Понятие общей циркуляции атмосферы включает в себя систему циркуляции от поверхности земли до 80—85 км, охватывая тропосферу, стратосферу и мезосферу.
Мы уже говорили о том, что до этих высот еще имеет место вертикальное перемешивание воздуха (вспомним о наличии серебристых облаков на этих высотах).
Мезопауза, расположенная между 80—90 км, является верхней границей, выше которой (в термосфере и ионосфере) параметры, позволяющие описать состав воздуха, атмосферные движения и преобразования энергий, больше не подчиняются классическим законам гидродинамики, а метеорологические параметры не испытывают сезонных изменений, так как на этих высотах некоторые из параметров находятся в непосредственной зависимости от солнечных факторов.
Так, под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца, величина которого велика, выше мезопаузы, молекулярный кислород здесь диссоциирует и в большом количестве появляется атомарный кислород. Выше мезопаузы наблюдается также процесс молекулярной диффузии: турбулентная диффузия уменьшается до такой степени, что молекулы воздуха становятся максимально чувствительными и легкие газы в поле тяжести отделяются от тяжелых газов. Таким образом, законы термодинамики не применимы выше 90 км. Конфигурация потока выше предельного слоя 80— 90 км отлична от конфигурации потока, так знакомой метеорологам и рассматриваемой ниже. Стратосфера является лишь звеном в системе общей циркуляции атмосферы. А так как она занимает промежуточное положение между тропосферой и мезосферой, то периодические и непериодические процессы в ней нельзя рассматривать в изоляции от процессов, протекающих в выше- и нижележащих сферах. Поэтому исследование стратосферных процессов будет полным только тогда, когда наряду с некоторыми, лишь стратосфере присущими, особенностями будут выявлены ее тропосферные и мезосферные связи.
Сначала остановимся на сезонных особенностях циркуляции в стратосфере внетропических широт обоих полушарий. Как известно, циркуляция атмосферы определяется притекающей солнечной энергией. Неравномерность нагревания солнечными лучами полюсов и экваториальной зоны, орографические особенности подстилающей поверхности (неравномерное распределение материков и океанов), а также отклоняющая сила вращения Земли — все эти факторы составляют механизм, приводящий в движение гигантскую машину атмосферной циркуляции, имеющей некоторые сезонные особенности. Если в зимний период циркуляция воздуха в тропосфере и стратосфере имеет общие черты и определяется в основном неодинаковым притоком энергии в низкие и высокие широты Земли, то в летний период температура воздуха в тропосфере, так же как и зимой, непосредственно связана с нагревом земной поверхности, а температура более высоких слоев зависит от поглощения тепла самой атмосферой. Поэтому летом в стратосфере картина распределения областей тепла и холода иная, чем в тропосфере: у экватора находится очаг холода, а у полюсов — очаг тепла. Это вызвано тем, что у полюсов солнечные лучи освещают атмосферу сбоку и проходят в ней путь больший, чем у экватора.
Нельзя забывать также и о том, что в стратосфере находится нагревательная поверхность — слой озона, действие которого на термический режим стратосферы значительно. В весенний период количество озона в стратосфере высоких широт максимально. При этом происходит круглосуточное поглощение ультрафиолетовой радиации озоном и как результат этого — непрерывное нагревание стратосферы, продолжающееся в течение первой половины лета. Этот факт также способствует тому, что стратосфера летом у полюсов нагрета сильнее, чем у экватора, и горизонтальный градиент температуры в этот период направлен от полюса в сторону низких широт. Иными словами, в стратосфере полярной области образуется антициклон и на всем летнем полушарии наблюдается восточный ветер.
Примерно во второй декаде июля стратосферный антициклон и вызываемая им восточная циркуляция достигают максимального развития, охватывая почти все полушарие. Благодаря такому процессу с апреля — мая до середины сентября над Северным полушарием выше 18—19 км господствует восточный ветер, в то время как в нижней стратосфере, как и в тропосфере, сохраняется западный перенос. В переходном слое между этими двумя противоположными течениями скорость западного ветра уменьшается с высотой, так как горизонтальный градиент температуры ниже тропопаузы направлен от экватора к полюсу, а выше нее, в слое озона,— от полюса к экватору. Уровень обращения ветра в большинстве случаев находится в умеренных широтах на высотах от 18 до 26 км. От умеренных широт уровень обращения ветра понижается по направлению к полюсу и тропикам. Окончательный переход к летнему режиму обычно заканчивается в середине июня. Лето и осень характеризуются спокойным, мало меняющимся от года к году режимом. Летний стратосферный антициклон с восточной циркуляцией является более устойчивым образованием, чем зимний стратосферный циклон с западной циркуляцией, что можно объяснить различной интенсивностью летних и зимних процессов.
