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.