Классификация воздушных масс. Воздушные массы

Классификация воздушных масс. Воздушные массыАтмосферные фронтыПросмотров: 18524Комментарии: 725 декабря 2009 г.

Поскольку каждая воздушная масса сравнительно однородна, метеорологи создали классификацию, в которой выделили четыре главных типа воздушных масс, причем каждый тип подразделяется на подтипы. Классификация основана на физических свойствах рассматриваемых воздушных масс. Названия воздушным массам при классификации давались на основании климатических особенностей тех областей Земли, в которых формируются эти массы. Тем самым название каждой массы сразу дает некоторое указание на ее температуру и влажность.

Четыре главные воздушные массы, выделенные в рассматриваемой классификаций, таковы. Арктическая (А) и полярная (П) воздушные массы имеют низкую температуру и малую влажность. Разница между этими воздушными массами невелика, но она отражает некоторое различие тех очагов, в которых массы формируются. Тропическая (Т) и экваториальная (Э) воздушные массы — теплые и влажные. Разница между ними тоже невелика, но и она характерна для двух воздушных масс, сформировавшихся в разных очагах.

Воздушные массы, образовавшиеся в четырех главных очагах, отражаемых названиями этих масс, подразделяются далее в зависимости от вида поверхности, над которой они формировались. Различают массы континентальные (к), сравнительно сухие, сформировавшиеся над сушей, и морские (м) — сравнительно влажные за счет испарения с водоемов, над которыми они формировались.

Метеорологи используют еще и более детальное подразделение воздушных масс, которое уже не представляет особенно большого интереса для читателей. Отметим лишь те детали, которые будут встречаться при описании воздушных масс над США. Названия „теплая» (т) и „холодная» (х) указывают на тепловое состояние данной массы по сравнению с тепловым состоянием земной поверхности, над которой находится или двигается данная воздушная масса. Кроме того, названия „тихоокеанский воздух», „атлантический воздух» и „воздух Мексиканского залива» характеризуют основные водные бассейны, над которыми формируются воздушные массы, поступающие на территорию США.

Воздушные массы, встречающиеся в США, описаны ниже в связи с описанием климатических особенностей районов их формирования и вида поверхности, над которой они образуются. Поэтому мы используем эти признаки при рассмотрении воздушных масс на территории США. Такие же воздушные массы определяют характер погоды и в других районах земного шара. Климатические же условия, создающие весьма различную погоду в разных его частях, определяются такими факторами, как широта места, его близость или удаленность от крупных водоемов, характер ближайших морских течений, особенности окружающих районов суши.

Итак, основные воздушные массы, встречающиеся на Земле, формируются в четырех главных очагах. В каждом очаге формируется воздушная масса, обладающая своими особыми физическими свойствами, приобретенными ею при взаимодействии с местными источниками тепла, влаги и т. д.

В районах северного и южного тропиков формируются две основные воздушные массы: над континентами — континентальный тропический воздух (кТ), над океанами — морской тропический (мТ). Сухой горячий континентальный воздух является главной причиной возникновения многих пустынь в субтропических широтах нашей планеты. В поясе пассатов формируется теплый и влажный морской экваториальный воздух (мЭ). В этом поясе мало суши, несмотря на это он оказывает на развитие атмосферных процессов не меньшее влияние, чем континентальные районы. В северных районах Атлантического и Тихого океанов формируются воздушные массы третьего типа. Это — прохладный и влажный морской полярный воздух (мП) и холодный и сухой континентальный полярный воздух (кП), формирующийся в поясе 55—65° с. ш.

• Определение

• Географическая классификация атмосферных масс

• Области источников и характеристики атмосферных масс

• Процессы трансформации атмосферных масс, свойства трансформированных масс

• Идентификация атмосферных масс и их трансформация на синоптических картах

Определение

Атмосферной массой называется некоторый большой объем воздуха с относительно однородными термодинамическими и оптическими свойствами.

1. Что означает «определенный, великий…»?

Термин «определенный» подразумевает неопределенный размер и массовые свойства. В этом определении указывается только то, что атмосферная масса имеет конечный объем. Под термином «большой» подразумевается порядок величины — обычно атмосферная масса распространяется на площади от нескольких до нескольких миллионов км2 и достигает высоты от 2 до 3, иногда даже 4 км над поверхностью Земли. Нет (есть) массы малого объема, порядка площади основания в несколько сотен тысяч или несколько сотен км2.

(2) Что подразумевается под «термодинамическими свойствами»?

Это просто означает, что атмосферная масса имеет определенное количество тепла, характеризуемое температурой воздуха в ней и определенным количеством влаги (водяного пара), присутствующей в этой массе. Содержание водяного пара в массе также определяет теплосодержание — в процессах конденсации проявляется теплота конденсации, ранее выделенная как скрытая теплота парообразования

3 Что подразумевается под термином «… относительно однородным…»?

Это просто означает, что в пределах одной и той же массы температура воздуха и вертикальные градиенты температуры воздуха и значения давления водяного пара на данной высоте похожи друг на друга. Они не идентичны, потому что не могут быть таковыми хотя бы из-за возникающих региональных различий (изменения широты и долготы местности, над которой находится масса, и другие причины), но они находятся в определенном, достаточно четко определенном диапазоне изменчивости. Температура и влажность воздуха в пределах данной массы, несмотря на различия, больше похожи друг на друга, чем на температуру и влажность воздуха, измеренные в другой, соседней массе.

4 Что подразумевается под термином «… оптические свойства …»?

Как правило, речь идет о прозрачности воздуха. Прозрачность воздуха в целом зависит от наличия в воздухе продуктов конденсации водяного пара (микрокапель, образующих туман, капель и частиц льда, образующих осадки, …) и других твердых частиц в воздухе, которые не являются продуктами конденсации. Последние представляют собой различные виды пыли, которые возникают на поверхности Земли и попадают в тропосферу в результате естественных процессов (например, минеральная пыль, поднятая ветром с поверхности пустыни, частицы морского аэрозоля с поверхности океана, пыльца с только что распустившихся сосен, …). и те, которые попадают в атмосферу в результате деятельности человека (твердые частицы от топлива, которое не было сожжено до конца, частицы пыли от шин, скребущих поверхность автострады, пыль от ковров, которые чистят перед Пасхой, …). В результате оживленной хозяйственной деятельности на определенных территориях наблюдается большое количество загрязнений, вносимых человеком в атмосферу. Поскольку появление продуктов конденсации сильно изменяется во времени и пространстве и зависит от процессов, протекающих в самой массе, появление твердых примесей в массе учитывается при характеристике оптических свойств массы. Снижением прозрачности за счет продуктов конденсации пренебрегают.

