авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 9 |
-- [ Страница 1 ] --

Tsi.s

1C 5 О

А. Л. КАЦ

СЕЗОНН Ы Е И ЗМ ЕНЕН ИЯ

ОБЩ ЕЙ ЦИРКУЛЯЦИИ АТМ ОСФЕРЫ

И

ДОЛГОСРОЧНЫ Е ПРОГН ОЗЫ

/50862

ги м и з

ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕ ИЗДАТЕЛЬСТВО

ЛЕНИНГРАД • 1960 _

АННОТАЦИЯ

В монографии излагаются результаты исследова­

ния многолетних характеристик горизонтальных со­ ставляющих общей циркуляции в тропосфере и ниж­ ней стратосфере северного полушария, а также си­ ноптических процессов в целом над атлантико-евра зийским сектором полушария с помощью разрабо­ танной автором системы индексов циркуляции.

Излагаются результаты анализа сезонных особен­ ностей формирования средних многолетних характе­ ристик общей циркуляции атмосферы и климата. Ус­ тановленные связи Между многолетними изменениями циркуляции атмосферы и солнечной активностью ис­ пользуются для объяснений наблюденных за послед­ ние десятилетия климатических колебаний и для сверхдолгосрочного прогноза некоторых климатиче­ ских тенденций.

На примере формирования^ крупных аномалий температуры воздуха в зимние месяцы иллюстри­ руется принцип учета влияния циркуляции атмо­ сферы в северном полушарии на характер развития макропроцессов над его атлантико-евразийским сек­ тором.

Прилагается обширный фактический материал по индексам циркуляции, который может быть полезен для многих новых исследований.

Книга предназначена для научных работников и инженеров, работающих в области гидрометеороло­ гии, особенно в области долгосрочных гидрометеоро­ логических прогнозов.

О т ав то р а В многосторонних исследованиях общей циркуляции атм о­ сферы важ ное место зани м ает синоптический метод решения этой проблемы. Синоптические исследования не только внесли сущ е­ ственные коррективы в сущ ествовавш ие схемы общей циркуляции атмосферы, но и показали невозможность обобщения всего мно­ гообразия атмосферной циркуляции в одну или две схемы.. Многие синоптические исследования общ ей циркуляции атм о­ сферы явились такж е основой ряда синоптических методов и при­ емов как краткосрочных, так и долгосрочных прогнозов погоды.

Однако в синоптических р аботах, особенно в исследованиях ин­ тенсивности и формы конкретных проявлений общей циркуляции атмосферы, все еще недостаточно используются объективные ко­ личественные физические характеристики, что нередко приводит к появлению в литературе противоречивых утверждений и выво­ дов.

В настоящ ей монографии предпринята 'попытка применить оп­ ределенную систему количественных физических показателей не только для изучения средних многолетних характеристик цир- ' куляции атмосферы, но и ее конкретных проявлений,в различ­ ных ф ормах и интенсивности и на этой основе и сследовать неко­ торые аспекты проблемы долгосрочных прогнозов погоды.

При окончательной подготовке рукописи к печати автор имел возмож ность учесть советы и критические замечания рецензен­ тов проф. Г. Я- Вангенгейма и к анди дата наук Т. П. Покровской, з а которые вы раж ает им свою искреннюю -благодарность.

Автор особенно -благодарен проф ессорам X. П. П огосяну и С. П. Хром ову, докторам наук Н. А. Белинскому и Г. Д. Зубяну, а так ж е кандидатам наук В. Г. Ш ишкову и В. М. Курганской, прочитавшим рукопись и давшим свои ценные советы. Автор вы­ р аж ает такж е благодарность старш им техникам 3. И. Райковой и Г. Н. Кочетовой, выполнившим большую работу по подсчетам индексов -циркуляции и технической подготовке рукописи к п е­ чати.

1* Введение s, В настоящ ее время общепризнанно, что решение проблемы f- ^ j долгосрочных прогнозов погоды тесно связано с успехам и в по­ зн а н и и закономерностей общей циркуляции 'атмосферы.

Со времени первых попыток объяснения пассатной циркуля­ ции, сделанных Галлеем и Гадл еем еще в X V II и X V III вв., вы­ полнено огромное количество разносторонних исследований по общей циркуляции атмосферы и по долгосрочными прогнозам по­ годы. В современных учебных пособиях по синаптической [102, 130, 213], динамической [12, 63] и общей [138, 211, 103] метеоро ЛО1 ГИИ, а так ж е по климатологии [2] д ан а оценка многим из этих исследований. П оэтом у представляется целесообразны м остан о­ виться главным образом на некоторых р езул ьтатах и ссл едова­ ний последних 15— 20 лет.

Именно этот период характерен значительным количествен­ ным и качественным ростом технических ср едств метеорологиче­ ских наблюдений, особенно в высоких сл оя х атмосферы. Если 2 0 — 25 лет н а з а д аэрологические наблюдения носили эпизодиче­ ский харак тер, то в настоящ ее время имеются уж е достаточно полные и систематизированные сведения до высот 2 0 — 30 км над огромными просторами северного и южного полушарий [94, 112, 180, 265].

Выполненные в эти ж е годы обобщения качественно новых наблюдений не только значительно расширили наши п р едставл е­ ния о многих особенностях общей циркуляции атмосферы, но и способствовали появлению новых воззрений на причины возник­ новения различных 'звеньев общей циркуляции атмосферы и на механизмы их взаимодействия. В определенной мере эти р езул ь­ таты оказали положительное влияние н а развитие методов дол­ госрочных прогнозов погоды, хотя пока что достижения в этой области значительно менее ощутимы, чем в изучении общей цир­ куляции атмосферы.

Д л я познания многих особенностей общей циркуляции атм о­ сферы большое значение имели работы по климатологии фрон­ тов. В итоге обобщения отрывочного и разрозненного материала исследований по. атмосферным фронтам С. П. Хром ов [212, 213] впервые построил полную схем у располож ения климатологиче­ ских фронтальных зон на зем ном ш аре, которая в последующ ем уточнялась им ж е по новейшим материалам [214, 2 18, 220]. Эти карты фронтов, построенные-по данным о распределении д а в л е­ ния и ветра, позволили установить важнейшие особенности го ­ ризонтальной неоднородности нижних слоев воздушной обо­ лочки Земли. Увеличение высоты подъемов радиозондов и улучшение каче­ ства производимых ими измерений позволили затем установить, что горизонтальное расчленение атмосферы имеет место не только, в' тропосф ере, но и в нижней стратосф ере [104, 106], а обобщ ение систематических аэрологических наблюдений дало возм ож ность получить многолетние характеристики воздуш ных течений на разны х уровнях тропосферы и нижней стратосф еры [164, 169, 24 8, 27 9, 284, 2 9 0, 303].

X. П. П огосян [164] одним из первых установил характерны е черты влияния термобарических полей и контрастов тем п ер а­ туры в тропосф ере на особенности и географическую локали за­ цию циклонических процессов у поверхности земли и привел карты повторяемости циклонов и антициклонов на северном по­ лушарии.

В аж н ое значение имела предложенная в этой работе схем а сезонной деформации западно-восточного переноса в тропосф ере, так как с положением высотных гребней и ложбин тесно свя­ заны направления преобладаю щ их в разны х сезо н ах выносов тепла и холода в тропосф ере.

П о мартам барической топографии были обнаружены такж е высотные планетарные фронтальные зоны [22, 25, 105, 165,.204], которые к ак показали впоследствии аэрологические разрезы до высоких уровней, тесно связаны со струйными течениями [24, 76, 167, 169]. Йзучению этих важнейших объектов, отчетливо указы ­ ваю щ их на неравнамерность распределения :по широтам энергии атмосферной циркуляции, посвящ ено так ж е огромное число з а ­ рубеж ны х исследований ([280, 288, 290, 292, 29 6, 306] и д р.).

В результате этих работ изучены пространственные х а р а к те ­ ристики струйных течений, их связь с атмосферными фронтами и различными макропроцеосами, вертикальные и горизонтальные сдвиги ветра, вертикальные движения и изменения высоты тр о ­ попаузы, ее разрыв, влияние орографии на особенности форми­ рования высотных планетарных фронтальных зон, струйны х т е ­ чений и другие вопросы.

О днако до настоящ его времени в научной литературе нет еди­ ной точки зрения на причины и механизм формирования струй­ ных течений, а так ж е деформации высотных фронтальных зон в западно-восточном потоке. П огосян [164] объясняет деформацию тропосферного западно-восточного потока сезонным различием тем пературного режима океанов и материков, что иллюстри­ руется рассчитанными неадвективными изменениями ' тем пера­ туры слоя 5 0 0 — 1000 мб, а такж е согласованной конфигурацией изотерм воды на. поверхности северных районов Атлантического!

и Тихого океанов с изогиисами ATsoo над ними.

Указанны е выводы оказали сь в хорош ем согласии с теорети­ чески вычисленными А. Ф. Дю бю ком [98] значениями тран сф ор­ мации воздуш ных м асс, движ ущ ихся в зональном потоке, и сдви­ гом фазы температурной волны в средней тропосф ере по отно­ шению к заданной температурной волне у поверхности земли.

П о мнению П огосян а [169], температурное поле тропосферы, его адвективные и неадвективные изменения играю т такж е в а ж ­ нейшую роль в формировании и эволюции не только высотных фронтальных зон, но и струйных течений. К этой точке зрения очень близко примыкает гипотеза Н ем ай еса и К лаппа [280], в соответствии с которой струйные течения формирую тся при а д ­ вективном слиянии воздушных м асс с различными термическими характеристикам и, что наблю дается при меридиональных преоб­ р азован и ях тропосферных деформационных полей.

В то ж е время в ряде исследований [24, 77, 78, 162, 249] у к а ­ зы вается, что наблюденные средние возмущения на уровне 500 м б могут объясняться так ж е влиянием на зональный поток огромных орографических препятствий, к ак Скалисты е тары А м е­ рики и центральноазиатская торная систем а. В. А. Б угаев [24] подчеркивает, что влияние так и х горных поднятий не ограничи­ вается чисто механическими воздействиями. П о его мнению, взаи­ модействие меж ду планетарной циркуляцией и мощными оро­ графическими системами Средней и Центральной Азии приводит не только к возмущениям тропосферной высотной фронтальной зоны, но и к образованию струйных течений над Азией.

Н есмотря на значительное различие приведенных выше то ­ чек зрения они вовсе не исключают др уг друга. В каж дой из них признается важ ность роли термодинамических факторов в д е ­ формации зонального потока и формировании струйных течений.

