвективно-динамических факторов циклогенеза. В пространственном отношении очаг наибольшей изменчивости циркуляционных условий отмечается над Предбайкальем, а наименьшей — над Забайкальем и озером Байкал. Формирование

Азиатского

антициклона

связывают

усилением

полярной

фронтальной зоны над Европой и ее смещением на охлаждающуюся поверхность материка [33]. Движение антициклонов в зональных потоках с последующим торможением вблизи Центральноазиатской горной системы сопровождается динамическим ростом атмосферного давления

районе

Азиатского

максимума,

дальнейшее

существование

которого

поддерживается радиационным выхолаживанием подстилающей поверхности. Наибольшей интенсивности (1046 гПа) антициклон достигает в середине зимы при 4 - 6

замкнутых

изобарах и меридиональной ориентации большой оси [153]. Начиная со второй половины 1960-х гг. давление в центре Сибирского максимума заметно возросло зимой. Статистически значимые тенденции усиления зимнего Сибирского антициклона проявляются и при корреляции с приповерхностной температурой Северного полушария (СП). Наблюдаемые в последние десятилетия изменения интенсивности и структуры

Азиатского

антициклона

могут

быть

обусловлены

изменениями

как

температурного, так и циркуляционного режима. Причиной изменения температурного режима может быть изменение газового и аэрозольного состава атмосферы, а причиной динамических вариаций - изменения общей циркуляции атмосферы [153]. Наряду с арктическими вторжениями или в связи с ними, на территорию Иркутской области и Сибирского региона в целом оказывают влияние процессы, развивающиеся в субтропических и тропических широтах. При наблюдающейся тенденции увеличения

73 теплосодержания океанов влияние южных процессов может привести к изменению интенсивности зимних процессов над Азией. Завершающей фазой динамики возмущений, проходящих через Центральную Азию, является генерация барических образований противоположного знака над югом и юго-востоком Азии, распространяющихся затем соответственно в западном и северо-восточном направлениях [96]. Особый интерес для исследования погодных аномалий на азиатском континенте, включая Сибирский регион, представляет изучение условий формирования тибетского антициклона и высотного гребня над Центральной Азией. Наблюдения дают существенные свидетельства в пользу влияния тропической атмосферы на внетропические широты [185,197,208,209]. Таким образом, изменение климата в последние 50 лет происходило в соответствии с изменениями циркуляции атмосферы и отразилось на формировании как экстремально теплых, так и экстремально холодных зим [137]. Повторяемость суровых зим снижается в периоды потепления климата Северного полушария. Однако в умеренных широтах Евразии в периоды потепления число суровых зим в отдельных районах возрастает. Это объясняется вторжением сухих и холодных воздушных масс в тылу полярных циклонов вглубь континента. Районы формирования крупных отрицательных и крупных положительных аномалий температуры зимой территориально совпадают. Это указывает на решающую роль западного переноса в формировании полей температуры, именно он способствует подъему температуры

на равнинах

Евразии или препятствует

этому

в периоды развития

блокирующих ситуаций [137]. Появление крупной аномалии в одном из зимних месяцев служит в большинстве случаев хорошим показателем того, что температурный режим всего зимнего сезона будет также аномален. Но вероятность появления крупных аномалий (AT > 6 °С) в трех соседних месяцах ничтожна мала. При этом в декабре число аномалий на 20 % ниже, чем в январе и феврале. Чаще всего резкие понижения температуры воздуха зимой в умеренных широтах Северного полушария наблюдаются в регионах расположения высотных ложбин при их углублении, в тылу которых сухой и холодный арктический воздух проникает далеко к экватору. Усиление западного переноса в стратосфере и тропосфере, увеличение числа глубоких циклонов в западном секторе Арктики способствуют формированию аномально теплых зим на континенте Евразия. Так как успешность прогнозирования аномально теплых и суровых зим, несмотря на многочисленные исследования, остается достаточно низкой, исследование региональных особенностей формирования длительных периодов аномально низких и высоких зимних

74 температур может привести к пониманию физических механизмов и повысить успешность прогнозов. 4.2. Аномалии зимних температур в Иркутской области 4.2.1. Циркуляционные условия аномально теплой и холодной зим (на примере 2005-2006 гг. и 2006-2007 гг.) Иркутская область относится к числу регионов, где зимой преобладают устойчивые статистические связи между температурой воздуха и атмосферным давлением в высоких и низких широтах. Наглядно это отражает поле корреляции между изменениями приземной температуры в районе г. Иркутска зимой и атмосферным давлением в узлах регулярной сетки над Северным полушарием

(рис. 28).

Синими линиями нанесены

области

отрицательной корреляции, красными - положительной. Иркутск обозначен кружком.

Рис. 28. Корреляция средних месячных значений температуры воздуха в Иркутске и средних месячных значений атмосферного давления в узлах регулярной сетки с пространственным расширением 2,5*2,5 ° по данным NCEP/NCAR за 1948-2008 гг. Исследование межгодовой изменчивости типов циркуляции по типизации Б.Л. Дзердзеевского в зимние месяцы над Сибирью показало, что во второй половине XX века наряду с усилением зонального переноса и, как следствие, более частым выносом теплых и

75 влажных воздушных масс на материк, активизировались меридиональные типы циркуляции (рис. 29).

1900

1910

1920

1930

1940

1950

1960

1970

1980

1990

2000

2010 Года

1910

1920

1930

1940

1950

I960

1970

1980

1990

2000

2010 Годи

1б)

1900

РИС. 29. Повторяемость меридиональной южной (а) и меридиональной северной (б) типов циркуляции над Сибирским регионом зимой по типизации Б.Л. Дзердзеевского [88] Увеличение повторяемости зональной и меридиональной южной циркуляции обычно связывают с усилением теплообмена экваториальной области со средними и высокими широтами, а меридиональной северной циркуляции -

с возросшей

повторяемостью

арктических вторжений на материк [26]. Следствием высокой повторяемости меридиональных процессов явилась аномально холодная зима над Восточной Сибирью в 1968-1969 гг., когда в 92 % случаев отсутствовал зональный перенос. Аналогичная ситуация отмечалась в зимние месяцы 2000-2001 гг., 20052006 гг. и 2009-2010 гг. Аномально теплыми в последние годы были зимы 2001-2002 гг. и 2006-2007 гг. (рис. 30).

76 годы

O N T U f f l O M ^ O O O W t l D n O N T I O O O M t l D I O O I N V a ) iniDinU)IO<OIOIOIO<DNSNNMSIB<D(D<riOIO>aOia>0000 i

-б

......

-7 -9 -11 • -13 -15 -17 -19

mm mm

-21 H -23 -26

min

Рис. 30. Многолетние изменения осредненной за зимние месяцы температуры воздуха в г. Иркутске Следствием высокой повторяемости меридиональных северных процессов на всем Северном полушарии явилась аномально холодная зима в нашем регионе в 1968-1969 гг. Очаг отрицательной аномалии температуры воздуха, наблюдавшийся в октябре 1968 г. на северо-западе Баренцева моря, в последующем от месяца к месяцу смещался приблизительно в направлении изобар среднего месячного давления по довольно сложной траектории и к февралю 1969 г. сместился на север Иркутской области, пройдя за четыре месяца расстояние около 8000 км. Отрицательная аномалия охватила большую часть Европейской территории России, Средней Азии, Западной и Восточной Сибири (рис. 31).

Рис. 31. Перемещение очага отрицательной аномалии средней месячной температуры воздуха (°С) в период октябрь 1968 - февраль 1969 г.

77 Близкую к указанной имела траектория смещения холодного воздуха в центре циклонического вихря, возникшего над районами Баренцева моря и сместившегося на территорию юга Иркутской области в зимние месяцы 2005-2006 гг. (рис. 32).

Рис. 32. Смещение высокого холодного циклона в декабре - январе 2005-2006 гг. Поэтому зимний период 2005-2006 гг. характеризовался как один из наиболее холодных на территории Евразии за последние годы, значительная часть которой была занята отрицательными аномалиями средних месячных температур (рис. 33).

Ттттшн

% «чягмлвяа Т «четким

Рис. 33. Пространственное распределение аномалий приземной температуры (°С) в Северном полушарии в январе 2006 г.

78 Как показало исследование, характерной особенностью зимнего периода 2005-2006 гг. явилась длительная деформация воздушных течений в средней и верхней тропосфере, связанная с углублением волн в западном переносе, которая привела к образованию холодных высотных ложбин с экваториальной стороны и теплых высотных антициклонов с полярной стороны основного западного переноса [100]. Высокие циклоны над Сибирью и Якутией и высокие антициклоны в виде полосы повышенного давления вдоль арктического побережья, соединяющей высотные гребни с Центральной Атлантики и Тихого океана, сохранялись со второй половины осени, оказывая глубокое влияние на погоду над Евразией (рис. 34).

Рис. 34. Высотное поле Н500 в аномально холодную зиму 2005-2006 гг. Возможно причиной длительного

стационирования блокирующих

гребней

над

Атлантикой и Тихим океаном в холодный период 2005-2006 гг. явились значительные запасы тепловой энергии, накопленные в тропосфере и океанах весной и летом. В 2005 г. аномалии теплой воды наблюдались в течениях Куросио и Гольфстрим, температура поверхности Атлантического океана была самой высокой за период с 1957 по 2005 гг., а число тропических циклонов и ураганов оказалось наибольшим (72) на полушарии за последние 150 лет [203]. Анализ термической структуры тропосферы над Евразией зимой 2005-2006 гг. показал, что наиболее холодный воздух располагался у тропопаузы в средней и верхней тропосфере, а экстремально низкие температуры отмечались в центральной части высотных циклонов над Сибирью и Якутией. Так как длительное время центр высокого циклона сохранялся над междуречьем Оби и Иртыша, то наиболее низкие температуры воздуха отмечались над югом Западной Сибири, где аномалии средней месячной температуры

79 воздуха зимой достигали 16 °С [203]. Южные районы Восточной Сибири, включая юг Иркутской области, длительное время попадали под влияние блокирующих гребней с юга с адвекцией более теплого воздуха по их западной периферии, поэтому понижение средней месячной температуры составляло 4-5 °С. Крупномасштабная адвекция холода на высотах в переднюю и центральную часть Азиатского антициклона способствовала повышению давления в центре антициклона, в среднем на 13-17 гПа, и развитию барических гребней на запад и северо-восток, которые оказывались блокирующими для смещения циклонов вглубь материка (рис. 35).

Рис. 35. Приземное барическое поле в аномально холодную зиму 2005-2006 гг. В аномально холодную зиму 2005-2006 гг. был ослаблен зональный перенос над материком и на 20 % усилен меридиональный воздухообмен. На это указывают преобладающие в эту зиму отрицательные либо близкие к нулю значения индекса Арктической осцилляции, на фоне которых происходило развитие полярного антициклона и осуществлялись вторжения арктических воздушных масс к югу по его периферии (рис. 36).

Рис. 36. Средние месячные значения индекса Арктической осцилляции (АО) для аномально холодной зимы 2005-2006 гг. (синяя гистограмма) и аномально теплой зимы 2006-2007 гг. (красная гистограмма)

80 Неплохим показателем аномально холодной зимы 2005-2006 гг. оказалось нарушение в стратосфере на уровне 50 гПа зонального переноса, связанное с ослаблением на 64 дам стратосферного

околополярного

циклонического

стратосферного

антициклонального

вихря

период

усилением

интенсивного

на

дам

стратосферного

потепления (рис. 37). Смещение стратосферного антициклона на север Тихого океана сопровождалось углублением стратосферного циклонического центра на севере Сибири, что усиливало меридиональность потоков в стратосфере и тропосфере и способствовало формированию отрицательной аномалии средней месячной температуры

воздуха над

территорией Иркутской области [100].

Рис. 37. Изменение высот геопотенциальных поверхностей в стратосфере в зимние месяцы 2005-2006 гг. Красной точкой обозначена ст. Иркутск Развивающийся

восточный

перенос

стратосферных

вихрей

сопровождался

нарушением западной циркуляции в тропосфере, в первую очередь в атлантико-европейском секторе, где осенью и зимой соответственно в 86 % и 72 % случаев в тропосфере возникала блокирующая ситуация. Блокирующие процессы препятствовали развитию циклонической деятельности над материком и способствовали формированию отрицательной аномалии

I 81 средней месячной температуры воздуха над большей частью Сибири, включая район исследования - Иркутскую область. Для сравнения, в аномально теплую зиму 2006-2007 гг. значительную часть территории Евразии занимали положительные аномалии приземных температур, которые на юге Иркутской области и в Монголии превышали 10 °С (рис. 38).

Рис. 38. Пространственное распределение аномалий приземной температуры воздуха (°С) в Северном полушарии в январе 2006 г. В аномально теплую зиму 2006-2007 гг. преобладали положительные значения индекса Арктической осцилляции - годовой моды Северного полушария, указывающие на усиление зонального переноса над материком при развитии циклоничности над полюсом и смещении субтропической области повышенного давления к северу (рис. 36). На территории Иркутской области положительные аномалии температур были связаны с крупномасштабной адвекцией южных умеренных воздушных масс по западной периферии высотного гребня, развивающегося над Сибирью (рис. 39).

Рис. 39. Высотное поле Н500 в аномально теплую зиму 2006-2007 гг.

Адвекция теплого воздуха с юга поддерживала развитие циклонической деятельности и способствовала понижению давления в центре Азиатского

антициклона (зимнего

континентального центра действия атмосферы) в среднем на 10-13 гПа (рис. 40).

Рис. 40. Приземное барическое поле в аномально теплую зиму 2006-2007 гг. Планетарная

высотная

фронтальная

зона,

определяющая

зону

повышенных

градиентов давления и температуры, в аномально холодную зиму 2005-2006 гг. была смещена к югу, а при развитии высотного гребня в аномально теплую зиму 2006-2007 гг. ее положение было более северным по сравнению с климатической нормой (рис. 41).

83 холодная зима 2005-2006 г. I*.

теплая зима 2006-2007 г.

1. ?MS

zi.

го»/

Рис. 41. Карта струйных течений в аномально холодную и теплую зимы над Сибирью. Красной точкой обозначен ст. Иркутск Исследование вертикальных профилей метеорологических величин показало, что в аномально теплую зиму 2006-2007 гг. мощность приземных инверсий температур в районе Иркутска в среднем была на 50-60 м меньше, а интенсивность на 2-3 °С ниже, чем в аномально холодную зиму 2005-2006 гг. (табл.6). Таблица 6. Средние значения характеристик приземных инверсий температур на ст. Иркутск в аномально холодную и теплую зимы Аномально

Аномально

холодный январь 2006 г.

теплый январь 2007 г.

ночь

день

ночь

день

средняя мощность инверсий, м

731

681

665

637

максимальная мощность инверсий, м

1900

1400

1550

1180

средняя интенсивность инверсий, °С

максимальная интенсивность инверсий, С

Характеристики

Кроме того, в аномально теплую зиму суммы накопленных за месяц отрицательных температур в слое Земля-500 гПа (5 км) были в среднем на 1000 °С меньше, а дефициты влаги на 75 °С меньше, чем в аномально холодную зиму. Соответственно, уровень тропопаузы в теплую зиму был в среднем на 420 м выше, а уровень конденсации в среднем на 130 м ниже (табл. 7).

84 Таблица 7

Количественные характеристики тропосферы на ст. Иркутск в аномально холодную и теплую зимы Характеристики

Аномально холодный

Аномально теплый

январь 2006 г.

январь 2007 г.

ночь

день

НОЧЬ

день

-3603

-3312

-2426

-2297

сумма дефицитов влаги в слое Земля-500 гПа, °С

377

465

325

367

средняя высота уровня конденсации, м

1540

1659

1434

1506

средняя высота тропопаузы, м

9877

9744

10234

10228

максимальная высота тропопаузы, м

11600

13300

12225

12000

сумма температур в слое Земля-500 гПа, °С

Все вышеуказанные факторы в аномально теплую зиму 2006-2007 гг. в условиях превалирующей адвекции теплого воздуха определяли более благоприятные условия для осадкообразования на территории Иркутской области. Местами суммы осадков в два-три раза превышали месячную норму. В целом, проведенное исследование показало, что резкие изменения температур в зимний период 2005-2006 гг. и 2006-2007 гг. над Иркутской областью были обусловлены развитием крупномасштабных атмосферных процессов над материком. В аномально теплую зиму 2006-2007 гг. за счет развития субтропического пояса повышенного давления и существования пониженного давления в приполярных широтах, на 30-50 % усиливался зональный перенос над материком, который обеспечивал адвекцию теплого воздуха, ослабление Азиатского антициклона и формирование положительных аномалий температур над Иркутской областью. В аномально холодную зиму 2005-2006 гг. при усилении на 20 % меридиональной циркуляции наблюдалось частое вторжение холодных воздушных масс, определяющих отрицательные аномалии зимних температур над Иркутской областью.

4.2.2. Продолжительная волна холода в зимний период 2008-2009 гг.

В зимний период 2008-2009 гг. в районе Иркутска наблюдалось четыре волны холода с понижением температуры ниже «минус» 30 °С, из которых три были непродолжительными и наблюдались в декабре (рис. 42). В период с 12 по 19 февраля 2009 г. низкие температуры до «минус» 39 °С в и ниже в ночные и утренние часы сохранялись в Иркутске в течение недели.

Рис. 42. Совместный график приземной температуры воздуха (°С) в утренние (08 часов) и вечерние часы (20 часов) в Иркутске в зимние месяцы 2008-2009 гт. Температурный фон февраля 2009 г. характеризовался тем, что на европейской территории России температура была выше нормы, а на азиатской территории ниже нормы. Рубеж между теплом и холодом проходил по Уральскому хребту - географической границе Европа-Азия. Подобных холодов в феврале в Иркутске не было более 30-ти лет (рис. 43).

Рис. 43. Распределение температур у поверхности Земли (°С) в феврале 2009 г. В глобальном масштабе развитию волны холода над Азией предшествовал активный вынос тепла к северу теплым течением Гольфстрим, положительные аномалии температур в котором превышали норму более чем на 2 °С, а также повышение температуры поверхности океана в Норвежском, Гренландском и Баренцевом морях на 1 °С выше нормы (рис. 44).

1 5.02.2009-21.02.2009

SON '©.

, •V'

вон /-

30N

0 30S

s?'

';t3

<•

•±z&?

•OS

-5

-3

-2

-1

Рис. 44. Поле аномалий температуры (отклонений от средних климатических значений, °С) за неделю [203] С активными потоками тепла было связано стратосферное потепление вблизи полюса, которое способствовало деформации высотного барического поля, со смещением Карского центра циркумполярного вихря на юго-восточные районы Сибири (рис. 45).

Рис. 45. Поле аномалий геопотенциала Н200 (отклонения от средних климатических значений, дкм) в феврале 2009 г. Анализ

карт

относительной

топографии,

которые

характеризуют

среднюю

температуру в нижнем пятикилометровом слое тропосферы, показал, что формирование низких температур в Иркутске было связано с объединением двух холодных циклонических вихрей с центрами над Таймыром и Якутией в обширную циклоническую депрессию,

87 которая смещалась со скоростью ~75 км/ч в направлении с северо-запада на юго-восток. В результате территория Иркутской области длительное время оказывалась под влиянием холодного арктического воздуха в центре циклонического вихря глубиной 484 дкм, ложбина от которого получала развитие на южные районы Китая. Развитию меридиональных потоков способствовало усиление на 10 дкм сопряженного блокирующего гребня над Европой и Уралом (рис. 46).

Рис. 46. Карта поверхности ОТ 500/1000 гПа 18 февраля 2009 г. С адвекцией холода в тыловой части высотной макроложбины на районы Иркутска была связана смена господствующей в течение зимы теплой и сухой умеренной воздушной массы с дефицитами до 16 °С на холодную и более влажную арктическую воздушную массу дефицитами до 4 °С. При вторжении арктического холода у поверхности Земли происходило усиление полярного антициклона и его объединение с Лено-Колымским ядром в обширный Азиатский антициклон, центр которого располагался над Среднесибирским плоскогорьем (рис. 47). В северной своей половине Азиатский максимум имел большую интенсивность с аномалиями до «плюс» 5 гПа, а в южной и восточной части был менее интенсивным и отрицательные аномалии составляли «минус» 9 гПа. Усилению Азиатского антициклона способствовала двухсторонняя адвекция: холода в центральную часть антициклонического вихря и развитие гребня тепла в тыловую часть антициклона.

Рис. 47. Приземное поле давления 15.02.2009 г. Формирование

волны

холода

февраля

2009

г.

сопровождалось

сменой

циклонального вихря («южный циклон») с восходящими потоками, на антициклональный вихрь при развитии гребня полярного антициклона на южные районы Прибайкалья, в котором наблюдались интенсивные нисходящие потоки, что наглядно видно из совместного графика температуры воздуха и аналога вертикальных токов в Иркутске (рис. 48). вертикальные токи температура

Рис. 48. Совместный график приземной температуры воздуха (°С) и аналога вертикальных токов (гПа/12 часов) в утренние (08 часов) и вечерние часы (20 часов) в Иркутске в зимние месяцы 2008-2009 гг. В условиях антициклогенеза при вторжении холодных воздушных масс в период с 11 по 12 февраля 2009 г. температура воздуха в Иркутске понизилась за сутки на 17 °С, а рост давления за сутки составил 23 гПа. При развитии нисходящих токов в антициклоне

г 89 наблюдались инверсии температур, интенсивность которых в Иркутске в слое Земля-850 гПа достигала 18 °С (рис. 49). ie,7.