Как происходит формирование атмосферной массы?

Представим, что воздух (из любого источника) поступает в район Северной Африки (Сахара, Судан) и затем оседает над этим районом. Поскольку земля здесь сильно нагревается, воздух начинает нагреваться от земли. В нижней тропосфере вертикальные тепловые градиенты увеличиваются, и быстро возникают условия для неустойчивого равновесия. Сильно нагретый воздух отрывается от поверхности и начинает подниматься вверх. В процессе подъема он турбулентно перемешивается с окружающим воздухом, и средняя температура слоя, в котором происходят вертикальные движения воздуха, повышается (типичная картина интенсивного переноса разумного тепла от земли к атмосфере). Возникновение вертикальных движений будет продолжаться до тех пор, пока вертикальный градиент температуры во всем слое, куда доходят вертикальные движения, не выровняется, достигнув значения 1 град/100 м (переход от неустойчивого равновесия к нейтральному равновесию). В результате такого процесса температура этого воздуха значительно повысится.
Почва в обсуждаемом районе (Северная Африка) не отличается особой увлажненностью — здесь есть пустыни и полупустыни. Поэтому этот воздух не может обогатиться водяным паром. Повышение температуры влечет за собой снижение относительной влажности (и увеличение дефицита влаги), и воздух становится относительно сухим. Таким образом, этот воздух при повышении температуры будет становиться все суше и суше.
Каждый порыв ветра будет поднимать частицы пыли с поверхности (местность без густой растительности, сухая). Пыль, находящаяся в слое воздуха у земли, переносится восходящими потоками вверх. С течением времени запыленность этого воздуха увеличивается, а его прозрачность уменьшается.
В результате таких процессов через несколько дней воздух над Северной Африкой станет горячим, относительно очень сухим, а его прозрачность будет низкой. Дальнейшее пребывание воздуха над районом Северной Африки уже не вызовет его изменений. Таким образом, образовалась воздушная масса с определенными термодинамическими и оптическими свойствами. Высокая температура, высокая сухость и сильная запыленность будут характерны как для отдельных объемов этого воздуха, находящегося над Испанской Сахарой, центральной Ливией, южным Египтом или Чадом, так и для всего его объема над рассматриваемой территорией.

Как видно, воздух приобрел свойства земли. Этот процесс, в ходе которого воздух приобретает набор специфических характеристик у земли, называется формированием атмосферной массы. Область, над которой происходит образование массы, и масса может принимать от нее специфические характеристики, называется областью источника.

Теперь, если такой большой объем воздуха под влиянием атмосферной циркуляции смещается со своего места и перемещается над другой областью, например, над южной и центральной Европой, его свойства не могут измениться мгновенно. Это требует времени. Атмосферная масса, перемещающаяся из Северной Африки в течение 2-3 дней, даже если она будет двигаться над областями с другими свойствами (например, над Средиземным морем), принесет с собой очень мало изменений в свойствах (температура, влажность, прозрачность), которые она приобрела над исходной областью. Способность массы сохранять в течение некоторого времени свойства, приобретенные над областью источника, называется консервативными свойствами атмосферных масс.

Возвращаясь к примеру, можно сказать, что с приходом такой массы над, например, Балканским полуостровом, Венгрией и Румынией, температура воздуха будет очень высокой, влажность воздуха низкой и возникнет мутность. Очевидно, что если мы можем определить характер поступающей атмосферной массы над данной территорией, мы можем иметь хорошее приближение, по крайней мере, к некоторым характеристикам погоды, которая будет наблюдаться над этой территорией. Для того чтобы полностью охарактеризовать погоду, которая возникнет в данной местности с приходом определенной массы, необходимо дополнительно учитывать процессы взаимодействия (интеракции) этой массы с землей, что требует анализа внутримассовой погоды. Тем не менее, уже из этого наивного описания следует, что полезность знания характеристик атмосферных масс для прогнозирования изменений погоды или интерпретации синоптических карт очевидна.

Географическая классификация атмосферных масс

В различных учебниках можно встретить различные классификации атмосферных масс. Такие классификации, как «холодные массы — теплые массы», «сухие массы — влажные массы», «нестабильные массы — стабильные массы» имеют значение относительных классификаций; например, не существует масс, которые были бы стабильными или нестабильными массами во всех условиях, только экстремальные массы с точки зрения тепловой дифференциации всегда могут рассматриваться как теплые или холодные.

Основной классификацией масс является географическая классификация атмосферных масс. Она основана на характере исходной области массы. Учитывает в общем виде тепловые свойства грунта, выделяя массы, характерные для данных географических зон с соответствующим характером режима теплового баланса. Начиная с полюсов (здесь северный), можно последовательно выделить климатические зоны, характеризующиеся определенным сходством их теплового режима. Это будут, в свою очередь:

• Арктическая зона, в которой тепловой баланс отрицательный круглый год. Зимой тепловой баланс достигает больших отрицательных значений, летом значительно меньше, но и знак баланса отрицательный. Поэтому температура воздуха в этой зоне круглый год будет ниже нуля градусов по Цельсию. Зимой температура воздуха будет очень низкой — в среднем от -45 до -40 до минус десятка градусов Цельсия, летом — от минус нескольких до минус десятка градусов Цельсия. Аналогом арктической зоны в южном полушарии является антарктическая зона; температура воздуха в антарктической зиме ниже (может быть ниже) на 10-20°, в антарктическое лето (декабрь, январь, февраль) она в среднем ниже температуры в арктической зоне на аналогичную величину.

• Умеренная зона, где тепловой баланс показывает очень большие сезонные колебания. В период, когда солнце находится над тем же полушарием, что и в зоне умеренного климата, тепловой баланс там положительный, температура воздуха колеблется от нескольких до 10°C на северной границе ареала, до двадцати с небольшим градусов на южной границе ареала. Зимой тепловой баланс в этой зоне отрицательный, температура воздуха колеблется от плюс нескольких градусов на экваториальной границе ареала до минус нескольких над водами, минус нескольких десятков (от -30 до -60°C) над сушей на границе с арктической зоной. В результате в этой зоне наблюдаются большие колебания температуры воздуха между летом и зимой. Зимний воздух умеренной зоны (называемый полярным воздухом) прохладный или даже холодный (относится к северному полушарию), летний полярный воздух — теплый воздух.