Однако согл асн о первой из них влияние горных систем ограни­ чивается лишь нижней половиной тропосферы, а по второй это влияние усм атри вается в определенных районах и в более вы со­ ких слоях. Очевидно, полное решение вопросов о механизме и степени такого влияния, м асш таб ов его распространения в гори­ зонтальном и вертикальном направлениях 'будет возмож но лишь после достаточного освещения этих районов систематическими и непосредственными метеорологическими и аэрологическими на­ блюдениями.

Сущ ественное место в изучении общей циркуляции атм о ­ сферы заним аю т исследования по теории муссонов [73, 85, 2 2 6 — 232], а так ж е новые работы о природе и географическом р асп р о ­ странении муссонов [215, 216, 257, 256, 259].

В исследовани ях В. В. Ш улейкина [2 2 6 — 232] впервые с п о ­ мощью физико-математического анализа было показано, ч т о с е зонные термические различия поверхности океанов и материков оказы ваю т на общую циркуляцию атмосферы по величине такое ж е влияние, как и термические (различия в направлении э к в а ­ тор — полюс.

С. П. Хром ов [215, 216] построил карту географического р а с ­ пространения муссонов на земном ш аре, уточнив ее в п оследую ­ щем по м атери ал ам распределения преобладаю щ их ветров в июле и январе, приведенным А. В. Ш ахновичем и О. А. Д р о зд о ­ вым [145]. В упомянутых р аб о тах Хром ов предложил синоптиче­ скую трактовку климатологических представлений о муссонной деятельности на земном ш аре, п оказал свя зь и х с общ ециркуля­ ционными условиями и дал новое освещ ение некоторым вопро­ сам о причинах м уссон ов.

В наютояще время пока еще нет общепринятого объяснения всего комплекса явлений, связанны х с муссонной циркуляцией.

Ч асть авторов [73, 8 5, 127, 2 2 6 — 232] усм атри ваю т основную при­ чину муссонной циркуляции в сезонной см ене термического р а з­ личия поверхности океанов и материков. Д р уги е авторы [215, 2 1 6, 2 5 7, 259] считаю т, что при такой точке зрения переоцени­ в ается роль термических различий океанов и материков в фор­ мировании непосредственно м уссон ов и недооценивается роль общециркуляционных факторов, особенно циклонической д ея ­ тельности. П о мнению Х р ом ова [216], муссонная циркуляция в любой области Земли является циклонической деятельностью, обладаю щ ей той особенностью, что в муссонны х зон ах имеет м е­ сто резкое преобладание циклонов над антициклонами в данном районе в одном сезон е и антициклонов над циклонами в другом сезон е при относительной устойчивости тех и других барических си стем.

Н аконец, вы сказы вается еще мнение [169], что через цикло­ ническую и антицикловическую деятельность вскры ваю тся лишь.непосредственные причины муссонной смены преобладаю щ его направления ветра. С огласно этой точке зрения сезонн ая см ена зн а к а разностей температуры океанов и материков неизбежно дол ж н а обусловить в сам ы х нижних сл оях сезонную см ену цир­ куляции м еж ду океанами и материками, которая на вы сотах в значительной мере поглощ ается более мощной циркуляцией, со ­ здаваем ой тепловыми различиями меж ду экватором и полю сами.

Н есм отря на указанны е выше различные точки зрения на природу муссонов, выполненные в этой"облаети работы имеют важ н ое значение в освещении роли подстилаю щ ей поверхности, особенно ее горизонтальной неоднородности, в формировании от­ дельны х звеньев общей циркуляции атмосферы, а так ж е вопроса свя зи ме;

жду ними.

В с е авторы признают роль термических различий подстилаю ­ щей поверхности в формировании, такого важного, звена общей циркуляции, как муссонная деятельность. Однако одни усм атри ­ в а ю т эту роль непосредственно в формировании муссонных тече нйй, независимо от других проявлений общей циркуляции, в то время как другие считают, что сезонная см ен а господствую щ их ветров непосредственно св я зан а с циклонической деятельностью и. муссонной сменой циркуляционного 'режима, господство кото­ рого в муссонных районах в том или другом сезоне обусловлено изменением термического реж има подстилающ ей поверхности.

В гл ав е III автором показано, что см ен а термических разли­ чий поверхностей океанов и материков так ж е сущ ественно влияет на сезонную повторяемость маиропроцессов с различ­ ными тропосферными характеристикам и.

Больш ое влияние на развитие новых воззрений на общ ую циркуляцию атмосферы оказали динамико-метеорологические и с­ следования, усиленно развивавш иеся за последние 15— 20 лет.

В 1939 г. К- Р оссби [294] п ок азал, что вследствие изменения радиуса кривизны траектории при движении во зд у ха в мери­ диональном направлении происходит так ж е изменение относи­ тельной завихренности. При движении в о зд у х а к северу относи­ тельная циклоническая завихренность убы вает и на некоторой широте дости гает нулевых значений, после чего частицы начи­ наю т перемещ аться к югу, и на некоторой широте относитель­ ная антициклоническая завихренность дости гает нулевых значе­ ний. И сходя из этого Россби пришел к выводу, что в заданном потоке под влиянием возмущений и 'бароклинности должны возникать волны, длина которых тем. больше, чем больше ск о ­ рость зонального потока.

Р оссб и предложил такж е формулу, связы ваю щ ую длину вол'ны в западно-восточном переносе с ее скоростью и величиной зонального индекса циркуляции. По значению последнего н а о с новании этой формулы предполагалось подсчитывать длину волны, географическое положение гребней и ложбин, а отсю да предсказы вать количество, положение и интенсивность центров;

действия атмосферы:..

Эти положения явились основными в разработанном в С Ш А циркуляционном методе удлиненных прогнозов погоды [276, 278].

Однако в процессе практического применения указанны х зави си ­ мостей и в результате специальных эмпирических исследований, выполненных каю в СШ А, та к и в других ст р а н а х, обнаруж ились существенные расхож дения м еж д у фактическими и р ассч и тан ­ ными скоростями перемещения волн, положениями центров дей ­ ствия и т. д., О дна из причин этих расхож дений кроется в тех допущ ениях, которые принимались при выводе, формулы. С ерьезное значение, на наш взгляд, имело и то обстоятельство, что индекс зонально­ сти, являющийся важнейшей характеристикой в этой формуле, оказался не таким универсальным, как это предполагалось ранее.

Изучение многолетних характеристик индекса зональности, проведенное автором [118, 122] и другими исследователям и [139, 141], показало, что его величины испытывают сущ ественные из­ менения от сезона к сезону, а так ж е в зависимости, от широты и высоты. В с е это вносит значительные искаж ения при.подсчетах по указанной формуле. Б олее того, в связи с ростом индекса зо­ нальности при увеличении высоты в тропосф ере [118, 122], по этой формуле, на разны х уровнях долж на наблю даться- неодина­ ковая скорость смещения волн, что в отношении крупных волн находится в явном противоречии с синоптическим опытом.

В дальнейшем теория горизонтального перемеш ивания полу­ чила значительное развитие в р аб о тах сам ого Р оссб и [296, 300] и его последователей [267, 270, 27 1, 273] и была использована для объяснения распределения зональных движений в атмосфере, в том числе и струйных течений. Теория Р оссб и позволила теоре­ тически получить положение субтропического струйного течения.

О днако эт а теория не объясняет неоднородности струи вдоль по­ тока и причин появления струйных- течений -во ©нетропических широтах.

В то ж е время вывод Р оссб и [298] о том, что движущиеся циклоны вследствие увеличения с широтой п ар ам етр а Корио л и са получаю т ускорение в направлении более высоких широт, а антициклоны — к экватору, был подтверж ден так ж е стати сти ­ чески Брантнером [247] на материале более 1600 отдельно р а с ­ смотренных циклонов и антициклонов в западно-восточном пере­ носе умеренных широт.

Новые материалы наблюдений и новые теоретические взгляды способствовали развитию в.работах Р оссб и [297], Рилля [291, 292], Х р о м ова [216], Флена [257— 260] и др. существенно но­ вых представлений о хар ак тер е и природе пассатной циркуляции и субтропической зоны повышенного давления. С тал о очевид­ ным, что климатологические зоны высокого давления являются статистическим результатом проникновения в эти районы и н а­ копления здесь антициклонов, постоянно возникающ их в з а п а д ­ ном переносе умеренных широт в связи с циклонической д е я ­ тельностью на полярных фронтах.

П оследнее означает, что климатологические зоны высокого, давления являю тся не сл едствием, а причиной формирования п а с ­ сатов, которые постоянно восстанавливаю тся вследствие проник­ новения в субтропики антициклонов из умеренных широт. При этом, как подчеркивает Хром ов [216], самый процесс проникнове­ ния антициклонов из средних широт в субтропики и тропики, с соответствую щ им их усилением, неразрывно связан с противо­ положным процессом образования глубоких центральных цикло­ нов в высоких ш иротах, в зоне -климатологических депрессий.

К подобным ж е выводам пришел и П еттерсен [288] на основа­ нии статистического анализа повторяемости циклонов и антици­ клонов, циклогенеза и антиц иш оген еза по ежедневным н а зе м ­ ным синоптическим к ар там северного полуш ария за 1889— 1939 гг. С ледует подчеркнуть, что синоптическое объяснение природы субтропических антициклонов, совп адаю щ ее с со в р е­ менной точкой зрения, было дано Г. Я. В ан ген гей м о м ' ещ е в 1 9 3 5 -к [40, стр. 102— 103].

И зложенное указы вает на ту огромную роль, которую и грает горизонтальное перемеш ивание, особенно в меридиональном н а­ правлении, в общей циркуляции атмосферы.

'В динамико-метеорологических исследованиях по общей цир­ куляции атмосферы и по созданию методов долгосрочных про­ гнозов погоды значительное место заним аю т работы советской школы динамической метеорологии. Основополагающ ими в этом направлении исследований являются труды Н. Е. Кочина [128, 129].

Кочин. рассм отрел случаи стационарной и нестационарной зо ­ нальной и незональной циркуляции, для которы х были построены упрощенные уравнения гидро- и термодинамики. Анализ этих уравнений позволил установить, что для определения в се х эл е ­ ментов общей циркуляции атмосферы в простейшем сл уч ае д о ­ статочно иметь распределение температуры и вязкости во всей атм осф ере и давления на поверхности земли. Р а зр а б о т а в сх е м у вычислений элементов общей циркуляции по указанны м трем х а ­ рактеристикам, Кочин использовал результаты этих вычислений для частного случая зональной стационарной циркуляции, к огда все элементы не зави сят от долготы р ассм атр и ваем ого района, а только от широты и высоты его н ад уровнем моря.