Первые признаки нарушения восточной циркуляции появляются в августе. Связано это с уменьшением радиационного нагревания стратосферы в озонном слое в конце лета. Вследствие этого стратосфера над полюсом становится холоднее экваториальной. Горизонтальный градиент температуры направлен в этом случае от экватора в сторону высоких широт. Над полюсом устанавливается циклон с характерной западной циркуляцией. Переход ветра с восточного к западному обычно начинается на высоте 50—60 км и сопровождается уменьшением скорости ветра. Далее переход на западное направление ветра происходит постепенно и достаточно равномерно от 1 до 4 км в сутки с верхних на нижние слои. Окончательный переход к зимней западной циркуляции происходит на несколько дней раньше или сразу же после осеннего равноденствия (22 сентября).
Начиная со второй половины ноября режим циркуляции подвергается существенным изменениям. Происходят крупные изменения температуры, сопровождающиеся перестройкой поля давления и циркуляции воздуха почти на всем полушарии. Наибольшей глубины стратосферный циклон достигает в январе, когда разности температуры между высокими широтами и субтропиками наибольшие. Повышение температуры от зимы к лету начинается в верхней стратосфере и затем постепенно распространяется на нижние ее слои, а от лета к зиме понижение температуры начинается в нижних слоях и затем распространяется в верхние. Скорость горизонтальной составляющей циркуляции в зимней стратосфере с высотой возрастает, а в летней— убывает. В этом заключается главная причина различия в характере зимних и летних процессов в стратосфере: летом там отсутствуют мощные преобразования температуры и давления. Этим же объясняется разница в вертикальной протяженности атмосферных вихрей зимой и летом.
Наряду с различием стратосферных процессов в зимний и летний периоды наблюдаются и некоторые отличительные особенности метеорологического режима атмосферы в Северном и Южном полушариях. Исследование атмосферных процессов Южного полушария стало возможным в более полном объеме после 1956—1957 гг., когда в Антарктике согласно Международному соглашению была организована сеть метеорологических станций.
Что же показывает сравнение процессов в Северном и Южном полушариях?
Установлено, что величины среднемесячных температур на различных высотах в тропосфере и нижней стратосфере Антарктики заметно ниже, чем в Арктике. Несколько иной режим температуры наблюдается в средней стратосфере Антарктики. Зимой здесь холоднее, чем в Арктике. Однако в мае и в летние месяцы в стратосфере Антарктиды температура немного выше, чем в Центральной Арктике. Так, например, на высоте около 25 км над центральной полярной областью Северного полушария средняя температура января —72°С, июня —39,5°С, а средняя температура над центральной полярной областью Южного полушария соответственно в зимний и летний месяцы года —90°С и —32°С, На широте 80° температурные разности для января и июля соответственно равны 17,8° и —5,7°. Различен и режим ветра в полярных областях обоих полушарий. Зимой вдоль Южного полярного круга так же, как и в Северном полушарии, с высотой происходит возрастание скорости ветра. В слое 25—30 км, согласно данным наблюдений, скорости ветра превышают 200 км/ч. В частности, на станции Мирный, в Антарктиде, средние скорости западного ветра уже на высотах 17— 18 км составляют 150 км/ч. Скорости ветра в тропосфере в глубинных районах Антарктиды значительно меньше. Даже в середине зимы в этих районах сильные ветры являются сравнительно редкими.