• тропическая зона, в которой в течение всего года тепловой баланс положительный, но в период, когда солнце кульминирует над тропической зоной полушария, температура воздуха очень сильно повышается, достигая 28-40°C. При кульминации Солнца в другом полушарии температура воздуха несколько снижается, но не опускается ниже значения около 20°C. Таким образом, несмотря на то, что в течение всего года наблюдается высокая температура воздуха (=> 20°C), в ее ходе отмечаются отчетливые сезонные колебания.

• Экваториальная зона, где в течение всего года наблюдается высокий и сбалансированный положительный тепловой баланс. Изменения высоты солнца в кульминации там малы, также мала сезонная разница длины дня и ночи. Поэтому температура воздуха в этой зоне будет постоянно высокой (26-35°C) и не будет иметь значительных изменений в течение года.

Дополнительным фактором, дифференцирующим массы, являются самые принципиальные различия в типе субстрата — океанический и континентальный. Воздух, формирующийся над районами океанов и крупных морей, может быть сильно насыщен водяным паром, поскольку запасы влаги в субстрате, с которого происходит испарение, практически неисчерпаемы. Воздушные массы, формирующиеся над континентальными районами, не могут содержать большее количество водяного пара, поскольку с поверхности земли не может испариться больше воды, чем выпало на нее в виде осадков (фактически, здесь также необходимо учитывать «потери» осадков на отток и инфильтрацию, т.е. впитывание в землю). Поскольку удельная теплота воды очень высока, поверхности морей и океанов обладают большой теплоемкостью — они относительно медленно нагреваются под воздействием поступающей солнечной радиации.

Большое количество тепла, «хранящегося» в поверхностном слое воды, отдается в атмосферу в холодное время года (если оно есть). Это приводит к относительно равномерной температуре поверхности океана в течение всего года. На поверхности открытого океана годовая амплитуда температуры поверхности океана невелика — от 1-2 градусов в субэкваториальной зоне до 7-8 градусов в умеренной зоне и снова уменьшается до 3-4 градусов в субполярной зоне. Поэтому и годовая амплитуда температуры воздуха, формирующегося над водами, относительно невелика. Поверхности земли сильно меняют свою температуру — в период сильного облучения температура поверхности, например, пустыни (Сахара) может достигать 70 °C, в период безоблачной ночи температура земли в той же пустыне может упасть до нескольких °C. То же самое происходит и в годовом цикле; в умеренном климатическом поясе температура почвы летом может достигать 40 и более градусов, а зимой опускаться до минус десятка или даже нескольких десятков °C (например, в Канаде, Восточной Сибири).

В результате воздушные массы, формирующиеся над континентами, будут характеризоваться гораздо большей годовой амплитудой температуры, чем океаны. Поверхности суши и океана не связаны с определенными тепловыми зонами Земли, поэтому это деление часто называют астрозональным. В результате действия фактора аст-зоны следует различать морские воздушные массы и континентальные воздушные массы. Относительная влажность, характерная для сформировавшихся морских воздушных масс, составляет около 80-85%.

Накладывая одно деление на другое (астрофоническое на зональное), мы получаем географическую классификацию атмосферных масс, в которой различают:

• Арктический континентальный воздух (PAk),

• Арктический морской воздух (PAm),

• Полярный континентальный воздух (PPk),

• Полярный морской воздух (PPm),

• Tropical Continental Air (PZk),

• Тропический морской воздух (PZm),

• Экваториальная Авиация (PR).

Экваториальный воздух не делится на континентальный и морской. Причина этого кроется в том, что экваториальная зона получает большое количество осадков, причем они относительно равномерно распределяются в течение года. В результате воздушные массы, формирующиеся в экваториальной зоне над сушей, могут быть почти полностью насыщены водяным паром в течение всего года. Поскольку по влагосодержанию экваториальный воздух, возникающий над океанами и над континентами, не отличается, а также нет больших различий в сезонном ходе температуры океанического и континентального субстрата, то делить эту массу на сухопутный и морской воздух не имеет смысла.

Расположение зон теплового баланса на Земле симметрично. В южном полушарии будут последовательно формироваться зоны формирования тропических и полярных воздушных масс. Чтобы выделить массы, формирующиеся в самых высоких широтах, воздух, формирующийся над антарктическим ледяным щитом и водами вокруг Антарктиды, покрытыми плотным морским льдом, называется антарктическим воздухом (сокращенно PAn). Этот воздух имеет характеристики континентального воздуха.

Области источников и характеристики атмосферных масс

Арктический континентальный воздух (PAk)

PAk формируется в высоких широтах над территориями суши, покрытыми круглый год снегом и льдом (ледяные щиты; Гренландия) и над водоемами, покрытыми плотным (>7) морским ледяным покровом. Плотный ледяной покров перекрывает поток тепла из океана в атмосферу — тепло может проходить через лед только путем теплопроводности, однако этот процесс очень неэффективен. Это не вызывает существенных различий в свойствах воздуха, формирующегося над оледеневшими участками суши в высоких широтах и над компактным морским льдом в тех же широтах.
Зимой ареал распространения исходных масс ПАК расширяется, достигая побережья Америки, Азии и СВ края Европы, летом он сужается, охватывая Гренландию, центральную и северную части Канадского архипелага и бассейны центральных частей Северного ледникового океана (выше 80° с.ш. в Атлантическом секторе, 75-80° с.ш. в других секторах).
Особенностью массивов ПАК является их низкая температура: зимой в среднем от -35 до -25°, летом от минус десятка до минус нескольких °C. В этом массиве наиболее часто встречается система инверсий (самая низкая температура у поверхности Земли), поэтому, особенно зимой, температура у поверхности значительно ниже указанной. В условиях низкой температуры количество водяного пара, необходимое для насыщения воздуха, невелико. Поэтому ресурс водяного пара в ПАК минимален (типичное текущее давление от долей до 2 гПа), даже несмотря на относительно высокую относительную влажность (~60%). Естественная прозрачность ПАК превосходна; в условиях ледяного и снежного покрова пыль и аэрозоли, снижающие прозрачность воздуха, не могут проникнуть в атмосферу. Кроме того, антропогенные загрязнители не попадают в атмосферу (это не зона интенсивной деятельности человека). Поэтому, пока в PAk нет продуктов конденсации, видимость может быть отличной (VV = 9).
Когда воздух из массы PAk прогревается над поверхностью суши (например, летом или в переходные сезоны), дефицит влаги в этом воздухе быстро увеличивается, и этот воздух становится очень сухим. Над водами этот воздух быстро нагревается, но в то же время он очень быстро обогащается водяным паром, поэтому очень быстро (~12 часов) превращается в воздух ПАМ (арктический морской воздух: о процессах трансформации см. ниже).

