Как следует из названия, местные ветры весьма многочисленны и разнообразны, и классифицируются чаще всего по их преобладающим направлениям или географическому району, где они наблюдаются. Эти ветры выделяются своей скоростью, повторяемостью, направлением или др. особенностями (Бурман, 1969). Под общим названием местные ветры» объединяются ветры весьма различного происхождения, а именно:

1) Местные циркуляции, возникающие независимо от преобладающих воздушных течений и общей циркуляции атмосферы и связанные с особенностями в нагревании земной поверхности: бризы в прибрежных районах морей и больших озер, горно-долинные ветры в горах, меняющие направление дважды в сутки, и ледниковые ветры, дующие вниз по склонам ледниковых долин.

2) Ветры, связанные с циркуляцией атмосферы над горными массивами. На подветренных склонах гор воздушное течение получает нисходящую составляющую скорости и усиливается; создается ветер типа фёна или боры. Такие ветры приводят к характерным изменениям общего режима погоды (потепление и резкое падение влажности при фёне, или похолодание при боре).

3) Ветры, связанные с общей циркуляцией атмосферы, топографически усиленные в данном районе, но без нисходящей составляющей: афганец и урсатьевский ветер в Средней Азии, каньонный ветер в Северной Америке, косава на Балканском полуострове и др.

4) Ветры, связанные с общей циркуляцией атмосферы, создающие в нем особый практически важный режим погоды, и приносящие потепление или похолодание, пыль или влагу, вызывающие сильные метели и т.п.: суховей в Южноевропейской части России, сирокко в Средиземноморье, хамсин в Египте, харматтан в Западной Африке, пурга в Северной и Центральной Азии, близард в Северной Америке, памперо в Аргентине и др.

5) К местным ветрам можно отнести и узколокальные шквалы и вихри (торнадо и смерчи), вызывающие пыльные и песчаные бури и связанные с неустойчивой стратификацией атмосферы при сильном нагревании воздуха снизу или притоке холодного воздуха в высоких слоях.

Таким образом, местные ветры часто представляют собой часть общей циркуляции атмосферы (например, часть пассатной или муссонный циркуляции), так как придают определенный характер местной погоде: резкие похолодания или потепления, дожди запыленность и т.п. Однако они могут быть и результатом проявления местных особенностей, какими являются: прибрежная орография, специфический рельеф местности, взаимное расположение горных хребтов и водоемов. Местные ветры могут встречаться в различных частях света со сходными местными особенностями.Именно благодаря высоким соростями ветра, а также резким изменением температуры и влажности воздуха, которые обычно сопутствуют местным ветрам – обусловлен практический интерес к анализу и прогнозу этих явлений. На рис. 1 показана обобщенная (и сильно упрощенная) схема распространения местных ветров из (Эрве, 2006). На прибрежную зону моря воздействуют, главным образом, бризы и бора, а также горно-долинные ветры, но иногда фён и ветры горных проходов.

Очевидно, рельеф и подстилающая поверхность, над которой формируется облачность нижнего яруса, оказывает существенное влияние на структуру облачного поля – она отображается на снимках из космоса видимого диапазона. Воздействие переменного и часто сильного ветра на морскую поверхность приводит к модуляции мелкомасштабного ветрового волнения и как следствие к появлению разнообразных сигнатур на радиолокационных изображениях (РЛИ). На них наблюдаются обширные пятна и продольные полосы-струи различных размеров, ориентированные по направлению ветра (Alpers et al., 2010). Характер образующихся возмущений зависит от структуры размеров орографических неоднородностей, а также от особенностей крупномасштабных атмосферных движений. Положение полос относительно берега стационарно, что определяется орографическими особенностями прибрежной зоны (Иванов, 2008). Однако длина и яркость этих полос различна и зависит, прежде всего, от силы ветра, которая ослабевает по мере удаления от берега. В зависимости от типа и интенсивности боры это явление охватывает акваторию моря протяженностью до 100-150 км (Иванов, 2008). Количественные характеристики ветра над морем во время боры могут быть получены путем обработки РЛИ и данных скаттерометрии с использованием моделей CMOD4 и CMOD5 (Alpers et al., 2009; Alpers et al., 2010).

При анализе радиолокационных изображений обращает на себя внимание наличие на них наряду с продольными полосами групп поперечных полос. Их появление можно объяснить воздействием на поверхность моря атмосферных гравитационных волн, развивающихся в приводном слое атмосферы (Ivanov et al., 2007; Иванов, 2008; Alpers et al., 2009). Причиной их проявления в прибрежной зоне могут служить препятствия на суше (орография побережья), а в открытом море – неустойчивость на границе инверсионного слоя. Кроме того, вполне вероятно образование в струйном потоке продольных волн сжатия и разрежения, приводящих к локальным изменениям скорости ветра. Детальное исследование этих явлений, в принципе, позволяет оценить порывистость ветра при боре (Иванов, 2008).

Поверхностные проявления боры на радиолокационных изображениях морской поверхности существенно отличаются от поверхностных проявлений, создаваемых стоковыми (катабатическими) или горно-долинными ветрами (Иванов, 2008). На РЛИ стоковые и горно-долинные ветры имеют поверхностные проявления в виде характерных конусообразных зон усиления ветра, пространственно модулируемых орографическими особенностями побережья. На них отсутствует полосчатая структура, характерная для боры, а зона воздействия стоковых ветров на морскую поверхность существенно меньше (5-10 км), что указывает на различный генезис боры и стоковых ветров. Масштабы распространения в море стокового ветра невелики и соответствуют выводам работы (Бурман, 1969).

Таким образом, анализ космических снимков показал, что возможны, по крайней мере, две ситуации. Одна из них возникает во время стокового ветра (или стоковой боры), когда ветер в море быстро затухает, и другая – при боре фронтального, муссонного и внутримассового типов, когда штормовой ветер, совпадающий с барическим переносом и усиленный орографически, охватывает практически всю северо-восточную часть Черного моря.

Наконец, при неоднородном рельефе побережья местная циркуляция (например, при боре и фёне) может приводить к образованию локальных (орографических) циклонов (рис. 9, 10, 16, 18, 19, 24), это, например, характерно для ЮЗ части Черного моря и Адриатики (Герман, 1985; Alpers et al., 2010).

Рис. 1. Обобщенная схема, иллюстрирующая географическое распространение местных ветров (рисунок из статьи А.Эрве в журнале GEO, 2006).

 

Бризы

Бризы (франц. brise – морской ветер), ветры, дующие на побережьях морей и больших озер с суточной периодичностью – со сменой направления дважды в сутки (рис. 2). Бризы определяются суточным ходом прогрева поверхности суши и воздуха над ней. Дневной или морской бриздует с моря на нагревающееся днем побережье; ночной или береговой бриз – с охлаждающегося ночью побережья на море. Днем нагретый воздух над сушей расширяется; на высоте нескольких сотен метров атмосферное давление над сушей становится больше, чем над соседней поверхностью моря. Возникший таким образом горизонтальный градиент давления приводит к переносу воздуха вверху в сторону моря. Вследствие этого у земной поверхности над сушей давление падает и в нижнем слое возникает градиент давления, направленный в сторону суши, с соответствующим переносом воздуха с моря на сушу – морским бризом. Ночью распределение градиентов давления и переносов воздуха становится обратным: в нижнем слое возникает перенос воздуха с суши на море – береговой бриз, а над ним – перенос в обратном направлении. Отклоняющая сила вращения Земли несколько изменяет направления бризов от направления градиентов. Вертикальная мощность слоя, охваченного бризом, составляет днем от нескольких сотен метров до 1-2 км, выше наблюдается обратное течение, поэтому под собственно бризом понимают лишь нижнюю часть бризовой циркуляции. Ночной бриз имеет меньшую мощность. Бризовая циркуляция распространяется от береговой линии в сторону моря или суши не более чем на 30-40 км. Скорость ветра при бризе не более 2-5 м/с; поэтому бризы часто маскируются общим переносом воздуха (общей циркуляцией атмосферы). Они хорошо выражены только в условиях слабого общего переноса – в тропиках (в тропиках бризы имеют скорость до 5-7 м/с), а в средних широтах – в устойчивую антициклоническую погоду. Смена бриза имеет существенное значение для суточного хода погоды, особенно в тропических широтах; например, морской, бриз несколько понижает температуру воздуха или замедляет её дневной рост над сушей и увеличивает влажность. Время смены бризов бывает различным, в зависимости от преобладающей погоды и местных условий, но обычно морской бриз начинается в 9-11 час местного времени, а береговой – после захода солнца. В России бризы наблюдаются на Белом, Балтийском, Черном, Азовском, Каспийском и Дальневосточных морях, а также на крупных озерах, например, Ладожском и Онежском. На снимках из космоса будет виден только береговой/ночной бриз (рис. 5), однако морской бриз может быть виден за счет смещения границы облаков вглубь суши (рис. 3-4).

Рис. 2. Морской/дневной (вверху) и береговой/ночной бриз (внизу) (источник: http://sg.geocities.com/c_pling/weather.html).

 

 

Рис. 3. Развитие морского бриза в дневные часы на побережье штата Северная Каролина на последовательных снимках со спутника GOES-8 в 08:45 (15:45 UTC) (вверху), 11:15 (18:15 UTC LST) (посередине) и 13:15 (20:15 UTC) (внизу) местного времени (источник: http://cimss.ssec.wisc.edu/wxwise/seabrz.html; автор: S.Ackerman)

Рис. 4. Морской бриз у побережья Флориды (снимок со спутника GOES-8). © NOAA

 

Рис. 5. Береговой бриз у побережья Марокко (Северная Африка) на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (6.02.1995, 22:44 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/landseabr/morocco/186390693ERS1.html). © ESA

 

Фёны

Фёны (нем. Föhn, foehn, лат. favonius - тёплый западныйветер) – ветры, дующие с гор и приносящие значительное и иногда очень резкое повышение температуры и понижение относительной влажности (Бурман, 1969). Продолжительность фёна может быть от нескольких часов до нескольких суток. Он возникает в тех случаях, когда воздушное течение переваливает через гонный хребет значительной высоты (более 1000 м) (рис. 6). Встретив на своем пути горное препятствие, воздушный поток поднимается по его наветренному склону. При подъеме воздух охлаждается до уровня конденсации примерно на 1° на каждые 100 м подъема, а выше – на величину влажноадиабатического градиента. Конденсирующаяся при этом влага образует облачность и выпадает в виде осадков, поэтому к концу подъема воздух теряет значительное количество влаги. Перевалив через горный хребет, воздух начинает опускаться и нагреваться по сухоадиабатическому закону, т.е. примерно на 1° на каждые 100 м спуска. Если считать, что при подъеме воздух охлаждается в среднем на 0,6° на 100 м подъема, то, переваливая хребет высотой 1 км, воздух охладится на 6° при подъеме и нагреется на 10° при опускании, и соответственно будет иметь температуру на 2° выше первоначальной. Если хребет имеет высоту 2 км, то температура воздуха повысится на 8°. Продолжительность фёнов колеблется от нескольких часов до 20-30 ч, а горизонтальные масштабы этого явления составляют от нескольких десятков до 100-500 км.

Выходы фёна на море встречаются в прибрежных районах и лишь там, где берега относительно гористые, как, например, у Черноморского побережья Кавказа (рис. 7-10) и Крыма, побережья Берингова моря, у ряда Индонезийских островов. В общем случае фён характерен для сухопутных гористых районов Альп, Северного Кавказа, Средней Азии, Скалистых гор в США, где он имеет значительную повторяемость. Поле ветра может быть восстановлено из РЛИ путем обработки, с использованием скаттерометрической модели типа CMOD (С-bandModel) и глобальных моделей атмосферы, таких как NCEP (National Centers for Environmental Prediction), NCAP (National Center of Atmospheric Research) или ECMWF (European Center for Medium-Range Weather Forecast) (Alpersetal., 2011; Иванов, 2012)

Рис. 6. Схема, объясняющая образование фёна.

 

Рис. 7. Выход фёна из Колхидской низменности на акваторию юго-восточной части Черного моря на радиолокационном изображении спутника Envisat (11.01.2010, 07:31 UTC). © ESA

Рис. 8. Выход фёна (светлая струя) из долины р. Риони на акваторию юго-восточной части Черного моря на радиолокационном изображении спутника TerraSAR-X (27. 10.2009, 03:271 UTC). © DLR, InfoTerra

Рис. 9. Фён в системе циклонической циркуляции в ЮВ части Черного моря на радиолокационном изображении спутника Envisat (13.09.2010, 07:31 UTC).  ESA

 

Рис. 10. Поле ветра 13.09.2010 на 07:30 UTC, восстановленное с помощью моделей NCEP и байесовского алгоритма (справа). Снимки спектрорадиометра MODIS, на которых отобразилось развитие фёна (слева); вверху – скопление облачности (фёновый облачный вал) у Лихийского хребта на снимке Terra (12.09.2010, 07:45 UTC); внизу – циклонический вихрь в поле облачности в юго-западной части моря на снимке Aqua (13.09.2010, 10:10 UTC); оригинальное разрешение 500 м.  ESA, NERSC, NASA GFSC

 

Катабатические ветры и бора

Стоковые (катабатические) ветры – потоки холодного воздуха, возникающие и развивающихся под действием силы тяжести на пологих склонах (Бурман, 1969). Наиболее сильно ледниковые ветры проявляются над обширными ледяными плато, где в результате стекания сильно выхоложенного воздуха вниз по склону возникают очень сильные ветры до 20 м/с и более. Такие ветры наиболее характерны для прибрежной зоны Гренландии и Антарктиды, в центральных частях которых происходит сильное радиационное выхолаживание воздуха. Эти ветры называются стоковыми (рис. 11, 12). Здесь вблизи побережий стоковые ветры достигают большой силы, особенно в тех случаях, когда градиент давления совпадает с направлением стока. По направлению к побережью сила этого ветра все возрастает, достигая максимума вблизи берега. Они обладают резкой порывистостью, достигая в порывах ураганной силы. Стоковые ветры в отличие от горных ледниковых, имеют ярко выраженный суточный ход: начинаются ближе к вечеру, постепенно усиливаются, достигая максимума ночью и в предрассветные часы, а затем постепенно ослабевают. Часто они образуются при приближении глубокого циклона к побережью материка. В этих условиях стоковыми ветрами в зимние месяцы выбрасывается огромное количество снега и снежной пыли с материка в океан (рис. 25).

Бора (итал. bora, от лат. boreas, греч. boréas – северный ветер), сильный и порывистый ветер, дующий преимущественно в холодное время года вниз по горному склону и приносящий значительное похолодание (в отличие от фёна). Бора относится к стоковым ветрам и наблюдается в районах, где невысокие горные хребты (менее 1000 м) граничат с теплым морем (Бурман, 1969); например, на восточном побережье Адриатического моря от Триеста до Дубровника (бура), на Черноморском побережье Кавказа между Туапсе и Новороссийском, и особенно в самом Новороссийске (где часто называется норд-ост), на берегах Байкала (горная, сарма), на Новой Земле и др. местах. К боре также можно отнести норд в районе Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции и нортсер в Мексиканском заливе. Так же, как при фёне, при боре имеет место переваливание воздуха через горный хребет (рис. 13). Но переваливает в этом случае очень холодный воздух, высота хребта невелика и адиабатическое нагревание воздуха при этом невелико. Бора образуется при вторжениях масс холодного воздуха, который, переваливая невысокий хребет, с большой скоростью «стекает» по подветренному склону под действием градиента давления и силы тяжести. Бора нередко приводит к катастрофическим последствиям (разрушениям построек, а в зимнее время к обледенению судов) (см., например, (Шигин, 2006)). Так, в Новороссийске в среднем бывает до 40-50 дней в году с борой (чаще всего с ноября по март). Средняя продолжительность отдельной боры составляет 2-3 суток (иногда до 1 недели), а скорость ветра достигает 30-40 м/с (на Мархотском перевале около Новороссийска – до 50 м/с и более). Примерно такой же характер носит бора и в других местах, благоприятных для ее возникновения. Бора отлично отображается как на снимках видимого диапазона (рис. 15-17), так и на радиолокационных изображениях (рис. 18-24). На последних за визуализацию ответственны мелкие гравитационные, возникающие при воздействии сильного ветра на поверхность моря. так же как и вслучае фёна, поле ветра может быть восстановлено из РЛИ путем обработки, с использованием скаттерометрической модели типа CMOD и глобальных моделей атмосферы, таких как NCEP, NCAP  или ECMWF (Иванов, 2008; Alpersetal., 2011)

Ледниковые ветры – преобладающие устойчивые ветры, дующие без суточной периодичности с ледников в долину или на море. Возникают в результате того, что поверхность ледников постоянно охлаждает прилегающий воздух, в результате чего над их поверхностью располагается инверсия температуры, а вертикальная мощность такого ветра обычно составляет нескольких десятков до нескольких сотен метров (обычно 100-200 м). Скорость ледникового ветра 3-7 м/с.

 

Рис. 11. Схема развитие боры.

Рис. 12. Стоковые ветры в Антарктиде (по Л.З. Проху).

Рис. 13а. Схема возникновения боры. © The COMET Program

 

Рис. 13б. Схема возникновения и развития катабатического (и горно-долинного) ветра. © The COMET Program

 

 

Рис. 14. Облачность перед борой, нависающая над хребтом Варада, и волнение в Новороссийской бухте во время боры: короткие ветровые волны с относительно крутыми, обрушающимися гребнями, с которых ветром срывается пена и брызги; скорость ветра 16-20 м/с. Фото И. Торгачкин (2003, 2004).

Рис. 15. Бора в северо-восточной части Черного моря на фотографии с МКС (13.09.2006).

Рис. 16. Развитие боры в северо-восточной части Черного моря на последовательных снимках спутника NOAA-16 (9.12.2002, 10:31 UTC и 10.12.2002, 10:20 UTC). © NOAA, НИЦ «Планета»

Рис. 17. Бора в северо-восточной части Черного моря на снимке спутника Terra (15.12.2008, 09:00 UTC). © NASA GSFC

Рис. 18. Бора в северо-восточной части Черного моря на радиолокационном изображении спутника Envisat (21.12.2006, 07:36 UTC). На РЛИ отобразились: (1) ветровые полосы (сильный ветер) над Азовским и Черном морями; (2) конвективные ячейки (крапчатая структура на РЛИ) в западной части Азовского моря, образующиеся в том месте, где развивается конвекция в атмосфере; (3) бора, охватывающая значительную часть Черного моря и (4) стоковый ветер у турецкого побережья. Обращает внимание, что структура ветра над Азовским и Черном морями при боре разная (рисунок из [Иванов, 2008]). © ESA

 

Рис. 19. Бора, как источник генерации орографических циклонов в юго-восточной части Черного моря, на радиолокационном изображении спутника Envisat (2.11.2009, 07:31 UTC). Резкое изменение высоты горных хребтов Северного Кавказа приводит к формированию циклонической завихрённости воздушных потоков. © ESA

Рис. 20. Бора в северо-восточной части Черного моря и сильный ветер над Азовским морем на радиолокационном изображении спутника Envisat (21.08.2005, 07:43 UTC). © ESA

  

Рис. 21. Бора в северо-восточной части Черного моря на радиолокационных изображениях спутника Envisat (29.04.2006, 19:13 UTC (слева) и 16.09.2006, 19:13 UTC(справа)). © ESA

Рис. 22. Аномально сильная бора в северо-восточной части Черного моря (ветер 30-40 м/с, порывы - 45 м/с) на радиолокационном изображении спутника Radarsat-2 (7.02.2012, 15:31 UTC). © CSA, MDA

Рис. 23. Горный северо-западный (бороподобный) ветер на оз. Байкал (средняя часть) на радиолокационном изображении спутника Envisat (9.12.2005, 03:22 UTC); стрелкой показано место возникновения местного ветра сарма. © ESA

 

Рис. 24. Бора в Адриатическом море на радиолокационном изображении спутника Envisat (14.01.2006, 20:53 UTC) и поле ветра, полученное из РЛИ в результате обработки, с использованием скаттерометрической модели CMOD4. © ESA, GKSS

 

Стоковые ветры

Рис. 25. Стоковый ветер, визуализируемый снежной пылью, у побережья Гренландии на снимке спутника Aqua (5.11. 2006, 15:15 UTC). © NASA GSFC

 

Горно-долинные и прочие местные ветры

Сходными с бризами по периодичности и причинам возникновения, а также со стоковыми ветрами, являются ветры. Днем они дуют с равнины или с моря в долины, где поднимаются по склонам гор, приводя к образованию облаков на их склонах. Ночью они дуют с гор и из долин на равнину или на море. Скорость горно-долинных ветров может достигать 10 м/с. Из космоса они отображаются наилучшим способом на радиолокационных изображениях (рис. 26-30).

Ветры горных проходов – нисходящие, довольно жестокие ветры, возникающие в узкостях горных стран (рис. 31); скорость ветра в них часто определяется общей синоптической обстановкой. На территории бывшего СССР известны: евгей, кастек, урсатьевский, кулусуктайский, чиликский ветер... Ветры горных проходов встречаются практически во всех горных районах и играют важную роль в формировании климата и погоды той или иной территории (рис. 32).

Шквалы. Неожиданные кратковременные усиления ветра до значений намного превышающих величину градиентного ветра называются шквалами (Стехновский и др., 1971). Шквалы бывают внутримассовые, возникающие в теплой неустойчивой влажной массе, и фронтальные, связанные с прохождением холодного фронта. Большинство шквалов связано с развитием и прохождением мощных кучево-дождевых облаков с ливневым дождем и градом, и часто сопровождаются грозой. Гряды кучево-дождевых облаков формируются в предфронтальных зонах конвергенции, где и создаются линии шквалов. Ветер при шквалах внезапно усиливается до 20 м/с и более; нередко отмечаются порывы до 30-40 м/с. Направление ветра претерпевает резкие изменения, атмосферное давление резко возрастает в связи с интенсивным выпадением осадков, а затем снова падает. Шквал обусловлен тем, что в передней части (на периферии) кучево-дождевого облака возникают восходящие движения относительного теплого воздуха, а в тыловой (центральной) – нисходящие относительно холодного воздуха в зоне ливневых осадков. В итоге это приводит к образованию мощного вихря (открытой циркуляционной ячейки) с горизонтальной осью.