Наоборот, в Центральной Арктике ветер на высотах имеет большие скорости и большую междусуточную изменчивость. Так, например, на высоте 20 км в Арктике зимой, по данным станции СП-7, наблюдался ветер со скоростью 130—150 км/ч, тогда как в Антарктике, на станции Амундсен-Скотт, на этой же высоте в соответствующий период наблюдались лишь слабые ветры до 50 км/ч. Иначе говоря, в глубинных районах Антарктиды даже зимой (когда в тропосфере, особенно в стратосфере, ветер характеризуется большими скоростями, чем летом) ветры преимущественно слабые, что указывает на малоинтенсивный воздухообмен со средними широтами, и следовательно, сравнительно малый вынос тепла в район полюса.
Что же касается преобладающего направления воздушных течений в Антарктике, то зимой оно преимущественно западное. Как и в Северном полушарии, выше 16 км летом западные ветры здесь резко ослабевают и на высотах 18—22 км сменяются на восточные, которые постепенно распространяются на все полушарие. Характер распределения скоростей ветра над районами полюсов указывает на то, что над Северным полюсом более часто наблюдаются относительно интенсивные высотные фронтальные зоны, с которыми связана циклоническая и антициклоническая деятельность и межширотный воздухообмен.
Над Южным полюсом эти процессы развиты слабее. Различия в распределении средней, максимальной и минимальной температур, скорости ветра на высотах и циркуляции атмосферы над Северным и Южным полюсами определяются их физико-географическими условиями. На севере граница плавучих и паковых льдов по отношению к полюсу расположена асимметрично. Северный полюс находится вблизи открытой части Северной Атлантики Баренцева моря, в 1000 км от средней границы плавучих льдов у о-ва Шпицберген. В Арктике при преобладании западного переноса, обусловленного существованием материков и океанов, часты циклоны, которые перемещаются в северо-восточном направлении, нередко через район полюса. Иное положение в Антарктике. Здесь средняя граница льдов к северу от полюса проходит по окружающим Южный полюс океанам на расстоянии 2000 км летом и до 3000 км зимой. Такое различие в распространении льдов вокруг Северного и Южного полюсов оказывает разное действие на охлаждение воздуха, движущегося со стороны средних широт.
Поэтому в Антарктике должно произойти более значительное понижение температуры, чем в Арктике. Малая интенсивность межширотного обмена в высоких широтах Южного полушария, симметричное расположение зоны льдов и постоянное охлаждение воздушных масс, проникающих из средних широт, должны обусловить возникновение высотного циклона непосредственно над Антарктидой, с соответствующей системой циркуляции, подобной арктической, но с меньшими скоростями ветра. Возможно, и над Центральной Антарктикой в отдельных случаях наблюдаются сильные ветры. Они могут возникать при усилении меридионального обмена в средних и высоких широтах в связи с циклонической и антициклонической деятельностью. Однако вследствие различия тепловых условий подстилающей поверхности эти процессы протекают менее интенсивно в отличие от подобных процессов в Арктике. Перемежающиеся в Северном полушарии материки и океаны создают условия для интенсивного межширотного воздухообмена во внетропических широтах. Однородная же, почти сплошь океаническая поверхность умеренных широт Южного полушария не способствует формированию мощных и устойчивых меридиональных преобразований циркуляции.
Иначе, чем во внетропических широтах, протекают атмосферные процессы в стратосфере экваториальной зоны. Раньше считалось, что в течение всего года как тропосфере, так и стратосфере экваториальной зоны, до высот 35—40 км, присущи восточные ветры. Их существование объяснялось тем, что в тропосфере и нижней стратосфере горизонтальный градиент температуры направлен из тропической зоны к экватору. Однако за последнее десятилетие были внесены некоторые поправки к установившемуся мнению о характере циркуляции экваториальной стратосферы. В связи с увеличением пунктов ракетного зондирования, специальных рейсов научно-исследовательских судов в целях изучения атмосферных процессов в экваториальной зоне было получено много новых данных.
В результате анализа режима ветра в экваториальной стратосфере, выполненного на основе этих данных, было установлено, что при общем преобладании восточных ветров в слое 18—20-35—40 км временами возникают западные ветры, которые распространяются на всю экваториальную зону. Было замечено, что в течение приблизительно годового интервала ветры в экваториальной стратосфере имеют восточное направление, а в следующем году — западное. Такое чередование направления ветра особенно хорошо выражено в узкой зоне между экватором и 8—10° с. и ю. ш. Ниже и выше слоя 18—30 км такая цикличность в смене направления ветра, получившая название квазидвухлетней, прослеживается плохо. Полный цикл может продлиться от 20 до 30 месяцев, а в среднем около 26 месяцев. Поэтому эту цикличность называют еще и «двадцатишестимесячной».