Арктический морской воздух (PAm) 

PAm формируется в высоких широтах в течение всего года над водами, покрытыми менее плотным ледяным покровом (> 7) или водами с отрицательными температурами. Температура арктического морского воздуха не очень низкая — от -2°C до нескольких градусов ниже нуля (лишь в исключительных случаях ниже -10°C). Относительная влажность этого воздуха высока — он насыщен водяным паром в диапазоне 80-85%, что означает, что его текущее давление находится в диапазоне от около 4 гПа до около 2 гПа. Это, при благоприятных условиях, достаточно высокая влажность для интенсивного развития облаков вертикальной структуры в массе ПАМ (крайне неустойчивое равновесие). Прозрачность масс PAm превосходна.

Когда масса ПАМ попадает на наземный субстрат, более теплый, чем масса, масса нагревается и становится очень сухой (увеличение дефицита влаги). Когда масса ПАМ попадает в воды с более высокой температурой, одновременно с повышением температуры воздуха быстро возрастает давление водяного пара в воздухе (сильное испарение с поверхности моря), увеличиваются вертикальные градиенты температуры и развиваются сильные и очень сильные восходящие течения (сильная конвекция). Для превращения ПАм в ППм требуется около 24-48 часов (от t = -2 до t = +10-12°C на высоте 10 м над водой, при относительной влажности не менее 80%.

Полярный континентальный воздух (PPk)

PPk формируется над внутриконтинентальными районами умеренных широт северного полушария (Сибирь, Монголия, север Китая, северная часть США, Канада). В южном полушарии в этих широтах отсутствуют крупные земельные массивы, поэтому массы PPk там неизвестны.

Зимний PPk очень сильно охлаждается; его температура обычно на 20-40°C ниже нуля. Влажность такого воздуха низкая, это сухой воздух с незначительными запасами водяного пара (значение e обычно составляет доли гПа). Прозрачность зимних PPk плохая, в воздухе много пыли, значительная часть которой является антропогенным загрязнением (промышленные загрязнения, продукты сгорания). Зимой в PPk регистрируются самые низкие температуры воздуха — ниже, чем в ПАк.

Летний PPk характеризуется относительно высокими температурами — от +10 на северных границах ареала до +25-28°C на южных границах ареала. Это сухой воздух (низкая относительная влажность), но по сравнению с зимним воздухом он гораздо богаче водяным паром (e = 3-8 гПа). Прозрачность летних PPk плохая — воздух сильно запылен. Сильная запыленность и загрязненность ППк, в дополнение к его температуре, является важным диагностическим признаком для визуальной идентификации этой массы.

Полярный морской воздух (PPm) 

PPm формируется над океанами и морями умеренной зоны — над Северной Атлантикой, Северной частью Тихого океана и особенно над обширными пространствами Южного океана и граничащими с ним частями Тихого, Индийского и Атлантического океанов. Этот воздух характеризуется очень небольшими колебаниями температуры в течение года — колебания температуры с хорошим приближением соответствуют годовым колебаниям температуры воды. Поскольку годовая амплитуда температуры воды находится в пределах 4-8°C, разница между зимней и летней температурами воздуха невелика. В среднем, PPm от северной границы досягаемости составляет 4-6°C зимой, 8-10°C летом, от южной границы досягаемости 17-19°C зимой, 18-22°C летом. Относительная влажность PPm составляет 80-85%, что при средней температуре около 10 (зимой) — 15°C (летом) дает ресурс водяного пара в воздухе (e) около 10-14 гПа. Это очень большой запас водяного пара в воздухе (температура точки росы около 8-12°C). Естественная прозрачность PPm очень хорошая, но ниже, чем у PAk и PAm.

Хотя PPm изменяет свою температуру в течение года в незначительной степени, его адвекция на восток летом влечет за собой понижение температуры, зимой — сильное повышение температуры воздуха. Если, например, над Балтикой летом слаботрансформированный PPm поступает с широты 50-55°, он приносит с собой температуру 14-16°С, что будет ощущаться как глубокое похолодание [PPm вытесняет ППк], то зимой при адвекции слаботрансформированного PPm произойдет повышение температуры воздуха до 4-6 (или чуть больше) градусов Цельсия, что будет сильным повышением температуры воздуха (на суше внезапная оттепель).

Тропический континентальный воздух (PZk)

PZk формируется над внутриматериковыми (внутриконтинентальными) районами тропических и субтропических зон обоих полушарий (см. карту ниже). Территории, над которыми формируются массы PZk, представляют собой пустынные или полупустынные районы, в основном лишенные густого растительного покрова. Температура земли здесь очень высокая, особенно высокая в период, когда солнце кульминирует над данным полушарием. В результате температура ПЗк также очень высока — 20-30°C в период кульминации Солнца в противоположном полушарии, 30-40°C в период кульминации Солнца над районами источников. Влажность PZk очень низкая — часто относительная влажность падает до нескольких %, однако в основном она составляет от нескольких до более 20% (типичные значения tp = 30-35°C, td ~8-13 гПа). Содержание водяных паров в этом воздухе невелико, однако значительно выше, чем, например, в ПАМ. Однако, за исключением исключительных случаев, температура этого воздуха может не снизиться до температуры точки росы, поэтому содержание водяного пара в этой массе практически незначительно. Прозрачность PZk плохая — воздух сильно загрязнен, обычно приток этой массы сопровождается сильным или слабым помутнением. Сухость почвы и отсутствие растительного покрова приводит к тому, что каждое движение воздуха поднимает с земли больше или меньше пыли, которая затем переносится конвекцией даже на высоту средней тропосферы. Здесь часто возникают пыльные и песчаные бури, переносящие пыль из пустынь на большие расстояния. ПЗк — это очень горячий, очень сухой и очень пыльный воздух. Из всех атмосферных масс PZk обладает наихудшей прозрачностью.

Тропический морской воздух (PZm)

PZm формируется над океаническими районами тропической и субтропической зоны обоих полушарий (Атлантика: 40-35° с.ш. до 15-10° с.ш. и 8-40° ю.ш., Тихий океан 40-15° с.ш. и 0-35° ю.ш., Индийский океан — над северной частью зимой северного полушария от береговой линии до 5° с.ш., летом северного полушария тропический морской воздух над этой частью Индийского океана не образуется, Индийский океан к S от экватора — от 40° ю.ш. (летняя южная часть) до 35° ю.ш. (зимняя южная часть) до 8-5° ю.ш.). Этот воздух на своей полярной границе ареала имеет температуру от 20 до 22°C, на границе с экваториальным воздухом — около 28°C. Относительная влажность этого воздуха составляет 80-85%, что означает, что запас водяного пара в нем огромен (примерно в два раза больше, чем в PPm; e примерно от 20 до 32 гПа; td в диапазоне от 17 до 26°C). Сезонные колебания температуры этого воздуха несколько более выражены на полярных границах ареала, где они могут достигать 3-4°C, становясь минимальными (1-2°C) в центральных областях формирования. Прозрачность PZm — от хорошей до очень хорошей, немного хуже, чем у PPm. Причиной небольшого ухудшения прозрачности PZm является очень высокое содержание водяных паров в этом воздухе.