10,0

•

инверсия в погран.слое

-1 -15,0

Рис. 49. Совместный график приземной температуры (°С) и интенсивности инверсии (°С) в Иркутске в зимние месяцы 2008-2009 гг. В заключение на рис. 50-51 рассмотрены условия вертикального воздухообмена. Для этого по высотным картам АТ-300 гПа и АТ-200 гПа определялась максимальная скорость ветра вблизи тропопаузы, а также рассчитывались значения вертикальных сдвигов ветра в слое Земля-АТ-700 гПа. Оказалось, что вторжение холодного воздуха на районы Иркутска в феврале 2009 г. сопровождалось ослаблением вертикального воздухообмена в тропосфере. На это указывает уменьшение значений сдвигов ветра (разности скорости ветра между Землей и уровнем АТ-700 гПа) (рис. 50). —•—сдвиг ветра

г О -5

—•— температура

-10

J--15

ШИЛдтЙ ми"*1W|¥

У V ::"

О In 1111111ni111in i n n n u n i n n i n n i n n n u n I I I I I i i t n 11n11 n I I i u r n tin11 мм1111 -45

8 8 8- -8 -8g 8 g8 g8 gj8 gj8 gf 8 $ 8 ы 8ы 8Ы 8ы 8ы 8 - 8gj 5- 5- g 5 5 5 8 ^ 2 CM 8 S 8 9 Я \p. Я S 8 ? 9 Я

Рис. 50. Совместный график приземной температуры воздуха (°С) и сдвигов ветра (км/ч) в Иркутске в зимние месяцы 2008-2009 гг.

90 Наглядно ослабление вертикального воздухообмена

при вторжении холода в

Иркутске выражено и в уменьшении скорости максимального ветра, определяемого вблизи тропопаузы (рис. 51).

220

-45

8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 8 (Ч с\г с\г (ч (Ч а сч

Рис. 51. Совместный график приземной температуры воздуха (°С) и максимальной скорости ветра (км/ч) в Иркутске в зимние месяцы 2008-2009 гг. Таким образом, для формирования продолжительных волн холода на территории Иркутской области существенное значение имеет изменение циркуляции в полярных широтах. Подготовительный процесс, приводящий к формированию продолжительных волн холода на территории Иркутской области зимой - увеличение

меридиональности

барического поля над Атлантикой, которое приводит к возмущению стратосферной циркуляции в высоких широтах, проявляется в аномальном смещении к полюсу стратосферного антициклона и в смещении на центральные районы Сибири стратосферного циклона Можно предположить, что отрицательные аномалии температур связаны с оседанием арктического воздуха в центральной части высотного циклона при его прохождении через южные районы Иркутской области, где при наиболее низких температурах в циклоне ниже «минус» 40 °С на уровне АТ-500 гПа (5 км) происходит конденсация влаги на ледяных кристаллах, которые под действием гравитации оседают на поверхность Земли. Иссушение воздуха

увеличивает

скорость

падения

температуры

результате

радиационного

выхолаживания. Этот процесс в сухой безоблачной атмосфере приводит к усилению антициклона и быстрому формированию инверсионных слоев, способствующих ослаблению вертикального воздухообмена температур.

и, как следствие, еще более интенсивному падению

91 5. Исследование метеорологических и синоптических условий образования опасных явлений погоды на территории Иркутской области

В работе рассмотрены условия образования явлений, представляющих опасность для различных сфер деятельности человека, включая авиационный транспорт — один из наиболее зависимых от погодных условий видов транспорта, так как взлет и посадка воздушных судов осуществляется при высокой степени изменчивости погодных условий в пограничном слое атмосферы [10]. В работе рассмотрены следующие явления: сильный ветер (> 15 м/с с учетом порывов), туман, гроза, а также ухудшение видимости в осадках, дыме или дымке и понижение нижней границы облачности ниже минимумов аэродромов. В

качестве

расположенные

объекта различных

исследования по

выбраны

метеорологические

физико-географическим

станции,

характеристикам

районах

Иркутской области: Северный (ст. Киренск), Южный (ст. Иркутск), Центральный (ст. Братск)

Западный

(ст.

Нижнеудинск).

Исходной

информацией

послужили

метеорологические наблюдения и данные аэрологического зондирования за 2005-2009 гг. Наряду с количественными характеристиками основных метеорологических величин (температура воздуха (°С) и дефициты точки росы (°С) у поверхности Земли, на уровнях 850 гПа (1,5 км), 500 гПа (5 км), приземное давление (гПа), направление (°) и скорость ветра у поверхности

Земли

(м/с) и

на

уровне

ведущего

потока

(км/ч),

дополнительно

рассчитывались: вертикальные градиенты температур (°С/100 м) и суммарные дефициты влаги (°С) в нижней (Земля-850 гПа) и средней (850-500 гПа) тропосфере, междусуточные (адвективные) изменения (°С/24 часа) сумм температур и дефицитов точки росы в разных слоях тропосферы, средние значения высоты (м) уровней конденсации, конвекции и тропопаузы

и их междусуточные

псевдопотенциальной температуры

(адвективные)

изменения

(°К), как более

(м/24 часа), значения

инерционного и

чувствительного

параметра атмосферы, лапласиан давления (гПа), аналоги вертикальных токов на разных уровнях тропосферы (гПа/12 час), мощность (м) и интенсивность (°С) приземных и приподнятых инверсий температур. В работе проводилось сравнение средних значений метеорологических величин в дни, когда опасные явления наблюдались и отсутствовали на метеорологических станциях. В указанные дни рассматривались все случаи наблюдаемых опасных явлений с учетом специфики наблюдений в светлое и темное время суток. Полагая,

что

атмосфера

подвижная

среда,

где

осуществляется

тесное

взаимодействие коротких и длинных волн, и их вклад в возникновение опасных явлений

92 погоды не всегда равнозначный, в данной работе проведена типизация синоптических процессов, учитывающая специфику атмосферных процессов, как у поверхности Земли, так и

на

высотах.

Типизация

синоптических

процессов

выполнена

по

ежедневным

синоптическим картам (приземным и высотным) с привлечением данных NCEP/NCAR Reanalisys за 2005-2009 гг. 5.1. Статистические характеристики опасных явлений погоды Среднее многолетнее число случаев исследуемых опасных явлений погоды на территории Иркутской области за период 2005-2009 гг. изменялось от 253 (ст. Киренск) Северный район до 171 (ст. Братск) - Центральный район (рис. 52). 300 250 200 150-

Южный

Центральный Северный Районы

Западный

Рис. 52. Среднее многолетнее число случаев опасных явлений погоды в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Среди исследуемых опасных явлений (рис. 53) на территории Иркутской области наиболее часто отмечались туманы с максимумом повторяемости на ст. Иркутск (Южный район) (54 %) и минимумом повторяемости на ст. Нижнеудинск (Западный район) (13 %). Далее по повторяемости следует выделить ухудшение видимости, связанное с выпадением интенсивных осадков, которое примерно равновероятно на ст. Киренск (Северный район) (27 %), ст. Нижнеудинск (Западный район) (33 %), ст. Братск (Центральный район) (24 %) и наиболее редко отмечалось на ст. Иркутск (Южный район) (11 %). Возникновение гроз и усиление ветра до штормового чаще всего отмечалось на ст. Нижнеудинск (Западный район), ст. Братск (Центральный район) и ст. Иркутск (Южный район) и наиболее редко на ст. Киренск (Северный район). Сравнительно редко отмечалось понижение нижней границы облаков и ухудшение видимости в дыме и дымке ниже минимумов аэродромов, особенно на ст. Иркутск (Южный район) и ст. Братск (Центральный район) (< 5 %).

Туман

Низк обл-тъ

Вид-ть в осадках

Сильный ветер

Гроза

Дым,дымка

красный цвет - Южный район (ст. Иркутск), зеленый цвет - Центральный район (ст. Братск), синий цвет - Северный район (ст. Киренск), желтый цвет - Западный район (ст. Нижнеудинск) Рис. 53. Средняя многолетняя повторяемость (%) опасных явлений в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

Отмечается увеличение общего количества рассмотренных случаев с опасными явлениями погоды в летние месяцы (максимум в июле-августе) и уменьшение весной (минимум в марте и мае) (рис. 54).

красный цвет - Южный район (ст. Иркутск), зеленый цвет - Центральный район (ст. Братск), синий цвет - Северный район (ст. Киренск), коричневый цвет - Западный район (ст. Нижнеудинск) Рис. 54. Внутригодовое распределение суммарного числа случаев с опасными явлениями погоды на территории Иркутской области в 2005-2009 гг.

Таким образом, в сезонном отношении максимальное количество опасных явлений погоды повсеместно наблюдается летом, а минимум - весной (в Западном районе зимой) (рис. 55).

94 Зина

Весна

1и>т»

Осень

желтый цвет - Западный район (ст. Нижнеудинск), синий цвет - Северный район (ст. Киренск), зеленый цвет - Центральный район (ст. Братск), красный цвет - Южный район (ст. Иркутск) Рис. 55. Общее количество опасных явлений погоды в календарные сезоны года в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. В годовом распределении числа случаев с туманом отчетливо выделяется максимума (рис. 56). Летний максимум

два

в Южном (ст. Иркутск) и Западном (ст.

Нижнеудинск) районах Иркутской области, скорее всего, связан с интенсивным испарением влаги с подстилающей поверхности, а зимний максимум в Северном (ст. Киренск) и Центральном (ст. Братск) районах можно объяснить образованием туманов охлаждения в условиях зимнего антициклогенеза. Образование низкой облачности наиболее вероятно во второй

половине лета

и в начале

осени при выходе южных

циклонов, развитии

конвективных и внутримассовых облаков, а наименее вероятно во второй половине весны начале лета при господствующем влиянии сухой воздушной массы с большими дефицитами влаги у поверхности Земли и на высотах. Максимум числа случаев с грозой приходится на июль, когда наиболее интенсивно испарение влаги и высока вероятность развития свободной и вынужденной конвекции на территории Иркутской области. Следует отметить, что наиболее ранние грозы отмечались в 2005-2009 гг. в мае в Западном (ст. Нижнеудинск) и Центральном (ст. Братск) районах, а наиболее поздние грозы - в Южном районе (ст. Иркутск) в сентябре. В Северном районе (ст. Киренск) количество гроз минимальное, и наблюдаются они только в летние месяцы (рис. 56). В распределении числа случаев с ухудшением видимости в осадках максимум приходится на переходные сезоны года (преимущественно осень), когда увеличиваются температурные

градиенты

создаются

благоприятные условия

для фронтогенеза при

95 прохождении основных и вторичных атмосферных фронтов по территории Иркутской области (рис.56). И И — Я облачность

коричневая линия - Западный район (ст. Нижнеудинск), синяя линия - Северный район (ст. Киренск), красная линия - Южный район (ст. Иркутск), зеленая линия - Центральный район (ст. Братск) Рис. 56. Внутригодовое распределение среднего многолетнего числа случаев с опасными явлениями погоды в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Усиление ветра до штормового наиболее вероятно весной и осенью при сезонной перестройке циркуляционного режима. При этом весенний максимум повторяемости сильного ветра выражен более четко, что можно объяснить усилением турбулентности весной в условиях интенсивного прогрева подстилающей поверхности и приземного слоя атмосферы (рис. 57). Ухудшение видимости в дыме и дымке не имеет четко выраженных закономерностей в годовом распределении. сильный ветер

ухудшение видимости в дым*, дымке

96 гринвичское время), в зимний период немного позже - на 00 всв; ухудшение видимости в осадках - на 00-01 всв (за исключением Северного района - в 06-08 всв); низкая облачность на 00 всв. Сильный ветер наблюдается чаще всего в 06-07 всв (в Южном районе в 09-12 всв), грозы - в период 09-11 всв (в Центральном и Западном районах имеется второй максимум в 05 всв, а для Южного района характерны также ночные грозы).

грозы

туманы

i 10

8м те

-- :k 10

-I

ухудшение видимости в дыме, дымке

| л,

Часы. ВСВ

низкая облачность

16 14 Н 12

ЮН 8 642 О

ЛЬ<ХУЛ

I *1

1™ I™ I ' I • I • I

Г--!

O'-Mn^iniDMOIRO^NntlOlflMIlfflClr-jNjr Часы. ВСВ

Часы. ВСВ

ухудшение видимости в осадках

Часы. ВСВ

8 а

сильный ветер

Часы. ВСВ

Рис. 58. Среднее многолетнее распределение времени возникновения опасных явлений в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

97 5.2. Ухудшение видимости в атмосферных осадках

Видимость представляет собой одну из наиболее важных метеорологических величин. Например, около 80 % информации, требующейся для выполнения полета, пилот получает зрительным путем [12]. Поэтому видимость, являясь для авиации важным элементом, включена в определение минимума погоды для летчика и аэродрома. Только при определенных минимальных условиях видимости и другого не менее важного элемента высоты нижней границы облаков, может быть обеспечена безопасность посадки и взлета воздушного судна (ВС) в сложных метеорологических условиях [36]. Метеорологическая дальность видимости существенно зависит от интенсивности атмосферных осадков. Например, при слабом обложном снеге дальность видимости обычно не превышает 1 -2 км, а при сильном снеге уменьшается до нескольких десятков метров. На территории Иркутской области в 2005-2009 гг. ухудшение

видимости в

атмосферных осадках в холодный период (Х-Ш) происходило в три-четыре раза чаще, чем в теплый период (IV-IX). В среднем за год наибольшее число случаев ухудшения видимости в осадках отмечалось в Западном (ст. Нижнеудинск) (69) и Центральном (ст. Братск) (49) районах, которые наиболее подвержены влиянию барических ложбин и связанных с ними атмосферных фронтов. В Южном районе (ст. Иркутск), где чаще, особенно в зимний период, сказывается влияние антициклогенеза, среднее годовое количество случаев с ухудшением видимости в осадках минимально (25). По литературным источникам [89] выпадение сильных осадков на территории Иркутской области чаще всего типизируют по характеру вторжения холодных воздушных масс. Характерным для Иркутской области является преобладание западного типа процессов (44,6 % ) . Несколько реже наблюдаются малоподвижные циклоны (33,3 % ) . Юго-западный тип занимает по повторяемости третье место (16 %) и преобладает в летние месяцы при выходе южных циклонов на Прибайкалье и Забайкалье. Реже наблюдаются северо-западное (3,7 %) и северное (2,4 %) вторжения. По нашим данным за 2005-2009 гг. оказалось, что в большинстве случаев ухудшение видимости при выпадении атмосферных осадков на территории Иркутской области происходит при смещении высотных фронтальных зон (ВФЗ), которые характеризуются большими

запасами

потенциальной

энергии, реализуемой

процессах

облако-

осадкообразования при прохождении у поверхности Земли зон конвергенции разнородных воздушных масс (барических ложбин) или зон неустойчивости (восточных периферий антициклонов и гребней), а также летом в размытых барических полях пониженного давления (прил. 2).

98 В Западном районе в холодный период (Х-Ш) максимальную повторяемость, также как и в целом за год, имел тип «ВФЗ, передняя часть приземной ложбины» (20 %), а также тип «ВФЗ, ось приземной ложбины» (18 %), в теплый период (IV-IX) наиболее часто повторяется тип «ВФЗ, размытое барическое поле у Земли» (21 % ) . В Северном районе в холодный период (Х-Ш) наиболее выражен тип «ВФЗ, передняя часть приземной ложбины» (26 %), в теплый период (IV-IX) — «ВФЗ, ось приземной ложбины» (23 %), «ВФЗ, восточная периферия гребня у Земли» (23 % ) . В Центральном районе ухудшение видимости в осадках в холодный период (Х-Ш) максимальную повторяемость имеет при типе «ВФЗ, тыл приземной ложбины» (27 %), а в теплый (1V-IX) - «ВФЗ, ось приземной ложбины» (30 % ) . В Южном районе основной вклад в холодный период (Х-Ш) вносит тип «тыл высотной ложбины, восточная периферия гребня у Земли» (23 % ) , в теплый период (IV-IX) выделяется, также как и в среднем за год, тип «ВФЗ, восточная периферия гребня у Земли» (40 % ) . Необходимо отметить, что в холодный период года (Х-Ш) в дни с выпадением осадков,

ухудшающих

видимость

ниже

минимумов

аэродромов

(Иркутск,

Братск,

Нижнеудинск и Киренск), отмечались более высокие температуры в пограничном слое атмосферы и более низкие в нижней и средней тропосфере, чем в дни без ухудшения видимости в осадках, что указывает на усиление неустойчивости атмосферы в дни с осадками (рис. 59). В теплый период года (IV-IX) в моменты ухудшения видимости в атмосферных осадках наблюдались более низкие температуры на всех уровнях тропосферы.

холодный период (X-III)

теплый период (IV-IX)

ewrfi*

0 4 u -10

SOOiTI»

~^-*

~£^

3 IS -X

-JS •30 OS

SSOrn»

sooma

Рис. 59. Средние значения температуры воздуха (°С) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в дни с ухудшением видимости в атмосферных осадках (красным цветом) и дни без ухудшения видимости в осадках (синим цветом) в 2005-2009 гг. На развитие неустойчивости атмосферы при выпадении атмосферных осадков, ухудшающих видимость, указывает увеличение вертикальных градиентов

температур,

рассчитанных как в нижней (Земля-850 гПа), так и в средней (850-500 гПа) тропосфере (за исключением Южного района в теплый период года) (табл. 8). При этом в большей степени

100 на процессы ухудшения видимости в осадках влияет термодинамическое состояние воздушной массы в нижнем 1,5-километровом слое атмосферы. Таблица 8 Средние значения вертикальных градиентов температур (°С/100 м) в различных слоях атмосферы в дни с ухудшением видимости в осадках и без ухудшения видимости в осадках в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Уровень Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) Земля-850 гПа Ухудшение видимости 0,0 0,3 0,1 -0,2 Без ухудшения вид-сти -0,3 0,0 850-500 гПа 0,6 Ухудшение видимости 0,6 0,6 0,6 0,6 Без ухудшения вид-сти 0,6 Теплый период (IV-IX) 0,5 Земля-850 гПа Ухудшение видимости 0,3 0,4 Без ухудшения вид-сти 0,3 0,1 о,з 0,7 850-500 гПа 0,7 0,7 Ухудшение видимости 0,7 Без ухудшения вид-сти 0,7 0,7

Южный -0,2

-о,з 0,7 0,6 -0,3 0,1 0,6 0,7

Наряду с температурным режимом важную роль в ухудшении видимости играет влажность воздуха. Это наглядно видно в уменьшении в 2-3 раза суммарных дефицитов влаги в нижней и средней тропосфере при выпадении осадков с ухудшением видимости ниже минимумов аэродрома в холодный период года (рис. 60).

Рис. 60.Средние значения суммы дефицитов точки росы (°С) в слоях Земля-850 гПа и 850 гПа-500 гПа в дни с ухудшением видимости в осадках (красная линия) и без ухудшения видимости в осадках (синяя линия) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

101 В дни с ухудшением видимости в осадках у поверхности Земли наблюдается, преимущественно, междусуточная

адвекция теплой и влажной воздушной массы, в

вышележащих слоях тропосферы адвекция более холодной и влажной либо холодной и нейтральной по влажностным свойствам воздушной массы (рис. 61).

холодный период (Х-Ш)

Ч °

OTf

[_| ~т

1850

IS0D

<*мл

d8S0

dSOO

•)

HP torn

tS90

-s <Шя

CB50

4500

1ЭМЯ

«50

1500

<Ьыл

<SS0

dSOO

теплый период (IV-IX)

Рис. 61. Средние значения адвективных изменений (°С/сутки) температуры воздуха и дефицитов точки росы у Земли, на уровнях 850 гПа и 500 гПа в дни с ухудшением видимости в осадках (красная гистограмма) и без ухудшения видимости в осадках (синяя гистограмма) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

102 Для случаев ухудшения видимости в осадках характерен более низкий уровень конденсации (Нконд. < 1000 м) и относительно низкий уровень тропопаузы (Нтроп.) (табл. 9). Наиболее значимые изменения указанных характеристик видны в теплый период, особенно в Западном (ст. Нижнеудинск) (ЛНконд =«минус» 700 м) и Центральном (ст. Братск) (АНтроп.= «минус» 1658 м) районах. Таблица 9 Средние значения высоты (м) уровня тропопаузы, уровня конденсации в дни с ухудшением видимости в осадках и без ухудшения видимости в осадках в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Уровень

Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Холодный период (Х-Ш) конденсации Ухудшение видимости

891

909

759

1057

(Нконд.)

Без ухудшения вид-ти

1319

1142

1081

1529

тропопаузы

Ухудшение видимости

9317

9492

9399

9292

(Нтроп.)

Без ухудшения вид-ти

9956

9342

9776

9833

Теплый период (IV-IX) конденсации Ухудшение видимости

688

612

840

975

(Нконд.)

Без ухудшения вид-ти

1388

1193

1393

1343

тропопаузы

Ухудшение видимости

9830

9009

8733

10183

(Нтроп.)

Без ухудшения вид-ти

10761

10232

10391

10956

Ухудшению видимости в осадках предшествует междусуточное понижение высоты уровня конденсации и высоты уровня тропопаузы, особенно в Южном районе Иркутской области (табл. 10). В Западном районе в теплый период года уровень тропопаузы в среднем повышается.

103 Таблица 10 Средние значения адвективных изменений (м/сутки) высоты уровня конденсации и уровня тропопаузы в дни с ухудшением видимости в осадках и без ухудшения видимости в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Явление погоды

Уровень

Западный

Северный

Центральный

Южный

Холодный период (Х-Ш) АНконд.

АНтроп.

Ухудшение видимости

-274

-143

-311

-650

Без ухудшения вид-ти

Ухудшение видимости

-126

-14

-534

-719

Без ухудшения вид-ти

101

Теплый период (IV-IX) АНконд.

АНтроп.

Ухудшение видимости

-639

-782

-734

-916

Без ухудшения вид-ти

Ухудшение видимости

319

-262

-19

Без ухудшения вид-ти

-17

При ухудшении видимости в осадках в холодный период (Х-Ш) псевдопотенциальная температура выше, чем в дни без ухудшения видимости в осадках, в среднем на 1-2 °К в Западном районе и на 5-6 °К в остальных районах Иркутской области (табл. 11). В теплый период

года,

наоборот,

дни с

ухудшением

видимости

осадках

значения

псевдопотенциальной температуры значительно ниже, в среднем от 7 °К в Западном и Северном районах до 13 °К в Южном районе. Во всех районах (за исключением Южного в теплый период) в течение суток до выпадения осадков с ухудшением видимости ниже минимумов аэродрома отмечается повышение псевдопотенциальной температуры воздуха, что указывает на увеличение запасов потенциальной энергии, накопленных в тропосфере (табл. 11).

104 Таблица 11 Средние значения псевдопотенциальной температуры (0, °К) и ее адвективные изменения (ДЭ, °К/сутки) в дни с ухудшением видимости в осадках и без ухудшения видимости в осадках в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Параметр

Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Холодный период (Х-Ш)

е АО.

Ухудшение видимости

266

263

274

269

Без ухудшения вид-ти

264

257

268

264

Ухудшение видимости

1,9

0,9

1,4

Без ухудшения вид-ти

-0,7

-0,5

-0,3

Теплый период (IV-IX)

е ле

Ухудшение видимости

292

284

282

289

Без ухудшения вид-ти

299

291

293

302

Ухудшение видимости

4,5

1,1

1,8

-2,8

Без ухудшения вид-ти

0,4

0,3

0,1

В холодный период года ухудшение видимости в осадках во всех районах Иркутской области в среднем наблюдается на фоне пониженного давления преимущественно при положительных значениях лапласиана, т.е. увеличении циклоничности у поверхности Земли (табл. 12). Так как в теплый период ухудшение видимости в осадках происходит в основном в размытых барических полях (прил. 2), то атмосферное давление практически не меняется. Выпадение осадков происходит как при отрицательных значениях лапласиана давления (в Северном и Южном районах), так и при положительных значениях (в Западном и Центральном районах).

105 Таблица 12 Средние значения приземного давления (Р, гПа) и лапласиана давления (VP, гПа) в дни с ухудшением видимости в осадках и без ухудшения видимости в осадках в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Параметр Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Холодный период (Х-Ш) Р,гПа

VP, гПа

Ухудшение видимости

1018

1017

1011

1016

Без ухудшения вид-ти

1023

1022

1021

1023

Ухудшение видимости

-4

Без ухудшения вид-ти

-15

-7

-3

Теплый период (IV-IX) Р,гПа

?Р, гПа

Ухудшение видимости

1011

1012

1017

Без ухудшения вид-ти

1012

1011

1012

Ухудшение видимости

-6

-12

Без ухудшения вид-ти

-6

-7

-6

-5

Благоприятные условия для выпадения осадков, ухудшающих видимость ниже минимумов

аэродрома,

холодный

период

создаются

при наличии

восходящих

вертикальных токов на всех высотах. В теплый период при наличии слабых нисходящих токов (в основном на уровне 850 гПа), за исключением Северного района, где нисходящие токи примерно вдвое выше средних значений (табл. 13).

106 Таблица 13 Средние значения аналога вертикальных токов на изобарических поверхностях (гПа/12 часов) в дни с ухудшением видимости в осадках и без ухудшения видимости в осадках в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Уровень

Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Холодный период (Х-Ш) 850 гПа

700 гПа

500 гПа

Ухудшение видимости

-9

-24

-26

-23

Без ухудшения вид-ти

Ухудшение видимости

-22

-28

-22

-19

Без ухудшения вид-ти

-6

-7

Ухудшение видимости

-14

-13

-15

-19

Без ухудшения вид-ти

-5

Теплый период (IV-IX) 850 гПа

700 гПа

500 гПа

Ухудшение видимости

Без ухудшения вид-ти

Ухудшение видимости

-1

-15

Без ухудшения вид-ти

Ухудшение видимости

-7

-8

-21

Без ухудшения вид-ти

В дни с ухудшением видимости в осадках приземные инверсии температур по мощности и глубине значительно слабее, чем в дни без ухудшения видимости (табл. 14). В Северном районе в теплый период приземные инверсии не наблюдаются.

л»

107 Таблица 14 Средние значения мощности (м) и интенсивности (°С) приземных инверсий в дни с ухудшением видимости в осадках и без ухудшения видимости в осадках в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Параметр

Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Холодный период (Х-Ш) мощность

Ухудшение вид-ти

737

789

613

806

Без ухудшения вид-ти

843

861

797

944

5,8

7,7

1,7

5,1

9,4

10,2

4,9

9,7

интенсивность Ухудшение вид-ти Без ухудшения вид-ти

Теплый период (IV-IX) мощность

Ухудшение вид-ти

686

564

Без ухудшения вид-ти

830

720

894

2,2

0,4

1,5

4,6

3,5

4,4

интенсивность Ухудшение вид-ти Без ухудшения вид-ти

788

Еще более выражены в дни с ухудшением видимости в осадках приподнятые инверсии

температур

(рис. 62). В холодный

период

года приподнятые

инверсии

расположены ниже, а их мощность и интенсивность в среднем больше, чем в дни без ухудшения видимости (за исключением Центрального района, для которого нехарактерно инверсионное распределение температуры в дни с ухудшением видимости в осадках). В теплый период приподнятые инверсии в дни с осадками, ухудшающими

видимость,

расположены выше. По мощности они больше, но их средняя интенсивность в основном меньше, чем в дни без ухудшения видимости.

108

холодный период (X-III)

,.-1 •-•*••' •>« v

ее* ,.*•••.- »«-i

- - Ц

•

им

1 *"

•м r-rtimamt»

«»Г»1М**"В«-*

теплый период (IV-IX) и

'•'1

I.J M 1«

2 чю

МП

I,'

M M

i mo

~=1 , l l - = - l ,<<!••<»•«

3 400-

•

M»

1000

..«

«0»'

•J

InpHaMXMtii

j | U

3009 •

1m I

1.5

'- мам

m«iH««« «

•И«Ч1И«Н »

6») T-Vt«M*< W V

Рис. 62. Средние значения нижней границы (м) (красная, синяя гистограммы), мощности (м) (желтая гистограмма) и интенсивности (°С) (линия) приподнятых инверсий в дни с ухудшением видимости в осадках (красная гистограмма) и без ухудшения видимости в осадках (синяя гистограмма) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Таким образом, ухудшение видимости в осадках на территории Иркутской области происходит в теплый период (апрель-сентябрь) в холодной и влажной воздушной массе, а в холодный (октябрь-март) в теплой и влажной воздушной массе у поверхности Земли и холодной и влажной на вышележащих уровнях тропосферы. При ухудшении видимости в осадках

наблюдается

рост

температурных

градиентов

нижнем

слое,

который

сопровождается усилением неустойчивости атмосферы. В Южном районе сильные осадки выпадают при усилении устойчивости в нижнем слое. Видимость в осадках ухудшается в

109 холодный период при повышенных значениях псевдопотенциальной температуры, в теплый — при пониженных значениях. Средние значения высоты тропопаузы и уровня конденсации при ухудшении видимости в осадках

пониженные. В холодный период ухудшение

видимости в осадках происходит на фоне пониженного давления, усиления циклоничности и развития восходящих токов, особенно в Южном районе. В теплый период атмосферное давление при выпадении осадков и ухудшении видимости меняется незначительно, преобладают нисходящие потоки в нижней тропосфере. В дни с осадками мощность и интенсивность приземных инверсий меньше, приподнятые инверсии расположены выше, больше по мощности, но меньше по интенсивности, чем в дни без ухудшения видимости.

5.3. Гроза

Гроза - наиболее опасное явление погоды. Развитие неустойчивости атмосферы, результатом которой является бурное образование кучево-дождевых облаков с большими электрическими разрядами, зависит от местных условий и характера

подстилающей

поверхности [10]. Грозы наблюдаются часто в тех районах, где сочетается большая влажность воздуха с неустойчивой стратификацией. При этом на наветренной стороне гор гроз гораздо больше, чем

на

подветренной.

Это

объясняется

тем,

что

при

встрече

неустойчиво

стратифицированного воздуха с горным препятствием происходит его

вынужденный

подъем. По проведенным ранее исследованиям для изучения природы возникновения гроз территория Иркутской области была разделена на три района: Северный, Западный и Южный. Для каждого из них ранее была рассчитана повторяемость циркуляционных форм по Б.Л. Дзердзеевскому [151]. Установлено, что грозовая деятельность на территории Иркутской области наблюдается

как при широтных, так и при долготных

типах

элементарных циркуляционных процессов. В большинстве случаев (51 %) грозы на территории Иркутской области возникают в тыловых частях циклонов и на восточной периферии антициклонов и связаны с вторичными холодными фронтами. В исследуемый нами период (2005-2009 гг.) грозы на территории Иркутской области отмечались при большом разнообразии типов синоптических процессов. Однако наиболее благоприятные условия образования гроз чаще всего наблюдались в дельте ВФЗ, в передней части или на южной периферии высотных макроложбин, где создаются условия для фронтогенеза и развития конвекции, наиболее выраженной при наличии барических полей (РБП) у поверхности Земли (прил. 3).

размытых

по В Западном районе (ст. Нижнеудинск) наибольшую повторяемость имеет тип «дельта ВФЗ, размытое барическое поле у Земли» (12 %), в Северном районе (ст. Киренск) - тип «передняя часть ложбины, размытое барическое поле у Земли» (35 %), в Центральном районе (ст. Братск) - тип «южная периферия высотной ложбины, размытое барическое поле у Земли» (23 %), в Южном районе (ст. Иркутск) грозы чаще всего повторяются при сочетании размытых барических полей как повышенного, так и пониженного давления, как на высоте ведущего потока, так и у поверхности Земли (13 %). Далее были проанализированы метеорологические параметры в дни с грозой и без грозы. Получено, что в дни с грозой температура воздуха у поверхности Земли и в нижней тропосфере выше, чем в дни без грозы, т.е. грозовая деятельность развивается при повышенном теплосодержании нижней тропосферы, что определяет большие запасы потенциальной энергии, которые реализуются

в развитии конвективной облачности,

сопровождаемой грозами (рис. 63). •к

ГГТ- гы

20 15 10 5 0 -

-5 -10 -15

земля

" 850 гПа

1 /

500 гПа

Уровемь

ГГ"| -1т-

в) 20 15 10 5 0 -

-5 -10 -15 -•XI <

у 850 гПа

500 (Па

пз-сь

-10 -15 -20

500 ifla

Рис. 63. Средние значения температуры воздуха (°С) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в дни с грозой (красная гистограмма) и без грозы (синяя гистограмма) в 2005-2009 гг. Наглядно увеличение теплосодержания атмосферы отражают более высокие значения псевдопотенциальной температуры в дни с грозой, особенно в Северном и Центральном районах (А9=+16 °К) (табл. 15). Кроме того, за сутки до возникновения гроз отмечается увеличение

средних

значений

псевдопотенциальной

Западного района Иркутской области (табл. 15).

температуры,

за

исключением

Ill Таблица 15 Средние значения псевдопотенциальной температуры (0, °К) и ее адвективные изменения (Д0,°К/сутки) в дни с грозой и без грозы в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Параметр 9

де

Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Гроза

322

325

324

325

Без грозы

309

308

311

Гроза

-0,7

1,1

2,4

0,7

Без грозы

1,3

-0,3

Увеличение теплосодержания

атмосферы

в дни с грозой подтверждают

суммы

температур в слое Земля-500 гПа, которые в несколько раз больше, чем в дни без грозы, особенно в Центральном районе Иркутской области (табл. 16). Таблица 16 Средние значения суммы температур (°С) в слое Земля-500 гПа в дни с грозой и без грозы в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Гроза

19,8

20,6

20,1

Без грозы

3,4

2,6

1,2

7,8

Воздушная масса в дни с грозой относительно более влажная, как в нижней, так и в средней тропосфере (рис.64).

Рис. 64. Средние значения дефицитов точки росы (°С) в слоях Земля-850 гПа и 850-500 гПа в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в дни с грозой (красная гистограмма) и без грозы (синяя гистограмма) в 2005-2009 гг.

112 Для дней с грозой характерно уменьшение высоты уровня конденсации и повышение высоты

уровней

конвекции и тропопаузы,

что

приводит

к увеличению

толщины

конвективно-неустойчивого слоя (КНС) (табл. 17). Таблица 17 Средние значения высоты (м) уровней тропопаузы, конвекции и конденсации в дни с грозой и без грозы в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень тропопаузы (Нтроп.) конвекции (Нконв.) конденсации (Нконд.)

Явление погоды Гроза Без грозы Гроза Без грозы Гроза Без грозы

Рассматривая

адвективное

Западный 11180 10814 6296 5427 1337 1784

Район Северный Центральный 10936 11212 10743 10822 8072 7594 4986 4685 1223 1283 1579 1629

изменение указанных

выше

Южный 11791 11001 7608 5823 1262 1750

характеристик,

можно

отметить более заметное понижение уровня конденсации за сутки до возникновения грозы на аэродроме (табл. 18). Таблица 18 Средние значения адвективных изменений (м/сутки) высоты уровня конденсации и уровня тропопаузы в дни с грозой и без грозы в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень ДНконд. ДНтроп.

Явление погоды Гроза Без грозы Гроза Без грозы

Западный -154 100 -51 515

Район Северный Центральный -382 -218 14 6 26 -376 3 29

Южный -288 17 5 -3

Замечено, что грозы наблюдаются при усилении восходящих вертикальных токов на всех уровнях тропосферы (табл. 19). Таблица 19 Средние значения аналогов вертикальных токов (гПа/12 часов) в дни с грозой и без грозы в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень 850 гПа 700 гПа 500 гПа

Явление погоды Гроза Без грозы Гроза Без грозы Гроза Без грозы

Западный -48 -38 -17 -6 -6 0

Район Северный Центральный -58 -43 -32 -37 -13 -21 -8 -7 -4 -8 -3 -1

Южный -41 -42 -19 -12 -6 -1

113 Развитие восходящих токов и усиление неустойчивости при грозах вызваны адвекцией холодной воздушной массы в нижнем 5-километровом слое тропосферы (рис. 65). : J.1

сумма Т

d3Mn-850 гПа

d 850-500 гЛа

(ИмМХОгЛа

d 850-500 i f l a

«JO

d змп-830 rfla

d 850-500 rtla

<»«50адв

Рис. 65. Средние значения адвективных изменений (°С/сутки) суммы температур в слое Земля500 гПа и дефицитов точки росы в слоях Земля-850 гПа и 850-500 гПа в дни с грозой (красная гистофамма) и без грозы (синяя гистофамма) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Отмечено, что грозы возникают при понижении давления в среднем на 5-6 гПа по сравнению с днями без фоз, как при адвекции циклонического вихря (Северный и Центральный районы), так и антициклонического вихря (Южный и Западный районы) (рис. 66). Менее всего различия в поле давления выражены в Южном районе (Др=-1 гПа). ^

1012 1

1011 • 1М0 • 1009 •

д «ое-

«ь^^

•

1*11

а.- 1007 •

1008 1037 g

1003 1002 -

"•-«

1003 -

•

1C01 •

-1§ 1«M

1030 -

m i

без грозы

>•<

1038-

•v

•

6*3 IpOJto)

•» 1011 1010 1009 1008 - 1007 % 1006 • 10О5 10О4 1003 1002 10О1

1005 -

1006 •

****

•

5 1004 -

10В510D4 -

'*ч.

1006 -

0 -1

-1 »

-2 «07-4 1006 -

^ S .

lt»s

1M4 1005 -

-5 %

1HI

*i -»

без |розы

-7 -8 -9

Рис. бб.Средние значения атмосферного давления (Р, гПа) и лапласиана давления (VP, гПа) (линия) у поверхности Земли в дни с грозой (красная гистофамма) и без фозы (синяя гистофамма) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

114 Таким образом, грозы в Иркутской области образуются в теплой воздушной массе, где повышены значения псевдопотенциальной температуры и сумм температур в нижнем 5километровом слое тропосферы. В дни с грозой при адвекции холодной воздушной массы на высотах

происходит усиление неустойчивости, которое сопровождается

увеличением

мощности конвективно-неустойчивого слоя и развитием восходящих движений по типу термически прямой циркуляции преимущественно на фоне размытых барических полей у поверхности Земли. 5.4. Сильный ветер Из всего комплекса метеорологических факторов наиболее разрушительное влияние оказывает сильный ветер. Прогноз ветра в нижнем слое атмосферы основан на зависимости поля ветра от ряда синоптических параметров - градиентного ветра, стратификации пограничного слоя атмосферы и др., а также от характеристик шероховатости подстилающей поверхности [135]. На территории Иркутской области по данным приземных и высотных синоптических карт за 2005-2009 гг. (прил. 4) усиление ветра до штормового чаще всего было связано с прохождением высотных фронтальных зон (ВФЗ), в которых сконцентрированы большие запасы доступной потенциальной энергии. Запасы потенциальной энергии реализуются в кинетическую энергию и сопровождаются усилением ветра при прохождении у поверхности Земли осей приземных барических ложбин (зон конвергенции) либо смещении тыловой части ложбины (восточной периферии гребня), где осуществляется адвекция холодной воздушной массы в зоне основных и вторичных холодных фронтов. В Западном районе (ст. Нижнеудинск) чаще всего сильный ветер возникает при наличии «ВФЗ на высотах, тыловой части ложбины или восточной периферии гребня у Земли» (по 25 %). В Северном районе (ст. Киренск) к образованию сильного ветра приводит сочетание «ВФЗ на высотах и оси ложбины у поверхности Земли» (66 % ) . В Центральном районе (ст. Братск) максимальная повторяемость сильного ветра в среднем за год отмечается при типе «ВФЗ на высотах, тыл ложбины у Земли» (29 %), в Южном районе (ст. Иркутск) при типе «тыл высотной ложбины, восточная периферия гребня у Земли» (27 % ) . Как в холодный, так и в теплый период в большинстве случаев усиление ветра до штормового связано чаще всего с уменьшением сумм температур в слое Земля-500 гПа, в среднем на 12-15 °С (рис. 67).

115 холодный период (X-III)

сильмьи ветер

сильный « т е р

без усиления ветра

*=Щ м

/ сипьньи ветер

без усиления в е р а

без усиления ветре

.. •

7 без усиления ветра

Рис. 67. Средние значения суммы температур (°С) в слое Земля-500 гПа в дни с сильным ветром (красная гистограмма) и без усиления ветра (синяя гистограмма) в Западном (а), Северном (б). Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Значения псевдопотенциальной температуры в холодный период в дни с сильным ветром в среднем на 4-10 °К больше, а в теплый период - меньше, в среднем на 3 °К в Северном районе и 8-9 °К в остальных районах Иркутской области (табл. 20).

116 Таблица 20 Средние значения псевдопотенциальной температуры (0, °К) и ее адвективные изменения (Л6, °К/сутки) в дни с сильным ветром и без усиления ветра в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Параметр 0 ДО.

0 АО

Район Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) Сильный ветер 280 262 273 Без сильного ветра 270 258 269 Сильный ветер -3 4 -4 Без сильного ветра 0 0 0 Теплый период (IV-IX) Сильный ветер 300 294 299 Без сильного ветра 309 297 307 Сильный ветер -3,0 0,7 1,1 Без сильного ветра 0,0 0,1 -0,1

Южный 275 270 0,1 0,1 301 310 -0,7 0,2

В дни с сильным ветром в слое Земля-850 гПа усиливается неустойчивость, особенно в холодный период года, что наглядно видно в увеличении вертикальных градиентов температур (табл. 21). Таблица 21 Средние значения вертикальных градиентов температуры воздуха (°С/100 м) в слоях Земля-850 гПа, 850-500 гПа в дни с сильным ветром и без усиления ветра в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень

Явление погоды

Земля850 гПа 850-500 гПа

Сильный ветер Без сильного ветра Сильный ветер Без сильного ветра

Земля850 гПа 850-500 гПа

Сильный ветер Без сильного ветра Сильный ветер Без сильного ветра

Район Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) 0,5 0,2 0,5 -0,2 0,1 0,1 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 0,6 Теплый период (IV-IX) 0,5 0,5 0,5 0,5 0,5 0,3 0,7 0,7 0,8 0,7 0,8 0,7

Южный 0,4 -0,1 0,6 0,8 0,5 0,4 0,7 0,8

Уровень конденсации и уровень тропопаузы в дни с сильным ветром, как правило, расположен ниже (табл. 22).

117 Таблица 22 Средние значения высоты уровня (м) конденсации и уровня тропопаузы в дни с сильным ветром и без усиления ветра в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень конденсации (Нконд.) тропопаузы (Нтроп.) конденсации (Нконд.) тропопаузы (Нтроп.)

Явление погоды Западный Северный Холодный период (Х-Ш) Сильный ветер 1190 841 Без сильного ветра 1351 1099 Сильный ветер 10333 10530 Без сильного ветра 9846 9366 Теплый период (IV-IX) Сильный ветер 1939 1359 Без сильного ветра 1754 1059 Сильный ветер 10380 9917 Без сильного ветра 10783 10533

Кроме того, усилению ветра предшествует

Район Центральный

Южный

1278 1664 10127 10731

1212 1493 9663 9758

1278 1664 10127 10731

1370 1794 10517 11023

резкое понижение высоты

уровня

тропопаузы и уровня конденсации, что особенно четко прослеживается в Южном и Центральном районах (табл. 23). Таблица 23 Средние значения адвективных изменений (м/сутки) уровня конденсации и уровня тропопаузы в дни с сильным ветром и без усиления ветра в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень

Явление погоды

АНконд.

Сильный ветер Без сильного ветра Сильный ветер Без сильного ветра

АНтроп.

АНконд. АНтроп.

Сильный ветер Без сильного ветра Сильный ветер Без сильного ветра

Район Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) -245 -135 -25 -4 7 14 -1066 -39 775 2 9 -3 Теплый период (IV-IX) -323 -398 -533 -8 29 13 -556 -287 -740 36 -6 35

Южный -1203 23 -879 32 -740 45 -767 40

Практически всегда сильный ветер имеет северо-западное направление у поверхности Земли и на высотах. Усиление ветра происходит в основном при понижении атмосферного давления и уменьшении отрицательных значений лапласиана давления, т.е. ослаблении адвекции антициклонального вихря (табл. 24).

118 Таблица 24 Средние значения приземного давления (Р, гПа) и лапласиана давления (VP, гПа) в дни с сильным ветром и без усиления ветра в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Параметр Р, гПа VP, гПа

Р, гПа VP, гПа

Явление погоды Сильный ветер Без сильного ветра Сильный ветер Без сильного ветра Сильный ветер Без сильного ветра Сильный ветер Без сильного ветра

Район Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) 1015 1006 1007 1022 1021 1020 -6 -6 -3 -1 -13 -6 Теплый период (IV-IX) 1008 1004 1004 1010 1011 1010 -12 -1 -4 -7 -7 -6

Южный 1014 1022 -2 -3 1009 1009 -1 -8

Приземные инверсии в дни с сильным ветром, за исключением Западного района, меньше по интенсивности, но больше по мощности. Приподнятые инверсии в дни с сильным ветром расположены примерно в 1,5 раза выше, а их мощность и интенсивность меньше, чем в случаях без усиления ветра (рис 68). В Северном районе приподнятые инверсии при усилении ветра не наблюдаются.

сипьмыи ветер

без усиления ве-ра

сильный Ш р

сильмьм ветер

без усиления вечм

без усиления ъыра

Рис. 68. Средние значения нижней границы (м) (красная, синяя гистограммы), мощности (м) (желтая гистограмма) и интенсивности (°С) (линия) приподнятых инверсий в дни с сильным ветром и без усиления ветра в Западном (а), Центральном (б) и Южном (в) районах Иркутской области в холодный период 2005-2009 гг.

119 Таким образом, усиление ветра на территории Иркутской области чаще всего происходит при адвекции холодной воздушной массы на высотах на фоне пониженного давления у поверхности Земли. Уровень конденсации при сильном ветре в основном понижен, а уровень тропопаузы зимой повышен в Западном и Северном районах и понижен в Южном и Центральном районах.

5.5. Туман

Основной

причиной

ухудшения

видимости

земной

поверхности

является

конденсация водяного пара, в результате чего образуются туманы и дымки [10]. Туман - скопление взвешенных в воздухе капель воды или кристаллов льда вблизи земной поверхности; при тумане горизонтальная видимость меньше 1 км. Если видимость составляет от 1 до 10 км, то это явление называется дымкой. Водяной туман состоит из мельчайших водяных капель, радиусом от 2 до 5 мк. При понижении

температур

до

«минус»

°С

и ниже

водяные

капли

переходят

переохлажденную фазу и впоследствии при температурах около «минус» 40 °С и ниже превращаются в ледяные кристаллы, образующие ледяной туман [10]. Согласно исследованиям [89] в общем комплексе условий образования туманов в Иркутской области особое место занимает циркуляция в средней и нижней тропосфере. В зависимости от района формирования, направления вторжения холодных воздушных масс, расположения барических образований в холодное время года можно выделить три типа синоптических процессов, обеспечивающих наиболее частое возникновение тумана на территории области: северный, северо-западный и западный. Исследования пограничного слоя в районе Иркутска [67,68] позволили оценить роль водохранилища в процессе образования тумана в районе г. Иркутска. Установлено, что чаще всего туманы возникают при восточном и северо-восточном ветре у поверхности Земли (52 %), который переносит воздух с водораздельной возвышенности к Ангаре. Дни с туманом до ледостава на водохранилище при ветре южной четверти (со стороны водохранилища) имеют небольшую повторяемость (22 % ) . Влияние водохранилища на образование тумана, прежде всего, проявляется в процессе обогащения влагой приземного слоя воздуха. По данным синоптических карт за последние годы (2005-2009 гг.) было установлено, что при возникновении туманов на территории Иркутской области как в теплый, так и в холодный период года чаще всего отмечается прохождение оси высотного гребня в сочетании с центром антициклона либо размытым барическим полем повышенного давления у поверхности Земли (прил. 5).

120 В Западном районе (ст. Нижнеудинск) в холодный период года наибольшую повторяемость туманы имеют при типе «передняя часть высотного гребня, ось гребня или центр антициклона у поверхности Земли» (50 %), в теплый период туманы равновероятны при следующих типах: «передняя часть высотного гребня, ось гребня или центр антициклона у Земли», «ось высотного гребня, ось гребня или центр антициклона у Земли», «размытое барическое поле на высоте, размытое барическое поле у Земли» (по 15 % ) . В Северном районе (ст. Киренск) в теплый период при возникновении тумана чаще встречается

тип «передняя часть

высотной ложбины, размытое

барическое поле у

поверхности Земли» (31 %), в холодный период туманы равновероятны при трех типах: «тыл высотной ложбины, ось гребня либо центр антициклона у Земли», «передняя часть высотного гребня, ось гребня либо центр антициклона у Земли», «тыл высотного гребня, ось гребня либо центр антициклона у Земли» (по 17 % ) . В Центральном районе (ст. Братск) максимальную повторяемость в холодный период имеют типы: «размытое барическое поле на высоте и у поверхности Земли» и «тыл высотной ложбины, западная периферия гребня у поверхности Земли» (по 15 % ) . В теплый, период максимальную и примерно равную повторяемость (10 %) имеют пять типов: «передняя часть высотного гребня, ось гребня либо центр антициклона у Земли», «ось ложбины, восточная периферия гребня у Земли», «размытое барическое поле на высотах, тыл ложбины у Земли», «передняя часть высотной ложбины, передняя часть ложбины у Земли», «передняя часть высотной ложбины, размытое барическое поле у Земли». В Южном районе (ст. Иркутск) туманы образуются при большом многообразии типов. В холодный период максимальную повторяемость при туманах имеет тип «передняя часть высотного гребня, восточная периферия гребня» (27 %), в теплый период — «передняя часть высотного гребня, ось гребня» (12 % ) . Образование тумана в холодный период года происходит на фоне более низких температур в нижней и средней тропосфере (рис. 69). Особенно заметно понижение температуры при образовании тумана в холодный период года у поверхности Земли. В теплый период на уровнях 850 гПа и 500 гПа средние температуры в дни с туманом во всех районах выше.

121 холодный период (Х-Ш)

•PHI ^ ^35!

ммт

В)

dSOrfla

5001Па

-40

гр fp

Уровень

-5

ОТ -

-35 40

s«m«

-20 -25 -30

-35^

500 |П»

eso т е

500 rfla

теплый период (IV-IX)

1-ГЬ

-10 •15 -20

ш.

-10 -15 •20

40 850 ma

850 rfla

Ш,

500 (Па

Уровень

1 — г "i^^3

•* -10

SOOifla

•1 ч *

-Г"

U -5 -15

-20 i-

500 гПа

I ""^—7 500 Ша

Уровень

Рис. 69. Средние значения температуры воздуха (°С) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в дни с туманом (красным цветом) и дни без тумана (синим цветом) в 2005-2009 гг. На усиление устойчивости в нижней тропосфере в дни с туманами указывают пониженные значения вертикальных градиентов температур в слое Земля-850 гПа (табл. 25).

122 Таблица 25 Средние значения вертикальных градиентов температур (°С/100 м) в слоях Земля-850 гПа, 850-500 гПа в дни с туманом и дни без тумана в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень Земля-850 гПа 850-500 гПа Земля-850 гПа 850-500 гПа

Район Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) Туман -0,6 -0,8 -0,4 Без тумана -0,2 -0,2 0,0 Туман 0,6 0,5 0,5 Без тумана 0,6 0,6 0,6 Теплый период (IV-IX) Туман 0,0 0,0 0,1 Без тумана 0,2 0,3 0,3 Туман 0,7 0,7 0,7 Без тумана 0,7 0,7 0,7

Южный -0,4 -0,2 0,6 0,6

-од 0,1 0,7 0,7

В дни с туманом дефициты влаги ниже только у поверхности Земли, где происходит образование тумана в холодной и влажной устойчивой воздушной массе (табл. 26).

Таблица 26 Средние значения дефицитов точки росы (°С) у поверхности Земли, на уровнях 850 и 500 гПа в дни с туманом и дни без тумана в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень Земля 850 гПа 500 гПа

Земля 850 гПа 500 гПа

Явление погоды Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана

Район Северный Центральный Западный Холодный период < [Х-Ш) 2,0 1,9 1,9 2,7 3,0 2,3 5,6 5,4 6,4 5 3,7 4,1 9,2 5,4 7,1 5,4 5,3 5,1 Теплый период (IV-IX) 0,8 0,4 1,0 4,6 3,0 3,1 5,5 7,0 4,7 6,3 6,3 6,1 10,4 12,1 8,3 8 8,7 7,9

Южный 1,7 2,5 5,7 6,8 6,8 5,3 0,2 3,7 5,8 7,8 8,9 8,5

123 Интересно, что в дни с туманом уровень конденсации в холодный период года во всех районах, кроме Южного, расположен выше, а в теплый период - ниже. При этом образованию тумана чаще всего предшествует повышение высоты уровня конденсации (табл. 27). Таблица 27 Средние значения высоты уровня конденсации (м) в дни с туманом и дни без тумана и ее адвективные изменения (м/сутки) в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Уровень Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) 2038 конденсации Туман 1822 1438 (Нконд.) 1214 1067 1005 Без тумана 633 567 99 Туман (АНконд.) -17 -17 Без тумана -11 Теплый период (IV-IX) 1273 964 861 конденсации Ухудшение видимости 1371 1087 1328 (Нконд.) Без ухудшения вид-сти 122 276 -118 Ухудшение видимости -34 4 (АНконд.) -29 Без ухудшения вид-сти

Южный 1386 1508 50 -7 1022 1377 -8 -7

В дни с туманом у поверхности Земли в холодный период года наблюдается рост атмосферного давления и увеличение отрицательных значений лапласиана. Эти различия хорошо выражены в Северном районе, наименее заметны в Южном районе (табл. 28). В теплый период сохраняется адвекция антициклонального вихря, но в дни с туманом и без тумана различия в атмосферном давлении у поверхности Земли незначительные, что можно объяснить тем, что в большинстве случаев в этот период года туманы возникают в малоградиентных барических полях.

124 Таблица 28 Средние значения приземного давления (гПа) и лапласиана давления (VP, гПа) в дни с туманом и дни без тумана в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Параметр Р, гПа VP, гПа

Р,гПа VP, гПа

Район Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (X-III) Туман 1029 1034 1028 Без тумана 1022 1021 1019 Туман -9 -36 -5 Без тумана 0 -12 -6 Теплый период (IV-IX) Туман 1012 1010 1012 Без тумана 1012 1010 1011 Туман -8 -11 -4 Без тумана -5 -6 -4

Южный 1025 1022 -6 -3 1011 1012 -8 -5

Туман образуется чаще всего при штиле, слабом ветре восточной четверти у поверхности Земли и слабом ветре северо-западного и юго-западного направлений на высоте ведущего потока (3 км). Для образования туманов необходимы нисходящие токи у поверхности Земли в холодный период года и в значительной толще тропосферы в теплый период (табл. 29). Однако в теплый период на фоне преобладающих нисходящих потоков различия в их интенсивности в дни с туманами и без туманов незначительные. Таблица 29 Средние значения аналога вертикальных токов (гПа/12 часов) в дни с туманом и дни без тумана в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень

850 гПа 700 гПа 500 гПа

Явление Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана Туман Без тумана

Район погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) 20 10 9 5 6 3 -2 -7 13 -10 -10 -8 _2 9 0 -7 -6 -7 Теплый период (IV-IX) 47 53 66 56 46 59 27 17 25 23 18 24 8 12 13 7 10 9

Южный 31 37 14 11 8 3 80 69 43 34 20 14

125 К образованию тумана приводит адвекция холодного воздуха у поверхности Земли и теплой воздушной массы на высотах (рис. 70). При этом междусуточные изменения влажности воздуха минимальны. холодный п е с и о а О М П

I3S0

300

ФМЛ

teso

U85C

1500

U350

tC00

п«риод (TVMX) 2.3 2,0 1.5

^w^^

10 Ч

од

J 00 •0.5

-10 -1.5 -2.0

tSSO

tSOO

(Вмл

3850

ад 1.5

Ч го 3

0.5

т аил

j£3b aeso

<воо

ЧМ

1500

ОШЛ

ГЯ5П

РИС. 70. Средние значения адвективных изменений (°С/сутки) температуры и дефицитов точки росы у поверхности Земли и на уровнях 850 и 500 гПа в дни с туманом (красная гистограмма) и дни без тумана (синяя гистограмма) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. В дни с туманом мощность и интенсивность приземных инверсий больше, за исключением Южного района в теплый период, где средняя мощность приземных инверсий в дни с туманом меньше и незначительно отличается от дней без тумана (табл. 30).

126 Таблица 30 Средние значения мощности (м) и интенсивности (°С) приземных инверсий в дни с туманом и без тумана в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Параметр

Явление погоды

Западный

Северный

Центральный

Южный

Холодный период (Х-Ш) мощность

интенсивность

Туман

1343

1242

1103

988

Без тумана

811

827

742

940

Туман

14,4

9,4

12,2

Без тумана

9,7

9,4

Теплый период (IV-IX) мощность

интенсивность

Туман

908

898

738

871

Без тумана

814

776

718

878

Туман

4,5

4,7

2,4

3,8

Без тумана

4,3

4,2

3,3

4,5

В дни с туманом в холодный период года приподнятые инверсии (кроме Западного района) расположены выше, в Центральном и Южном районах они больше по мощности и интенсивности, чем в дни без тумана, в Северном и Западном районах, наоборот, меньше (рис. 98). В теплый период года приподнятые инверсии в дни с туманом и без тумана практически не различаются по мощности и интенсивности, но в дни с туманом они расположены ниже. В Южном районе приподнятые инверсии в дни с туманом менее развиты по мощности и интенсивности, но средняя высота их образования выше, чем в дни без тумана.

127 холодный период (Х-Ш) 20» 1 1«Ю 16D0

*л

1«Ю • 1200 -

3 '000 . ах аю400-

«71

1»>

•

п*

200-

о-

— , — _

44 вег

n w

1.44

•

»« •

•

1,8 1.6 1.4 1.2 1.0 о

ни

•0.8 3

1*17

0,6

•0.4

•

«?

34»

i без тумана

0,2 0,0

теплый период (IV-IX) 2600 •

3fl 1800-

2000 1

I600

'1,4 1000 -

2.S

1«0О •

224S

1ЯЮ 3

г.1*

2.0

1000 •

ми

300 • 600

1П2

>tl

111»

1.0

400-

500 -

- 1 ,

200 •

И»

4И

411 1

0,5 0.0

btr.-тршнь

в) 180016001400-

1.1 i

1230 -

J 1000 •

ill

174»

K M

SOB вШ 1 200 0-

1(1

Рис. 71. Средние значения нижней границы (м) (красная, синяя гистограммы), мощности (м) (желтая гистограмма) и интенсивности (°С) (линия) приподнятых инверсий в дни с туманом (красная гистограмма) и без тумана (синяя гистограмма) в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Таким образом, к образованию туманов на территории Иркутской области приводит междусуточная адвекция холодной и влажной воздушной массы у поверхности Земли, теплой и сухой воздушной массы на уровнях 850 и 500 гПа, что определяет устойчивую стратификацию в нижней тропосфере, которая проявляется в усилении мощности и интенсивности приземных инверсий температур. Приподнятые инверсии температур лучше выражены в летний период, когда они расположены ниже, но по мощности и интенсивности не отличаются от инверсий в дни без тумана.

128 Необходимым антициклонального

условием вихря,

что

образования

тумана

в холодный

период

является года

усиление

приводит

адвекции повышению

атмосферного давления у поверхности Земли. При этом уровень конденсации в холодный период года в дни с туманом расположен выше (кроме Южного района), а летом — ниже. Вертикальные скорости в дни с туманом нисходящие и зимой заметно усиливаются.

5.6. Дым, дымка

Ухудшение видимости ниже минимумов аэродрома в дыме и дымке наблюдается только в Северном и Западном районах области, при этом в теплый период указанные явления возникают примерно в 1,5 раза чаше, чем в холодный период. Синоптические и метеорологические условия ухудшения видимости в дыме и дымке практически не исследованы на территории Иркутской области. Совмещение приземных и высотных полей по данным синоптических карт за 2005-2009 гг. позволило выявить, что в Западном районе (ст. Нижнеудинск) ухудшение видимости в дыме и дымке чаще всего возникает при прохождении осей или передней части высотного гребня (прил. 6). Для холодного периода максимальную повторяемость (17 %) имеет тип «передняя часть высотного гребня, размытое барическое поле у Земли». Для теплого периода равновероятны (по 11 %) следующие типы: «передняя часть высотного гребня, западная периферия гребня у Земли», «ось высотного гребня, ось гребня или центр антициклона у Земли», «размытое барическое поле на высотах, размытое барическое поле у Земли». В Северном районе (ст. Киренск) максимальную повторяемость при образовании дымки, дыма в холодный период имеют следующие типы синоптических процессов: «ВФЗ, западная периферия гребня у Земли» (16 %). В теплый период максимальную повторяемость имеет «передняя часть высотной ложбины, размытое барическое поле у Земли» (31 %). В холодный период образование дымки и дыма происходит в более холодной воздушной массе, особенно велики различия в температурах в приземном слое атмосферы (рис. 72). При этом для образования дымки средние температуры на всех высотах ниже, чем для образования тумана. Температурные условия образования дымки и дыма в теплый период

практически не отличаются

туманообразования в этот сезон.

от дней без

дыма

и дымки

температуры

129 холодный период (X-III)

JI ГГ1

-10

-3S

asorfia

500 i n »

теплый период (IV-IX)

С У-СЬ-

1 I P—1 r"P-

Ч -s

-10 -15

1 ¥у

-15

аа -2St

Рис. 72. Средние значения температуры воздуха (°С) у поверхности Земли, на уровнях 850 гПа и 500 гПа в дни с дымкой (красная гистограмма) и дни без дымки (синяя гистограмма) в Западном (а) и Северном (б) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Нисходящие вертикальные токи отмечаются только на уровне 850 гПа, выше они являются слабыми восходящими. Образование дымки наблюдается при значительной адвекции холода у поверхности Земли, и слабой адвекции теплой и сухой воздушной массы на уровнях 850 гПа и 500 гПа (рис. 73). холодный период (Х-Ш)

2.S

ад 1.5 1.0

1.0 -1.5

•—

теплый период (1V-IX)

. ^^

а.

го 1.5

Ч i.o 3 о.*

рр, ь

-0.5

\А

^fcOt^L^EL

1.5

Рис. 73. Средние значения адвективных изменений (°С/сутки) температуры воздуха и дефицитов точки росы у поверхности Земли и на уровнях 850 и 500 гПа в дни с дымкой (красная гистограмма) и дни без дымки (синяя гистограмма) в Западном (а) и Северном (б) районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

130 Аналогично туману в случаях с дымкой увеличивается устойчивость в нижнем слое (до 1,5 км), где средний вертикальный градиент температуры в дни с дымкой составляет в холодный период -0,7 °С/100 м ...-0,8 °С/100 м, в теплый изменяется от 0 °С/100 м до 0,1 °С/100 м (табл. 31). Таблица 31 Средние значения вертикальных градиентов температур (°С/100 м) в дни с дымкой и дни без дымки в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень Земля-850 гПа 850-500 гПа Земля-850 гПа 850-500 гПа

Район Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) Дымка, дым -0,7 -0,8 Без дымки, дыма -0,2 -0,1 Дымка, дым 0,6 0,5 Без дымки, дыма 0,6 0,6 Теплый период (IV-IX) Дымка, дым 0,0 0,1 Без дымки, дыма 0,2 0,3 Дымка, дым 0,0 0,1 Без дымки, дыма 0,2 0,3 -

Южный -

Средние значения дефицитов точки росы в дни с дымкой уменьшаются у поверхности Земли, особенно в теплый период в Северном районе, и увеличиваются в средней тропосфере (500 гПа) (табл. 32). Таблица 32 Средние значения дефицитов точки росы (°С) в дни с дымкой и дни без дымки в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень

Явление погоды

Земля

Дымка, дым Без дымки, дыма Дымка, дым Без дымки, дыма Дымка, дым Без дымки, дыма

850 гПа 500 гПа

Земля 850 гПа 500 гПа

Дымка, дым Без дымки, дыма Дымка, дым Без дымки, дыма Дымка, дым Без дымки, дыма

Район Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) 2 2,3 3 2,3 4,3 4,6 3,7 5,1 6,9 6,2 5 5,1 Теплый период (IV-IX) 2 0,9 3 3,1 8 6,1 6,3 6 12,1 9,2 8,1 8,1

Южный -

131 При этом высота уровня конденсации в дни с дымом и дымкой расположена выше, чем в остальные дни (1300-1500 м), за исключением Северного района в теплый период, где дни с дымкой отличаются в среднем пониженными значениями уровня конденсации (рис. 74). колодный период (X-UQ

I *•

Рис. 74. Средние значения высоты уровня конденсации (м) в дни с дымкой (красная гистограмма) и дни без дымки (синяя гистограмма) в Западном (а) и Северном (б) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. В холодный период дымка образуется чаще всего при штиле у поверхности Земли, на высоте

ведущего потока скорости

незначительно

отличаются

от

случаев без

дымки.

Атмосферное давление у поверхности Земли в дни с дымкой в среднем на 4 гПа выше в Западном и на 10 гПа в Северном районе по сравнению с днями без дымки (рис. 75). Преобладающие значения лапласиана давления антициклонические и в случаях с дымкой достигают наибольших значений в Северном районе. холодный период (X-HQ

•

Ш27-,

на ша-

1032 п

1008 -

•0.» •о.б

ми

«.6

10»

тп

«-»

10»-

I "

1024 -

а." 1022 -

ни

11И>

«л

102*1023 -

15 « И 20

10Ю-

10№ •

*Л

-10

1014 Н

« Я

л**г

-й

теплый период PV-IX) 1020 и

1020

1И6 -

1016 •

-2

. та *• шв ИИ 1000 1

. 1012 -

J * . -4

<•»

И В

^"""••е 1

-6

• 10»

шн-

-7 1000

Рис.75. Средние значения приземного давления (Р, гПа) и лапласиана( VP, гПа) (линия) в дни с дымкой (красная гистограмма) и дни без дымки (синяя гистограмма) в Западном (а) и Северном (б) районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

132 Мощность и интенсивность приземных инверсий в дни с дымкой выше, чем в дни без дымки, особенно в Северном районе (табл. 33). Таблица 33 Средние значения мощности (м) и интенсивности (°С) приземных инверсий в дни с дымкой и без дымки в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Район Параметр Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (X-III) 919 1070 мощность Дымка, дым 824 Без дымки, дыма 808 14,4 интенсивность Дымка, дым 13,5 8,9 Без дымки, дыма 9,1 Теплый период (IV-1X) 892 885 мощность Дымка, дым 827 780 Без дымки, дыма 5,6 5,4 интенсивность Дымка, дым 4,0 Без дымки, дыма 4,2 -

Южный -

Приподнятые инверсии в дни с дымкой в среднем расположены ниже, а их мощность и интенсивность в основном больше (рис. 76). холодный период (Х-*) 1MB

••*

яоТ2№1030800

ею «0 ЛО 0-

«к»

м <

. ч

. ам

яв

•

Ч»

ив

2.5

10D0-

0,8 • 0.6

803 •

<л м 1.0 о 0.6

их

- 0J М

1Ю0 -

ыг

2000-

1830 н

га

«н

6Я> 408-

fv-vq «- *

о.»

- 1

зд

м <

•«в • 1230 л

од

*» <

«по

-800

»4

2030 1530 •

2000-

1JS

. -

и»

>д

—'

•д

зд >.s <

2.5

моо| шп 1000 воо воз 200

1.0 0.5

К?

им

1"»

2.0

«д «И

0.5 0.0

Рис. 76. Средние значения мощности (м) (желтая гистограмма), интенсивности (°С) (линия) и высоты приподнятых инверсий (м) в дни с дымкой (красная гистограмма) и без дымки (синяя гистограмма) в Западном (а) и Северном (б) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Таким образом, образование дымки и дыма происходит в холодной устойчивой воздушной массе, при этом температуры у поверхности Земли значительно ниже, чем при образовании туманов. Воздушная масса относительно влажная у поверхности Земли и относительно сухая на высотах. В Северном районе отличий во влажности практически не

133 отмечается. Дымка и дым возникают на фоне повышенного давления и антициклонических значений лапласиана, усиливающихся в Северном районе и ослабевающих в Западном. При образовании дымки и дыма усиливается влияние приземных и приподнятых инверсий, особенно в Северном районе. 5.7. Низкая облачность Облачность является одним из основных метеорологических факторов, осложняющих деятельность авиации. Под низкой облачностью обычно понимают облака, высота нижней границы которых меньше 600 м [10]. Одной из основных причин образования низких облаков является влажного

воздуха. Формированию низких облаков и увеличению

их

охлаждение вертикальной

протяженности способствует радиационное выхолаживание. Особенно существенно влияние облаков и связанных с ними явлений на посадку самолетов. При посадке в сложных метеорологических условиях экипаж чрезвычайно загружен. Командир воздушного судна (ВС) на предпосадочном снижении переносит взгляд на авиационно-пилотажные приборы 100-200 раз в минуту. На каждом приборе он фиксирует взгляд 0,66 с. Низкая облачность является серьезной помехой для правильных действий экипажа, не исключает возможность ошибок, иногда очень существенных. Одним из условий безопасности посадки в таких ситуациях является хорошее знание облаков и объективная информация об их состоянии и изменении. В связи с возросшей интенсивностью воздушного движения увеличилась вероятность встречи с облаками ВС при взлете, маршруте полета и при посадке. Становится актуальным обеспечение полетов при облаках и, особенно, в самих облаках и зонах грозовой деятельности. В этой связи важно иметь правильное представление о многолетнем режиме низких облаков на аэродромах взлета и посадки воздушных судов [10]. Синоптические условия

возникновения низкой облачности

ниже

минимумов,

установленных для пилотирования воздушных судов, на территории Иркутской области исследованы впервые. По данным синоптических карт за 2005-2009 гг. максимальная повторяемость низкой облачности наблюдается при наличии ВФЗ на высоте ведущего потока и передней части, оси ложбины или центра циклона у поверхности Земли (прил. 7). В Северном районе (ст. Киренск) низкая облачность в среднем за год чаще всего образуется при наличии типа «передняя часть высотной ложбины, размытое барическое поле у Земли» (21 %). Этот тип имеет максимальную повторяемость в теплый период года, где она составляет 23 %, в холодный период максимум повторяемости низкой облачности приходится на тип "ВФЗ, западная периферия гребня" (33 % ) .

134 В Центральном районе (ст. Братск) повторяемость низкой облачности невелика. Чаще всего понижение нижней границы облачности отмечается зимой. «Передняя часть высотного гребня, западная периферия гребня у Земли» - тип, имеющий наибольшую повторяемость в холодный период (30 %) и в среднем за год (34 % ) . В теплый период низкая облачность равновероятна при типах: «передняя часть высотного гребня, западная периферия гребня у Земли" (50 % ) , «тыл высотной ложбины, тыл ложбины у Земли» (50 % ) . В Южном районе (ст. Иркутск), напротив, низкая облачность чаще наблюдается в теплый период. Максимальная повторяемость, как и в случае с туманом, отмечается при типе «передняя часть высотного гребня, восточная периферия гребня у Земли» (24 % ) . Примерно половина всех случаев с низкой облачностью в холодный период наблюдается при этом типе (47 % ) . В теплый период максимальная повторяемость приходится на тип «передняя часть высотного гребня, ось гребня или центр антициклона у Земли" (23 % ) . В Северном районе к образованию низкой облачности приводят высокие температуры у поверхности Земли и на высотах (рис. 77). При этом различия достигают значительных величин, особенно у поверхности Земли (19 °С). Образование низкой облачности в Центральном районе, наоборот, происходит в относительно холодной массе. В Южном районе для

низкой облачности

характерны

более

высокие

относительно

среднего

температуры на уровнях 850 гПа и 500 гПа, у поверхности Земли различия в температурах незначительны.

135 холодный период (X-III)

JI пи ГГ1

-40 J -

г^

-5 -10 о -15 3 .20 -25 у

•

• •

—

=1 L——9

-35

теплый период (IV-IX)

s о •S -10 -15 -XI -}5 ]

% -s «г -10 -15

-я>Ь-

П. С J-аэ-

СП

%«

СП 8S0tf1«

ffl-Ш

500 i n .

п.

Рис. 77. Средние значения температуры воздуха (°С) у поверхности Земли, на уровнях 850 и 500 гПа в дни с низкой облачностью (красная гистограмма) и дни без низкой облачности (синяя гистограмма) в Северном (а), Центральном (б), Южном (в) районах в холодный период и в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах в теплый период в 2005-2009 гг. В значениях псевдопотенциальной температуры в дни с низкой облачностью и без низкой облачности отмечаются большие различия и отмечаются следующие особенности: в Северном районе низкая облачность образуется на фоне повышенных значений (Д9=н-26 °К) псевдопотенциальной температуры по сравнению с днями без низкой облачности (табл. 34). В Центральном и Южном районах низкая облачность наблюдается при более низких значениях псевдопотенциальной температуры в холодный период и более высоких в теплый.

136 Таблица 34 Средние значения псевдопотенциальной температуры (°К) в дни с низкой облачностью и дни без низкой облачности в различных районах Иркутской области. Район Параметр Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) Низкая обл-ть 283 251 е Без низкой обл-ти 257 269 Теплый период (IV-IX) Низкая обл-ть 303 304 306 е Без низкой обл-ти 293 296 299

Южный 262 264 303 301

Вертикальные градиенты температур в дни с низкой облачностью указывают на усиление устойчивости в нижнем слое до 850 гПа, преимущественно в теплый период, выше различий не наблюдается (табл. 35). Таблица 35 Средние значения вертикальных градиентов температуры (°С/100 м) в дни с низкой облачностью и дни без низкой облачности в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень Земля-850 гПа 850-500 гПа Земля-850 гПа 850-500 гПа

Район Явление погоды Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) -0,4 -0,4 Низкая обл-ть од -0,2 -0,2 Без низкой обл-ти 0,0 0,6 0,7 0,6 Низкая обл-ть 0,6 0,6 0,6 Без низкой обл-ти Теплый период (IV-IX) 0,2 0,2 Низкая обл-ть од 0,1 0,3 0,3 Без низкой обл-ти 0,6 0,7 0,7 Низкая обл-ть 0,7 0,7 0,7 Без низкой обл-ти

Южный ОД -0,2 0,7 0,6 0,0

од

0,7 0,7

Для образования низкой облачности характерна более влажная воздушная масса у поверхности Земли и относительно сухая в вышележащих слоях (табл. 36).

137 Таблица 36 Средние значения дефицитов точки росы (°С) в дни с низкой облачностью и дни без низкой облачности в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень Земля 850 гПа 500 гПа

Земля 850 гПа 500 гПа

Явление погоды Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти

Район Западный Северный Центральный Холодный период (Х-Ш) 0,5 2,0 1,6 2,4 3,0 2,4 3,9 6,3 6,8 3,8 4,2 6,7 9,5 6,5 7,0 5,3 5,0 5,4 Теплый период (IV-IX) 0,8 1,0 1,8 3,0 3,0 4,3 3,5 5,6 2,9 6,2 6,4 6,2 7,4 11,7 4,9 7,7 8,2 8,7

Южный 0,5 2,4 3,9 3,8 9,5 5,3 0,1 3,6 5,4 7,7 9,2 8,4

Уровень конденсации в дни с низкой облачностью чаще всего расположен ниже, чем в дни без низкой облачности (табл. 37). Таблица 37 Средние значения высоты уровня конденсации (м) и ее адвективные изменения (м/сутки) в дни с низкой облачностью и дни без низкой облачности в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Уровень

Явление погоды

Западный

Район Северный Центральный

Южны й

Холодный период (Х-Ш) конденсации (Нконд.) (АНконд.) конденсации (Нконд.)

—

850 1106 -182 20

1319 1041 -237 13

1398 1505 127 -8

Теплый период (IV-IX) 839 807 Низкая обл-ть 1112 1349 Без низкой обл-ти

567 1300

1082 1362

Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти

Каких-либо четких

закономерностей

— — —

в изменении давления

в дни с низкой

облачностью обнаружено не было. Важным звеном в образовании низкой облачности

138 являются приземные инверсии, которые в дни с низкой облачностью, как правило, более мощные и глубокие, особенно в Центральном районе (табл. 38). Таблица 38 Средние значения мощности (м) и глубины (°С) приземных инверсий в дни низкой облачностью и дни без низкой облачности в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Параметр

Явление погоды

мощность

Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти

глубина

мощность глубина

Низкая обл-ть Без низкой обл-ти Низкая обл-ть Без низкой обл-ти

Район Северный Центральный

Западный Холодный период i :х-ш) — 682 — 855 — 4,3 — 10,1 Теплый период (IV-1X) 880 889 809 785 4,5 5,0 5,0 4,2

Южный

1079 777 10 4,6

944 938 11,6 9,4

—

875 872 3,7 4,5

— — —

В дни с низкой облачностью приподнятые инверсии расположены в основном ниже, но их мощность и глубина выше, за исключением Южного района, где приподнятые инверсии в дни с низкой облачностью расположены выше, их мощность и интенсивность меньше, чем в дни без низкой облачности (рис. 78).

139 холодный период (X-fll) ;>

»|

1400

4Л<

1200 1000 ' 800 600 -

^ ^ ^ ^

1С»

2.3

is» 1800 12003 1000 •

• 2.2* •

111?

«и г»

1«4>

200

*М

3.0

»2.0. 1.5

511

3.5

1И4

400 •

зш -

4.0

1»

600

400-

4.S

1.0

•

0.5 0.0

0*з макай dttB-w

" *

2500-

1500-

1*М

i—

-1

•S

500-

г«4

1000

П, -(—i

п —

2000 •

беэнижой oCn-v

теплый период (IV-IX) 2500-

2.0

2000 -

1.8 1.»

1800 • 18D0-

1 1.4

1400 12003 100О 800 600 -

'•Ы isooH

1.2

292

0.8 0.6

1000 1-И? 500 -

~ I

W4 0 -

-1

2000 -

800 • 600 2090-

0.0

17JT

1447

>ч

М*

*«

1800 1400 ч 1200 • 1000 800 600 -

без ммзкой обп-зи

гоэ-

: 1.0

«я 4*4

414

•

0.5 0.0

6 * 3 ЧШШМ ОбЯ-ЗМ

3.0

20DO •

м*тз*вя абп-зз

1.-3

-м 1.5

нимая обл.-*.

'.-•

2,5

1714

2090-

0 * 3 МИЖСИ ОбЛ-аМ

WtJTJU Овп-«

1800 • 1600 • 1400 1200-

0.4 0.2

3.0

г.и

2,5

>2.4

2.0

. 1.5;

1U1

•М •

4»

Ж! ммзкая обп-зъ

1.0 0.5 о.о

без ИЙЖОЙ обя-зм

Рис. 78. Средние значения мощности (м) (желтая гистограмма), глубины (°С) (линия) и нижнего края (м) приподнятых инверсий в дни с низкой облачностью и дни без низкой облачности (красная, синяя гистограммы) в Северном (а), Центральном (б), Южном (в) районах в холодный период и в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в теплый период в 2005-2009 гг. Таким образом, для образования низкой облачности характерна более теплая, влажная и устойчивая в нижнем слое воздушная масса, понижение уровня конденсации, повышение уровня тропопаузы и наличие приземных и приподнятых инверсий температур, которые хорошо выражены во всех районах, кроме Южного. В Центральном и Западном районах низкая облачность образуется при усилении циклоничности на фоне падения давления, нисходящие токи при этом уменьшаются. В Южном и Северном районах низкая облачность возникает при слабом усилении антициклоничности, различий в давлении и вертикальных токах практически не наблюдается.

140 5.8. Динамика барических образований при возникновении опасных явлений погоды на территории Иркутской области в 2005-2009 гг. В заключение были

рассмотрены

районы расположения центров приземных

барических образований и стадии их развития при образовании опасных явлений погоды на территории Иркутской области в 2005-2009 гг. Было выявлено, что в образование туманов, дымки и низкой области на территории Иркутской области более весомый вклад вносят антициклоны (рис. 79-82). В образование туманов в Западном районе основной вклад вносят гребни антициклонов, смещающихся с запада, юго-запада (42 %) либо Азиатский антициклон (32 %) (рис. 79). В Северном и Центральном районах туманы в основном образуются в отрогах Азиатского антициклона (36 % и 38 % соответственно) либо в центральной части антициклонов, центры которых расположены над Витимским нагорьем или Забайкальем (по 24 % случаев). В Южном районе в 50 % случаев прослеживается влияние северной периферии Азиатского антициклона и в 29 % случаев - передней части антициклонов, смещающихся с запада (29 %).

Рис. 79. Районы расположения центров приземных циклонов (синие точки) и приземных антициклонов (красные точки) при образовании туманов в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

' •

141 Аналогичные условия наблюдаются при ухудшении видимости в дымке, которая в Западном и Северном районах в 29 % случаев отмечается при господствующем влиянии Азиатского антициклона (рис. 80). Кроме того, в Северном районе в 27 % случаев дымка образуется в тыловой части антициклонов, центры которых расположены над Забайкальем и средним Байкалом (27 %). В Западном районе в 30 % случаев дымка образуется в передней части циклонов с центром над районами Подкаменной Тунгуски, смещающихся с северо западными потоками.

Рис. 80. Районы расположения центров приземных циклонов (синие точки) и приземных антициклонов (красные точки) при ухудшении видимости в дымке в Западном (а) и Северном (б) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Понижение нижней границы облаков в Западном районе происходит чаше всего под влиянием Азиатского антициклона, центры которого расположены на юге Иркутской области или в северных районах Монголии (48 %) (рис. 81). В Северном районе низкая облачность чаще наблюдается в Азиатском антициклоне: в 29 % случаев с центром над Монголией и в 21 % случаев с центром над Патомским нагорьем. В Центральном районе наиболее заметное влияние на низкую облачность оказывает Азиатский антициклон (37 %) и в 21 % случаев такие условия отмечаются в тыловых частях антициклонов, расположенных над Якутией. В Южном районе низкая облачность наблюдается чаще всего на северной периферии Азиатского антициклона (33 %) либо в тыловой части циклонов с центром над Забайкальем и Монголией (24 %).

142

Рис. 81. Районы расположения центров приземных циклонов (синие точки) и приземных антициклонов (красные точки) при образовании низкой облачности в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. В образование гроз, усиление ветра до штормового и ухудшение видимости в осадках на территории Иркутской области существенный вклад вносят как циклоны, так и антициклоны (рис. 82-84). В Южном районе грозы чаще всего возникают на северной периферии южных циклонов с центрами над Монголией (30 %) либо на восточной периферии западных антициклонов (25 %) (рис. 82). Западный район отличается тем, что основной вклад в образование гроз вносят тыловые части антициклонов с центром над районами Байкала (24 %), а также циклоны, расположенные на севере Западной Сибири (19 %), на территории Якутии (15 %) и южные циклоны (16 %). В Центральном районе грозы образуются в основном на северной периферии циклонов, смещающихся с Казахстана (22 %), а также на восточной периферии антициклонов, смещающихся с запада (14 %). В Северном районе грозы в основном возникают в ложбинах циклонов, расположенных над районами Якутии (29 %) и в локальных антициклонах, центры которых расположены на юге (23 %).

143

Рис. 82. Районы расположения центров приземных циклонов (синие точки) и приземных антициклонов (красные точки) при образовании гроз в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. В Северном районе сильный ветер чаще всего наблюдается в центральной либо в передней части циклонов с центром на севере Иркутской области (31 %) и в тыловой части циклонов с центром над Якутией (23 %) (рис. 83). В Западном районе усиление ветра отмечается чаще всего на восточной периферии антициклонов, смещающихся с запада (38 %), а также в центральной либо тыловой части циклонов с центрами на северо-востоке (29 %). В Южном районе и Центральном районе усиление ветра в основном происходит на восточной периферии антициклонов при их смещении с запада (50 % и 34 % случаев соответственно).

144

Рис. 83. Районы расположения центров приземных циклонов (синие точки) и приземных антициклонов (красные точки) при сильном ветре в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. В Южном районе ухудшение видимости в осадках в основном происходит на восточной периферии антициклонов, смещающихся с северного Казахстана и южных районов Западной Сибири (42 %) (рис. 84). В Северном районе в 33 % случаев видимость ухудшается на северной периферии Азиатского антициклона и в тылу его отрога, также под влиянием ложбин циклонов с центрами над Обской Губой и полуостровом Таймыр (23 %). В Центральном районе это в основном влияние западных и юго-западных антициклонов (43 %). В Западном районе ухудшение видимости происходит чаще всего в ложбинах циклонов с центрами над районами Подкаменной Тунгуски (28 %).

145

Рис. 84. Районы расположения центров приземных циклонов (синие точки) и приземных антициклонов (красные точки) при ухудшении видимости в осадках в Западном (а), Северном (б), Центральном (в) и Южном (г) районах Иркутской области в 2005-2009 гг. Кроме того, в большинстве случаев возникновение опасных явлений погоды имело место, когда приземные барические образования находились в стадии максимального развития (рис. 85). Так, образование гроз, усиление ветра до штормового и ухудшение видимости в атмосферных осадках происходило чаще всего при смещении циклонов, находящихся в стадии максимального развития. За исключением Южного района (ст. Иркутск), где такие случаи чаще всего отмечались на восточной периферии антициклонов, находящихся также в стадии максимального развития. Образование низкой области и туманов чаще всего отмечалось в антициклонах, находящихся в стадии максимального развития. За исключением Западного района (ст. Нижнеудинск), где низкая облачность значительно чаще отмечалась под влиянием циклонов, находящихся в стадии максимального развития. Ухудшение видимости в дымке в Западном районе (ст. Нижнеудинск) примерно равновероятно в антициклоне в стадиях максимального развития и разрушения, а ухудшение

146

видимости в Северном районе (ст. Киренск) наиболее выражено как в циклонах, так и в антициклонах в стадиях максимального развития.

• Иркутск

брэтск

• Нижмеудинск

• Киремсн

Рис. 85. Гистограммы распределения средней многолетней повторяемости (%) стадий развития приземных барических образований, с которыми связано образование опасных явлений погоды в различных районах Иркутской области в 2005-2009 гг.

147 ЗАКЛЮЧЕНИЕ 1.

На территории Иркутской области, природные ресурсы которой проявляют низкую

способность к самовосстановлению на фоне резко континентального климата, возникновение опасньгх явлений погоды чаще всего связано с влиянием орографии и прохождением динамически значимых атмосферных фронтов. 2.

На

территории

Иркутской

области

хорошо

выражена

сезонная

динамика

вертикальных движений, которая характеризуется развитием восходящих токов на фоне максимальных сдвигов ветра в переходные сезоны года и сопровождается увеличением повторяемости сильного ветра и ухудшения видимости в осадках (особенно в Западном и Южном районах Иркутской области, а также на станциях, расположенных в долинах крупных рек и на побережье оз. Байкал). 3.

Установлено, что повторяемость сильных пыльных бурь и очень сильного снега

максимальна в мае в Южном районе Иркутской области, сильного ливня в Западном и Южном районах, а сильных и продолжительных дождей - в высокогорных районах. 4.

В последние годы на территории Иркутской области случаи с сильным морозом

отмечались в три раза чаще, чем случаи с сильной жарой. Наиболее высокая повторяемость проявления

аномально

жарких

и холодных

периодов, в

формировании

которых

существенная роль принадлежит стационарным волнам в тропосфере и стратосфере, наблюдается в Северном районе Иркутской области. 5.

Возникновение продолжительных волн холода связано со смещением в южные

районы Иркутской области глубоких полярных стратосферных и тропосферных циклонов, которые образуются над Карским морем и полуостровом Таймыр, а продолжительных волн тепла - с крупномасштабной адвекцией южных умеренных воздушных масс по западной периферии высотного гребня, развивающегося над Сибирью. 6.

На территории Иркутской области условия пилотирования воздушных судов в

современный период чаще всего осложняет ухудшение видимости в тумане и атмосферных осадках. На фоне регионального повышения температур отмечено увеличение вероятности сильного тумана, сильной метели и сильной пыльной бури. 7.

При прогнозировании опасных

явлений на территории

Иркутской

области

необходимо учитывать, что они наиболее вероятны при меридиональных южных типах атмосферных процессов.

148 СПИСОК ИСПОЛЬЗОВАННЫХ и с т о ч н и к о в 1.

Аджиев А.Х. Пространственные и временные вариации грозовой активности

над Северным Кавказом / А.Х. Аджиев, А.А. Аджиева // Метеорология и гидрология. 2 0 0 9 . - № 1 2 . - С 25-31. 2.

Александров Э.Л. Атмосферный озон и изменения глобального климата / Э.Л.

Александров, И.Л. Кароль, Л.Р. Ракипова, Ю.С. Седунов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1982. - 167 с. 3.

Александрова М.П. Низкочастотная изменчивость атмосферной циркуляции

Северного полушария зимой / М.П. Александрова, Е.М. Володин, Е.А. Газина, Н.Н. Соколихина// Метеорология и гидрология. - 2004. - №1. - С. 35-47. 4.

Ананова Л.Г. Особенности радиолокационных характеристик конвективной

облачности при шквалах на юго-востоке Западной Сибири / Л.Г. Ананова, В.П. Горбатенко, И.А. Луковская // Метеорология и гидрология. - 2007. - №7.- С. 5-15. 5.

Анисимов О.А. К прогнозу изменения температуры воздуха для первой

четверти XXI столетия / О.А. Анисимов, В.Ю. Поляков // Метеорология и гидрология. -1999.-№ 2.-С. 25-31. 6.

Анисимов О.А. Анализ изменений температуры воздуха на территории России

и эмпирический прогноз на первую четверть XXI века / О.А. Анисимов, В.А. Лобанов, С.А. Ренева// Метеорология и гидрология. - 2007. - № 10. - С. 20-30. 7.

Атлас.

Иркутская

область:

экологические

условия

развития

М.:

Роскартография; Иркутск.: Ин-т географии СО РАН, 2004. - 90 с. 8.

Багров Н.А. Долгосрочные метеорологические прогнозы / Н.А. Багров, К.В.

Кондратович, Д.А. Педь. - Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 248 с. 9.

Байдал М.Х. Долгосрочные прогнозы погоды и колебаний климата Казахстана.

/ М.Х. Байдал. - Л.: Гидрометеоиздат, 1964. - Ч. 1,2.- 446 с. 10.

Баранов A.M. Авиационная метеорология / A.M. Баранов, С В . Солонин - Л.:

Гидрометеоиздат, 1981. - 384 с. 11.

Баяндина В.А.

Особенности туманообразования в районе Перми / В.А.

Баяндина // Вопросы микро- и мезоклимата, циркуляции и загрязнения атмосферы: Межвузовский сб. научных трудов.- Пермь. -1985. - С. 74-78. 12.

Белоусов С.Л. Руководство по краткосрочным прогнозам погоды / С.Л.

Белоусов, А.А. Васильев, Н.Ф. Вельтищев, Н.Г. Леонов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1986.4 . 1 . - 4 6 5 с.

149 13.

Белоусова Е.П. Аэросиноптические условия выхода южных циклонов на

южные районы Предбайкалья и их влияние на деятельность авиации / Е.П. Белоусова, А.С. Иванова, И.В. Латышева//Метеоспектр. - 2006.-№1. - С П 1-115. 14.

Белоусова Е.П. Циркуляционные особенности аномально теплых и холодных

зим над Восточной Сибирью / Е.П. Белоусова, И.В. Латышева, А.С.Иванова // Материалы XIII научного совещания географов Сибири и Дальнего Востока. Иркутск: Изд-во Института географии им. В.Б. Сочавы СО РАН, 2007. - Т.1.- С. 67-68. 15.

Белоусова Е.П. Исследование долговременной изменчивости влагосодержания

на территории Восточной Сибири / Е.П. Белоусова, И.В. Латышева // «Контроль и реабилитация окружающей среды КРОС-2008». Шестой международный симпозиум. (3-5 июля). - Томск. - 2008. - С. 218-220. 16.

Бедрицкий А.И. Опасные гидрометеорологические

явления, вызываемые

ветром, и их влияние на экономику России / А.И. Бедрицкий, А.А. Коршунов, Н.Н. Коршунова, В.И. Ламанов, М.З. Шаймарданов // Метеорология и гидрология. - 2007. № 9 . - С . 10-25. 17.

Бедрицкий А.И. Базы данных об опасных гидрометеорологических явлениях на

территории России и результаты статистического анализа / А.И. Бедрицкий., А.А. Коршунов, М.З. Шаймарданов // Метеорология и гидрология. - 2009. - №11. - С. 5-15. 18.

Беркович Л.В. Оперативный гидродинамический краткосрочный прогноз

метеовеличин и характеристик погоды в пунктах / Л.В. Беркович, С.Л. Белоусов, Ю.В. Ткачева, Г.Ю. Калугина // Метеорология и гидрология. - 2001. - № 2. - С. 35-45. 19.

Богаткин О.Г. Практикум по авиационной метеорологии / О.Г. Богаткин, В.Ф.

Говердовский, В.Д. Еникеева. - Л.: Гидрометеоиздат, 1987. - 184 с. 20.

Борисенков Е.П. Вопросы

энергетики

атмосферных

процессов

/ Е.П.

Борисенков. - Л.: Гидрометеоиздат, 1960. - 167 с. 21.

Бояркин В.М. География Иркутской области / В.М. Бояркин. - Иркутск:

Восточно-Сибирское книжное издательство, 1995. - 200 с. 22.

Бугаев В.А. Синоптические процессы Средней Азии / В.А. Бугаев,

В.А.

Джорджио и др. - Ташкент: Изд. АН Узбекской ССР, 1957. - 447 с. 23.

Будников А.А.

Влияние изменений температуры

поверхности

моря на

вариации давления атмосферы в приводном слое атмосферы / А.А. Будников, В.Б. Лапшин // Метеорология и гидрология. - 1996. - №2. - С. 63-69. 24.

Бухаров М.В. Диагноз возможных ливней и града по измерениям уходящего

теплового излучения Земли со спутника NOAA / М.В. Бухаров, А.А. Алексеева // Метеорология и гидрология. - 2004. - №9. - С. 21-31.

V 150 25.

Вызова Н.Л. Статистические характеристики сдвигов ветра в нижнем слое

атмосферы / Н.Л. Вызова, З.И. Волковицкая // Метеорология и гидрология. - 1980. №12.-С. 31-38. 26.

Бышев В.И. Синоптическая и крупномасштабная изменчивость океана и

атмосферы / В.И. Бышев. - М.: Наука, 2003. - 342 с. 27.

Бышев В.И. Природные факторы глобальной изменчивости современного

климата / И.В. Бышев, В.Г. Нейман, Ю.А. Романов // Изв. РАН. Сер. географическая. 2009.-Вып. №1.-С. 55-70. 28.

Ван Мигем Ж. Энергетика атмосферы / Ж.. Ван Мигем. - Л.: Гидрометеоиздат,

1977 - 327 с. 29.

Васильев А.А. Сдвиги ветра, турбулентность и вертикальные потоки в нижнем

слое атмосферы, влияние их на взлет и посадку воздушных судов / А.А. Васильев, В.Г. Глазунов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - 30 с. 30.

Васильев А.А. Сдвиги ветра в нижнем слое в зоне атмосферных фронтов / А.А.

Васильев // Тр. ГМЦ СССР. - 1979. - Вып. 215. - С. 79-82. 31.

Васильев В.Ф. Синоптические вихревые процессы и сезонные особенности

климатического режима атмосферы / В.Ф. Васильев, В.Ф. Романов // Метеорология и гидрология. - 1990. - №3. - С.21-29. 32.

Виноградова А.А. Меридиональные потоки массы и энергии вблизи границы

Арктики / А.А. Виноградова // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. - 2007. - Т; 43. № 3 . - С . 314-326. 33.

Витвицкий Г.Н. Зональность климата Земли / Г.Н. Витвицкий. - М.: Мысль,

1980.-253 с. 34.

Володин Е.М. Исследование первой моды низкочастотной изменчивости

зимней атмосферной циркуляции в средних широтах Северного полушария / Е.М. Володин, В.Я. Галин // Метеорология и гидрология. - 1998. - № 9. - С. 26-40. 35.

Воробьев

В.И. Северо-Атлантическое

колебание / В.И. Воробьев, Н.П.

Смирнов. - СПб.: Изд-во РГГМУ, 2002. - 56 с. 36.

Гаврилов В.А. Видимость в атмосфере / В.А. Гаврилов. - Л.: Гидрометеоиздат,

1966. - 324 с 37.

Гивишвили Г.В. Климат верхней атмосферы меняется / Г.В. Гивишвили, Н.П.

Сергеенко, Л.Н. Лещенко // Вестник РАН. - 2000. - Т. 70. - № 10. - С. 929-933. 38.

Гиндуллин Ф.А. О связи грозовой активности с некоторыми климатическими

характеристиками на территории Томской области / Ф.А. Гиндуллин, В.П. Горбатенко // Тр. ЗапСибНИГМИ. - 1989. - Вып. 86. - С. 132-135.

151 39.

Гире А.А. Многолетние колебания атмосферной циркуляции и долгосрочные

гидрометеорологические прогнозы / А.А. Гире - Л.: Гидрометеоиздат, 1971. - 488 с. 40.

Глазунов В.Г. Условия возникновения сильного вертикального сдвига ветра в

нижней части приземного слоя атмосферы / В.Г. Глазунов // Тр. ГМЦ СССР. - 1975. Вып. 62. - С. 19-33. 41.

Глазунов В.Г. Временной ход вертикального сдвига ветра в связи с эволюцией

синоптического положения / В.Г. Глазунов // Тр. ГНИЦ. - 1980. - Вып. 235. - С. 108120. 42.

Гоголева Е.И. Условия возникновения низкой облачности над Европейской

территорией СССР и возможности ее прогноза / Е.И. Гоголева. - Л.: Гидрометеоиздат, 1957.-52 с. 43.

Голубев Р.С. Метод прогноза гроз в северной половине Казахстана / Р.С.

Голубев, Л.Н. Чернышева// Тр. КазНИГМИ. - 1970. - Вып. 35. - С. 13-27. 44.

Гольник

Я.М.

Особенности

формирования

сложных

для

авиации

метеорологических условий на севере ЕТ СССР / Я.М. Гольник // Вопросы микро- и мезоклимата, циркуляции и загрязнения атмосферы: Межвузовский сб. научных трудов. - Пермь. - 1985. - С. 43-50. 45.

Горбатенко В.П. Грозовая деятельность на территории СССР / В.П. Горбатенко

// Тр. ВНИИЭ. - 1964. - Т. 111. - Вып. 19. - С. 50-57. 46.

Горбатенко В.П. Влияние изменения подстилающей поверхности на грозовую

активность / В.П. Горбатенко, А.А. Дульзон // География и природные ресурсы. 1977. - №2.-С. 142-146. 47.

Горбатенко

В.П.

Пространственные

временные

вариации

грозовой

активности над Томской областью / В.П. Горбатенко // Метеорология и гидрология. 1999. -№12. - С . 21-28. 48.

Груза Г.В. Связь индексов атмосферной циркуляции с приземной температурой

воздуха Северного полушария / Г.В. Груза, Э.Я. Ранькова, Е.А.

Семенюк //

Метеорология и гидрология. - 1990. - №6. - С. 21-29. 49.

Груза Г.В. Сезонные особенности пространственного распределения индексов

блокирования в Северном полушарии / Г.В. Груза, Л.В. Коровкина // Метеорология и гидрология. -1991. - № 3 . - С . 108-110. 50.

Груза Г.В. Климатический мониторинг процессов блокирования западного

переноса в Северном полушарии / Г.В. Груза, Л.В. Коровкина // Метеорология и гидрология. 1991. - №8. - С. 11-17.

152 51.

Груза Г.В. Колебания и изменения климата на территории России / Г.В. Груза,

Э.Я. Ранькова // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. - 2003. - Т.39. - №2. - С.166185. 52.

Груза Г.В. Многолетние колебания температуры свободной атмосферы в

южной полярной области / Г.В. Груза, В.В. Майстрова, И.И. Большакова, О.Л. Жукова // Метеорология и гидрология. - 2005. - №4. - С. 14-20. 53.

Груза Г.В. Оценка предстоящих изменений климата на территории Российской

Федерации / Г.В. Груза, Э.Я. Ранькова // Метеорология и гидрология. - 2009. - № 11. С.15-29. 54.

Гудкович З.М. О характере и причинах изменений климата Земли / З.М.

Гудкович, В.П. Карклин, В.М. Смоляницкий, И.Е. Фролов // Проблемы Арктики и Антарктики. Доклады итоговой сессии ученого совета ААНИИ по результатам работ 2008 г. - 2009. - №1 (81). - С. 15-24. 55.

Гулев С.К. Глобальное потепление продолжается / С.К. Гулев, В.М. Катцов,

О.Н. Соломина // Вестник РАН. - 2008. - Т. 78. - № 1. - С. 20-27. 56.

Густокашина Н.Н. Многолетние изменения основных элементов климата на

территории Предбайкалья / Н.Н. Густокашина.

- Иркутск: Изд-во

института

географии СО РАН, 2003. - 107 с. 57.

Густокашина

Н.Н. Региональные

особенности

атмосферных

осадков

Предбайкалье / Н.Н. Густокашина, И.В. Латышева, В.И. Мордвинов // География и природные ресурсы. - 2004. - №1. - С. 96-101. 58.

Даценко Н.М. О колебаниях глобального климата за последние 150 лет / Н.М.

Даценко, А.С. Монин, Д.М. Сонечкин // ДАН. - 2004. - Т. 399. - № 2. - С. 253-256. 59.

Даценко Н.М. О надежности тысячелетних реконструкций хода приземной

температуры воздуха Северного полушария / Н.М. Даценко, Д.М. Сонечкин // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. - 2008. - Т. 44. - № 6. - С. 797-803. 60.

Дзюба А.В. Механизм формирования многолетних направленных изменений

климата в прошедшем и текущем столетиях / А.В. Дзюба, Г.Н. Панин // Метеорология и гидрология. - 2007. - №5. - С. 5-26. 61.

Дроздов О.А. Климатология / О.А. Дроздов, В.А. Васильев, Н.В. Кобышева,

А.Н. Раевский, Л.К. Смекалова, Е.П. Школьный. - Л.: Гидрометеоиздат, 1989. - 568 с. 62.

Дроздов О.А. О неодинаковости проявлений колебаний климата в различных

секторах и зонах северного полушария / О.А. Дроздов, К.М. Лугина // Вестник С.Петербургского университета. - 1996. - Сер. 71. - С. 44-57.

153 63.

Дроздов О.А. Естественные и антропогенные изменения климата / О.А.

Дроздов, П.П. Арапов, К.М. Лугина // Глобальные и региональные изменения климата и их природные и социально-экономические последствия. - М.: Геос, 2000. - С. 54-59. 64.

Дымников В.П. О предсказуемости изменений климата / В.П. Дымников // Изв.

РАН. Физика атмосферы и океана. - 1998. - Т. 34. - № 5. - С. 741-751. 65.

Дюкарев Е.А. Изменение климата на азиатской территории России во второй

половине XX столетия: сравнение данных наблюдений и реанализа / Е.А. Дюкарев, И.И. Ипполитов, М.В. Кабанов, С В . Логинов // Оптика атмосферы и океана.- 2006. Т. 19. -№11.-С.934-940. 66.

Жук A.M. Статистическое исследование условий образования осенне-зимних

туманов в районе Иркутского аэропорта / A.M. Жук // Тр. ЗСРНИГМИ. - 1973. - Вып. 12.-С. 101-110. 67.

Жук А.М. Местные ветры Иркутска и их влияние на образование тумана в

холодное время года / A.M. Жук, Н.В. Петренко // Тр. Гидрометцентра СССР. - 1977. Вып. 176. - С. 62-75. 68.

Жук A.M. Механизм образования тумана в районе Иркутского аэропорта в

осенне-зимний период / A.M. Жук, Л.С. Хайбулина // Тр. ЗСРНИГМИ. - 1978. - Вып. 36.-С. 34-38. 69.

Заварина М.В. О вертикальном распределении сильных ветров пограничном

слое атмосферы / М.В. Заварина, В.Г. Цверава // Тр. ГГО. - 1966. - Вып. 200. - С. 4553. 70.

Зверев А.С. Синоптическая метеорология / А.С. Зверев. - Л.: Гидрометеоиздат,

1977.- 700 с. 71.

Зверев И.И. Климатология и долгопериодная изменчивость годового хода

температуры воздуха над Европой / И.И. Зверев // Метеорология и гидрология. - 2007. - № 7 . - С . 18-24. 72.

Зимич П.И. Атмосферные процессы и погода Восточной Арктики / П.И. Зимич.

- Владивосток: Дальнаука, 1998. - 236 с. 73.

Зуев В.В. Связь потеплений климата Сибири в XX

в. с активностью

тропических вулканов / В.В. Зуев // Оптика атмосферы и океана. - 2006. - Т. 19. - № 10.- С. 887-893. 74.

Зюляева Ю.А. Анализ трехмерных

потоков Элиассена-Пальма в нижней

стратосфере / Ю.А. Зюляева, Е.А. Жадин // Метеорология и гидрология. - 2009. - № 8. -С. 5-15

154 75.

Иванова B.C. Распределение туманов по территории Челябинской области /

B.C. Иванова // Вопросы микро- и мезоклимата, циркуляции и загрязнения атмосферы: Межвузовский сб. научных трудов. - Пермь. - 1985. - С. 58-61. 76.

Израэль Ю.А. Изменения глобального климата, их причины и последствия /

Ю.А. Израэль // Глобальные экологические проблемы на пороге XXI века. - М.: Наука, 1998. - С. 49-68. 77.

Израэль Ю.А. Науки о Земле на рубеже веков: науки об атмосфере и

гидросфере / Ю.А. Израэль // Метеорология и гидрология. - 1999. - № 5. - С. 18-31. 78.

Израэль Ю.А. Роль стратосферных аэрозолей в сохранении современного

климата / Ю.А. Израэль, И.И. Борзенкова, Д.А.

Северов // Метеорология и

гидрология. - 2007. - №1. - С. 5-14. 79.

Ипполитов И.И. Пространственные и временные масштабы наблюдаемого

потепления в Сибири / И.И. Ипполитов, М.В. Кабанов, С В . Логинов // ДАН. - 2007. Т. 412.-№6.-С. 814-817. 80.

Кабанов

М.В.

Мониторинг1

моделирование

природно-климатических

изменений в Сибири / М.В. Кабанов, В.Н. Лыкосов // Оптика атмосферы и океана. 2006. - Т. 19. - № 9. - С.753-765. 81.

Казначеева В.Д. Дальние связи низкочастотной составляющей геопотенциала

Н500 и средней месячной приземной температуры воздуха в зимний сезон / В.Д. Казначеева//Метеорология и гидрология. - 1997. - №9. - С. 5-13. 82.

Калинин

Н.А.

Исследование

радиолокационных

характеристик

для

распознавания опасных явлений погоды, связанных с кучево-дождевой облачностью / Н.А. Калинин, А.А. Смирнова // Метеорология и гидрология. - 2005. - № 1. - С. 84-96. 83.

Кароль И.Л. О климате по существу и всерьез / И.Л. Кароль, В.М. Катцов, А.А.

Киселев, Н.В. Кобышева. - СПб: ГГО им. А.И. Воейкова, 2008. - 56 с. 84.

Катцов В.М.

Современные

приоритеты

фундаментальных

исследований

климата / В.М. Катцов, В.П. Мелепгко // Тр. ГГО. - 2008. - Вып. 557. - С. 3-19. 85.

Клименко А.В. Виновато ли человечество в глобальном изменении климата?

Россия в окружающем мире: 1998 (Аналитический ежегодник) / под ред. Н.Н. Моисеева, С А. Степанова. - М.: Изд-во МНЭПУ, 1998. - С. 53-66. 86.

Колпинов Н.И. Циклоническая деятельность в западном секторе Российской

Арктики / Н.И. Колпинов, В.А. Колпинова // Метеорология и гидрология. - 2004. № 1 . - С. 47-52.

155 87.

Кононова

Н.К.

Динамика

циркуляции

атмосферы

циркуляционные

механизмы метеорологических экстремумов в Арктике / Н.К. Кононова // Изв. РАН. Сер. географическая. - 2007. - Вып. №6. - С. 49-72. 88.

Кононова Н.К. Классификация циркуляционных

механизмов

Северного

полушария по Б.Л. Дезрдзеевскому / Н.К. Кононова. - М.: Российская Академия наук. Институт географии РАН, 2009. - 371 с. 89.

Кошинский С.Д. Опасные явления погоды на территории Сибири и Урала /

С.Д. Кошинский, А.Д. Дробышева. - Л.: Гидрометеоиздат, 1987.- Часть V.- 216 с. 90.

Крупномасштабные динамические процессы в атмосфере / Под ред. Б.

Хоскинса, Р. Пирса. - М.: Мир, 1988. - 432 с. 91.

Крыжов В.Н. Связь средней месячной, сезонной и годовой температур воздуха

на севере России с индексами зональной циркуляции зимы / В.Н. Крыжов // Метеорология и гидрология. - 2003. - №2. - С. 15-28. 92.

Крыжов В.Н. Связь средней годовой температуры воздуха в Северо-Западной

Евразии с Арктическим колебанием / В.Н. Крыжов // Метеорология и гидрология. 2004.-№1.-С. 18-25. 93.

Крыжов В.Н. Причины похолоданий в ноябре 1980 — 1990-х годах на

европейской территории России / В.Н. Крыжов // Метеорология и гидрология. - 2008. - № 1 . - С . 5-14. 94.

Лагун В.Е. Климатология циклонов в глобальной атмосфере / В.Е. Лагун //

Международная конференция «Моделирование базы данных и информационные системы для атмосферных наук». Программы и тезисы. Июнь (25-29) - Томск: Томский ЦНТИ. - 2001. - С. 19-20. 95.

Лаппо С.С. Крупномасштабное тепловое взаимодействие в системе океан-

атмосфера и энергоактивные области мирового океана / С.С. Лаппо, С.К. Гулев, А.Е. Рождественский - Л.: Гидрометеоиздат, 1990. - 336 с. 96.

Латышева

И.В. Особенности зимней циркуляции в районе

Азиатского

антициклона / И.В. Латышева, В.И. Мордвинов, А.С. Иванова // Оптика атмосферы и океана. - 2004. -17. - № 5-6. - С.448-452. 97.

Латышева И.В. Климатические особенности зимнего периода на территории

Иркутской области и их влияние на деятельность авиации/ И.В. Латышева, Е.П. Белоусова // Вестник Иркутского университета. Специальный выпуск: Материалы ежегодной научно-теоретической конференции молодых ученых. - Иркутск: Иркут. гос. ун-т. - 2006. - С. 20.

156 98.

Латышева И.В. Аэросиноптические условия выхода южных циклонов на

южные районы Предбайкалья и их влияние на деятельность авиации / И.В. Латышева, Е.П. Белоусова, А.С. Иванова // Метеоспектр. - 2006. - №1. - С П 1-115. 99.

Латышева И.В. Климатические особенности зимнего периода на территории

Иркутской области и их влияние на деятельность авиации / И.В. Латышева, Е.П. Белоусова, А.С. Иванова // Метеоспектр. - 2006. - №2. - С. 113-119. 100.

Латышева И.В. Циркуляционные условия аномально холодной зимы 2005/06

гг. над Евразией / И.В. Латышева, Е.П. Белоусова, А.С. Иванова, В.Л. Потемкин // Метеорология и гидрология. - 2007. - №9. - С. 36-41. 101.

Латышева И.В. Современные особенности гидрометеорологического режима

на южном побережье оз. Байкал // И.В. Латышева, В.Н. Синюкович, Е.В. Чумакова // Известия Иркутского государственного университета. Сер. Науки о Земле.- 2009. - Т. 2 . - № 2 . - С . 117-134. 102.

Лобанов В.А. Современные изменения температуры воздуха на территории

Европы / В.А. Лобанов, О.А. Анисимов // Метеорология и гидрология. - 2003. - №2. С. 5-14. 103.

Майстрова В.В. Изменение температуры свободной атмосферы в северной

полярной области в 1959-2000 гг. / В.В. Майстрова, А.П. Нагурный, И.И. Большакова /У Метеорология и гидрология. - 2002. - №6. - С. 5-14. 104.

Мартынова Т.В. О колебании положения и интенсивности центров действия

атмосферы / Т.В. Мартынова // Метеорология и гидрология. - 1990. - №4. - С.29-36. 105.

Марчук Г.И. Физика атмосферы и океана и проблема прогноза погоды / Г.И.

Марчук // Вест. АН СССР. - 1976. - № 2. - С. 115-125. 106.

Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосферы / Л.Т. Матвеев. -

Л.: Гидрометеоиздат, 1984. - 738 с. 107.

Матвеев Л.Т. Циклогенез в бароклинно неустойчивых волнах / Л.Т. Матвеев,

С.А. Солдатенко // Метеорология и гидрология. -1989. - №3. - С.52-61. 108.

Мигунов Н.И. Наблюдение за молниевыми разрядами при вихревых явлениях /

Н.И. Мигунов, В.М. Московенко, Н.И. Росанов // Метеорология и гидрология. - 2005. - № 1 . - С. 70-84. 109.

Мизандронцева К.Н. Климат и климатические ресурсы Байкала и Прибайкалья

/ К.Н. Мизандронцева. - М.: Наука, 1970. - 102 с . 110.

Михель В.М. Влияние рельефа местности на высоту облаков нижнего яруса /

В.М. Михель // Тр. ГГО. - 1952. - Вып. 19. - С. 172-202.

157 111.

Монин A.C. Колебания климата по данным наблюдений. Тройной солнечный и

другие циклы / А.С. Монин, Д.М. Сонечкин. - М.: Наука, 2005. - 191 с. 112.

Мордвинов В.И. Связь межгодовых вариаций Арктической и Антарктической

осцилляции с характеристиками вихревой и волновой активности / В.И. Мордвинов, А.С. Иванова, Е.В. Девятова// Метеорология и гидрология. - 2008. - №8. - С. 20-36. 113.

Морозова Е.Н. О прогнозе ночных гроз в Новосибирской области / Е.Н.

Морозова, Р.А. Ягудин // Тр. НРГМЦ. - 1971. - Вып. 5. - С. 17-24. 114.

Мохов И.И. Российские климатические исследования в 2003-2006 гг. / И.И.

Мохов // Изв. РАН. Физика атмосферы и океана. - 2009. - Т. 45. - №2. - С. 180-192. 115.

Муравьев

А.В.

Режимы

атмосферной

циркуляции

долгосрочный

метеорологический прогноз / А.В. Муравьев // Автореф. дис. докт. физ.-мат. наук: 25.00.30 - М., 2006. - 36 с. ' 116.

Наставление гидрометеорологическим станциям и постам. Выпуск 3. - Л.:

Гидрометеоиздат, 1985. - 4.1. - 300 с. 117.

Нахутин А.И. Дискуссия о пересмотренных оценках аномалий температуры в

Северном полушарии в период 1400-1980 гг. / А.И. Нахутин // Метеорология и гидрология. - 2004. - №12. - С. 90-93. 118.

Немайес Дж. Характеристики холодных зимних и теплых летних периодов в

Скандинавии в связи с общей циркуляцией атмосферы / Дж. Немайес // Общая циркуляция атмосферы. - М.: Прогресс, 1964. - С. 232-252. 119.

Нестеров Е.С. О фазах североатлантического колебания / E.G. Нестеров //

Метеорология и гидрология. - 2003. - №1. - С. 64-74. 120.

Обухов

А.М.

Динамические

условия

возникновения засух

других

крупномасштабных погодных аномалий / A.M. Обухов, М.В. Курганский, М.С. Таторская // Метеорология и гидрология. -1984. - № 10. - С. 5-13. 121.

Опасные явления погоды на территории Сибири и Урала / Под ред. С.Д.

Кошинского, А.Д. Дробышева. - Л.: Гидрометеоиздат, 1986. - Ч. II. - 237 с. 122.

Осипов В.И. Природные катастрофы на рубеже XXI века / В.И. Осипов //

Вестник РАН. - 2001. - Т. 71. - № 4. - С. 291-302. 123.

Панфутова Ю.А. Опасные явления погоды на равнинной части Российской

Федерации / Ю.А. Панфутова // Тр. ГГО. - 2008. - Вып. 556 - С.145-156. 124.

Панфутова

Ю.А.

Опасные

метеорологические

явления

на

равнинной

территории Российской Федерации и риски, создаваемые ими / Ю.А. Панфутова // Автореф. дис. канд. геогр. наук: 25.00.30. - М., 2008. - 22 с.

158 125.

Педь Д.А. Некоторые климатические особенности циркумполярного вихря

Северного полушария / Д.А. Педь // Тр. ГМЦ СССР. - 1973. - Вып. 115. - С. 25-44. 126.

Перри А.Х. Система океан-атмосфера / А.Х. Перри, Дж.М. Уокер. - Л.:

Гидрометеоиздат, 1979. - 128 с. 127.

Переведенцев Ю.П. Динамика региональных климатических аномалий в

тропосфере Северного полушария за последние десятилетия / Ю.П. Переведенцев, М.А. Верещагин, Э.П. Наумов и др. // Международ, конф. по проблемам гидромет. безопасности

"Прогнозирование

адаптация

общества

экстремальным

климатическим изменениям": пленарные доклады. - 2007. - С. 208-220. 128.

Переведенцев Ю.П. Теория климата / Ю.П. Переведенцев. - Казань.: Изд.

Казанского ун-та, 2009. •• 503 с. 129.

Платова Т.В. Годовые экстремумы температуры

воздуха на территории

Российской Федерации и их климатические изменения / Т.В. Платова // Метеорология и гидрология. - 2008. - №11. - С. 80-85. 130.

Попова В.В.

Циркуляционные механизмы

крупномасштабных

аномалий

температуры воздуха зимой в Северной Евразии в конце XX столетия / В.В. Попова, А.Б. Шмакин // Метеорология и гидрология. - 2006. - №12. - С. 15-25. 131.

Предстоящие изменения климата / Под ред. М.И. Будыко, М.С. Маккракена. -

Л.: Гидрометеоиздат, 1991. - 272 с. 132.

Ракипова Л.Р. Взаимосвязь между барическими полями тропо- и стратосферы

на фоне колебаний геомагнитной возмущенности / Л.Р. Ракипова, Н.И. Яковлева, Н.И. Воробьева//Тр. ГГО. - 1981. - Вып. 458. - С. 16-23. 133.

Ракипова Л.Р. Влияние внешних факторов на вертикальную

структуру

планетарных волн в тропосфере и стратосфере / Л.Р. Ракипова, Н.И. Яковлева // Тр. ГГО. - 1984. - Вып. 471. - С 3-9. 134.

Рафаилова Х.Х. Использование характеристик стратосферы, тропосферы и

подстилающей поверхности в долгосрочных прогнозах погоды / Х.Х. Рафаилова. - Л.: Гидрометеоиздат, 1973. - 317 с. 135.

Руководство по прогнозированию метеорологических условий для авиации /

Под ред.: К.Г. Абрамович, А.А. Васильева. - Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 304 с. 136.

Сазонов Б.И. Условия усиления меридиональной циркуляции в полярных

широтах / Б.И. Сазонов, С В . Косогледова // Тр. ГГО. - 1968. - Вып. 227. - С. 21-27. 137.

Сазонов Б.И. Суровые зимы и засухи / Б.И. Сазонов. - Л.: Гидрометеоиздат,

1991.-240 с.

159 138.

Свиязов Е.М. Самоорганизация циклонических систем умеренных широт /

Е.М. Свиязов // Молодые ученые Волго-Уральского

региона на рубеже веков:

Материалы юбилейной научной конференции молодых ученых. - Уфа: Башкирский государственный университет, 2001. - Т. 1. - С. 170-171. 139.

Семенов В.П. Влияние Атлантического

океана на режим температуры и

осадков на Европейской территории СССР / В.П. Семенов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1960.-148 с. 140.

Семенов Е.К. Синоптические аспекты формирования экваториальной зоны

западных ветров над Тихим океаном в период экстремального Эль-Ниньо 1997-1998 гг. / Е.К. Семенов, Е.М. Соколихина, Н.Н. Соколихина // Метеорология и гидрология. -2005.-№3.-С. 17-30. 141.

Семенов Е.К. Атмосферная циркуляция в низких широтах в периоды теплых и

холодных

фаз явления Эль-Ниньо -

Южное колебание / Е.К. Семенов, Е.В.

Соколихина, Н.Н. Соколихина // Метеорология и гидрология. - 2006. - №8..- С. 35-45. 142.

Семенченко Б.А. Физическая метеорология / Б.А. Семенченко: - М.: Аспект

пресс, 2002.-315 с. 143.

Сидоренков

Н.С. Многолетние

изменения атмосферной

циркуляции

колебания климата в первом естественном синоптическом районе / Н.С. Сидоренков, П.И. Свиренко // Тр. Гидрометцентра СССР. - 1991. - Вып. 316. - С. 93-105. 144.

Соколов П.А. Влияние аномалий температуры воды в Северной'Атлантике на

крупномасштабные атмосферные процессы в зимний период / П.А. Соколов // Метеорология и гидрология.- 1987. - №8. - С. 22-30. 145.

Тимофеева С.С. Мониторинг опасных природных явлений на территории

Иркутской области / С.С. Тимофеева, С В . Латышев, К.А. Лощенко, В.Л. Потемкин // Вестник ИрГТУ. - 2010. - №3 (43). - С. 30-35. 146.

Токарев В.Г. Об изменчивости и аномальности сравнений средней сезонной

температуры воздуха в первую половину лета в Западной Сибири / В.Г. Токарев // Труды ЗапСибНИИ Госкомгидромета. - 1983. - Вып. 59. - С. 20-26. 147.

Убушаев В.Н. Об изменении направления ветра с высотой в нижнем слое

атмосферы / В.Н. Убушаев, В.Г. Цверава // Метеорология и гидрология. - 1969. - № 9. - С. 84-86. 148.

Угрюмов А.И. Тепловой режим океана и долгосрочные прогнозы погоды / А.И.

Угрюмов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1981. - 176 с.

160 149.

Угрюмов

А.И.

Современные

изменения

климата

Санкт-Петербурга

колебания циркуляции атмосферы / А.И. Угрюмов, Н.В. Харькова // Метеорология и гидрология. - 2008. - №1. - С. 24-30. 150.

Федорова А.А. Особенности полей температуры, облачности и влажности в

атмосфере при ночных грозах / А.А. Федорова// Тр. ЦАО. - 1967. - Вып. 79. - С. 61-78. 151.

Филиппов

А.Х.

Грозы

Восточной

Сибири.

/ А.Х.

Филиппов. -

Л.:

Гидрометеоиздат, 1974. - 76 с. 152.

Фролов А.В. О практической предсказуемости метеорологических величин с

помощью глобальной спектральной модели Гидрометцентра России / А.В. Фролов, Е.Д. Астахова, И.А. Розипкина, В.И. Цветков, Т.Я. Пономарева, И.В. Рузанова // Метеорология и гидрология. - 2004. - №5. - С. 5-21. 153.

Хайруллин P.P. О сезонных изменениях характеристик длинных волн в

северном полушарии /P.P. Хайруллин // Географический сб. - Казань: Казанский ун-т. -1969.-Вып. 4 . - С . 40-52. 154.

Хайруллин

P.P. Особенности

пространственно-временного

распределения

циклогенеза над Северным полушарием / P.P. Хайруллин, Л.Н. Надреева // Вопросы прогноза, погоды, климата, циркуляции и охраны атмосферы. Межвузовский сб. научных трудов. - Пермь: ПГУ. - 2000. - С. 12-18. 155.

Хуторянская Д.Ф. Региональные особенности синоптических процессов над

Восточной Сибирью: Учеб. Пособие / Д.Ф. Хуторянская. - Иркутск: Иркут. ун-т, 2002. -162 с. 156.

Чередниченко А.В. Изменение климата Казахстана и возможности адаптации

за счет доступных водозапасов облачности / А.В. Чередниченко. - Бишкек.: Илим, 2009. - 260 с. 157.

Черепкова Е.А. Связь опасных атмосферных засух в Европейской России в XX

веке с макроциркуляционными процессами / Е.А. Черепкова, Н.К. Кононова // - Изв. РАН. Сер. Географическая. - 2009. - Вып. №1. - С. 35-47. 158.

Шакина Н.П. Теоретические исследования атмосферных фронтов и циклонов

средних широт / Н.П. Шакина // Метеорология и гидрология. - 1978. - № 7. - С. 108115. 159.

Шакина Н.П. Субъективный и объективный анализы атмосферных фронтов. I.

Объективные характеристики атмосферных фронтов, проведенных синоптиками / Н.П. Шакина, Е.Н. Скриптунова, А.Р. Р1ванова, Г.Ю. Калугина // Метеорология и гидрология. -1998. - №7. - С. 19-30.

161 160.

Шакина Н.П. Субъективный и объективный анализы атмосферных фронтов. II.

Объективное выделение зон фронтов / Н.П. Шакина, Е.Н. Скриптунова, А.Р. Иванова, Г.Ю. Калугина// Метеорология и гидрология. - 1998. - №8. - С. 5-15. 161.

Шакина Н.П. Диагностические исследования и моделирование процессов

циклогенеза, фронтогенеза и погодных условий на различных стадиях развития циклона / Н.П. Шакина, Е.Н. Скриптунова, А.Р. Иванова, Л.В. Берюкович, Ю.В. Ткачева // Тр. Гидромет. н.-и. центра РФ. - 2000. - №335. - С. 3-25. 162.

Шакина Н.П. Условия выпадения замерзающих осадков некоторых аэропортах

России и СНГ. I. Аэропорты московского аэроузла / Н.П. Шакина, Е.Н. Скриптунова, А.Р. Иванова // Метеорология и гидрология. - 2003. - №6. - С. 40-59. 163.

Шакина Н.П. Условия выпадения замерзающих осадков некоторых аэропортах

России и СНГ. П. Аэропорт Минеральные Воды / Н.П. Шакина, Е.Н. Скриптунова, А.Р. Иванова// Метеорология и гидрология. - 2005. - №2. - С. 27-43. 164.

Шакина Н.П. Условия

выпадения

замерзающих

осадков

некоторых

аэропортах России и СНГ. III. Аэропорт Одесса / Н.П. Шакина, Е.Н.* Скриптунова, А.Р. Иванова, И.А. Хоменко, Г.В. Хоменко // Метеорология и гидрология. - 2005. № 9 . - С . 5-19. 165.

Швер Ц.А. Климат г. Иркутска / Ц.А. Швер, Н.П. Форманчук. - Л.:

Гидрометеоиздат, 1981. - 246 с. 166.

Шерстюков Б.Г. Пространственные и сезонные особенности, изменений

климата в период интенсивного глобального потепления / Б.Г. Шерстюков // Автореф. дис. докт. геогр. наук: 25.00.30. - Казань, 2008. - 36 с. 167.

Щербакова Е.Я. Восточная Сибирь / Е.Я. Щербакова. - Л.: Гидрометеоиздат,

1961.-300 с. 168.

Элизбарашвили Э.Ш. Туманы в Восточной Грузии / Э. Ш. Элизбарашвили, Т.

К. Зубиташвили // Изв. РАН. Сер. Географическая. - 2007. - Вып. № 5. - С. 29-52 169.

Ягудин

Р.А.

Статистико-климатическое

описание

ночных

гроз

Новосибирской области / Р.А. Ягудин // Тр. НРГМЦ. - 1967. - Вып. 1 (5). - С. 24-36. 170.

Ягудин

Р.А.

Физико-статистическое

исследование

ночных

гроз

Новосибирской области / Р.А. Ягудин // Тр. НРГМЦ. -1971. - Вып. 6. - С. 9-23. 171.

Arkin Р.А. The relationship between interannual variability in the 200 mb tropical

wind field and the Southern Oscillation / P.A. Arkin // Mon. Weather Rev. - 1982. - V. 110. - № 1 0 . - P . 1393-1404. 172.

Black E. Factors contributing to the summer 2003 heatwave / E. Black, M.

Blackburn, G. Harison, B. Hoskins, J. Methven // Weather. - 2004. - V. 59. - P. 217-223.

162 173.

Bloomfield P. Trends in global temperature / P. Bloomfield // Climatic Change. -

1992.-V. 21.-P.1-16. 174.

Browning K.A. Conceptual modes of precipitation system / K.A. Browning // ESA

Journal. - 1985. - №2. - P. 157-180. 175.

Chandra S. Solar-induced oscillations in the stratosphere / S. Chandra // J. Geoph.

Res. - 1985. - V. 90. - P. 2332-2339. 176.

Chen T. Diagnostic analysis and spectral energetics of a blocking event in the GLAS

climate model simulation / T. Chen, J. Chukla // Mon. Weather Rev. -1983. - V. 111. - №1. P. 3-22. 177.

DeWeaver E. Zonal-eddy dynamics of the North Atlantic Oscillation / E. DeWeaver,

S. Nigam // J. Climate. - 2000. - V. 13. - P. 3893-3914. 178.

Dickinson M. Mixed Rossby-Gravity

Waves and Western

Pacific

Tropical

Cyclogenesis. Part 1: Synoptic Evolution / J. Molinary, M. Dickinson // J. Atmos. Sci. 2002. - V. 59. - №14. - P. 2183-2196. 179.

Feldstein S.B. Is the atmospheric zonal index driven by an eddy feedback? / S.B.

Feldstein, Lee S. // J. Atmos. Sci. - 1998. - V. 55. - P. 2077-3086. 180.

Fyfe J.C. The Arctic and Antarctic oscillations and their projected changes under

global warming / J.C. Fyfe, G.J. Boer, G.M. Flato // Geophys. Res. Lett. - 1999. - V. 26. №11.-P. 1601-1604. 181.

Gong Dao-Yu East Asian dust storm and weather disturbance: possible links to the

Arctic Oscillation / Dao-Yu Gong, Rui Mao, Yi-Da Fan // International Journal of climatology. - 2006. - V. 26. - P. 1379-1396. 182.

Hengchun Ye The influence of air temperature and atmospheric circulation on winter

fog frequency over Northern Eurasia / Ye Hengchun // International Journal of Climatology. - 2009. - V.29. - P. 729-734. 183.

Hoerling Martin P. The midlatitude warming during 1998-2000 / Martin P. Hoerling,

S. Jeffrey, S. Whitaker, Aran Kumar // Geophys.Res.Lett. - 2001. - V. 28. - №5. - P. 755758. 184.

Holton J.R. The stratosphere and its links to the troposphere / J.R. Holton // Large-

scale dynamical processes on the Atmosphere. Acad. Press. - 1983. - P. 277-303. 185.

Hoskins B.J. The study linear response of a spherical atmosphere to thermal and

orographic forcing / B.J. Hoskins, D.J. Karoly // J. Atmos. Sci. - 1981. - V. 38. - P. 11791196. 186.

Hurrell J.W. Transient eddy forcing of the rotational flow during northern winter /

J.W. Hurrell//J. Atmos. Sci. - 1995. -V. 52. - P. 2286-2301.

163 187.

Kalnay E. The NCEP/MCAR 40-Year Reanalysis Project / E. Kalnay [et. al.] // Bull.

Amer. Meteor. Soc. -1996.- V.77. - P.437-471. 188.

Klein W.H. The synoptic climatology of monthly mean surface temperature in the

United States during winter relative to the sun'ounding 700 mb height field / W.H. Klein, J.N. Kleine // Mon. Weather Rev. - 1984. - V. 112. - P. 433-448. 189.

Kysel'y J. Temporal fluctuations in heat waves at Prague-Klementinum, the Czech

Republic, from 1901-1997, and their relationships to atmospheric circulation / J. Kysel'y // International Journal of Climatology. - 2002. - V. 22. - P. 33-50. 190.

Kysel'y J. Recent severe heat waves in central Europe: how to view them in a long-

term prospect? / J. Kysel'y // International Journal Climatology. - 2009. - DOI: 10.1002/joc.l874. 191.

Luterbacher J. European seasonal and annual temperature variability, trends, and

extremes since 1500 / J. Luterbacher, D. Dietrich, E. Xoplaki, M. Grosjean, H. Wanner // Science. - 2004. - V. 303. - P. 1499-1503. 192.

Mordvinov V.I. Long-term variations of the atmospheric thermobaric field as

deduced from NCAR/NCEP Reanalysis data / V.I. Mordvinov, I.V. Latysheva, A.S. Ivanova // Proceedings of SPIE. - 2003. - V. 5397. - P. 285-291. 193.

Mu M.Q. ENSO signals in east Asian winter monsoon: observation analysis / M.Q.

Mu, C.Y. Li // Chinese Journal of Atmospheric Sciences. - 1999. - V. 23(3). - P. 276-385. 194.

Namias J. Macroscale variations in seasurface temperature in the North Pacific / J.

Namias // J. Geoph. Res. - 1970. - V. 75. - P. 565-582. 195.

Namias J. Some statistical and synoptic characteristics associated with El-Nino / J.

Namias // J. Phys. Oceanogr. - 1976. - â&#x201E;&#x2013; 6. - P. 130-138. 196.

Namias J. Negative ocean - air feedback systems over the North Pacific in the

transition from warm to cold seasonal / J. Namias // Mon. Weather Rev. - 1976. - V. 104. â&#x201E;&#x2013; 9 . - P . 1107-1121. 197.

Opsteegh J.D. Seasonal differences in the stationary response of a linearized

primitive equation model: Prospects for long-range weather forecasting / J.D. Opsteegh, H.M. Dool // J. Atmos. Sci. - 1980. - 37. - P. 2169-2185. 198.

Plumb R.A. Instability of the distorted polar vortex: a theory of stratospheric

warming / R.A. Plumb // J. Atmos. Sci. - 1981. - V. 38. - P. 2514-2531. 199.

Rogers J.C. The seesaw in winter temperatures between Greenland and Northern

Europe. P. II / J.C. Rogers, H. Van Loon // Mon. Weather Rev. - 1979. - V. 107. - P. 509519.

164 200.

Smith R.L. A bivariate time series approach to anthropogenic trend detection in

hemispheric mean temperatures / R.L. Smith, T.M. Wiegley, B.D. Santer // J. Climate. 2003. -V. 16. - P . 1228-1240. 201.

Thompson D.W. The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential

height and temperature fields / D.W. Thompson, J.M. Wallace // Geophys. Res. Lett.. 1998.-V. 25.-P. 1297-1300. 202.

Thompson D.W.J. Atmospheric Processes Governing the Northern Hemisphere

Annular Mode / North Atlantic Oscillation. / D.W.J. Thompson, S. Lee, M.P. Baldwin // In: The North Atlantic Oscillation: Climate Significance and Environmental Impact: Geophys. Monogr. Ser., J.W. Hurell et al. (eds) - Washington: AGU, D.C., 2002. - V. 134. - P. 1-31. 203.

URL: http://www.meteoinfo.ru/climate (дата обращения: 12.06.2009)

204.

Van Loon H. The connection between trends of mean temperature and circulation at

the surface. P. I. Winter / H. Van Loon, J. Williams // Mon. Weather Rev. - 1976. - V. 104. №4. - P . 365-380. 205.

Van Loon H. The seesaw in winter temperatures between Greenland and Northern

Europe. P. I / H. Van Loon, J . С Rogers // General Description, Boulder, Colorado, 1977. 31 p. 206.

Vaughan David G. Devil in the detail / David G. Vaughan. J. Marshall Gareth //

Sience. - 2001. - V. 293. - №5536. - P. 1777-1779. 207.

Wallace J.M. Interpretation of interdecadal trends in Northen Hemisphere surface air

temperature / J.M. Wallace, J. Zhang, L. Bajuk // J. Climate. - 1996. - Vol. 9. - № 2. - P. 249-259. 208.

Webster P.J. Mechanisms determining the atmospheric response to sea surface

temperature anomalies / P.J. Webster // J. Atmos. Sci. - 1981. - 38. - P. 554-571. 209.

Webster P.J. Seasonality in the local and remote atmospheric response to sea surface

temperature anomalies / P.J. Webster // J. Atmos. Sci. -1982. - 39. - P. 41-52. 210.

Ye D.Z. Causes of sand-stormy weather in northern China and control measures. /

D.Z. Ye, J.F. Chou, J.Y. Liu, Z.X. Zhang, Y.M. Wang, Z.J. Zhou, H.B. Ju, Q. Huang // Acta Geographica Sinica. - 2000. - V. 55 (5). - P. 513-521. 211.

Zolotokrylin A. Singularity of the atmospheric circulation over Eastern Siberia / A.

Zolotokrylin // Res.Rept. IHAS. - 1999. - № 6. - P. 51-55. 212.

Zwiers F.W. The causes of 20 th century warming / F.W. Zwiers, A.J. Weaver //

Science. - 2000. - V.290. - P. 2081-2082.

165 ПРИЛОЖЕНИЯ Приложение 1. Карта-схема сети метеорологической станций Иркутского УГМС.

166

Номер станции на рисунке

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40 41 42 43

Продолжение приложения 1. Список метеорологических станций У ркутского У Г М С Координатный Станция Номер Координатный Станция номер станции станции на номер станции рисунке 6290841 Наканно 44 5459780 Нерой 6220821 Хамакар 45 5450711 Тырка Баргузинский 6130791 Ербогачен 46 5430951 заповедник 6010811 Преображенка 47 5430151 Куйтун 5930821 Непа 48 5429690 Верхняя Гутара 5930621 Ика 49 5420471 Лукиново 5901691 Перевоз 50 5420301 Усть-Уда 5891121 Визирный 51 5420011 Икей 5841601 Светлый 52 5400831 Солнечная 5840281 Кеуль 53 5400591 Качуг 5831291 Мама 54 5400301 Балаганск 5820571 Токма 55 5400211 Саянск 5810871 Чечуйск 56 5399880 Хадама Б. Ушканий 5790271 Усть-Илимск 57 5390861 остров Мамакан 5781401 58 5390211 Зима 5780811 Киренск 59 5370271 Новонукутск 5779950 Червянка 60 5370141 Зулумай Верхне5730711 Марково 61 5360251 Залари 62 5710491 Максимове 5340391 Оса 5710391 Новая Игирма 63 5340261 Кутулик 5710231 64 Ершово 5339830 Алыгджер Выдрино-на5689900 65 Чуне 5330771 Узур 5680581 Усть-Кут 66 5330121 Сарам 67 5660141 5320731 Кобляково Хужир 68 5649840 Шиткино 5320381 Бохан 5640411 69 5320301 Железногорск Черемхово 70 Казачинское 5310691 Сарма 5630771 71 5310551 Баяндай 5630171 Братск, обе. 72 Инга Заярск 5290191 5620291 73 5280651 Еланцы 5620121 Вихоревка УстьОрдынский 5280481 74 5619930 Новочунка УсольеСибирское 5280371 Орлинга 75 5610581 5250441 Хомутово 76 Тайшет 5599800 Ангарск 5250391 Кунерма 77 5580841 Иркутск, обе. 5230431 78 Калтук 5570181 Шелехов 5220411 79 5540541 Коношаново Патроны 5210451 80 Тангуй 5540101 Дабады 5210271 81 Карам 5520761 Большое Голоустное 5200541 82 Подволочное 5520341 Исток Ангары 5190481 83 Томпа 5510971 Култук 5180371 84 Нижнеудинск 5499900 Байкальск 5150421 85 Жигалово 5480521 Хамар-Дабан 5150361 | 86 Тулун 5460061

-1

< X 1

1=3

< X 1

—1

< X

~~1

X 1

— 4^

-o

-J

-fc.

-J

-£.

<_>->

'—'

<-»l

о (-A1

•—

b->

•—*

О о в — -о

U\ U\

L.J

-J

<У\

"u,

t o •з

1л

лс •3

©'

to to

ел -о

—

-о -о

1л

1/1

to о to о

оо

•5 1л

I-.J

*~'

—

оо

•3

to о

1л

Передн часть ложбины/Тыл ложб Ось гребня/РБП ВФЗ/РБП Дельта ВФЗ/Передн часть ложб ВФЗ/Ось ложбины ВФЗ/Западн периферия гребня Тыл ложбины/Восточ периф гр Передн часть ложб/Ось ложбины ВФЗ/Восточн периферия гребня Ось гребня/Запади периф гребня Передн часть ложб/Вост периф гр

^л

-£-

J-l

Передн часть гребня/Ось ложбины

ил ^ J -£-

*о о о

_ to "^ t o

« 1л _

-£.

*4^ О

-J

•^J

"их

К)

-^1

~Ui

to to

их

"u\

Тыл гребня/Ось ложбины Пер часть ложбины/РБП ВФЗ/Псредн часть ложбины ВФЗ/Тыл ложбины Передн часть гребня/Ось гребня

-о

Период

-J

—

Передн часть гр/Вост периф гр Передн часть ложб/Перед ч ложб Пердн часть ложбины/Ось ложб Ось гребня/Передн часть ложбины Тыл ложбины/Западн периф гр ВФЗ/Ось гребня ВФЗ/Южн периферия циклона Тыл ложбины/РБП Ось ложбины/РБП Ось ложбины/Тыл ложбины Тыл ложбины/Тыл ложбины Тыл гребня/Передн часть ложб Передн часть гребня/РБП РБП/Вост периферия гребня Тыл гребня/Тыл ложбины Ось ложбины/Воет периферия Тыл ложб/Передн часть ложбины Тыл ложбины/Ось ложбины Южн периф ц-па/Вост периф гр Передн часть ложб/Ссв периф ц-па

О СЗ

о -Ем

о н >> а. л •-н ^м

г>,

о н S

Он

о, 0) н сз

*и

со О U, U

&> О С

со,

га ю CD

к?,

<и со

г; а> н

« о о и <и

ю о

я о га, с X X и1 аг

CD С! О

О н о

3 га 1

ь- w Е^ с CD о Н а s о с; га и о с •"* К га •г-

О О

го •3-

<п

уд^дчниджои чювь Htfsdsy 1чниджо1Г lmjyKiigadi шч^ 1чниджо1Г 1пч Т./1ЧНИ0Ж01Г шч^

оо

тчниджои iri4j /1чниджо1Г ч э о

1П

го

СП

о о

о уд^лчниджои KIldэфиdэu н ж о ! зЯ С! чхэвь Ht/sdayyKHgsdj чхэвь Htfodoy С. :S dj ф1^ои хэод/джок чхэвь Hlfedoy

о эЯ «я

-Я -а

«в

ее С

го

5Я

ygj/KHgadx чхэвь Htfodoy X KHgodx фиdэu хэод/1чниджои im± ся 1чнидж01г шчx/KHgada чхэвь Htfsdoy « джои чэо/ганиджо1г чхэвь Htfodoy

С")

Я С

оо

сн S СП CN

чниджои чэо/1чнпджо1: ч э о пниджои 1пчх/£фд пниджои ч э о / £ ф д Ligd/EOS BMiratf USd/USd 1Чниджо1г шч 179Ж01Г чхэвь Htrsdgy нниджо]; чэо/KHgadj 1пчх джо1Г чхэвь Hirsday/KHgsdj imj^ 1Ч1ШОЖ01Г шч1у£фд 1чниджо1г чхэвь н й ^ э и / £ ф д нниджои iri4x/ygd пниджои чэо/Kngsdj чхэвь Htfodsy

с.

СП

си

Я" СП СП

оо

1—1

ч~>

СП т—1

СП

чо

CN CN <N ОО

СП

чо «О

troi-idsy

ЧО

СП

уд^/иниджои ч э о удс1/1чниджок шч^ джо1Г чэо/вноихип К1^эфнйэи н ж о ! [чниджои ЧХЭС11 Htteday/ygd

о. с <1 L>

а,

Kiido(|)iid3u хэод/1чннджо1г ч э о

•vl-

чо

Kiigndj к ^ э ф и ё э и хэод/ygd

м о> «S га a га о ксо

оо

Liad/Kngsdj LTI4 1

о о

га Щ

вн-п ф ! ^ э н аэд/ожои чхэвь ntfsdsTj KHgsdx ф!^эи хэод/вн-п фис!эи нжо1 вн-п к ^ э ф ^ э и a33/Kngsdj 1пчх

>< 1

н о 53

о о

•ч S 3

о го X

о о

Й OJ

< X 1 t — <

*1 < о

1 1—1

оо

<3\

—J

<-п -~J Ui

~-0

Т1

4©

и я

к» оо -4

|—' to ил

4^ О

-о оо к» -j

ON UJ

»—H

Е Е:

» Я<

-о

о' ы Я ел

(J*

-~J

оо оо о\

Й CD

=: •a St

•а

•а Яс

UJ -О.

Я н

Период

~J L.J

ТЫЛ гребня/Передн часть ложбины to ВФЗ/Передн часть ложбины о ВФЗ/Тыл ложбины ел ON о U J ON Передн часть фебня/Тыл ложбины U J ON Передн часть гребня/Ось ложбины w Передн часть ложбины/Тыл ложбины a ft и -0 - J 3 ВФЗ/Зона конвергенции 1—' й ВФЗ/Ось ложбины to to ©N о •а -J Я о я

я В

-О

-о оо и\

» чо 4± й

6S О

я н

•а

О Й

Е о О

ОО

oo о я CO

ВФЗ/'I ыл ложбины Тыл ложбины/Восточ периф гребня Передн часть ложбиныЮсь ложбины ВФЗ/Восточн периферия гребня Ось гребня/Западн периферия гребня Передн часть ложб/Вост периф гребня Передн част ь фебня/Вост периф гр Ось ложбины/Ось ложбины Тыл ложбины/Тыл ложбины Тыл i ребня/Тыл ложбины Ось ложбины/Воет периферия гребня

ГО о Я я

о я н S

о о я я X

н я о о

о я те о о

я о

го о

П) й

СП

I-U S

Н я

о и S» я я

ГО Щ CD

CD Г-1 CD

1 Я Ti CJ 5>

ON ЧО

5а

Й го

<-1

о го

н *о ta 1—4

я о

CD О! ЕД

Т^ Я

*а я н о *о

fD О П О

я S •а

гв п о t-л п>

1_1

•< н о

Я:

СП

S о н

о о

*а

tyi

о о *0 т

ГО jTj

-1

X 1

X LO

-ft.

X to

—

ел

ОС

X I

Период

I'I.IJI гребня/Западп периферия гребня LO

L/l

Передн часть ложбины/РБП

-ft.

Передн часть ложбины/Тыл ложбины

.ft.

— to о —

Ось ложбпны/Вост периферия гребня

L/l

•o

-ft.

Ось гребня/западн периферия гребня

L/l

-J

— -ft.

-ft.

Ось гребня/РБ1 I

ЧО LO LO

ВФЗ/РБП Дельта ВФЗ/Ось гребня РБП/Передн часть ложбины

ВФЗ/Западн периферия гребня

oc LO

-ft.

Передн часть гребня/Ось гребня

Передн часть гребня/Запади периф гр

-ft-

Тыл ложбины/Восточ периф гребня

-ft-

Передн часть ложбины/Ось ложбины

-fc.

Ось гребня/Передн часть ложбины

-ft»

Передн часть ложб/Вост периф гребня

к—I

РБП/Тыл ложбины

to L/l

-ft-

-ft.

To"

o c ^J

L/l

L/i

*-* -ft. Ul ^4 to

со

Передн часть гребня/вост периф гр -ft.

to U\

1-^

cc <3 ил

— о L/l Ul

Передн часть ложб/Перед часть ложб

-ft. Ln LO

CN 1—4

L/l ? г

ОС

О о я о

•з

? •з

— to

-ft. -ft.

—

-ft.

о" -ft. ил

? ЧО

-ft.

\гл

-fc. -ft.

Lfl

»o LA

— to

—

— to

-ft.

—

~L/1

-o.

LO L/l

-ft.

Передн часть гребня/РБП

-ft.

РБП/Ось гребня Тыл гребня/Ось гребня Передн часть греб/Перед часть ложб

Тыл ложбины/Западн периф гребня -o;

Гыл ложбины/Ось гребня

Южн периферия ц-на/РБП

Передн часть гребня/Сев периф ц-на 11ередн часть гребня/Тепл сектор

—

— to to

Ось ложбины/РБП

C\ t o

C-N ОС

-ft. Ul

РБП/Западн периферия гребня

ВФЗ/Ось ложбины

-ft. t o

-ft.

ВФЗ/Ось гребня

Тыл ложбины/Тыл ложбины

•3

РБП/РБП

Тыл гребня/РБП

t o ил

-ft- -ft.

Ось гребня/Ось гребня

5' Тыл ложбины/РБП У

—

к о'

Ul Ul

Ось гребня/Воет периферия гребня

Передн часть ложбины/Ось гребня Тыл гребня/Передн часть ложбины Передн часть ложбины/РБП Дельта ВФЗ/Передн часть ложбины

ВФЗ/Вост периф гребня Передн часть ложб/Сев периф п-на

— to to

ВФЗ/Тыл ложбины

—

РБП/Вост периферия гребня

Ч s

о н о "а х fD

Период

(О

(VI

ел JO '—' as

L/I

OJ Ui

ОО

L/l

1/1

ВФЗ/Ось гребня

1л

Тыл гребня/Ось гребня Тыл гребня/РБП ВФЗ/Передн часть ложбины

-J

L.J

L/I

L/l

Передн часть гребня/Ось гребня

1/1

1л

Передн часть гр/Перед часть ложб Передн часть ложбины/Ось гребня Ось гребня/РБП ВФЗ/РБП

1л

ВФЗ/Ось ложбины

<-Л ЧО

l/l l/i L.J

t-o

L>->

L»

t/l

tJl

to ON Wl

L/l

l>->

L/l

1—1 ON

ВФЗ/Западн периферия гребня

--J

Тыл гребня/Запад периф гребня to

n OJ

-J

jo 1л 1л

4^ \D

ОЧ

•з га 4 ^ Ее

L/l

LK>

1—1

1—k 1—I

<-и к» 1/1 1л

4*. <-n

1л -£-

to u>

1>J

-~J

l^J

оо

l/i 1/1

—1 ~1

а о to

и CD

я о

•*•"

о я н

Л)

о Ч-

п to (D

Я S

^zi •a S3

—

St о X

Передн часть ложбины/РБП Ось грсбня/Передн часть ложбины Передн часть гр/Запад периф гр Ось гребня/Тыл ложбины Тыл ложбины/РБП РБП/Ось гребня

<1 L/l

1л U>

L>»1

L/1

L/l

" 1/1

I-L4

о ч

w сз g о я Р

R fD

a в *г to 5*

о о н со

я о

Передн часть ложбины/РБП РБП/РБП

о со

Передн часть гребня/РБП Ось ложбины/Запад периф гребня Тыл ложбины/Сев периф ц-на Тыл ложбины/Ось гребня

п> о о

L0 П) 5*

РБП/Вост периферия гребня

я •а о я

to о 1 я

ГО

Тыл гребня/Передн часть ложб

Ось гребня/Вост периферия гр VO

чо

Перед часть гребня/Вост периф гр Н Перед часть ложб/Перед часть ложб а

1л 1л W *• о оо оо - J

Я О

О CJ

Ось гребня/Ось гребня

1л

l/l 1л

L/l

L/i

1л OJ

о -

(-Л

Тыл ложбнны/Западн периф гр ^J

с~>

"Zlw ВФЗ/Восточн периферия гребня

Передн часть ложбины/Ось ложб

Южн периферия ложбины/РБП

и to о

to а> I со с о о н

L>J

L/l

О О •-1

1-^

о о я о •—4

сг

er g о 1—1

о хз тз я о (-Н

S тз о

д тз оч »-* м о о о ч Я: О

о\

n <

-1 <

L.J

-1

1л

-1 о

1Л

Период

Передн часть ложбины/РБП

L/l

ВФЗ/Передн часть л о ж б и н ы

ON ON

E ^J

Передн часть гребня/Запад периф гр

о -fc* <J<

•t. UJ

en 1л

Ю to

-£G\

L/l

1Л

1л

•4-

•3

LK)

as о'

_ 1 У

•з

1л

UJ LO

1Л

О с ь гребня/РБП

СЛ

ВФЗ/РБП

1Л

Т ы л ложбины/Восточ периф гр

ВФЗ/Западн периферия гребня П е р е д н часть ложбины/Ось ложб

to to Ю to

re D5 re

to to to to -o о о to to 1

•fc.

— —' , 1Л

1Л

—о

11ередн часть ложб/Вост периф гр Передн часть гребня/Вост п е р и ф гр Перед часть ложб/Перед часть л о ж б

В Ф З / О с ь гребня о Тыл ложбины/РБП Тыл ложбины/Тыл ложбины

—

-Ji.

1л

О с ь гребня/Западн периферия

О с ь ложбины/Тыл л о ж б и н ы

1Л

РБП/Ось гребня ВФЗ/Ось л о ж б и н ы

-tLO

Передн часть ложбины/Тыл ложб

ВФЗ/Восточн п е р и ф е р и я гребня

s '—' s sr

1Л

^л ел

^) 4^

1Л

iS 1л

Передн часть гребня/Ось гребня

Передн часть гребня/РБП

~o -J

^л

——

РБП/РБП Ю ж и п е р и ф ц-на/Вост периф гребня

1л (л

Передн часть ложб/Сев периф ц-на

1л

--J oo

Т ы л i ребня/РБП

to to

Т ы л л о ж б и н ы / С е в периферия ц-на

to to

РБ11/Вост периферия i ребня

cs ел -о.

to to

О с ь гребня/Вост периферия гребня

to to

О с ь гребня/Ось гребня

~o со

Т ы л i ребня/Западн периферия гр

to to

Т ы л л о ж б и н ы / О с ь гребня

L.J

—* C\

-t»

'—'

to to 1

—

-fc.

Ю ж и периферия ц-на/РБП РБП/Псредн часть л о ж б и н ы