Таким образом, в экваториальной зоне, шириной около двух тысяч километров, в нижней и средней стратосфере мощные, почти зональные, воздушные течения приблизительно в течение одного года направлены на восток, а другого года—на запад. Скорости восточного ветра обычно достигают 25—30 м/с, а западного — 15—20 м/с. Смена фаз квазидвухлетнего цикла происходит не синхронно вдоль всего экватора, а в течение 2—3 и больше месяцев. Поэтому в период смены фаз вдоль экватора одновременно наблюдаются как западные, так и восточные ветры. Смена фаз начинается на фоне ослабления ветра. Так, если на каком-нибудь участке экватора началось ослабление ветра, то вслед за этим можно ожидать ослабления ветра и смены его направления на других участках экватора.
Широтная зона 11—20° с. ш. является единственной зоной на полушарии, где в стратосфере в течение всего года преобладает восточная циркуляция. Циркуляция же в зоне 21—30° с. ш. в холодное полугодие напоминает циркуляцию внетропических широт, здесь в это время все чаше появляются западные ветры. При этом восточная циркуляция охватывает 89,6% времени, а западная — лишь 10,4%. Характер поведения западных ветров, исследованный с помощью ежедневных синоптических процессов, показывает, что они менее характерны для экваториальной зоны, чем восточные ветры, и являются своего рода аномалией на их фоне. Западным ветрам соответствует слоистость вертикального распределения температуры в стратосфере, в то время как восточные ветры характеризуются более плавным ходом температуры по вертикали. Западные ветры редко бывают выражены в большом по вертикали слое.
Изучение связи циркуляции в экваториальной зоне с циркуляцией во внетропических широтах позволило установить, что западные ветры в экваториальной стратосфере возникают при ослаблении меридиональной циркуляции во внетропических широтах. Меридиональная циркуляция во внетропических широтах усилена не при западной фазе цикла, как предполагали раньше, а при восточной. Это позволяет сделать вывод о том, что глобальная атмосферная циркуляция подвержена циклическим колебаниям, которые состоят в следующем. При средних условиях зональная атмсферная циркуляция перемежается с меридиональными преобразованиями. В какие-то периоды времени, измеряемые несколькими месяцами, меридиональные процессы ослабевают и усиливается зональный перенос. В период ослабления меридиональной и усиления зональной циркуляций создаются условия для охлаждения воздуха в высоких широтах и нагревания его в экваториальной зоне и смежных широтах.
В результате нагревания воздуха в экваториальной зоне, величины геопотенциала здесь несколько возрастают, а севернее 30—40° — уменьшаются. Приблизительно то же отмечается и в Южном полушарии. Небольшое повышение температуры, а соответственно и геопотенциала в низких широтах происходит как в тропосфере, так в стратосфере. В условиях почти безградиентного поля температуры и геопотенциала, небольшого повышения температуры в экваториальной зоне бывает достаточно, чтобы изменилось направление горизонтального градиента геопотенциала на обратное и вблизи экватора возникли западные ветры.
Процесс этот носит циклический характер и, возможно, находится в связи с изменением солнечной активности.
Квазидвухлетняя цикличность в стратосфере, по существу, определяется изменениями температуры в нижней стратосфере и частично в тропосфере в холодные полугодия.
В верхней же стратосфере и мезосфере сезонный режим метеорологических элементов в обоих полушариях определяется главным образом лучистым теплообменом. Этот факт подтверждается недавно обнаруженной полугодовой цикличностью ветра в верхней стратосфере—мезосфере экваториальной зоны. Полугодовая цикличность ветра выражается в том, что в переходные сезоны здесь наблюдаются западные ветры, а зимой и летом — восточные. Такой режим ветра в верхней стратосфере — нижней мезосфере является сезонным периодическим явлением, подобным смене восточной циркуляции на западную в стратосфере внетропических широт от лета к зиме и от зимы к лету.
Источник:
