Полная версия

Главная arrow География arrow Климатология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

ГЕОГРАФИЯ КЛИМАТА ТРОПИКОВ

ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ ТРОПИЧЕСКИХ КЛИМАТОВ

Специфичность условий формирования климата в тропиках проявляется в комплексе явлений и определяется планетарными особенностями: большими значениями радиационного баланса и уменьшением параметра Кориолиса со стремлением к нулю на экваторе. Тем не менее «некоторая геострофичность» атмосферных движений имеет место и в низких широтах. В самом деле, типичное распределение атмосферного давления (например, над Атлантическим океаном и восточной частью Тихого океана) выглядит следующим образом: давление максимально в области субтропических антициклонов каждого полушария и убывает по направлению к экватору, где располагается область низкого давления (экваториальная ложбина). На обращенных к экватору перифериях антициклонов движение воздуха в каждом полушарии происходит квазизонально с востока на запад (пассатная циркуляция), т.е. перпендикулярно направлению барического градиента. В этом случае хотя бы на качественном уровне можно считать, что зональная составляющая вектора скорости ветра квази- геострофична даже на экваторе (см. (1.18)).

Для того чтобы получить уравнение, связывающее крупномасштабную завихренность атмосферы с управляющими циклогенезом факторами, используем известное в динамической метеорологии уравнение баланса, описывающее эволюцию завихренности течений нижней тропосферы:

Здесь, как и в параграфе 4.1, значения с индексом «1» относятся к средней тропосфере, поэтому, имея в виду ее бездивергентность, положим divKj = 0. Лапласиан относительного геопотенциала выражается через температуру и потоки тепла аналогично тому, как это сделано в параграфе 4.1. Оценка членов в правой части уравнения (5.1), выполненная по данным реанализа, показала, что в тропиках главными факторами циклогенеза являются те, которые выражаются формулой (4.3), т.е. «геострофической» частью выражения (5.1). Все эти величины порядка (5—10) • 1(П10 с-2. Причем, что кажется не совсем ожидаемым для тропиков, также значимо и слагаемое с горизонтальной адвекцией температуры. Остальные компоненты уравнения (5.1) на один-два порядка меньше. Таким образом, если не использовать уравнение на самом экваторе, то для описания циркуляционных факторов климатообразования в тропиках может быть применен практически тот же подход, что и в параграфе 4.1.

С точки зрения энергетики принципиальной особенностью климатической системы в тропиках является то, что тепловой баланс системы «поверхность — атмосфера» в целом положителен. Это постоянное нагревание низких широт порождает высокие температуры и провоцирует межширотный перенос энергии. Однако заметим, что

наивысшие температуры (см. рис. 1, 2 С S) достигаются в тропических пустынях северного полушария — районах, которые не совпадают с областями максимальных значений радиационного баланса на внешней границе атмосферы (Rоо), более того, здесь, наоборот, До < 0. Это означает, что обеспечение здесь повышенных

температур требует постоянной подкачки энергии из других районов.

Высокие температуры определяют некоторые принципиальные физические эффекты, качественно отличающие метеорологический режим тропиков от условий внетропических широт. Во-первых, в низких широтах даже в холодное время года не формируются снежный покров (кроме горных стран) и морской лед. Следовательно, не реализуются альбедные обратные связи температурного режима с состоянием криосферы, сезонно не изолируется от взаимодействия с атмосферой океан, изменения плотности морской воды определяются вариациями температуры и др.

Во-вторых, высоким температурам соответствует гораздо более высокий уровень влагосодержания воздуха. Это не только приводит к более мощному парниковому эффекту и проявляется в росте атмосферных осадков, но и создает важные динамические следствия. Так, выделение скрытого тепла при конденсации водяного пара оказывается настолько велико, что может подпитывать крупномасштабную завихренность — явление, редко играющее самостоятельную роль в динамике внетропических вихрей. Используя уравнение (4.3), видим, что выделение скрытого тепла в некоторой локализованной области определяет знак выражения V2{(^o)}<0, так что за счет данного эффекта — >0. Это усиливает развитие тропических воз- Э/

мущений синоптического масштаба, причем здесь наблюдаются хорошо выраженные эффекты обратных связей (или эффекты саморазвития вихрей).