Идеи Кочина получили широкое развитие в тр у д а х советских ученых И. А. Кибеля, А. А. Дородницына, Н. И. И звекова, М. Е. Ш веца, Е. Н. Блиновой, М. И. Ю дина, О. С. Б ерл ян да, А. Ф. Д ю бю к а, JI. Р. Ракиповой, С. А. М аш ковича, Е. М. Д о брышмана и других представителей советской школы динамиче­ ской метеорологии.

^ Так, И. А. Кибель [125] р азр аб о т а л схем у, даю щ ую практи­ ческую возм ож ность р асч ета распределения температуры по вы­ соте с учетом совместного влияния лучистого обмена и верти­ кального турбулентного обмена.

Е. Н. Блинова [1 9 — 21] р азр аб о т ал а наиболее полную тео р е­ тическую модель общей циркуляции атмосферы, показав воз­ можность получения всех основных климатологических областей высокого и низкого давления в северном полушарии, а такж е р е­ шения задачи долгосрочного прогноза гидродинамическими м е­ тодами. • М. Е. Швец [221] дал новое теоретическое решение задачи о циркуляции атмосферы в экваториальной- зоне. С. А. Машкович [139, 140] -решил теоретическую зад ач у распределения тем пера­ туры по высоте на разных ш и ротах северного и южного полуш а­ рий, а. такж е годового хода зональной циркуляции атмосферы.

Решение последней задачи позволило весьм а точно получить се ­ зонные смещ ения и изменение интенсивности струйного течения и объяснить количественно ряд особенностей зональной циркуля­ ции атмосферы, исходя из законов,преобразования энергии, при­ ходящ ей от Солнца, в энергию движения воздуш ных м асс.

Н еравномерность распределения тепловой энергии по зем 1 ному ш ару является главной причиной возникновения течений vв воздуш ной оболочке Земли. П оэтом у в изучении факторов, опре­ деляющих общую циркуляцию атмосферы, видное место зани­ мают работы, выполнявшиеся в последние годы под руковод­ ством М. И. Буды ко в Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова. В этих р аб о тах со здан а методика исследо­ ваний и получены уточнения составляю щ их теплового бал ан са Земли [27— 30] и составляю щ их радиационного и теплового б а ­ л а н с а з е м л я — атм осф ера [6, 18, 182— 184].

Указанны е работы позволили рассчитать карты средних мно­ голетних -составляю щ их теплового бал ан са для годичного пе­ риода и отдельных месяцев по территории всего земного ш ара 1131]. В них со д ер ж атся показатели суммарной коротковолновой радиации, радиационного бал ан са поверхности земли, и спаре­ ния, турбулентного теплообмена м еж ду подстилаю щ ей (поверх­ ностью и атмосферой, а так ж е данные о теплообмене меж ду по­ верхностью океана и более глубокими слоями. Указанны е м ате­ риалы имеют важ ное значение для исследований генезиса кли­ м ата.

К сожалению, в настоящ ее время предлож енная методика применима в основном лишь для климатологических оценок р а з­ личных составляю щ их теплового и радиационного б ал ан са. Д а л ь ­ нейшее соверш енствование ее должно позволить подойти к вы­ яснению причинно-следственных факторов формирования значи­ тельных аномалий циркуляции и элементов погоды, физические причины которых до настоящ его времени изучены еще слабо.

Рассм отренны е выше работы значительно расширили п о зн а­ ние многих климатических особенностей общей циркуляции а т ­ мосферы. Новые м атериалы и воззрения привели к новому со ­ верш енствованию сущ ествовавш их сх е м общей циркуляции атм о­ сферы [87, 253, 285, 295, 296].

Однако нельзя не согласиться с выводами ряда советских ученых [46, 83, 169, 213] о том, что невозможно построить одну схем у общей циркуляции атмосферы,, которая о тобр аж ал а бы в се ее многообразие над разной подстилаю щ ей поверхностью, д а еще в различные сезоны года.

Вангенгейм [46] отмечает, что «абстрактны е схем ы безусловно полезны для осознания м еханизм а циркуляции в целом. Но они могут приблизить н а с лишь к сам о м у грубом у представлению • роли различных факторов в поддержании этого механизма. Тем о более важ ное значение приобретает классификация синоптиче­ ск и х процессов, преследую щ ая цель упорядочить данные и пред­ ставление о реальны х ф ормах атмосф ерного движения и пока­ зать те действительные механизмы, которые, по сущ еству, и определяю т общую циркуляцию атмосферы » [46, стр. 12].

Именно этим объясняется увеличение в последние 15— 20 лет работ с различными типизациями атмосферных процессов, сы ­ гравший: важ ную роль ib познании особенностей атмосферной циркуляции и ib создани я р яд а м етодов долгосрочны х прогнозов погоды. В подавляющем большинстве они посвящены изучению многообразия синаптических процессов умеренных и вы соких широт, где наблю даю тся континентальные, океанические и м у с ­ сонные типы климатов [2].

Б л агодар я таким работам представляется возможным у с т а ­ новить, какие макросиноптические процессы формируют ср е д ­ нюю многолетнюю картину общей циркуляции атмосферы, равно как и особенности аномальных характеристик погоды в том или ином районе земного ш ара.

Число работ, в которых дан а та или иная типизация, на­ столько велико, а предложенные в них принципы настолько р а з ­ нообразны, что в настоящ ем «Введении» нет возмож ности о ст а ­ навливаться на их подробном анализе. Такой обзор приведен в главе II. Н еобходимо лишь отметить, что подавляю щ ее боль­ шинство этих классификаций основано на качественном анализе аэросиноптического м атериала с крайне ограниченным примене­ нием объективных числовых показателей. Это значительно з а ­ трудняет сопоставление типов макропроцессов и проведение какой-либо унификации как сам их типовых процессов, так и вы­ водов, получаемы х на основе изучения этих процессов. Тем не менее, можно утверж дать, что в синоптических исследованиях флуктуаций общей циркуляции атмосферы, направленны х к тому же и на создание методов долгосрочных прогнозов погоды, зн а­ чение изучения закономерностей формирования типовых макро процессов пока что нисколько не уменьшилось.

В связи с этим необходимо подчеркнуть некоторые сильные и слабы е стороны различных способов изучения закономерностей формирования атмосферных процессов.

В С С С Р Б. П. М ультановским [146— 149] впервые в мире были развиты идеи о преимущ ествах изучения макросиноптиче ских процессов в целях долгосрочны х прогнозов погоды по с р а ­ внению с изучением циркуляционных характеристик, получаем ы х путем осреднения по календарным отрезкам времени. Эти идеи получили широкое развитие на основе новых м атериалов в р а ­ ботах С. Т. П агав а [153— 155] и других исследователей [1 1 3 — 115, 121, 158— 160]. Некоторые недостатки исследований этого н а ­ правления, особенно в получении отдельных прогностических выводов, были подвергнуты в середине 5 0 -х годов критическому анализу ([116, 160, 208, 210] и др.).

В о второй половине 1959 г. в американском ж урнале была опубликована статья Б ау м а [239] о современном состоянии си­ ноптических методов долгосрочных прогнозов погоды в С С С Р.

К сожалению,- в стать е нет анализа современных оригинальных р або т по этим методам. Выводы Б а у м а опираются на некото­ рые критические статьи из советской метеорологической лите­ ратуры, подобранные без какого-либо учета строгости при­ веденной в них аргументации. В результате в статье дача неправильная оценка некоторым основным положениям синоп­ тического метода и на этом фоне переоценены зарубеж ны е д о ­ стижения, особенно в отношении' практических ’р езультатов.

Неправильной является оценка предложенного Мультановеким •принципа изучения закономерностей формирования определен­ ных макропроцессов и преимуществ такого п од хода по ср авн е­ нию с изучением средних для календарных промеж утков вре­ мени характеристи к синоптических, процессов.

Понятно, что при выявлении общециркуляционного фона, т. е. некоторых средних многолетних характеристик, вполне д о ­ пустимо построение всяких средних, в том числе и по календар­ ным промеж уткам времени, таким, как пятидневка, неделя, месяц, сезон, год и т. д. Лю бы е средние характеристики, оче­ видно, не плохо отраж аю т действительное состояние там, где сохр ан яется больш ая устойчивость.

Однако зоны средних и высоких широт северного и, как сей­ час стало соверш енно очевидным, южного полушарий [150] х а ­ рактеризую тся значительной изменчивостью многих гидроме­ теорологических и общециркуляционных факторов. При таких условиях средние характеристики по календарным отрезкам времени, которые широко применяются в американских м етодах долгоарочных прогнозов [276, 278], оглаж иваю т и часто д аж е со ­ вершенно взаимно погаш аю т противоположные реальные флук­ туации общей циркуляции атмосферы. П оэтом у можно утверж ­ дать, что для выявления этих флуктуаций, особенно в целях долгосрочных прогнозов погоды, исследование закономерностей формирования однородных макропроцессов, как это широко при­ меняется школой М ультановского, является более прогрессив­ ным, чем изучение закономерностей формирования часто фик­ тивных (вследстви е осреднения противоположных особенностей) циркуляционных характеристи к календарных отрезков времени.

Д р уго е дело, что в сп о со б ах выделения макропроцессов, вследствие трудности проблемы, еще м н о го е ’недоработано, о со ­ бенно в выявлении объективных количественных признаков к аж ­ дого макропроцесса. Однако д аж е выделение таки х макропро­ цессов на основе комплексного азфоеиноптического анализа и изучение закономерностей их формирования более перспективно, чем исследование средних синоптических и метеорологических характеристик календарны х промеж утков времени.

С л абая стор он а методических приемов школы М ультанов­ ского заклю чалась в том, что длительное время ^считалось воз­ можным ограничиваться для целей долгосрочного прогноза изу­ чением макропроцессов н ад сравнительно небольшой частью се ­ верного полушария (так назы ваемы й естественный синоптиче­ ский район).

Один из важнейших недостатков здесь заклю чается не в том, что типизации макропроцессов в этой систем е п р о в о д я т ся ' для ограниченной территории. Л ю б ая классификация синоптических процессов для целей' долгосрочных прогнозов погоды не мож ет не быть связан а с физико-географическими особенностями кон­ кретной территории, с определенными сезонными влияниями на макропроцессы и. т. д. Серьезный недостаток здесь заклю чается прежде всего в том, что принципиально исклю чается необходи­ мость учета влияния общей циркуляции атмосферы, хотя бы над полушарием, на устойчивость и хар ак тер преобразований -во времени маюропроцессов непосредственно над этим ограни­ ченным районом.

Б олее выгодно в этом отношении отличаются исследования Б. Л. Д зер дзеевск ого [80— 84], Г. Я. Вангенгейм а [4 3 — 47], А. А. Гире а [64— 69] и их последователей (i[7, 97] и д р.), в кото­ ры х типизации выполнены для синоптических процессов умерен­ ной и полярной зоны северного полушария.

В р аб о тах Вангенгейма и Ги р са много внимания уделено установлению аэросиноптических характеристик и изучению з а ­ кономерностей преобразования трех основных форм циркуляции (зап адн ая, меридиональная и восточная) на северном полу­ шарии.

М етодика долгосрочных прогнозов погоды для Арктического бассей н а, разр аботан н ая Вангенгеймом [46], 'базируется на най­ денных вероятностях перехода одной формы циркуляции в другую.

Д л я целей сверхдолгосрочны х прогнозов погоды в р аб о тах Ги р са [70, 71] уделено большое внимание изучению многолетних (эпохальны х) преобразований указанны х трех форм циркуля­ ции. В последнее время Вангенгейм [47] опубликовал вероят­ ностные характеристики значений давления и температуры в умеренной и полярной зон ах северного полуш ария при неодно­ кратных преобразованиях исходной западной формы циркуля­ ции в другие в тёчение нескольких месяцев подряд.

В то ж е время в разнообразн ы х синоптических и ссл ед о в а­ ниях циркуляции атмосферы и разрабаты ваем ы х на этой основе м етод ах долгосрочных прогнозов погоды еще в есь м а ограни­ ченно используются количественные физические характеристики для установления формы и интенсивности циркуляции,, для изу­ чения влияния последней на особенности преобразования макро процессов во времени и т. д.

Крайне сл аб о изучены так ж е вопросы, влияния того или иного состояния циркуляции в одной части полушария на х а ­ рактер устойчивости и пространственно-временных п р еобр азов а­ ний макропроцессов в другой части полушария.

В связи с этим в течение последних лет автор стремился р а з ­ р аботать такую си стем у сопоставимы х физических количествен­ ных оценок, которая позволяла бы не только изучить особен­ ности составляю щ и х общей циркуляции атмосферы, но и полу­ чить объективные показатели форм ’интенсивности конкретных и синоптических процессов и на этой основе выявить и развить все то положительное для методики долгосрочны х прогнозов, что создано в синоптических исследованиях разны х направ­ лений.

В р аб о те [117] автором (был ‘предложен единый способ коли­ чественной оценки зональных и меридиональных составляю щ их циркуляции атмосферы. Н а основе зонального и меридиональ­ ного индексов циркуляции, характеризую щ их перенос м ассы в оздуха в соответствую щ ем направлении, оказалось цел есооб­ разным ввести такж е общий индекс, позволяющий судить о мере возмущ енности зонального потока и объективно устанавливать зональные и меридиональные макропроцеосы.

С помощью указанны х индексов по картам многолетнего среднего давления на северном полушарии исследованы х а р а к ­ теристики зонального и меридионального переноса м ассы воз­ д у х а и их отношение в различных широтных зон ах и на разны х уровнях д о высоты 19 км [1 1 7 — 119].

М ногие исследования посвящены изучению синоптических макропроцессов или типов циркуляции, формирующих многолет­ ний общециркуляционный фон. Главн ая черта этих и сследова­ ний, обзор которых приведен в главе II, состои т в том, что типы процессов устанавливались по форме течений в средней тропо­ сфере или траекториям барических образований у поверхности земли, без учета интенсивности их.

Д альнейш ее развитие предложенной автором системы индек­ сов -циркуляции позволило применить их для оценки интенсив­ ности отдельных составляю щ их циркуляции в конкретных синоп­ тических п роц ессах, а такж е для установления формы мери­ диональной циркуляции [120], обусловленной географическим положением возмущений высотных планетарны х фронтальных зон. П оследнее дало возм ож ность поставить зад ач у уточнения и детализации н а объективной основе аэросиноптических и кли­ матических характеристик т е х основных макропроцессов, -кото­ рые формируют общециркуляционный и климатический фон на территории Евразии.

В настоящ ей работе излагаю тся результаты исследования многолетних характеристик горизонтальных составляю щ их о б­ щей циркуляции в тропосф ере и нижней стратосф ере северного полуш ария, а так ж е синоптических процессов в целом над ат лантико-евразийсюим сектором полушария с помощью р а зр а б о ­ танной автором системы индексов циркуляции..

Ввиду чрезвычайной важ ности вопроса о соотношениях зо ­ нального и меридионального воздухообм ен а автором была п р о­ ведена так ж е сравнительная количественная оценка горизон­ тальных составляю щ их циркуляции, подсчитанных по картам 'Многолетних средних значений #500 и по картам Н500 синопти­ ческих периодов. Это сравнение показало значительное сгл аж и­ вание эффекта макротурбулентного меридионального обмена на к ар тах многолетних средних значений геопотенциала.

При детальном изучении колебаний климата [17, 71, 80, 81, 190— 192, 235, 3 0 0 — 302, 317] почти единодушно вы сказы вается мнение о связи их с усилениями общей циркуляции атмо-сферы.

Одним из первых это положение вы сказал В. Ю. В и зе [52— 54].

Однаио термин «усиление циркуляции» многими и сследовате­ лями трактуется весьм а различно. П оэтом у автором была по­ ставлен а за д а ч а : с помощью тех ж е количественных показа­ телей выявить харак тер многолетних изменений как интенсив­ ности циркуляции, так и форм циркуляции, -с которыми связаны различные пространственные особенности метеорологических элементов. Одновременно стави л ась зад ач а выяснить, в какой мере эти изменения связаны с колебаниями солнечной актив­ ности.

Наконец, на примере формирования крупных зимних ано­ малий температуры во зд у ха на территории С С С Р иллюстри­ руются некоторые «внутренние» закономерности развития атм о­ сферной циркуляции, характеризую щ ие влияние различных со ­ стояний. циркуляции на в-сем полушарии или значительной части его на устойчивость и развитие одних и тех же исходных макропроцессов на ограниченной территории.

И злагаемы й способ количественного анализа синоптических процессов уж е нашел применение в ряде исследований цирку­ ляции атмосферы и по долгосрочным прогнозам погоды [37, 62, 122, 123, 158, 159]. Автор н адеется, что изложенные в н астоя­ щей р або те приемы 'количественного анализа макропроцессов и приводимые в приложениях к книге фактические количе­ ственные характеристики маиропроцессов за длительный ряд лет, будут сп особствовать еще более широкому и углубленному изучению особенностей общей циркуляции атмосферы и р а з р а ­ ботке методов долгосрочных прогнозов погоды.

Глава I С ЕЗО Н Н Ы Е И ЗМ ЕН ЕН И Я ГО РИ ЗО Н ТА ЛЬН Ы Х С О С Т А В Л Я Ю Щ И Х О Б Щ ЕЙ Ц И Р К У Л Я Ц И И А Т М О С Ф ЕР Ы И И Х К О Л И Ч Е С Т В Е Н Н А Я О Ц ЕН К А § 1. О КОЛИЧЕСТВЕННОЙ ОЦЕНКЕ ИНТЕНСИВНОСТИ ЦИРКУЛЯЦИИ И з общ его потока солнечной радиации на внешнюю границу Земли в среднем приходится около 2 50 ккал/см?год Больш ая часть (7 5 % ) этой энерги и’ поглощ ается земной поверхностью и лишь 25% поглощ ается атмосферой [28]- П оэтому радиационный б ал ан с подстилающ ей поверхности имеет реш ающ ее значение для атмосферной циркуляции Средний за год радиационный бал ан с системы земля — атм о­ сф ера имеет'Положительное (Значение.в зоне от экватор а до 40° и отрицательное от этой широты до полюсов [92]- От месяца к месяцу граница положительного и отрицательного радиационного бал ан са атмосферы меняется, но в любое 'время года р асп р ед е­ ление притока тепла от Солнца.носит ярко выраженный зон аль­ ный характер.

У казан ная неравномерность распределения тепловой энергии по земному ш ару является главной причиной возникновения воздуш ных течений. О бъясняется это тем, что отрицательный радиационный балан с в высоких ш иротах и. положительный — в низких определяет так ж е положительную разность температур.' меж ду экватором и полюсами на любом уровне тропосферы;

это в свою очередь порож дает градиент давления, направлен­ ный от тропиков к полю сам. Сила Кориолиса уравновеш ивает этот барический градиент, вследствие чего во внетропической зоне в средней тропосф ере и нижней стратосф ере возникает хорош о известное по климатическим картам движение с зап ад а на восток.

П огосян [164] показал, каким образом возникают на к ар тах о ТТ г,500 I.

средних многолетних значении п 500 и люоо возмущения этой зональной циркуляции под влиянием океанических течений и 2 З а к а з №,. О 7 Н К А I БИГ | незонального распределения океанов и. материков. Вы сказы ­ в ается мысль, что влияние подстилающей поверхности р асп р о­ страняется д аж е до 12— 14 км [257]. И все ж е рассмотрение к арг многолетних средн их значений давления или геолотенцкала приводит к выводу, что зональный перенос,,господствует на всех уровнях тр оп осферы. В следстви е этого в ряде исследований ('[20, 21] и др.) зональная циркуляция принимается в качестве основного фона, а возникающие гребни и ложоины р а с с м а т ­ риваются лишь как возмущения зональной циркуляции.

Таблица Распределение по широтам средней температуры для состояния] лучистого равновесия и действительно наблюдающейся Широта (град.) Температура 0 20 30 50 60 70 Для состояния лучисто­ го равновесия... 39 36 32 22 8 —6 —20 —32 —41 — Действительная средняя 26 27 25 20 6 — 1 —9 —18 — Разность —7 —2 +6 + 12 +19 +23 +23 + —13 — В таб л. 1 приведены данные о распределении средней тем ­ пературы для состояния лучистого равновесия (по Б ау р у ) и действительной температуры для различных широт северного полушария. Д анны е этой таблицы показы ваю т, что севернее 60° действительная тем пература воздуха на 2 0 — 23° выше, а южнее 20° — на 7 — 13° ниже, чем должно зд есь !быть по условиям при­ тока солнечной радиации. Т акое уменьшение к он тр аста тем пе­ ратуры во зд у ха меж ду экватором И'полюсом мож ет быть объ я с­ нено лишь тем, что в действительности, н ар яду с зональными сущ ествую т не менее важные меридиональные составляю щ ие циркуляции, которые и обеспечиваю т междуширотный обмен в о зд у ха. Э тот перенос холодны х м а с с из вы соких широт в низ­ кие и теплых м асс из' низких широт в высокие имеет важ нейшее значение для понимания общей циркуляции атмосферы. Он от­ четливо указы вает на наличие определенного м ехан и зм а меж ду широтного обмена, благодаря которому устан авл и вается бал ан с тепла меж ду низкими и (высокими широтами.

Таким механизмом, очевидно, является макротур(булентный обмен, который осущ ествляется не столько в вертикальном, сколько в горизонтальном направлении. Д а ж е в зоне п а ссато в, как показали исследования вертикальных и горизонтальных составляю щ их меридионального обмена, лишь 14% обмена п р о­ исходит вследствие вертикальной циркуляции в ее классическом понимании, а остальные 86% приходятся на горизонтальный перенос во зд у ха [307]. В последние годы исследователи при ходя т к выводу, что значительные прямые соленоиды циркуля­ ции в меридиональных плоскостях м огут встречаться скорее как пульсация, нежели как постоянные образования.

С энергетической точки зрения меридиональная п ассатн ая циркуляция не имеет приписываемого ей р ан ее реш аю щ его зн а­ чения в меридиональном обмене [258, 26 0, 290], а скорее яв­ л яется лишь частью «'механизма атмосфер-ной тепловой машины, приводимой в действие тепловыми и радиационными процессами в области планетарной фронтальной зоны, связанной с з а п а д ­ ными течениями умеренных ш ирот» [260]. Возникновение же сам ой планетарной фронтальной зоны (или струйного течения) объясняется как следствие горизонтального перемешивания, -приводящего к концентрации большей части нормального тем ­ пературного широтного градиента, в узкой струе, севернее ко­ торой создаю тся условия для зонального движения. С устан ов­ лением зональной циркуляции процессы излучения постепенно восстанавли ваю т нормальный температурный градиент, а появ­ ляющ иеся при этом -соленоиды циркуляции приводят к возник­ новению вихреобразования, вследствие которого зональная цир­ куляция р асп ад ается на р я д вихрей (циклонов и антициклонов).

Последние по мере сво его развития вызывают -интенсивное м е­ ридиональное перемеш ивание, следствием -которого оказы вается уменьшение температурного к он траста полюс — экватор.

К а к -описывают Б. Л. Дзердз-еев-ский и,А~ С. Монин [84], р а с­ пространяю щ иеся на -большую территорию вихри, получая из ослабевш ей зональной циркуляции энергии меньше того коли­ чества, которое они диссш ш рую т, начинают р азр уш аться. В сл е д ­ ствие уменьшения меридионального перемеш ивания, при про­ долж аю щ ем ся неодинаковом -притоке солнечной энергии в р ай ­ оны высоких и низких широт, контраст температуры меж ду экватором и полюсом -начинает обостряться и зональная цирку­ ляция вновь усиливается.

Приведенные соображ ения показывают, что меридиональные составляю щ ие циркуляции играю т не меньшую роль в системе общей циркуляции, чем зональные, хотя.последние и оказы ­ ваю тся господствующими при рассмотрении карт -средних мно­ голетних значений.

Первые попытки количественного изучения составляю щ их общей циркуляции атмосферы относятся еще к началу 2 0 -х гг.

X X в., когда А. Д еф антом [251] была предлож ена идея -оценки макротурбулентного обмена атмосферы. В этой работе Д еф ант р ассм атр и в ает воздушные течения умеренных широт -как х о ­ рош о выраженное турбулентное движение большого м асш таба и вводит соответствующ ий • коэффициент обмена А, имеющий порядок 108 см '1 сект г Д еф ан т считал, что, рассм атр и вая внетропичеекую циркуля­ цию как турбулентное течение и считая коэффициент обм ена А изменяющимся во времени, можно построить теорию изменения 2* климата. Д л я этого им было предложено основное уравнение, которое, впрочем, не учитывает распределения океанов и м ате­ риков. При переменном коэффициенте обмена А и изменяю ­ щ емся во времени коэффициенте излучения Д еф ан т считает невозможным найти общий интеграл этого уравнения. О днако, исследуя это уравнение, он приходит к выводу о том, что опре­ деленному контрасту температуры в о зд у х а меж ду экватором и полюсом соответствует определенная интенсивность общей цир­ куляции и величина А. Увеличение этого к он тр аста ‘п риводит к увеличению коэффициента обмена А, а такж е к увеличению переноса тепла из низких широт в высокие. П оследнее в свою очередь ведет к уменьшению контраста температуры в о зд у ха экватор — полюс и к ослаблению обмен#. О времени, н еобхо­ димом для осущ ествления подобных пульсаций,"и об их интен­ сивности теория Д еф ан та судить не позволяет.

В последующем в этом направлении был выполнен целый ряд р аб о т ([268, 274, 275] и д р.). Н едавно Монин [143] предло­ жил методику эмпирического изучения макротурбулентности.по данным синоптических карт. По этой методике Г. В. Г р у за [72J подсчитал распределение по широтам и изменение во времени зональных (осредненных вдоль круга широты) характеристи к макротурбулентности. К ак отмечает Г р у за [72], получение мно­ голетних средних характеристи к макротурбулентности по этом у способу, как, впрочем, и по другим сп особ ам, требует многочис­ ленных гром оздких вычислений, вследствие чего.подсчеты про­ водились им по данным средних карт барической топографии П огосяна [164]. Р езультаты оценки макротурбулентности в а т ­ мосфере сущ ественно зависят от коэффициента обм ена. Однако»

д о настоящ его времени нет единого мнения о величине это го коэффициента. По мнению некоторых авторов [275], величина коэффициента обмена сущ ественно 'меняется в ^пределах д а ж е сравнительно небольшого и однородного физико-географического района. П оэтом у предпринимались неоднократные попытки найти другой способ количественной оценки макросиноптичеоких процессов в целом или, составляю щ их общей циркуляции атм о­ сферы в отдельности.

Первые предложения в этом направлении были даны М. Р о девальдом [293] и А. Вагнером [309, 310]. В этих р а б о та х пред­ л агал о сь подсчитывать интенсивность меридионального в о зд у хо ­ обмена по числу макротурбулентны х элементов (число циклонов и антициклонов) на каж дой параллели полушария. Основной недостаток указанного приема заклю чается в том, что подсчет меридионального обмена может быть произведен только для полного круга широты, а для подсчета индекса по отдельным частям района он непригоден.

.Некоторое усоверш енствование сп особа подсчета интенсив­ ности меридионального и зонального воздухообм ен а было пред­ ложено Б ауром [240]. Индексы Б а у р а характеризовали меру западно-восточного и северо-ю ж ного перемеш ивания, однако' П|)едлокепные почти к то же время индексы зональности [19,.

252, 294] представляли более перп.ективную._физическую...харак­ теристику, нежели индекс зон ал ьн огоп ер ем еш и ван и я Б а у р а.

Тем не менее, предлагавш иеся Родевальдо,м, Вагнером и Б ау ром индексы уж е более непосредственно характеризовали пере­ мещение воздушных м асс, чем введенный Д еф антом [251] коэф­ фициент макротурбулентного обмена. П ользуясь- указанной, методикой, китайские ученые [262] выполнили интересное стати­ стическое исследование общей циркуляции атмосферы в средних, ш иротах северного полуш ария по м атери алам приземных синоп­ тических карт.

С появлением карт барической топографии ъ р аб о тах Б л й н о -!

вой [19], Р оссб и [294] и Гаурвиц а [252] был введен новый индекс зональности, который харак тер и зовал угловую скорость в р ащ е­ ния атмосферы как твердого тел а с зап ад а на восток относи­ тельно поверхности земли. Этот индекс, представляю щ ий собой определенную физическую характеристи ку атмосферы, сыграл' большую роль в изучении многих особенностей общей циркуля­ ции [36, 84, 141].

В 4 0 -х го д ах были предложены так ж е способы подсчета су м ­ марной характеристики циклонической и антициклонической.

деятельности [12, 61]. Н. А. Белинский [12, 14] и Л. А. Вительс [61] вычисляют индекс циркуляции как алгебраическую сум м у отметок давления (по квадрантам или условным- районам ),, взяты х в условной шкале, с разными знаками для циклонов и антициклонов. При этом индекс Белинского [12] учиты вает так ж е кривизну изобар. П редлагаем ы й сп особ позволяет вы­ числить суммарный индекс, характеризую щ ий в общем пре­ обладание интенсивности антициклонической циркуляции над циклонической или наоборот.


С помощью этих индексов удал ось выяснить "ряд интересных ' особенностей в изменениях циркуляции и климата по ‘европей­ ском у синоптическому району [12, 14, 59, 61] и по всем у север ­ ному полушарию [13]. О днако индексы Белинского и В и тельса не позволяют непосредственно судить о зональной и меридио­ нальной составляю щ их планетарной циркуляции.

В исследованиях В ан генгейм а [44, 47, 48] и Ги р са [67, 69] для прослеж ивания преобразований изучаемы х ими тр ех форм циркуляции ( W, и С) использую тся индексы зональности и интегральные кривые ежедневных аномалий приземного д ав л е­ ния для ряда характерны х районов северного полушария.

О днако эти показатели несопоставимы м еж ду собой и не позво­ ляют, как и индексы Белинского и -Вительса, судить одновре­ менно о зональной и меридиональной составляю щ и х циркуля­ ции. Что ж е к асается индекса зональности, то он является лишь первым приближением к числовому выражению состояния о б­ щей циркуляции атмосферы.

У ж е в 1947 г. X. Вйллет [316] считал необходимым ввести дополнительные параметры, характеризую щ ие такж е меридио­ нальные течения. П редлагавш иеся им индексы меридиональ­ ное™, характеризую щ ие разности средних значений геопотен­ циала на двух заран ее выбранных меридианах, как и индексы меридиональное™, предложенные X. П. П огосяном и Е ^ И. С ав ченковой [170], Ю. Б. Храбровы м [208], а так ж е М. И.тО ди ны м [187, 188], применимы лишь для строго фиксированных районов.

В се такие индексы меридиональное™ полезны, но они имеют чисто служ ебное назначение, т. е. применимы для тех специаль­ ных зад ач, для которых они р азр абаты вал и сь.

Оценка меридионального воздухообм ен а по таким индексам меридиональностй оказы вается совершенно несопоставимой с оценкой зонального переноса воздуш ных м асс. Д л я изучения ж е общей циркуляции атмосферы необходимо иметь такой спо­ соб оценки как зональной, та к и меридиональной составляю щ их циркуляции, который позволял бы количественно оценить в со ­ поставим ы х единицах не только отдельные составляю щ ие общей циркуляции атмосферы, но и их совокупность. При этом они ] должны д авать сопоставимы е характеристики такж е при под ! сч етах как по крупному району, та к и по его частям Н аиболее полноценной, очевидно, была бы одновременная оценка как горизонтальных составляю щ их — зональной и мери­ диональной,— та к и вертикальной составляю щ ей общей цирку­ ляции атмосферы. Р азр аб о т к а такого сп особа пока что пред­ ставл яет сложную проблему.

В последние годы з а рубеж ом широко применяется подсчет переноса момента количества движения для исследования ряда особенностей общей циркуляции атмосферы. Обстоятельный о б ­ зор этих работ был недавно опубликован Раки-повой [185].

С ледует отметить, что теория переноса момента количества движения в последние годы используется не только для изуче­ ния циркуляции в планетарны х м асш та б а х. В ряде исследований [264, 26 9, 27 0, 2 7 2 — 2 7 4, 28 7, 313, 315], имеющих практическую направленность, предпринимаются попытки на основе уравн е­ ний неразрывности для потоков момента количества движения в некоторой ограниченной зоне найти прогностические тенден­ ции изменения зонального индекса на срок в несколько дней.

Д л я этого, кроме переноса западного момента количества движения в меридиональном направлении, определяю тся такж е и широтные составляю щ ие потока момента. Однако, ввиду не­ возможности расчета вертикальных потоков момента и учета средней меридиональной циркуляции по осредненным проме­ ж уткам времени в несколько дней, определяется лишь геостро фический перенос момента, роль ж е агеострофичесного переноса о стается невыясненной. Кроме того, для синоптических и ссл е­ дований, в которы х важно знать не только меру переноса массы в о зд у ха в том или ином направлении, но и географическую характеристи ку этого переноса, особенно при меридиональных п роц ессах, эти индексы непригодны.

В 1954 г. автором [117, 119] был применен сп особ, позволяю - щий в сопоставимых единицах оценить горизонтальные со став - :

ляющие общей циркуляции атмосферы и и х совокупность по к ар там как осредненных, так и неосредненных значений д ав л е­ ния. П редложенные индексы оказали сь сопоставимыми в сл у ­ чаях подсчета их для различны х уровней и географ ических районов. В последующем [120] ок азал ось возможным применить их так ж е для объективной классиф икации. синоптических про­ цессов по состоянию и форме циркуляции, что имеет значение для многих синоптических исследований.

§ 2. ИНДЕКСЫ ЗОНАЛЬНОЙ И МЕРИДИОНАЛЬНОЙ ЦИРКУЛЯЦИИ И ОБЩИЙ ИНДЕКС. И сходя из того, что удобной и физически понятной мерой о ценки общей циркуляции атмосферы является количество-пере"-' носимого над данны м.районом, в о зд у ха, в качестве количествен­ ных показателей циркуляции мож ет быть принята средняя ин­ тенсивность, п ер ен оса'м ассы во зд у ха (или величина, ей пропор­ циональная) соответственно и широтном (М3) и меридиональ­ ном (М м) направлениях. Средняя интенсивность переноса в единицу -времени над любым районом х\, у и х2, у2 (ось X направлена « а восток, ось У — на север) в слое dh=l мож ет быть запи сан а следующими ф ормулами:

гд е у и и v — составляю щ ие вектора скорости но осям X и У со о тв е т - ’ ственно р — плотность возд уха.

При геострофическом движении исходны е формулы прини­ маю т вид х2 у.

( *1 У X ys.

( х, У 2а где / —.параметр Кориолиса, среднее значение которого в д ан ­ ном интервале ш ирот '(ф1 и фг) можно вынести из-под знака и н теграла, q — площадь района.

И з выражения (1 ) вытекает, что для определенного района изменение зонального потока массы на выбранном участке*при •среднем для этого района значении I зависит только от колеба­ ний среднего градиента давления на уч астк ах меридианов, вклю­ ченных в эту зону, а меридионального потока массы — от ср ед ­ него градиента давления на уч астк ах (параллелей. Эти. градиенты практически могут служить соответственно индексом зональной (13) и индексом меридиональной (1М циркуляции.

) Среднее значение Щ для данного района можно определить •либо по конечным разностям давления на меридианах, либо, к ак предложил Н. И. С ергеев [198], по числу пересечений мери­ диан ов изобарами. С реднее значение ^ определяется по ко­ нечным разностям давления на параллелях либо числом пере­ сечений изобарам и параллелей.

Д л я точных расчетов можно пользоваться способом конечных разностей, хотя технически более простой способ подсчета числа пересечений меридианов и параллелей изобарами, к ак показало сравнение, даетАДэактически те ж е результаты.

Если изобары проведены через Ь мб, то принятые индексы мож но выразить следующими величинами:

[м б1гР ад ЭКв^ / з = = ' (у2 - у 1) Г ( 3) [мб/град ж е ].

= (4 ) З десь i — число меридианов, на которых подсчитываются ме­ ридиональные градиенты давления м еж ду параллелями tpi и фа;

j — число параллелей, на которых подсчитываются зональные градиенты давления м еж ду меридианами 7ц и Л2;

множитель ces — постоянный для каж дой широты поправочный коэффи­ циент, показывающий отношение длины дуги в 1° на экваторе, к длине дуги в 1° на каждой параллели, этот множитель введен для сравнимости индексов меридиональной циркуляции, подсчи­ танных для различных районов;

п — число пересечений и зоба­ рами меридианов;

т — число пересечений и зобарам и паралле­ лей.

Умножив индексы / 3 и / м на среднее для данной зоны значе­ ние п арам етра Кориолиса, получим по уравнению (1 ) и (2 ) соот­ ветственно средний над данной площадью зональный и меридио­ нальный потоки массы (в г/см2сек) в слое единичной толщины!

М 3 — Д - / 3 [zjcM2 сек]-, ^ ^ср = 4 [г1см* сек].

И зобары или изогипсы могут харак тер и зовать поток воздуха, как, с зап ад а на восток, так и с востока на запад. Если о бозн а­ чить через п3 число пересечений меридианов изобарами, х а р а к ­ теризующими поток с зап ад а на восток, а через пв — с востока, на зап ад, то при помощи т ех ж е уравнений можно получить ин­ дек с зональной западной циркуляции i ъ v Л/ [мб1град экв] /з* = ( и индекс зональной восточной циркуляции ьЦ Щв 1мб1град Ж е ].

4в = ( В соответствии с тем, что.в атм осф ере госп одствует зап ад н о­ восточный перенос и под индексом зональности, о котором ск а ­ зано раньш е, понимается выражение, характеризую щ ее это пре­ обладание, то ясно, что для получения планетарного индекса з о ­ нальности достаточно из значения индекса зональной западной:

циркуляции вычесть индекс зональной восточной циркуляции 4 = 4. — 4в- (7)' Если индекс западной зональной циркуляции равен и н д ек су восточной зональной циркуляции, то индекс зональности в це­ лом превращ ается в нуль, т. е. количество массы, протекающей:

с зап ад а на восток, равно количеству маосы, протекающ ей с во­ стока на зап ад. Если первый член планетарного индекса зон аль­ ности больше второго, то индекс / 3 окаж ется положительным,., что является показателем преобладания на данном участке з а ­ падно-восточного переноса. Если ж е индекс / 3 имеет отрицатель­ ное. значение, то это -б уд ет п оказателем того, что на данном уча­ стке преобладает зональный восточный перенос, т. е. р езульти­ рующий зональный поток направлен не с за п а д а на восток, а:

с востока на запад.

Совершенно аналогично можно получить интенсивность се ­ верного или южного меридионального переноса, т. е. индекс ю ж ­ ной меридиональности и индекс северной меридиональное™. Если, через тю обозначить число пересечений параллелей изобарам и характеризую щ ими поток в о зд у ха с юга на север, а через тс — 25* с севера на юг, то индекс северной меридиональности ( / мс) и южной меридиональности ( / мю) будут соответственно равны:


i b kjnijc 1ш== а х ) / [м б1гР а д эк в\ (8 ) и 2 ^ j Ь 2 ki m3K Л=^ ш j 1мб)град ж е ]. (9) Аналогично можно подсчитать некоторый результирующий индекс меридиональности Дф == Лм (1 0 ) П оложительное значение этого результирующ его индекса по­ казы вает, что на данном участке южный перенос господствует н ад северным;

отрицательное значение — северный перенос го с­ подствует над южным.

Результирующ ий «индекс меридиональности удобен лишь для применения в ограниченных сл уч аях, для характер.истики..адери диональности в сравнительно небольших районах. В общем сл у ­ чае для характеристики интенсивности меж зонального обмена в о зд у ха на очень больш их простр ан ствах (например, северного полуш ария) этот индекс непригоден. Н а всем северном полуш а­ рии число пересечений каждой параллели изобарам и или изо гипсами с севера на юг и с юга на север будет одинаковым.

В предельном сл уч ае результирующий индекс меридиональности •будет стремиться к нулю независимо от того, что отдельные его составляю щ и е — южный поток и северный поток — могут быть выражены очень интенсивно. П оэтом у для характеристики ин­ тенсивности межзонального обмена удобно применить индекс меридиональности в виде не алгебраической, а арифметической сум м ы индексов, характеризую щ их как южный, так и северный перенос. Э тот индекс 1н == н "НДС =До и (11) д ает возм ож ность правильно.характери зовать интенсивность межзонального обмена. Чем больше выражены фронтальные зоны в волнах западно-восточного переноса, тем больш е будет индекс южного и -индекс северного переноса и тем более интен­ сивным будет межзональный обмен в о зд у ха, что хорош о отр а­ зится суммой индексов северной и южной меридиональности.

П о сопоставимым индексам зональной и. меридиональной циркуляции весьм а просто получить еще один показатель — об­ щий индекс, характеризую щ ий отношение зональной циркуляции к меридиональной или наоборот:

/ = А либо (1 2 ) * • *М Б езр азм ер н ый индекс / доказы вает, в какой мере интенсив­ ность зональной циркуляции западно-восточного переноса пре­ выш ает интенсивность межзонального обмена. Если этот индекс б й ш й ё едй н и да7"гой Ш дствую щ ^ по" сравнению с меридиональ­ ным (или с~межзональным) обменом является западн о-восточ­ ный перенос;

если он меньше единицы —•м еж зональный" обмен выражен более интенсивно, чем зональный. "Отсюда представ­ ляется возмож ныйш Гёййт’ь любой синоптический.процесс сточ к и зрения отнесения его к зональному или к меридиональному типу циркуляции.

Нетрудно видеть, что с помощью этих индексов практически легко получить многие из т е х индексов, которые были, изложены:

ранее. В частности, для получения индекса зональности, п р ед ­ ложенного Р оссб и (294], достаточно подсчитать в выбранной ши­ ротной зоне число пересечений меридианов изобарам и, вдоль ко­ торы х поток направлен.с зап ад а на восток ( 2 и 3) и с востока на зап ад (2 /г в), а по ним I33n I 3B Р азн о сть этих величин дает х а р а к ­.

теристику среднего градиента в выбранной зоне северного полу­ шария / 3 = /зз — /зв, т. е. индекс;

зональности Р оссб и.

Таким обр азом, путем подсчета числа пересечений изобар ам и или изош псам и меридианов и параллелей практически можно выразить состояние зональной и меридиональной циркуляции в любрм районе, так как все. остальные значения, входящ ие в формулу индекса зональности или меридиональности, практиче­ ски являю тся постоянными для выбранной широтной зоны.

В сам ом деле, на одной и той ж е карте изобары проводятся через постоянный интервал (изобары у поверхности земли — че­ рез 5 мб;

изогипсы на поверхности 7 0 0 — 50 0 м б — через 4 дкм )..

Если вы брать какую-либо широтную зону, то расстояние меж ду соседними меридианами :по данной карте одно и то ж е. П оэтом у переменными в выбранной широтной зоне, по сущ еству, я в ­ ляю тся 2 rii и 2 т,-. Эти характеристики так ж е могут являться:

показателями состояния зональной и меридиональной циркуля­ ции.

§ 3. МНОГОЛЕТНИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ ГОРИЗОНТАЛЬНЫХ СОСТАВЛЯЮЩИХ ЦИРКУЛЯЦИИ АТМОСФЕРЫ НА СЕВЕРНОМ ПОЛУШАРИИ И ИХ СЕЗОННЫЕ ИЗМЕНЕНИЯ П ользуясь вышеприведенными индексами можно изучить р а з ­ личные особенности горизонтальных составляю щ их общей цир­ куляции атмосферы и и х взаимосвязи. Ч ащ е всего зональны е ин­ дексы, дающ ие характеристику скорости вращения некоторого слоя воздушной оболочки относительно Земли, подсчитывались для уровней моря и поверхностей 7 00 или '500 м б [19, 2 76, 278,.

294].

Однако д аж е простое сопоставление последовательной серии карт нескольких уровней показы вает, что скорость зонального 2Г •переноса далеко не одинакова как в различных широтных з о ­ нах, так и на р азны х уровнях. П оэтом у для -более полной х а р а к ­ теристики зональной циркуляции необходимо получить количе ' 1мб/ град эк8.

Рис. 1. Изменение средних годовых значений / з с широтой (а) и годовой ход / 3 в зоне 40—70° с. ш. (б) на разных уровнях.

ственную оценку ее состояния как в различных широтных зонах, так и на разны х уровнях. Д л я этой цели по картам многолетних средн их месячных значений давления были подсчитаны индексы зональной циркуляции в широтных зон ах по 10° от Ю до 80° с. ш.

для стандартны х уровней 0;

3;

6;

10;

13;

16 и 19 км [283, 284].

Чтобы получить характеристику изменений интенсивности зо- ' нальной циркуляции в разны х широтных зон ах в среднегодовом р азр езе, полученные значения / 3 для каж дой зоны соответствую ­ щего уровня осреднялись по всем 12 месяцам. По этим данным и построены графики изменения / 3 в различных широтных зонах (рис. 1 ). Д л я удобства сопоставления на рис. 1 приведены такие графики для в сех указанны х выше уровней.

Н а этом рисунке прежде 'всего видно, что на уровне моря зональная составляю щ ая переноса во зд у ха с зап ад а на восток в среднем 'многолетнем наблю дается лишь в зоне 3 5 — 65° с. ш.

Ю жнее и севернее этой зоны зональная составляю щ ая имеет о б ­ ратны й знак, т. е. направлена с востока на з,апад. Б олее того, на уровне моря по абсолютной величине индекс восточной зон аль­ ной циркуляции в зоне южнее 35° с. щ. и севернее 65° с. ш. пре­ вы ш ает индекс западной зональной циркуляции в зоне 3 5 — 65° с. ш.

Анализ графика / 3 = /(ср) на уровне моря показы вает, что д а ­ леко не безразлично, 'в какой широтной зоне подсчитывать ин­ дек с зональной циркуляции. Так, если выбрать зону 3 5 — 55° с. ш., то на уровне моря в ней в среднем многолетнем / 3 = 0,1 5 7 м б/град экв, а в зоне 3 5 — 65° с. ш. / 3 == 0,1 2 0 м б/град экв. Если ж е взять зону 2 5 — 50° с. ш., то средний индекс зональной циркуляции на уровне моря окаж ется близким к нулю, так как зап ад н ая и восточная зональные циркуляции при этом взаимно компенси­ рую тся. И з этого очевидно, что сам по себе индекс зональной циркуляции, подсчитанный для произвольно выбранной зоны се ­ верного полушария, не может хар ак тер и зовать состояние не только общей циркуляции атмосферы, но д аж е отдельной ее зо ­ нальной составляю щ ей на всем полушарии.

С увеличением высоты, как видно на рис. 1 а, восточный зо ­ нальный поток быстро ликвидируется, уступ ая место только з а ­ падной циркуляции. Уж е на уровне 3 км восточный зональный поток распространяется лишь.до 20° с. ш., а севернее этой па­ раллели в среднем многолетнем на всем полушарии господствует западн ая составляю щ ая зональной циркуляции атмосферы. Что к асается еще больших высот, то как в верхней тропосф ере, так и в нижней стр атосф ере западный зональный поток оказы вается господствующ им на всем северном полушарии.

Изменение индекса зональной циркуляции с увеличением ши­ роты осущ ествляется неравномерно на в сех уровнях. Если в с а ­ мых нижних сл оях тропосферы северного полуш ария наиболь­ шие значения индекса зональной западной циркуляции оказы ­ ваю тся примерно на широте 50°, то с высотой этот максимум з а ­ кономерно сдви гается к] югу (ом. на рис. 1 ломаную линию с круж ками, отмечающими максимальные значения / 3). Н а уровне 3 км он находится в зоне 45-параллели ;

на 10 км — в зоне 40-й, а на 13, 16 и 19 км — 35-й параллели. При этом наибольшие зн ач ен и я-/3 в тропосфере оказы ваю тся на уровнях 6^— км. приведенная зависимость у3=-др, п.) хорош о со гл асу ется с наблюдениями над ветром на разны х вы сотах. В среднем именно в поясе 3 5 — 45° с. ш. на высоте 10— 14 км р асп ол агается зона максимальны х скоростей западного потока (струйное течение), вдоль которой на высотных к ар тах давления или к ар тах бариче­ ской топографии в горизонтальном р а зр е зе вырисовываются вы­ сотные фронтальные зоны.

К ак отмечалось выше, путем умножения индекса зональной циркуляции' на некоторую постоянную, зависящ ую от выбранной системы единиц измерения и среднего значения парам етра К о­ риолиса, для данной широтной зоны можно получить величину переноса массы во зд у ха в единичном слое этой широтной зоны.

Таблица 2 ' Средний зональный поток масс воздуха (в г/см2сек) по картам много­ летних средних значений давления на северном полушарии Зона (град. с. ш.) Высота Сред..

(км) 10—20 20—30 30—40 40—50 50—60 60—70 70— 1 0 -8 0 0,40 0, —1,43 —0,86 —0,10 —0,15 —0,45 —0, 1, 3 —0,72 0,53 1,46 1, 06 0,66 0, 0, 1,98 1,89 0, 1,40 0, 6 0,56 1,18 1, 1,38 1, 10 0,83 1,95 0, 1,16 0,26 1, ' 1, 13 1,42 1,05 0, 1,38 0,46 0,20 0, 16 0,44 0, 0,68 0,69 0,45 0,21 0,40 0, 19 0,08 0,09 0, 0,01 0, 14 0,09 0,04 0, Средняя 2, ' 2,24 1, 80 1, 3,53 0,99 0, амплитуда Чисто западный зональный поток массы на уровне моря:

(табл. 2) отмечается лишь в зоне 4 0 — 50 и 5 0 — 60° с. ш. В зоне 3 0 — 40 и 6 0 — 70° с. ш. имеется уж е как западный, так и восточ­ ный перенос, прячем.преобладает последний. Д л я всего сев ер ­ ного полушария (зона 10— 80° с. ш.) на уровне моря в среднем многолетнем (в предположении геострофичности ветра и отсут­ ствия трения) переносится около 0,3 3 г/см2сек во зд у ха с востока на зап ад, а ;

с высоты 3 кж'уже господствует западный зональный перенос с максимумом в слое 6— 10 км.

О том, насколько различна в среднем многолетнем интенсив­ ность зонального переноса массы в одной и той ж е широтной:

зоне, но на разны х уровнях, можно видеть из данны х последней строки таб л. 2. По мере смещения к северу амплитуды с вы со­ той убываю т от максимальных значений в зоне 10— 20° до ми­ нимальных в зоне 7 0 — 80°. Это обусловлено тем, что в ю ж ных зон ах северного полушария с высотой не только меняется знак переноса (что наблю дается и в приполярных р а й о н а х ), но и в е с ь м а си л ь н о у в е л и ч и в а е т с я и н т е н си в н о с т ь з о н а л ь н о й ц и р к у л я ­ ции, в т о в р е м я к а к в п р и п о л я р н ы х р а й о н а х с в ы со т о й и н т е н с и в ­ н о ст ь з о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и в ы р а в н и в а е т с я.

В т а б л. 2 м а к с и м а л ь н ы е зн а ч е н и я п о т о к а м а с с ы с з а п а д а на в о с т о к н а к а ж д о м у р о в н е н а п е ч а т а н ы п о л у ж и р н ы м ш р и ф том, а м а к с и м а л ь н ы е зн а ч е н и я в ш и р отн ой зо н е — к у р с и в о м. П о эти м д а н н ы м ви д н о, ч то т о л ь к о в н и ж н ей ч а с т и т р о п о с ф е р ы м а к с и ­ м у м ы з а п а д н о г о п е р е н о с а р а с п о л о ж е н ы в з о н е 4 0 — 5 0 ° с. ш., а н а в ы с о т а х с 5 —6 и д о 19 км в к л ю ч и т е л ь н о они о к а з ы в а ю т с я в з о н е 3 0 — 4 0 ° с. ш.