Экваториальный воздух (PR)

Массы экваториального воздуха образуются над сушей и морем в экваториальной зоне, однако их появление носит прерывистый характер (то есть они не образуют непрерывный пояс вокруг Земли). Они не встречаются над восточной частью Африки [Сомали и западной частью Аравийского моря].
В январе в Тихом океане от линии перемены дат (180°) они образуют узкий пояс, полностью расположенный в Северном полушарии (ось пояса в среднем составляет 10° с.ш.) и направляющийся к побережью Центральной Америки. Над Южной Америкой ареал источника ПР быстро расширяется и включает бассейн Амазонки у северных частей Бразильского нагорья (см. карту), затем снова южная граница ареала достигает экватора, когда северная граница ареала находится примерно на 8° с.ш. Над Африкой он охватывает южные берега Гвинейского залива, Гвинейский залив, бассейн Конго и районы к югу от него, проходя в Восточной Африке к югу от экватора. От Африки пояс PR идет на восток вдоль ~15° ю.ш. к северной Австралии. На ~090° в.д. пояс ПР расширяется, увеличиваясь в протяженности к северу, так что ПР также охватывает Сундайский архипелаг и южную часть Малайского полуострова. Она продолжается на восток в медленно сужающемся поясе, переходя в Северное полушарие в районе 180° (линия смены даты). В западной и центральной Атлантике наиболее удаленная от юга зона формирования и появления ПР достигается в феврале-марте, когда она в среднем составляет от 4° с.ш. до 5° ю.ш.
В июле (обычно летом северного полушария) пояс появления экваториального воздуха смещается к северу (см. карту — июль), при этом наибольшие изменения в ареале ПР наблюдаются в северной части Индийского океана и на прилегающих землях. Охват ПР распространяется почти на весь Индийский субконтинент, Индокитай, включая Малайский полуостров, и достигает Южного Китая. Это значительное изменение степени ПР над северной частью Индийского океана и Южной и Юго-Восточной Азией связано с муссонной циркуляцией (см. муссоны, летний муссон). Экваториальный воздух формируется над Индийским океаном уже к S от экватора, но из-за смещения к северу ЗМС (зоны межтропической конвергенции, ITCZ) он течет в этом направлении к N.
Экваториальная воздушная масса характеризуется средней температурой 26-28°C и относительной влажностью в пределах 90-100% (в среднем ~92-94%). Это означает, что текущее давление (e) этого воздуха находится в пределах 33-37 гПа, а температура точки росы (td) обычно на доли градуса — 2-3°C ниже температуры воздуха. При таких термогигрических параметрах массы ПР очень сильно неустойчивы; достаточно поднять такой воздух на 100-300 м, и в нем уже начинаются процессы конденсации, и таким образом неустойчивое равновесие превращается в крайне неустойчивое равновесие. Прозрачность PR в целом хорошая, но явно уступает прозрачности PZm.

Области источников атмосферных масс на Земле в январе и июле по данным P.R. Crowe, 1987 — частично изменено автором. Обратите внимание на смещение ареалов источников в зависимости от изменения степени нагрева (сезона) того или иного полушария. Отметка 1 на картах января и июля — участки суши умеренной зоны, где происходит непрерывный обмен морскими и континентальными воздушными массами. В них преобладают морские воздушные массы с различной степенью трансформации. Континентальные воздушные массы могут формироваться только в период длительной антициклонической (радиационной) погоды. Над Европой в основном PPm превращается в PPk, на Дальнем Востоке и в южной части Североамериканского континента гораздо чаще PZm превращается в PZk или PPk; в зависимости от сезона. Над Северной Америкой PZm как летом, так и зимой чаще всего поступает из Мексиканского залива. 2 — области, в которых формируется PR. 3 на карте с июля — области с уже сформировавшимися ПР из южного полушария (влияние летней муссонной циркуляции).
Области, отмеченные как PZ на океанах — области с преимущественно аэрологическими воздушными массами (центральные части максимумов), которые еще не приобрели типичных характеристик PZm. Также области, над которыми формируются массы PZm, но в данный сезон часто наблюдаются вторжения PPm, которые затем трансформируются в PZm, так что процесс формирования масс PZm не завершен и встречаются массы более теплые, чем типичные массы PPm, еще не достигшие типичных характеристик PZm.

Процессы трансформации атмосферных масс, свойства трансформированных масс

Атмосферная масса, которая приобрела свои свойства над некоторой областью источника, сохраняет набор приобретенных свойств в течение некоторого времени. Проходя над областями с различными свойствами грунта, он со временем меняет свои свойства, быстрее или медленнее превращаясь в другую атмосферную массу. Такой процесс изменения свойств атмосферной массы и ее постепенного преобразования называется трансформацией массы (сокращенно — трансформация).

Представьте себе массу PPm, поступающую с запада над территорией Европы зимой. Над зоной источника такая масса имеет температуру около десятка °C, влажность 80-85%. Двигаясь над водами восточной части Северной Атлантики в широтах 45-55° с.ш., он почти не меняет своих термических и гигрических параметров. Когда он входит над охлажденной землей Западной Европы, он начинает медленно охлаждаться снизу. Над сушей также прекращаются потоки тепла из океана в атмосферу, которые над океаном все это время дополняли потери тепла из воздуха за счет излучения. В результате температура воздуха неуклонно снижается, что влечет за собой увеличение относительной влажности (температура воздуха приближается к температуре точки росы). В такой ситуации воздух преодолевает даже не очень высокие возвышенности местности в районе Британских островов, Франции, Германии и способствует выпадению осадков. В результате этого содержание водяного пара в воздухе уменьшается по мере снижения температуры, а относительная влажность (у земли) остается высокой. Достигая Центральной Европы, над Польшей и Балтийским морем, температура в таком воздухе снижается до +4, +6°C, относительная влажность остается на уровне ~80%, хотя запас водяного пара (e), который над зоной источника составлял 14-15 гПа, теперь снизился до 7-9 гПа. Такая масса уже не является типичной ППМ, так как ее температура и текущее давление (e) намного ниже значений, характерных для зимней ППМ. В то же время, эта масса не является зимним ППк, поскольку температура, содержание водяного пара и относительная влажность значительно выше, чем характерно для зимнего ППк. Особенности такой массы явно указывают на ее изначально морское происхождение. Такую массу можно назвать старой морской полярной воздушной массой (обозначение PPms). Теперь эта масса еще больше «похожа» на морскую, чем на континентальную.
Продвигаясь дальше на восток — например, над Россией, он будет постепенно остывать, частично за счет контакта с холодной землей, но в основном за счет излучения тепла в космос (ИК — длинноволновое излучение). Уже над Беларусью температура будет ниже 0°C. С понижением температуры воздуха постепенно происходит конденсация, избыток водяного пара над значением E (максимальное давление, которое является функцией температуры воздуха) будет конденсироваться. В результате, если после нескольких дней такой «миграции» воздух будет лежать где-то между Москвой и Уралом, то еще через несколько дней его температура может опуститься до минус десятка-другого °C, даже если его влажность будет очень высокой (80-95%), количество водяного пара в нем будет ничтожно мало (e ~2 гПа). На своем пути воздух будет поглощать различные пылинки, пыль и загрязняющие вещества (в основном антропогенного происхождения), в результате чего его прозрачность снизится. Из-за возникновения инверсии (более теплый субстрат находится над более холодным субстратом) загрязнение не может быть перенесено в более высокие слои атмосферы, поэтому снижение прозрачности будет очень сильным в самой нижней тропосфере.
Таким образом, через десяток или около того дней ППм превратится в типичный зимний ППк; сильно охлажденный, сухой (в смысле ничтожного количества водяного пара) и с низкой прозрачностью.

Ход процессов трансформации воздушных масс сложен — он зависит от многих факторов одновременно. Во-первых, это зависит от энергетических ресурсов в воздухе; чем больше энергетических ресурсов, тем больше времени должно пройти, чтобы произошла трансформация. Во-вторых, она зависит от разницы температур воздуха и его основания (точнее, от запасов тепла в основании; энтальпия. Если температура и количество водяного пара в воздухе такие, какие они есть, а субстрат имеет те характеристики, которые он имеет, то в большинстве случаев все зависит от времени. Чем дольше масса находится над областью, характеристики которой отличаются от характеристик области ее источника, тем сильнее она трансформируется (более подробную информацию практического характера см. в разделе «Идентификация атмосферных масс и определение степени их трансформации на синоптических картах»).

Однако не все здесь так просто. Процессы трансформации не являются симметричными.
Когда континентальные воздушные массы попадают в океан, они очень быстро трансформируются. Если эти массы холоднее воды, то происходит быстрый поток тепла и водяного пара из океана в воздух, развиваются сильные восходящие течения, переносящие тепло и пар на высоту, достигаемую конвекцией. Если континентальный воздух теплее воды, то даже после охлаждения его нижнего слоя от воды, как правило, его температура не достигает температуры точки росы, поэтому будет происходить сильное испарение; оно будет тем сильнее, чем суше был воздух (Помните, что главная особенность континентальных масс — их сухость). Как правило, в течение 24 часов континентальный воздух, выходящий над океаническими водами, трансформируется в морской воздух, подходящий для зоны трансформации. По этой причине мы не делаем различий между старыми континентальными воздушными массами. 

Морской воздух содержит относительно много водяного пара. По мере охлаждения происходят процессы конденсации, поэтому содержание водяного пара в воздухе постепенно уменьшается, но относительная влажность обычно увеличивается или остается близкой к влажности массы над зоной источника. В то же время процессы конденсации сопровождаются выделением тепла конденсации, что сильно задерживает понижение температуры воздуха. Когда морские воздушные массы проникают над сушей (или водой), которая холоднее их, в нижнем, прилегающем слое воздуха образуется инверсионный уровень. Он более или менее густой, в зависимости от турбулентности воздушного потока над сушей. Ниже верхней границы уровня инверсии образуются облака (St или суб-инверсия Sc), которые также ограничивают излучаемое тепло и тем самым ослабляют скорость снижения температуры. Если морской воздух проникает над сушей более теплым, чем она есть, он быстро нагревается снизу. Развивается сильная конвекция, сопровождаемая развитием облаков (Cu med, Cu con., в крайних случаях Cb). Температура воздуха медленно повышается, водяной пар в воздухе уменьшается (выпадают осадки), относительная влажность снижается. Выпавшие осадки частично испаряются, забирая теплоту испарения с поверхности земли, что, с одной стороны, снижает температуру почвы и, следовательно, поток ощутимого тепла в атмосферу, с другой стороны, частично дополняет потери пара в воздухе, из-за чего относительная влажность не падает быстро.
В результате процессы трансформации морских воздушных масс в континентальные занимают длительное время, от нескольких до десятка и более дней. Они происходят гораздо быстрее, когда субстрат имеет высокую, намного более высокую температуру, чем температура воздуха (например, трансформация PPm в PZk), очень медленно, когда субстрат имеет даже намного более низкую температуру, чем температура воздуха (трансформация массы PPm в PPk зимой).

Чаще всего происходит трансформация масс:

• ПАк в ПАм. Такая ситуация возникает, когда воздух ПАК проходит над водами, покрытыми размытым морским льдом, или над водами, не покрытыми морским льдом, даже если их температура на несколько градусов выше нуля. Трансформация происходит очень быстро, в течение 24 часов (в крайних случаях даже меньше). Этот воздух в приповерхностном слое имеет температуру слегка отрицательную или около нуля, вертикальный градиент температуры очень большой (2 и более °C/100 м), содержание водяного пара в этом воздухе очень быстро увеличивается, а относительная влажность, несмотря на быстрое повышение температуры, быстро возрастает до 75-85%.

• PAm в PPm. Дальнейшее движение арктического морского воздуха над более теплой водой приводит к трансформации ПАм в ППм. Это занимает от 24 до 48 часов.

• PPm в PPms. Полярный морской воздух, поступающий над сушей, медленно трансформируется в ППМ. Процессы трансформации происходят относительно медленно, когда земля холоднее воздуха, и быстрее, когда земля теплее воздуха.

• PZm в PPm. Трансформационные процессы происходят в случае меридиональной циркуляции, с притоком масс PZm в более высоких широтах. Процесс трансформации идет медленно.

• Трансформация масс PPm происходит с меридиональной циркуляцией, когда массы PPm устремляются в более низкие широты. Процесс трансформации происходит очень быстро.

Идентификация атмосферных масс и их трансформация на синоптических картах

Если мы хотим определить характер погоды внутри массы или выяснить, с какой степенью активности холодного фронта мы можем иметь дело, или если мы просто хотим определить, в каком направлении будет изменяться температура воздуха в интересующем нас районе, мы должны определить, с какой атмосферной массой мы имеем дело в данный момент. Приведенные ниже рекомендации являются очень большим упрощением по отношению к синоптической практике, однако описанные ниже действия возможно осуществлять на судне, где доступ к метеорологическим данным, кроме карт, получаемых через факсимильный приемник или Интернет через INMARSAT, ограничен. Кроме того, представленный ниже метод не занимает много времени, но требует минимального знания областей источников и свойств атмосферных масс, а также общего понимания процессов преобразования масс.

Такой анализ проводится на нижней синоптической карте (SLP), на картах анализа он проводится так же, как и на картах прогноза. Мы помним, что система изобар определяет динамику воздушных масс. Существенные особенности движения воздушных масс над слоем трения хорошо описываются геострофическим ветром. Если мы хотим знать, с какой атмосферной массой мы имеем дело над интересующей нас территорией, мы должны проверить, откуда поступает воздух. Самый простой способ сделать это — направиться «против ветра» геострофического ветра. Этот ветер, как мы помним, дует параллельно изобарам, оставляя в северном полушарии более низкое давление слева, более высокое справа (в южном полушарии более низкое справа, более высокое слева). Стоя «лицом» к ветру, эти направления будут обратными. Обратившись лицом к ветру, мы окажемся над областью источника, т.е. над областью, над которой образовалась масса. Таким образом, можно определить первоначальное происхождение массы. Затем следует проверить, перемещается ли он во время воздушного потока над той же самой землей. Если нет — процессы трансформации данного воздуха будут происходить в направлении «адаптации» его свойств (температура воздуха, ресурсы водяного пара в воздухе, относительная влажность, прозрачность) к типу субстрата, над которым он протекает. Степень трансформации (то есть степень «подстройки» своих свойств к свойствам субстрата) зависит от разницы температур воздуха и субстрата (назовем эту величину далее (Tw — Tp); где Tw — температура воды, Tp — температура воздуха) и от времени, в течение которого происходят процессы трансформации. Чем больше разница температур (Tw — Tp), тем быстрее будут происходить процессы трансформации. При отрицательных значениях (Tw — Tp) [Tw < Tp, Tw << Tp] в процессы трансформации включаются только самые нижние слои воздуха, выше лежащие слои воздуха будут практически не трансформированы (чтобы не усложнять ситуацию, мы не учитываем здесь величину турбулентности в верхнем слое воздуха), сам процесс трансформации будет медленным. Чем дольше идут процессы трансформации, тем больше степень трансформации поступающей воздушной массы над данной территорией.

Приведем пример (карта анализа ниже). Нас интересует, какой будет атмосферная масса над областью А, расположенной к югу от Ньюфаундленда. Этот район находится на южной периферии очень глубокой системы низкого давления с центром в районе 57° с.ш., 042° з.д. Направление «против ветра» от западной части зоны А (между изобарами 1016 и 1012 гПа) мы окажемся над полуостровом Лабрадор; там расстояния между изобарами увеличиваются, а сами изобары резко поворачивают на запад и выходят за границы карты. Однако можно предположить, что воздух над Лабрадором идет с запада — откуда-то из Канады. Над Канадой и Лабрадором формируются массы ППк. Смотрим на дату — карта относится ко второй половине ноября; в этом районе уже зима, поэтому этот воздух будет зимним ППк, очень холодным и сухим. Идя «против ветра» из восточной части области А (между изобарами 1008 и 1004 гПа — см. стрелки на карте), мы окажемся немного севернее, прежде чем расстояние между изобарами начнет увеличиваться. Это район Гудзонова пролива, Баффиновой Земли и бассейна Фоксе. В это время года в этом районе зима, поверхность воды покрыта морским льдом. Мы помним, что в зимний период это область источника масс ПАК (континентального арктического воздуха), одинаково очень холодных и очень сухих. Таким образом, воздух с северо-запада проходит над интересующей нас территорией, которая изначально была очень сильно охлаждена (температура от минус десяти до минус двадцати с небольшим °C) и очень сухой [зимний PPk + зимний PAk]. Этот воздух первоначально проходит частично над морским льдом и частично над охлажденной сушей, т.е. над поверхностью, характерной для основания области источника обеих масс, позже он проходит над морем, свободным ото льда. Протекая над сушей и замерзшим морем, воздух не трансформируется или трансформируется очень медленно. Протекая над морем, он намного холоднее воды, разница температур (Tw — Tp) составляет от десятка до двадцати с небольшим градусов, поэтому он очень быстро нагревается и становится насыщенным водяным паром. Мы знаем, что процесс преобразования зависит от разности Tw — Tp и времени. Поэтому мы должны также учесть скорость движения воздуха над водой [Мы помним, конечно, что v = D/t; где v — скорость, D — путь, t — время, поэтому t = D/v]. Чем быстрее воздух движется над водой, тем меньше у него времени на трансформацию. Мы видим, что расстояния между изобарами от области источника до широты южной оконечности Ньюфаундленда очень малы, поэтому скорость ветра должна быть очень большой. Время истечения массы из исходных областей также будет небольшим, что означает, что степень трансформации массы на этом участке ее пути пренебрежимо мала. Далее к югу от Ньюфаундленда расстояния между изобарами увеличиваются, что означает, что скорость геострофического ветра уменьшается. Взгляд на шкалу ветров, однако, объясняет, что под Ньюфаундлендом скорость геострофического ветра все еще высока — она составляет не менее 40 в [Это означает, что за один час воздух проходит расстояние около 0,67° по большому кругу]. Таким образом, воздух придет с Ньюфаундленда над бассейном А через несколько — 10-12 часов. Время, в течение которого может произойти трансформация воздушной массы, невелико, и нет никакой возможности, чтобы поступающий воздух успел превратиться в полярный морской воздух (PPm), который должен присутствовать над территорией.

Так какой воздух будет поступать над областью А?

Это будет воздух с температурой максимум на несколько градусов ниже нуля °C, уже относительно насыщенный водяным паром. Это описание примерно соответствует свойствам арктических морских воздушных масс. Таким образом, мы можем сделать вывод, что в области А произошло очень сильное похолодание, она на несколько десятков °C холоднее, чем должна быть, и воздух над этой областью намного холоднее воды. Над областью А, конечно, этот воздух продолжает трансформироваться, даже после выхода за ее пределы, направляясь на E и SE. Глядя на ход изобар к востоку от области А, мы видим линию холодного фронта, нанесенную на карту, и вторичную линию фронта сразу за ней. Поэтому очевидно, почему фронт, обозначенный как холодный фронт, является холодным фронтом. Мы определяем массу над областью A как имеющую характеристики PAm.

В целом, мы отмечаем, что в тылу минимума возникает быстрый южный поток холодного воздуха (см. карту ниже). Этот воздух выносится в низкие широты, вызывая там глубокое понижение температуры. Обратите внимание, что в передней части минимума (к востоку от холодного фронта) картина изобар такова, что происходит переток воздуха из более низких широт в более высокие. Это обычно означает повышение температуры в передней верхней части низкого уровня. Чем больше «вытянутость» [Чем длиннее южная (N-S) ось минимума по отношению к широтной (W-E) оси. Подробнее об этом см. на странице адвекции] является меридиональной осью минимума, и чем больше барионный градиент в минимуме, тем больше асимметрия температуры воздуха между правой верхней и левой нижней частями минимума. В задней и левой нижней части минимума будет наблюдаться глубокое похолодание, в передней и особенно в правой верхней части минимума будет наблюдаться сильное повышение температуры воздуха относительно сезонно усредненной зональной температуры. Поэтому мы можем считать, что 18 ноября 2006 года на восточном побережье южной оконечности Гренландии произошло резкое потепление [А поскольку побережье Гренландии там гористое и поднимается очень круто (до 2000 м на расстоянии 30-60 км от береговой линии), то и орографические осадки над этим районом должны быть очень обильными. Почему они должны? Подумайте об этом. Я предложу — посмотрите на карту и примите во внимание тип атмосферной массы, идущей над южной частью Гренландии].

 

Аналитическая карта (SLP) от 21 января 2006 года, 1800 UTC, выпущенная MetOffice (Брэкнелл). Пример сильной меридиональной циркуляции над Атлантико-Европейским сектором циркуляции

Изучив общие принципы определения массы атмосферы на примере области A, мы можем перейти к примеру B. Схема изобар указывает на то, что воздух поступает над областью B с юга. Широта района B составляет приблизительно 43° с.ш. Идя «против ветра», мы попадаем в рамку карты, но мы знаем, что даже в зимнее время в тридцатых широтах формируются массы тропического морского воздуха. Путь массы PZm через область B короткий, температура воды (грунта) высокая, поэтому, несмотря на медленное перемещение PZm к N, степень его трансформации должна быть небольшой. Таким образом, по нашим оценкам, над областью В находится воздушная масса, более похожая на PZm, чем PPm, формирующаяся над областью со стороны южной границы ареала. Поэтому он будет теплее, содержание водяного пара в этом воздухе также будет немного выше среднего.

Ситуация над Северным морем (зона С) несколько сложнее. Здесь воздух поступает с юга и юга, над Францией и Германией. Однако, если мы пойдем дальше по ветру (см. красные стрелки), мы оказываемся над южной Европой и еще дальше (не отмечено), над Украиной и европейской частью России. Центр максимума (1052 гПа), по восточной, южной и, наконец, западной периферии которого воздух проходит над Северным морем, расположен над границей Польши, Беларуси и Украины. С этой высоты воздух, опускающийся из верхних слоев тропосферы, медленно «тает» над континентом и приобретает свойства приземного. Таким образом, образуется масса континентального полярного воздуха. Это зимний ППк, поэтому он сильно охлажден и содержит мало водяного пара. Прежде чем попасть в Северное море, воздух проходит над сушей, поэтому он сохраняет свои характеристики. Этот упрощенный анализ позволяет нам сказать, что над Северным морем течет масса зимнего ППк. Это воздух с температурой от минус нескольких до минус нескольких °C, сухой, с относительно низкой прозрачностью. Над южной частью Северного моря этот воздух будет холоднее, чем над его северной частью.

Контрольный вопрос: Какую воздушную массу с какими характеристиками следует ожидать на северной окраине Скандинавского полуострова и какую на восточном побережье Гренландии на широтах выше 68° с.ш. (при условиях, показанных на карте выше)?

 

Ссылки:

1) Водяной пар является основным теплоносителем в атмосфере; теплоемкость воздуха определяется так называемой потенциально-эквивалентной температурой, т.е. температурой, которую имел бы воздух с начальным давлением 1000 гПа, если бы весь водяной пар, присутствующий в этом воздухе, был сконденсирован. При данной температуре воздуха, в котором еще не происходят процессы конденсации, чем больше содержание водяного пара, тем выше потенциально-эквивалентная температура.

Пыль, переносимая из пустынь, часто является причиной сильной мутности над морем. Области, над которыми часто возникает мутность, связанная с оттоком тропического континентального воздуха, — это восточная часть Северной Атлантики, прилегающая к СЗ Африки (см. спутниковое изображение — области между Марокко и Сенегалом, так что пыль распространяется в виде шлейфа шириной от Кабо-Верде до Канарских островов), Средиземное море (см., например, спутниковое изображение — Египет), Красное море. Во время плейстоценового периода пепел, перенесенный на восток из пустынь во внутренних районах Азии (Такла-Макан, Гоби и т.д.), сформировал в северном и центральном Китае слой лёсса толщиной иногда более 450 м [если вы не знаете, что такое лёсс, обратитесь к Википедии]. Даже сейчас, каждые несколько недель, особенно зимой, мы можем наблюдать большие пылевые бури над этими районами. Самые сильные из них представляют серьезную проблему для городов и густонаселенных районов северо-восточного Китая из-за пыли, витающей в воздухе (проблемы с дыханием, загрязнение улиц, зданий, технических устройств оседающей пылью), а также для воздушного транспорта. В последние годы несколько раз пыль, переносимая из пустыни Гоби и других пустынь на границе между Монголией и Китаем и на западе Китая, достигала Японии. Иногда крупные пожары (обычно лесные) на прилегающей территории (см. здесь (Калифорния1) и здесь (Калифорния2)) также могут быть причиной сильного помутнения воздуха над морем. Эти последние помутнения обычно связаны с массами PZk и летними массами PPk (таежные пожары в Сибири, на Аляске и в Канаде).

(3) Здесь есть интересная проблема, достойная глубокого социологического и психологического исследования, которая объяснила бы странное явление, что жители умеренных зон быстро сгорают в своих плитах и загрязняют атмосферу зимой. В чем причина такого странного поведения обитателей умеренной зоны? Кто объяснит причину такого антропогенного влияния на формирование зимних масс ППк.