В самом деле, в волне или циклоническом возмущении появляются условия для сходимости воздушных течений. Конвергенция создает (чтобы не возникал избыток массы воздуха) крупномасштабные вертикальные движения. Поскольку у самой поверхности восходящих движений быть не может, скорость (w) максимальна в средней тропосфере. Восходящие движения в средней тропосфере, сопровождающиеся адиабатическим охлаждением, приводят к тому, что вертикальный градиент температуры между средней тропосферой и приповерхностными слоями возрастает и воздух приближается к неустойчивому состоянию.

В тропиках, в условиях повышенных запасов влаги и высокой относительной влажности, неустойчивость стратификации достигается легче, чем в сухом воздухе, потому что для состояния неустойчивости требуется превзойти не сухоадиабатический градиент — 0,98°С/100 м, а влажно-адиабатический, равный приблизительно 0,65°С/100 м. Развитие конвекции обеспечивает не только выравнивание профилей температуры (до нейтрального состояния), но и переброску вверх избытков массы воздуха (связанных с исходной конвергенцией воздушных течений). Происходящее при конвективном подъеме выделение скрытого тепла в башнях кучево-дождевых облаков создает, как было показано ранее, усиление циркуляционной структуры, обеспечившей конвергенцию. Так замыкается цикл положительной обратной связи, усиливающий тропическое возмущение.

Фактором обратной связи, сдерживающим нарастание завихренности до слишком больших значений, выступает усиление скорости восходящих движений. За этот эффект ответственно выражение, следующее из (4.3):

Если для простоты представить возмущение в виде циклонического вихря (? > 0), в центральной части которого развиваются восходящие движения, а на периферии они отсутствуют, то, поскольку

w > 0 и g > у, получается, что < 0 . Эту ситуацию следует понимать а at

так: вихрь затрачивает выделяющуюся скрытую энергию на то, чтобы совершить работу против сил плавучести. В случае, когда обширная область атмосферы (а не отдельное облако!) стратифицирована неустойчиво, рассматриваемый процесс, наоборот, усиливает циклогенез. Однако такая ситуация весьма редко встречается и если существует, то короткое время, т.е. до тех пор, пока конвекция не ликвидирует неустойчивость.

Циркуляция тропической атмосферы характеризуется движениями разных масштабов. Мезомасштаб представлен явлениями, которые связаны с кучевой конвекцией (линии шквалов, системы сильных гроз и торнадо) и могут возникать как особенности суточного хода (бризы, горные ветры). Синоптический масштаб представлен эволюционной последовательностью волновых и вихревых структур: восточная волна, депрессия, тропический шторм, тропический ураган (тайфун), суперураган.

Восточные волны (длина около 2000 км и период примерно 4 сут.) представляют собой возмущения, перемещающиеся с востока на запад. С ними связаны поля дивергенции и вертикальных скоростей, определяющие характер конвекции и осадков. В разных регионах тропиков их структура может быть различна. Так, в однородном пассатном потоке линии тока восточного переноса волнообразно трансформируются — это и есть пассатные волны. В волне ВЗК конвергируют различные воздушные потоки, например северо-восточный пассат северного полушария и юго-западный поток экваториальной зоны западных ветров. Для обозначения восточных волн используют иногда название «волны Риля» или применяют региональную терминологию — «африканские волны», «карибская волна» и др.

Восточные волны Атлантического океана зарождаются над Гвинейским заливом и экваториальной Африкой благодаря бароклин- ному механизму, аналогичному в главных аспектах тому, что функционирует во внетропических широтах. В этом регионе происходит конвергенция влажных теплых морских воздушных масс, приносимых муссонным потоком, с харматаном — горячим сухим воздухом пустыни Сахара. Здесь помимо того, что ВЗК характеризуется сходимостью воздушных движений, обостряющийся градиент температуры позволяет трактовать зону конвергенции как область тропического фронта. Выходя из зоны своего развития, волны сначала несколько теряют интенсивность, затем по мере приближения к американскому материку они вновь усиливаются за счет описанного выше действия механизма обратной связи: возмущение синоптического масштаба —» сходимость потоков —> подъем воздуха -> конвенция —> выделение скрытого тепла —»усиление возмущения синоптического масштаба. В некоторых ложбинах волн могут возникать замкнутые циркуляции — это уже так называемые депрессии. Следующая стадия их интенсификации — тропические штормы, тропические ураганы и суперураганы, которые выделяются по признаку превышения скоростью ветра (измеряемой за 1 мин на высоте 10 м) 30, 60 и 70 м/с соответственно.