Н а и б о л ь ш и е зн а ч е н и я / 3 (р и с. 1 а) и с о о т в е т с т в у ю щ е г о е м у з о н а л ь н о г о п е р е н о са м а с с ы в о з д у х а (т а б л. 2) о к а з ы в а ю т с я не iM окм/грао. эко.

(а) Рис. 2. Годовой ход /м в зоне 40— 70° с. ш. и изм енение средни х годовы х значений / м по ш ироте (б) на разны х уровнях.

н е п о с р е д с т в е н н о в т а к н а з ы в а е м о м стр у й н о м теч ен и и, а п од ним — н а у р о в н я х 6— 10 км. В ы ш е э т и х у р о в н ей зо н а л ь н ы й з а ­ п ад н ы й п е р е н о с м а с с в о з д у х а, н е с м о т р я н а у в е л и ч е н и е ск о р о с т и з а п а д н ы х в е т р о в, у б ы в а е т в с в я з и с р е зк и м у м е н ь ш е н и е м п л о т н о ­ с т и в о з д у х а ;

а н и ж е э т и х у р о вн ей п е р е н о с м а с с ы в о з д у х а у б ы ­ в а е т в с в я з и с т е м, ч т о с к о р о с т ь з а п а д н ы х теч ен и й з д е с ь у м е н ь ­ ш а е т с я б о л ь ш е, ч ем в о з р а с т а е т п л о т н о ст ь. Н а и б о л ь ш и й з а п а д н о в о ст о ч н ы й -перен ос м а с с в о з д у х а н а с е в е р н о м п о л у ш а р и и о с у щ е ­ с т в л я е т с я в з о н е 30—50° с. ш. н е в стр у й н о м т еч е н и и, а п о д ним, в с л о е ср е д н е й и в е р х н е й т р о п о с ф е р ы (у р о вн и 500— 300 м б ), г д е п е р е н о си т ся -более 50 % м а с с ы в с е г о с л о я т о л щ и н о й 19 км.

Н а р и с. 1 б п р е д с т а в л е н го д о в о й х о д / 3 в 'зон е 4 0 — 7 0 ° е. ш. на р а з н ы х у р о в н я х, и з к о т о р о г о ви д н о, ч то н а в с е х у р о в н я х од н ой и той ж е ш и р отн ой зо н ы го д о в о й х о д зо н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и в о б ­ щ и х ч е р т а х в е с ь м а с х о д е н, т. е. к л е т у п р о и с х о д и т о с л а б л е н и е, я к з и м е — •у си л е н и е з о н а л ь н о й з а п а д н о й ц и р к у л я ц и и.

Д л я и зу ч е н и я г о д о в о г о х о д а и н тен си вн о сти м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и н а р а зл и ч н ы х в ы с о т а х бы л и п о д с ч и т а н ы и н д е к с ы /м в зо н е о т 15 д о 7 0 ° с. ш. д л я у р о вн ей 0, 3, 6, 10, 13, 16 и 19 км.

Н а ри с. 2 а п р е д с т а в л е н го д о в о й х о д и н д е к с а м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и в з о н е 4 0 — 7 0 ° с. ш. д л я в с е х у к а з а н н ы х 7 у р о вн ей.

И з а н а л и з а зн а ч ен и й и гр а ф и к о в /м в и д н о б о л ь ш о е с х о д с т в о го ­ д о в о г о х о д а м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и н а р а зл и ч н ы х у р о в н я х от 0 д о 19 км. Н а к а ж д о м и з э т и х у р о вн ей в с о о т в е т с т в и и с г о ­ д о вы м х одом зо н ал ьн о го тем п ер атур н ого гр ад и ен та, н аи больш и е Рис. 3. Годовой ход меридионального ( Г м) и зональ­ ного (Г 3 ) градиентов температуры в зоне 4 0 — 70° с. ш.

км.

и их отнош ения (Г ) на уровне зн а ч е н и я и н д е к с а м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и о т м е ч а ю т с я в х о ­ л о д н у ю п о л о в и н у го д а и г о р а з д о м е н ь ш и е зн а ч е н и я — в т е п л у ю п о л о ви н у г о д а.

Н а ф оне о б щ е г о сн и ж е н и я и н д е к с а м е р и д и о н а л ьн о й ц и р к у л я ­ ции о т х о л о д н о й к т еп л о й п о л о в и н е г о д а н а м е ч а ю т с я д в а м и н и ­ м у м а — в е с н о й и о с е н ь ю — и вто р и ч н ы й м а к с и м у м л е т о м, к о г д а тем п ературн ы й гр ади ен т океан — м атер и к п о сл е см ен ы зн а к а в е сн о й с н о в а н е с к о л ь к о у с и л и в а е т с я в с л е д с т в и е л е т н е г о п р о г р е в а м а т е р и к о в о й п о д с т и л а ю щ е й п о в ер х н о ст и.

Ч т о б ы п р о ве р и ть, н а с к о л ь к о о т м е ч ен н ы е в ы ш е о с о б ен н о ст и зон альн ой и м ери ди он альн ой циркуляции обусловлен ы, со о твет­ ст в е н н о т е м п е р а т у р н ы м и г р а д и е н т а м и э к в а т о р — п о л ю с и о к е а н — м а т е р и к, б ы л и п о д с ч и т а н ы ср ед н и й м е р и д и о н а л ь н ы й ( Г м) и с р е д ­ ний з о н а л ь н ы й ( Г 8) гр а д и е н т ы т е м п е р а т у р ы в о з д у х а (н а 1° э к в а ­ т о р а — 1 1 1,2 км) в т о й - ж е з о н е 4 0 — 7 0 ° с. ш. н а у р о в н е 6 км, к о ­ т о р ы й м о ж н о с ч и т а т ь с р е д н и м у р о в н е м т р о п о сф е р ы. Н а о с н о в а нии этих подсчетов были построены графики годового хода Г:„ Гм и Г =. у - (р и с. 3 ).

С о п о с т а в л е н и е и н д е к с о в / 3 и /м с м е р и д и о н а л ь н ы м и з о н а л ь ­ ны м г р а д и е н т а м и т е м п е р а т у р ы,'п о д с ч и т а н н ы х т а к ж е, к а к / 3 и.

1М п о к а з ы в а е т, ч то го д о в о й х о д с о о т в е т с т в у ю щ и х вел и ч и н и н д е к - \, с о в -и т е м п е р а т у р н ы х.гр а д и е н т о в а н а л о ги ч е н. П о с л е д н е е я в л я е т с я в ы р а ж е н и е м -связи м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и с ш и р о т н о н а ­ п равлен н ы м, а зон ал ьн ой циркуляции — с м ери ди ональн о н а­ п р а в л е н н ы м гр а д и е н т о м т е м п е р а т у р ы.

Ка-к в и д н о н а ри с. 2 а, по м е р е у в е л и ч е н и я в ы с о т ы весен н и й м и н и м у м м е р и д и о н а л ь н о с т и н а с т у п а е т р а н ь ш е, а л е тн и й м а к си -, м у м и осен н и й м и н и м у м, н а о б о р о т, с в ы с о т о й з а п а з д ы в а ю т. Т а к, н а п р и м ер, в е се н н и й м и н и м у м н а у р о в н е 19 км н а с т у п а е т в а п ­ р е л е, а у п о в е р х н о с т и з е м л и — в м а е. Н а п р о т и в, осен н и й м и н и ­ м у м на у р о в н е 19 км н а с т у п а е т л и ш ь в с е н т я б р е, в т о время как у п о в е р х н о ст и з е м л и он н а б л ю д а е т с я в а в г у с т е. Т ак ю е см е щ е н и е о т р а ж а е т сл о ж н у ю в за и м о с в я зь м ери ди ональн ой циркуляции с зо н а л ь н о й и о д н о в р е м е н н о с з о н а л ь н о н а п р а в л е н н ы м г р а д и е н ­ том тем п ер ату р ы океан — м атер и к. '..

Е с л и бы в а т м о с ф е р е п р о я в л я л о с ь д е й с т в и е л и ш ь си л ы К о ­ р и о л и с а и м е р и д и о н а л ь н о г о гр а д и е н т а т е м п е р а т у р ы, з а в и с я щ е г о о т р а д и а ц и о н н ы х у с л о в и й в к а ж д о й ш и р отн ой з о н е, то в э т о м с л у ч а е [84] в о зн и к ш а я з о н а л ь н а я ц и р к у л я ц и я д о л ж н а -бы ла бы п ер и о д и ч еск и н а р у ш а т ь с я м е р и д и о н а л ь н ы м о б м е н о м т е п л а. П о ­ сл ед н и й д о л ж е н б ы л бы р е г у л и р о в а т ь м е р и д и о н а л ь н ы й г р а д и е н т т е м п е р а т у р ы в с о о т в е т с т в и и с го д о в ы м х о д о м р а д и а ц и о н н о г о б а ­ л а н с а с и с т е м ы з е м л я — а т м о с ф е р а в -р азн ы х ш и р о т н ы х з о н а х п о­ луш ар и я. Т акой м ер и ди он альн ы й обм ен в у сл о ви я х однородной п о д ст и л а ю щ е й п о в е р х н о с т и б ы л бы, в п р о с т р а н с т в е н еу п о р я д о -.

чен-ным, в с м ы с л е о п р ед е л ен н о й л о к а л и з а ц и и ю ж н ы х и с е в е р н ы х.п ер ен о сов в 'р а з н ы х д о л г о т н ы х з о н а х... j' Р е а л ь н о е р а с п р е д е л е н и е о к е а н о в и м а т е р и к о в -с к а з ы в а е т с я п р е ж д е в с е г о в т о м, ч то их н а л и ч и е, к а к у ж е о т м е ч а л о с ь р я д о м а в т о р о в [1 6 4 ], о б у с л о в л и в а е т о п р е д е л е н н у ю л о к а л и з а ц и ю э т о г о обм ен а в п р о стр ан ст в е. Т ак о й упорядоченн ы й в п р о стр ан ств е м е ­ р и д и о н а л ьн ы й о б м е н м е н я е т с я о т с е з о н а к с е зо н у к а к по л о к а ­ л и за ц и и (в с о о т в е т с т в и и с с е зо н н ы м р а з л и ч и е м к о н с е р в а т и в н ы х с в о й с т в о к е а н о в и м а т е р и к о в ), т а к и по и н те н си вн о ст и (в с о о т ­ ветстви и с го д о вы м х од ом м о д у л я тем п ер ату р н ого гр а д и ен та о к е а н — м а т е р и к ).



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 9 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.