Рис. 26. Катабатический ветер у побережья Калабрии (южная Италия) на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (20.02.1995, 21:13 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/katwinds/188390783ERS1.html). © ESA

 

Рис. 27. Горно-долинный ветер у побережья Краснодарского края (Черное море) на радиолокационном изображении спутника ERS-2 (8.09.2004, 19:36 UTC). © ESA

 

Рис. 28. Горно-долинный ветер у побережья Краснодарского края (Черное море) на радиолокационном изображении спутника Envisat (9.07.2007, 19:10 UTC). © ESA

 

Рис. 29. Горно-долинный ветер у побережья Турции (Черное море) на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (29.06.1994, 20:08 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/katwinds/158820819ERS1.html). © ESA

 

Рис. 30. Разнонаправленные горно-долинные ветры на оз. Байкал, дующие с противоположных берегов, на радиолокационном изображении спутника Envisat (17.11.2005, 03:13 UTC). © ESA 

 

Рис. 31. Схема возникновения ветров горных проходов. © The COMET Program

 

Рис. 32. Местный ветер (ветер горных проходов) у западного побережья о. Тайвань на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (16.02.1996, 02:29 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/coastwinds/taiwan/239963159ERS1.html). © ESA

 

Рис. 33. Локальны поле ветра у о. Тенерифе (Канарские о-ва) на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (4.05.1995, 11:42 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/coastwinds/canary/198793033ERS1.html). © ESA

 

Литература

1.  Арндт А. О новороссийской боре // Записки по гидрографии, СПб, 1913. Вып. 36.
2. Бурман Э.А. Местные ветры. Л.: Гидрометеоиздат, 1969.
3. Бут И.В. Новороссийская бора, 1938.
4. Вельтищев Н.Ф., Степаненко В.М. Мезометеорологические процессы. М.: 2006.
5. Врангель Ф.Ф. Новороссийская бора и ея теория. СПб, 1876.
6. Герман М.А. Космические методы исследования в метеорологии. Л.: Гидрометеоиздат, 1985.
7. Гутман Л.Н., Франкль Ф.И. Гидродинамическая модель боры // ДАН, 1960. Т. 30. № 5.
8. Иванов А.Ю. Новороссийская бора: взгляд из космоса // Исслед. Земли из космоса, 2008. № 2. С. 68-83.
9. Иванов А.Ю. Фён в юго-восточной части Черного моря и его наблюдение из космоса с помощью РСА // Исследование Земли из космоса, 2012. № 1. С.40-53.
10. Кладо Т.Н. Фёны и бора в СССР // Климат и погода, 1935.
11. Коростелев Н.А. Новороссийская бора // Записки Имп. Акад. Наук, 1904. 15. № 2.
12. Новороссийская бора / Под ред. А.М. Гусева. Труды МГИ АН CССР, Севастополь: 1959. Т. 14.
13. Прох Л.З. Словарь ветров. Л.: Гидрометеоиздат,1983.
14.  Руководство по использованию спутниковых данных в анализе и прогнозе погоды / Под ред. И.П. Ветлова и Н.Ф. Вельтищева. Л.: Гидрометеоиздат, 1982.
15.  Стехновский Д.И., Зубков А.Е., Петровский Ю.С. Навигационная гидрометеорология. М: Транспорт, 1971.
16.  Шелковников М.С. Мезометеорологические процессы в горных районах и их влияние на полеты воздушных судов. Л.: Гидрометеоиздат, 1985.
17. Шигин В.В. Жертвы новороссийской боры // Молодежный военно-исторический журнал, 2006. 10. С. 65-67.
18.  Эрве А. Таблица для ветра // GEO, 2006. № 10. С. 108-111.
19. Alpers W. Measurement of mesoscale oceanic and atmospheric phenomena by ERS-1 SAR // Radio Science Bull., 1995. P. 27514-27522.
20. Alpers W., Ivanov A.Yu., Horstmann J. Bora events in the Adriatic Sea and Black Sea studied by multi-sensor satellite imagery / Proc. IGARSS’2007, 23-27 July 2007, Barcelona, Spain. P. 1307-1313.
21.  Alpers W., Ivanov A., Horstmann J. Observations of bora events over the Adriatic Sea and Black Sea by spaceborne synthetic aperture radar // Monthly Weather Review. 2009. V. 137. P. 1150-1161.
22. Alpers W., Ivanov A.Yu., Dagestad K.-F. Observation of local wind fields and cyclonic atmospheric eddies over the Eastern Black Sea using Envisat ASAR images / Proc. ESA Living Planet Symposium 28 June - 2 July 2010, Bergen, Norway (ESA SP-686).
23.  Alpers W., Ivanov A.Yu., Dagestad K.-F. Observation of local wind fields and cyclonic atmospheric eddies over the Eastern Black Sea using Envisat synthetic aperture radar images // Исслед. Земли из космоса. 2010. № 5. С. 46-58.
24. Alpers W., Ivanov A.Yu., Dagestad K.-F. Encounter of foehn wind with an atmospheric eddy over the Black Sea as observed by the synthetic aperture radar onboard the Envisat satellite // Monthly Weather Review. 2011. doi: 10.1175/MWR-D-11-00074.1.
25. Alpers W., Pahl U., Gross G. Katabatic wind fields in coastal areas studied by ERS-1 synthetic aperture radar imagery and numerical modeling // J. Geophys. Res., 1998. 103. P. 7875-7887.
26. Askari F., Signell R.P., Chiggiato J., Doyle J. Radarsat mapping of bora/sirocco winds in the Adriatic Sea / Proc. IGARSS’2003, 21-25 July 2003. V. 1. P. 236-238.
27. Belušić D., Pasarić M., Pasarić Z. et al. A note on local and non-local properties of turbulence in the bora flow // Meteorol. Z., 2006. 15. P. 301-306.
28. Bergamasco A., Gasic M. Baroclinic response of the Adriatic Sea to a episode of bora wind // J. Phys. Oceanography, 1996. 26. P.1354-1369.
29. Cushman-Roisin B., Korotenko K.A. Mesoscale-resolving simulations of summer and winter bora events in the Adriatic Sea // J. Geophys. Res., 2007. 112(C3). doi10.1029/2006JC003516.
30. Defant F. Theorie der Land- und Seewinde // Archiv Meteorologie, Geophysik und Bioklimatologie. 1950, Ser. A, 2-3, Vienna. P. 404-425.
31. Dorman C.E., Carniel S., Cavaleri L. et al. February 2003 marine atmospheric conditions and the bora over the northern Adriatic // J. Geophys. Res., 2007. 112(C3). doi: 10.1029/2005JC003134.
32. Doyle, J.D., Durran D.R. The dynamics of mountain-wave induced rotors // J. Atm. Sci., 2002. 59. P. 186- 201.
33. Grohm A.,. Mayr G. Numerical and observational case study of a deep Adriatic bora // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 2005. 131. P. 1363-1392.
34. Gross G. Anwendungsmöglichkeiten mesoskaliger Simulationsmodelle dargestellt am Beispiel Darmstadt, I, Wind- und Temperaturfelder // Meteorol. Rundsch., 1991. 43. P. 97-112.
35. Gross G. Numerical simulation of the nocturnal flow systems in the Freiburg area for different topographies // Contrib. Atmos. Phys., 1989. 62. P. 57-72.
36. Grubisic V. Bora-driven vorticity banners over the Adriatic // Quart. J. R. Meteorol. Soc., 2004. 130. P. 2571-2603.
37. Gudiksen P.H. Leone J.M., King C.W., Ruffieux D., Neff W.D. Measurements and modeling of the effects of ambient meteorology on nocturnal drainage flows // J. Appl. Meteorol., 1992. 31. P.1 023-1032.
38. Haurwitz B. Comments on the sea-breeze circulation // J. Meteorol., 1947. 4. P.1-8.
39. Hertenstein R., Kuettner J. Rotor types associated with steep lee topography: influence of the wind profile // Tellus, 2005. A 57. P. 117-135.
40. Horstmann J., Koch W. Comparison of SAR wind field retrieval algorithms to a numerical model utilizing Envisat ASAR Data // IEEE J. Ocean Eng., 2005. P. 508-515. doi 10.1109/JOE.2005.857514.
41. Horstmann, J., Koch W., Lehner, S. and Rosenthal, W. Ocean wind field and their variability derived from SAR // Earth Observ. Quart., 1998. 59. P. 8-12.
42.  Ivanov A.Yu., Alpers W., Sumyatov A. Bora in the Adriatic Sea and Black Sea imaged by the Envisat synthetic aperture radar / Proc. Envisat Symposium-2007, 23-27 April 2007, Montreux, Switzerland (ESA SP-636).
43. Jiang Q., Doyle J.D. Wave breaking induced surface wakes and jets observed during a bora event // Geophys. Res. Lett., 2005. 32, doi:10.1029/2005GL022398.
44. Klemp J.B., Duran D.R. Numerical modeling of bora winds // Meteorol. Atm. Phys., 36. P. 215- 227
45. Loglisci et al. Development of an atmosphere-ocean coupled model and its application over the Adriatic Sea during severe weather event of bora wind // J. Geophys. Res., 2004. 109. D01102. doi:10.1029/2003JD003956.
46. McNider R.T., Pielke R.A. Numerical simulation of slope and mountain flows // J. Appl. Meteorol., 1984. 23. P. 1441-1453.
47. Mobbs S.D., Vosper S.B., Sheridan P.F., et al. Observations of downslope winds and rotors in the Falkland Islands // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 2005. 131. P. 329-351.
48. Monaldo F., Kerbaol V., and the SAR Wind Team. The SAR measurement of ocean surface winds: An overview / Proc. 2nd Workshop on Coastal and Marine Applications of SAR. 8-12 September 2003, Svalbard, Norway.
49. Monaldo F.M., Thompson D.R., Beal R. et al. Comparison of SAR derived wind speed with model predictions and ocean buoy measurements // IEEE Trans. Geosci. Rem. Sens., 2001. 39. P. 2587-2600.
50. Muller G., Brummer B., Alpers W. Roll convection within an arctic cold-air outbreak: Interpretation of in situ aircraft measurements and spaceborne SAR imagery by a three-dimensional atmospheric model // Mon. Weather Rev., 1999. 127. P. 363-380.
51. Pielke R.A. Mesoscale meteorological modeling. N.Y., Academic Press, 1984, 612 p.
52. Prettner J. Die Bora und der Tauernwind // Zeitsch. der oesterr. Gesellsch. f. Met., 1866. 1(14). P. 210-214 and 1(15). P. 225-230.
53. Rotunno R. On the linear theory of land and sea breeze // J. Atmos. Sci., 1983. 40. P. 1999-2009.
54. Segal M., Avissar R., McCumber M.C., Pielke R.A. Evaluation of vegetation effects on the generation and modification of mesoscale circulations // J. Atmos. Sci., 1988. 45. P. 2268-2292.
55. Simpson J.E. Sea breeze and local winds. Cambridge Univ. Press, New York, 1994, 234 p.
56. Smith R.B. Aerial observation of the Yugoslavian bora // J. Atm. Sci., 1987. 44. P. 269-297.
57. Stoffelen A., Anderson D. Scatterometer data interpretation: Estimation and validation of the transfer function CMOD4 // J. Geophys. Res., 1997. 102(C3). P. 5767-5780.
58. Yoshino M. Local Wind Bora. Univ. of Tokyo Press, Tokyo, 1976, 289 p.

 

Написать комментарий (0 Комментариев)

Одним из очень интересных явлений, видимых на снимках из космоса над океаном, являются подветренные вихревые цепочки. Их суть состоит в том, что при боковом обтекании воздушным потоком гористого препятствия с его подветренной стороны периодически генерируются мезомасштабные вихри, которые затем переносятся вниз по потоку. При таком обтекании с подветренной стороны препятствия образуется цепочка вихрей (рис. 1), получившая название цепочки Кармана по имени ученого, который впервые исследовал их теоретически.

 

Рис.1. Вихри, образованные за цилиндром диаметром d (a – расстояние между вихрями, h – ширина «дорожки», l – расстояние между центрами вихрей противоположного знака) (рисунок из [ChopraandHubert, 1965]).

 

Подробнее: Вихревые дорожки

Написать комментарий (1 Комментарий)

На снимках из космоса, полученных как в видимом, так и в микроволновом диапазоне достаточно часто регистрируются группы периодических квазипараллельных полос, образование которых можно объяснить образованием и прохождением атмосферных гравитационных волн (АГВ). АГВ могут образоваться с подветренной стороны препятствий при устойчивой стратификации набегающего потока и направлении ветра у препятствия близком к перпендикулярному; их обычно называют подветренными. В литературе эти волны также носят название внутренних волн в атмосфере, орографических, запрепятственных или фёновых волн [Вельтищев и Степаненко, 2006]. Чаще всего они образуются за прибрежными формами рельефа или за островами: за хребтами, гористыми островами и даже за небольшими холмами, когда имеется сочетание устойчивой стратификации и ветра, дующего с берега. Однако над открытым океаном встречаются и др. типы АГВ, причем основными причинами их возникновения считаются фронтальная неустойчивость и возмущение инверсионного слоя.

Подветренные волны, образующиеся за препятствиями, являются наиболее распространенными в природе и хорошо изученными АГВ. Волновые движения в этом случае носят квазидвумерный характер (рис. 1-4). В тех случаях, когда над гребнями волн образуется облачность (рис. 2), а в подошвах опускающийся воздух удаляется от состояния насыщения – подветренные волны становятся заметными в поле облачности и легко идентифицируются на снимках из космоса (рис. 5-11). Иногда сочетание устойчивой стратификации и ветра от умеренного до сильного, дующего в океане, порождает за отдельными островами сложное поле атмосферных гравитационных волн с эффектами интерференции (рис. 14-15).

Анализ проявлений АГВ на снимках, полученных в оптическом диапазоне, показал, что расстояние между полосами (длина волны) может изменяться от 2 до 70 км, но чаще всего наблюдаются волны с длинами 5-20 км, расстояние от первой облачной полосы до хребта обычно составляет 3/4 длины волны. Число следующих друг за другом волн (количество полос в группе) может достигать 50-60, распространяться они могут на расстояния до нескольких сотен километров от препятствия. Самые протяженные серии волн (до 480 км) наблюдались со спутников на подветренной стороне Анд в Южной Америке [Вельтищев и Степаненко, 2006].

При достаточно влажном воздухе над гребнями АГВ появляются облачные полосы, образованные высоко-кучевыми, слоисто-кучевыми и реже перистыми облаками (тип облачности с подветренной стороны горного хребта зависит от высоты последнего), которые сохраняют свое положение в пространстве. При сухом воздухе облачные полосы появляются на расстоянии нескольких сотен километров от препятствия, их возбудившего (рис. 6-9).

Изучение подветренных волн показало, что их характеристики обусловлены двумя основными факторами: скоростью набегающего потока и стратификацией воздушной массы. Подветренные волны образуются чаще всего при наличии сильных ветров в тыловой части высотной ложбины или при прохождении холодного фронта. Минимальная скорость набегающего потока должна составлять 7-15 м/с на уровне препятствия в зависимости от его высоты; оптимальные высоты препятствий – от 500 до 2000 м. По данным наблюдений, значение амплитуда АГВ колеблется от нескольких сотен метров до 2 км (чаще 300-500 м). С амплитудой подветренных волн связаны вертикальные скорости, которые обычно составляют 2-6 м/с, но отмечались значения более 10 м/с [Вельтищев и Степаненко, 2006].

Если препятствие имеет приблизительно одинаковые размеры, как в направлении воздушного потока, так и по нормали к нему, то под действием прямого переваливания сверху и бокового обтекания с обеих сторон волны приобретают в плане форму подков или клина (рис. 3,4). Соответствующее расположение облачных полос на космических снимках сходно с расположением волн, возникающих за движущимся судном и именуемых в гидродинамике корабельными волнами (рис. 12-15). Этот термин нередко применяют и к подветренным волнам. Только в случае атмосферных волн все происходит наоборот: возмущающий объект неподвижен, а волны генерируются набегающим потоком.

Вполне очевидно, что если совершающие вертикальные колебания частицы воздуха одновременно переносятся крупномасштабным потоком в горизонтальном направлении, то результирующее их движение в вертикальной плоскости приобретает волновой характер. Из этих простых соображений можно получить выражение для длины подветренной волны. Если частица при устойчивой стратификации потока, одновременно испытывает колебания с частотой Вяйсяля-Брента N и перемещается со скоростью U, то длина описываемой ею волны будет примерно равна масштабу Лира – L_с [Вельтищев и Степаненко, 2006]:

l»2pU/N=L_с ;

Этот мастаб определяет длину волны (l), которую образуют частицы воздуха, совершающие вертикальные колебания с частотой N и перемещающиеся со скоростью U в горизонтальном направлении. Формы рельефа в случае подветренных волн играют роль возбудителя, а ответная реакция атмосферы на это возбуждение полностью определяется её собственным состоянием. Если это состояние благоприятно для образования гравитационных колебаний, подветренные волны образуются, если неблагоприятно, возмущение, вызванное рельефом, может не привести к образованию АГВ.

Наконец, при рассмотрении упрощенной задачи обтекания хребта с характерным линейным масштабом r₀ невязким устойчивым адиабатическим потоком со скоростью Uпри вертикальном градиенте температуры g, можно получить решение, которое будет зависеть от безразмерного параметра z₀ [Кожевников, 1999]:

где Т – характерная (средняя) температура рассматриваемого слоя атмосферы, g_а – сухоадиабатический градиент температуры. При z₀<0,4 возникающие подветренные волны слабы и неустойчивы. При z₀=1за хребтом возникают волны, в которых чередуются восходящие и нисходящие движения. При z₀>2 за хребтом образуются замкнутые вихри – в литературе получившие название роторы.

Кроме того, из метеорологии известно эмпирическое соотношение [Кожевников, 1999] с помощью которого можно определить длину волны АГВ:

здесь a, b и c – эмпирические константы, которые соответственно равны 7,5, 0,72 и 0,18. Из этих и др. соотношений появляется возможность определения длины волны АГВ и соответственно оценок параметров набегающего потока из данных дистанционного зондирования.

Снимки со спутников показывают, что АГВ часто возникают в различных районах Мирового океана и возбуждаются не только крупными горными хребтами, но и сравнительно невысокими формами рельефа. Установлено, что для образования облачных полос, обусловленных АВГ (т.н. волнистых облаков), наиболее важными являются следующие факторы [Герман, 1985]:

- протяженность и высота гор, а также соотношение между длиной и высотой горного массива;

- ориентация горного массива относительно набегающего воздушного потока;

- степень устойчивости стратификации нижней атмосферы;

- достаточно большая влажность воздуха, переваливающего через горный хребет.

Так, рис. 14 наглядно иллюстрирует то, что при одних и тех же параметрах набегающего потока за островами разной высоты могут образоваться как АГВ, так и вихревые дрожки Кармана (Вихревые дорожки). Главным параметром здесь, выступает соотношение высота горного массива - высота инверсии: у небольшого по высоте острова, вершина которого ниже слоя инверсии (реализуется полное обтекание), образуются АГВ; за более высоким островом, вершина которого выше слоя инверсии (реализуется только боковое обтекание) – вихревые цепочки.

По ориентации облачных полос (волнистых облаков) на космических снимках можно оценить направление ветра в тропосфере, однако надо помнить, что он может быть отклонен на ±20-40° от нормали, проведенной к полосам [Герман, 1985].

В литературе описаны многочисленные случаи наблюдения атмосферных внутренних волн на радиолокационных изображениях (РЛИ) морской поверхности, проведен их анализ и интерпретация (см., например, [Спиридонов и др., 1987; Vachonetal.,1994;AlpersandStilke, 1996; Zhengetal.,1998;Chunchuzovetal., 2000] и рис. 16-21). Механизм отображения волн на РЛИ состоит в том, что поле ветра, создаваемое АГВ у поверхности моря, модулирует с периодом волны параметры поверхностного мелкомасштабного волнения (рис. 2), которое, в свою очередь, ответственно за рассеяние радиолокационного сигнала. В результате периодические вариации скорости ветра у поверхности моря, обусловленные АГВ, приводят к образованию квазипараллельных поверхностных проявлений на РЛИ. Кстати, этот эффект может наблюдаться и на снимках видимого диапазона в зоне солнечного блика, когда над вершинами гребней видны облака и одновременно примерно под ними – темные полосы на морской поверхности (ослабление ветра) (рис. 7-10). В связи с этим появляется возможность использования дистанционных и, в частности, радиолокационных методов для обнаружения и исследования гравитационных волн в атмосфере над океаном.

На радиолокационных изображениях скорость ветра над морем U может быть определена путем преобразования яркости пикселов изображения в величины удельной эффективной площади рассеяния (УЭПР или интенсивность рассеяния), которые связаны с полем приповерхностного ветра через скаттерометрическую модель типа CMOD [StoffelenandAnderson, 1997]. Данный подход использовался в ряде работ, где анализировались поверхностные проявления атмосферных гравитационных волн (см. [Vachonetal.,1994;AlpersandStilke, 1996; Zhengetal.,1998] и рис. 20а,б).

Совместный анализ оптических и радиолокационных снимков также показывает, что обусловленные подветренными АГВ поверхностные проявления (периодические структуры) появляются на РЛИ уже тогда, когда волнистые облака в атмосфере еще не сформировались, и АГВ в поле облачности еще не видны. Это обусловлено различными физическими механизмами отражения АГВ на оптических и радиолокационных снимках: модуляция шероховатости поверхности моря у впадин АГВ никоим образом не связана с характеристиками воздушной массы, в том числе с влажностью воздуха (рис. 7-10).

На РЛИ могут существовать три типа поверхностных проявлений, созданных АГВ: только светлые полосы – отпечатки подошв волн (рис. 17, 20а), только темные полосы – отпечатки гребней (рис. 16 и 22) и чередующиеся темные и светлые полосы – отпечатки гребней и подошв (рис. 18, 19, 21), что в общем случае зависит от силы фонового ветра.

В общем случае поверхностные проявления АГВ и внутренних волн (Внутренние волны) в океане схожи (рис. 20а). При их различении следует учитывать, что внутренние волны в океане в большинстве случаев имеют приливную природу, возбуждаются у кромки шельфа и распространяются по направлению к берегу. Они испытывают значительную рефракцию, организованы в хорошо выраженные пакеты и распространяются цугами, длина волны в которых уменьшается от начала цуга к его концу.

Гравитационные волны в атмосфере могут распространяться под любыми углами к береговой черте (в случае подветренных волн – от берега или острова вниз по потоку), цуги волн отсутствуют или выражены плохо, количество волн в цуге и длина отдельных волн варьирует в широких пределах; они часто имеют большие длины волн (и соответственно создают более широкие полосы на морской поверхности) и, естественно, проявляются в облачности.

Анализ РЛИ позволяет по расстояниям между темными/светлыми полосами, измеренным на изображении, определить длину волны, а по ориентации полос и контрастам изображения – скорость и направление ветра (по модели CMOD) (рис. 20б). Наконец, имеется возможность определения параметров стратификации набегающего потока – с учетом масштаба Лира и др. соотношений возможно получить оценку устойчивости атмосферы – частоту Вяйсяля-Брента, а при наличии дополнительных данных – и амплитуд АГВ.

 

Литература

1.Атлас аннотированных радиолокационных изображений морской поверхности, полученных космическим аппаратом «Алмаз-1» / А.В. Дикинис, А.Ю. Иванов и др.; под ред. Л.Н. Карлина. М.: ГЕОС, 1999.

2.Вельтищев Н.Ф., Степаненко В.М. Мезометеорологические процессы. М.: 2006.

3.Герман М.А. Космические методы исследования вметеорологии. Л.: Гидрометеоиздат, 1985.

4.Госсард Дж., Хук У. Волны в атмосфере. М.: Мир, 1979.

5.Использование данных о мезомасштабные особенностях облачности в анализе погоды / Амбрози П., Вельтищев Н.Ф., Герц Г. и др. Л.: Гидрометеоиздат, 1973.

6.Калмыков А.И., Назиров М., Никитин П.А., Спиридонов Ю.Г. Об упорядоченных мезомасштабных структурах на поверхности океана, выявленных по данным радиолокационных съемок из космоса // Исслед. Земли из космоса, 1985, № 3, с. 41-47.

7.Кожевников Н.Н. Возмущения атмосферы при обтекании гор. М.: «Научный Мир», 1999.

8.Кондратьев К.Я., Борисенков Е.П., Морозкин А.А. Практическое использование данных метеорологических спутников. Л.: Гидрометеоиздат, 1966.

9.Митягина М.И., Лаврова О.Ю., Бочарова Т.Ю. Наблюдение подветренных волн и вихревых структур за природными препятствиями в атмосфере при помощи радиолокационного зондирования морской поверхности // Исслед. Земли из космоса, 2004, № 5, с.44-50.

10.Радиолокация поверхности Земли из космоса / Под ред. С.В. Викторова и Л.М. Митника. Л.: Гидрометеоиздат, 1990.

11.Руководство по использованию спутниковых данных в анализе и прогнозе погоды / Под ред. И.П. Ветлова и Н.Ф. Вельтищева. Л.: Гидрометеоиздат, 1982.

12.Скорер Р. Аэрогидродинамика окружающей среды. М.: Мир, 1980.

13.Спиридонов Ю.Г. Определение характеристик атмосферных внутренних волн с помощью радиолокации из космоса // Тр. ГосНИЦИПР, 1988, вып. 30, с. 161-170.

14.Спиридонов Ю.Г., Пичугин А.П., Шестопалов В.П. Радиолокационное наблюдение из космоса атмосферных внутренних гравитационных волн // ДАН СССР, 1987, 296(2), с. 317-320.

15.Alpers W. Measurement of mesoscale oceanic and atmospheric phenomena by ERS-1 SAR // Radio Science Bull., 1995, 275, p.14-22.

16.Alpers W., Stilke G. Observation of a nonlinear wave disturbance in the marine atmosphere by the synthetic aperture radar aboard the ERS-1 satellite // J. Geophys. Res., 1996, 101(C3), p. 6513-6525.

17.Baines P.G. Topographic effects in the stratified flows.Cambridge University Press, 1995, 498 p.

18.Birkhoff G., Zarantonello E.H. Jets, Wakes and Cavities. Academic Press, 1957, 353 p.

19.Christie D.R. Long nonlinear waves in the lower atmosphere //J. Atmos. Sci., 1989, 46, р.1462-1491.

20.Christine D.R. Solitary waves as aviation hazard //EOS, 1983, 64, p.67.

21.Chunchuzov I., Vachon P., Li X. Analysis and modeling of atmospheric gravity waves observed in Radarsat SAR images // Remote Sens. Environ., 2000, 74, р.343-361.

22.Clark T.L., Hauf T., Kuettner J.P. Convectively forced internal gravity waves: Results from two-dimensional numerical experiments //Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1986, 112, р.899-926.

23.Crook N.A. Trapping of low-level internal gravity waves //J. Atmos. Sci., 1988, 45, р.1533-1541.

24.Cruette D. Experimental study of mountain lee-waves by means of satellite photographs and aircraft measurements // Tellus, 1976, 28(6), p. 499-523.

25.Doos A. A theoretical analysis of lee waves clouds observed by Tyros // Tellus, 1962, 14(3).

26.Drake V.A. Solitary wave disturbances of the nocturnal boundary layer revealed by radar observations of migrating insects //Boundary Layer Meteorol., 1985, 31, р.269-286.

27.Fritz S. The significance of mountain lee waves as seen from satellite pictures //J. of Applied Meteorol., 1965, 4, р.31-37.

28.Gjevik В., Marthinsen T. Three-dimensional lee-wave pattern // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1978, 104, р.947-957.

29.Gossard E.E., Hooke W.H. Waves in the atmosphere.Elsevier Scientific Publishing, 1975.

30.Gossard E.E., Richer J.H., Atlas D. Internal waves in the atmosphere from high-resolution radar measurements //J. Geophys. Res., 1970, 75, р.3523-3536.

31.Grimshaw R.H.J., Symth N. Resonant flow of s stratified fluid over topography // Fluid Mech., 1986, 169, р.429-464.

32.Horstmann J., Koch W., Lehner S., Tonboe R. Wind retrieval over the ocean using synthetic aperture radar with C-band HH polarization // IEEE Trans. Geosci. Rem. Sens., 2000, 38(5), p. 100-107.

33.Li X. Atmospheric vortex streets and gravity waves. Chapter 16. In: Synthetic Aperture Radar Marine User’s Manual, 2004.

34.Li X., Dong C., Clemente-Colon P., Pichel W.G., Friedman K.S. Synthetic aperture radar observation of the sea surface imprints of upstream atmospheric solitons generated by flow impeded by an island // J. Geophys. Res., 2004, 109, C02016, doi:10.1029/2003JC002168.

35.Li X., Pichel W., Friedman E.C., Clemente-Colon P. The sea surface imprint of island lee waves as observed by Radarsat synthetic aperture radar / Proc. IGARSS-1998, Seattle, USA, р.763-766.

36.Li X., Zheng Q., Pichel W., Yan X., Liu W., Clemente-Colon P. Analysis of coastal lee waves along the coast of Texas observed on AVHRR images // J. Geophys. Res , 2001, 106, р.7017-7025.

37.Marthinsen Т. Three-dimensional lee waves // Quart J. Roy. Meteor. Soc., 1980, 106, р.569-580.

38.Melville W.K., Helfrich K.R. Transcritical two-layer flow over topography //J. Fluid Mech., 1987, 178, р.31-52.

39.Menhofer A., Smit R.K., Reede M.J., Christie D.R. "Morning-glory" disturbances and the environment in which they propagate //J. Atm. Sci., 1997, 54, N 7, р.1712-1725.

40.Miles J.W. On internal solitary waves // Tellus, 1979, 31, р.456-462.

41.Mourad P.D. Footprints of atmospheric phenomena in synthetic aperture radar images of the ocean surface – A review. Air-sea fluxes-Physics, chemistry, and dynamics.Kluwer Academic Publishers, 1999, 640 p.

42.Rogers D.P., Johnson D.W.. Friehe C.A. The stable internal boundary layer over a coastal sea. Part II: Gravity waves and momentum balance //J. Atmos. Sci., 1995, 52, р.684-696.

43.Scorer R.S. Theory of waves in the lee of mountains // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1949, 75, р.41-56.

44.Scorer R.S., Klieforth H. Theory of mountain waves of large amplitude // Quart. J. Roy. Meteor. Soc., 1959, 85, N 364.

45.Seitter K.L., Muench H.S. Observation of a cold front with rope cloud // Mon. Weather Rev., 1985, 113, р.840-848.

46.Smith R.K. Traveling waves and bores in the lower atmosphere: The "Morning Glory" and related phenomena //Earth Sci. Rev., 1988, 25, р.267-290.

47.Smith R.В., Gleason A.C., Gluhosky P.A., Grubisic V. The wake of St. Vincent // Atmos. Sci., 1997,54, р.606-623.

48.Smith R.В., Grubisic V. Aerial observation of Hawaii's wake // J. Atmos. Set., 1993, 50, р.3728-3750.

49.Smith R.В., Smith D.F. Pseudoinviscid wake formation by mountains in shallow-water flow with a drifting vortex // J. Atmos. Set., 1995, 52, р.436-454.

50.Stoffelen A., Anderson D. Scatterometer data interpretation: Estimation and validation of the transfer function CMOD4 // J. Geophys. Res., 1997, 102, p. 5767-5780.

51.Thomson R.E., Vachon P.W., Borstad G.A. Airborne synthetic aperture radar imagery of atmospheric waves // J. Geophys. Res., 1992, 97, р.14 249-14 257.

52.Vachon P., Johannessen O., Johannessen J. An ERS-1 synthetic aperture radar image of atmospheric lee waves// J. Geophys. Res., 1994, 99, р.22843-22490.

53.VachonP.W., JohannessenJ.A., BrowneD.P. ERS-1 SAR images of atmospheric gravity waves // IEEE Trans. Geosci. Remote Sens., 1995, 33, p. 1014-1025.

54.Winstead N.S., Sikora T.D., Thompson D.R., Mourad P.D. Direct influence of gravity waves on surface-layer stress during a cold air outbreak, as shown by synthetic aperture radar // Mon. Wea. Rev., 2002, 130, p.2764-2776.

55.Wu T.Y. Generation of upstream advancing solitons by moving disturbances // J. Fluid Mech., 1987,184, р.75-99.

56.Zheng Q., Yan X.-H., Klemas V., Ho C.-R,. Kuo N.-J., Wang Z. Coastal lee waves on ERS-1 SAR images // J. Geophys. Res., 1998, 103, р.7979-7993.

Рис. 1. Линейные гравитационные волны, распространяющиеся в трехслойной атмосфере; показаны: слева – профиль потенциальной температуры (q) для устойчиво стратифицированной трехслойной атмосферы; в центре – изолинии потенциальной температуры (пунктир), линии тока (штриховая) и направление ветра у поверхности моря (стрелки). Справа – амплитуда флуктуаций скорости ветра в направлении распространении волны (u) и по вертикали (w) как функция высоты (рисунок из [Alpers and Stilke, 1996]).

 

Рис. 2. Схематический рисунок, иллюстрирующий модуляцию коротких гравитационно-капиллярных волн на морской поверхности полем скорости атмосферной гравитационной волны (рисунок из [Zhengetal., 1998]).

 

Рис. 3. Подветренные волны за одним препятствием (а – бесконечным, б – полуограниченным, в – одиночным), двумя (г) или несколькими изолированными препятствиями (д); 1 – направление невозмущенного потока у наветренной стороны, 2 – зоны интенсивной турбулентности (рисунок из [Вельтищев и Степаненко, 2006])

Рис. 4. Схематическое изображение пакета атмосферных гравитационных волн за малоразмерным островом (рисунок из [Li, 2004])

 

Рис. 5. Атмосферные гравитационные волны над Аравийским морем на снимке спутника Terra (12.11.2004, 06:25 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 6. Атмосферные гравитационные волны в Мозамбикском проливе на снимке спутника Terra (16.08.2002, 07:45 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 7. Атмосферные гравитационные волны над Аравийским морем на снимке спутника Terra (23.05.2005, 06:25 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 8. Атмосферные гравитационные волны к югу от о. Ява на снимке спутника Terra (13.10.2004, 03:05 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 9. Атмосферные гравитационные волны у северного побережья Австралии на снимке спутника Terra (23.11.2005, 02:30). © NASAGSFC

 

 

Рис. 10. Атмосферные гравитационные волны у северного побережья Австралии на снимке спутника Terra(11.11.2003, 02:25 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 11. Многочисленные атмосферные гравитационные волны около побережья Сомали на снимке спутника Aqua (27.08.2003, 09:45 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 12. Атмосферные гравитационные волны за о. Амстердам в Индийском океане на снимке спутника Terra(19.12.2005, 04:50 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 13. Атмосферные гравитационные волныза о. Буве в Атлантическом океане на снимке спутника Terra (06.12.2007, 09:20 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 14. Атмосферные гравитационные волны и цепочка вихрей Кармана за о-вами Крозе в Индийском океане на снимке спутника Aqua (02.11.2004, 10:15 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 15. Система атмосферных гравитационных волн за Южными Сандвичевыми о-вами в Южной Атлантике на снимке спутника Aqua (02.11.2004, 10:15 UTC). © NASAGSFC

 

Рис. 16. Атмосферные гравитационные волны в юго-восточной части Баренцева моря у о. Вайгач на радиолокационном изображении КА «Алмаз-1» (01.07.1991, 21:26 UTC); на поверхности моря также виден дрейфующий лед. © НПО машиностроения

 

Рис. 17. Атмосферные гравитационные волны в северной части Баренцева моря за о. Хопен на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (20.06.1993, 10:30 UTC) (рисунок из [Vachonetal., 1994]). © ESA

 

Рис. 18. Атмосферные гравитационные волны за о. Каяк у тихоокеанского побережья Аляски на радиолокационном изображении спутника Radarsat-1 (12.06.2001, 03:10 UTC) (рисунок из [Li, 2004]). © CSA

 

Рис. 19. Нелинейные атмосферные гравитационные волны в северо-западной части Каспийского моря на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (12.05.1996, 07:23 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/252302781ERS1.html). © ESA

 

Рис. 20а. Океанские внутренние волны в Гибралтарском проливе и атмосферные гравитационные волны у побережья Марокко в Средиземном море на радиолокационном изображении спутника ERS-1 (3.09.1993, 22:39 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/111680711ERS1.html). © ESA

 

Рис. 20б. Радиометрический разрез через пакет гравитационных волн, отобразившихся на РЛИ на рис. 20а. Слева на вертикальной оси отложены значения УЭПР, а справа – значения скорости ветра, рассчитанные на основе скаттерометрической модели CMOD4 (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/111680711ERS1.html).

 

Рис. 21. Атмосферные гравитационные волны в Атлантическом океане у северо-западной оконечности Африки на радиолокационном изображении спутника ERS-2 (6.06.2000, 11:05 UTC) (http://www.ifm.uni-hamburg.de/ers-sar/Sdata/atmospheric/grwaves/254992889ERS2.html). © ESA

 

Рис. 22. Темные полосы на морской поверхности (1), образовавшиеся при прохождении атмосферных гравитационных волн в восточной части Балтийского моря на радиолокационном изображении спутника Envisat. © ESA, SIMP

Написать комментарий (2 Комментария)