Депрессии, штормы и вихри имеют тенденцию отклоняться от зонального движения в северном направлении (в северном полушарии). Наибольшее количество ураганов и штормов возникает летом и осенью в Тихом океане и Карибском бассейне Атлантики, причем некоторые циклоны «перепрыгивают» Панамский перешеек и вновь активизируются над теплыми водами Тихого океана. В Индийском океане депрессии и штормы часто наблюдаются в летнее время своего полушария (или в районе Бенгальского залива и Аравийского моря, или на севере Австралии и севере о. Мадагаскар), но стадии урагана они достигают гораздо реже, чем в Тихом или Атлантическом океанах. Ураганы разрушаются вследствие выхода их на сушу или в умеренные широты, где они иногда, закачивая в свою тыловую часть холодный воздух умеренной зоны, превращаются в интенсивные внетропические циклоны. В среднем только несколько процентов волн превращается в штормы и вихри. Чтобы подчеркнуть это обстоятельство, отметим, что согласно выполненному по данным реанализа исследованию, с ураганами можно ассоциировать редкие аномалии завихренности (превышающие четыре стандартных отклонения).

Движение последовательно возникающих возмущений проходит по близким траекториям в том смысле, что покрывает один и тот же регион. Так создаются зоны преимущественных осадков, которые считаются отражением климатологической зоны конвергенции. При этом может иметь место ситуация, когда ВЗК, объединяя пассаты двух полушарий, совпадает с осью экваториальной ложбины, разделяющей антициклоны этих полушарий. Так выглядит ВЗК над Атлантикой и восточной частью Тихого океана, и в этом случае говорят о пассатной ВЗК.

Над западом Тихого океана и Индийским океаном, Гвинейским заливом существует только один субтропический антициклон, располагающийся в зимнем полушарии. В этом случае экваториальная ложбина по сути представляет собой протяженную область пониженного давления, простирающуюся от экватора в летнее полушарие. В ней могут располагаться одна или две зоны конвергенции. Такая ситуация обозначается как муссонная ВЗК.

Сезонные изменения радиационного режима вызывают глобальные преобразования всех метеорологических полей. В зимнем полушарии районы формирования воздушных масс, а с ними и характерные особенности циркуляции смещаются ближе к экватору. В летнем полушарии, наоборот, теплые условия завоевывают новые позиции, изотермы продвигаются в сторону полюса, а с ними вместе смещаются и барико-циркуляционные пояса. В тропиках данная картина выглядит очень по-разному в различных долготных интервалах. Над океанами (Атлантическим, восточной частью Тихого океана) это действительно только смещение антициклонов и ВЗК, которая всегда остается неподалеку от экватора в северном полушарии. Принципиальные изменения происходят там, где располагаются массивы суши или суша граничит с океаном. Здесь из-за небольшой теплоемкости суши (по сравнению с океаном) смещение термических и циркуляционных зон может достигать большой амплитуды. При этом пассатные потоки зимнего полушария приближаются к экватору и могут перетекать в летнее полушарие. Продолжая двигаться по инерции в том же направлении, частицы воздуха успевают преодолеть несколько десятков километров, однако затем, оказавшись в поле силы Кориолиса другого знака, они постепенно приобретают все более отчетливую западную составляющую, формируя так называемые экваториальные западные ветры. Эти потоки воздуха имеют высокое влагосодержание, поскольку проделали огромный путь над океанами, «собирая» с них влагу при испарении водяного пара. Летом северного полушария экваториальные западные ветры объединяют в единое целое циркуляционные системы всего восточного полушария, простираясь от Гвинейского залива до западной части Тихого океана, и представляют собой, как показано Е.К. Семеновым, одно из важнейших звеньев общей циркуляции атмосферы в тропиках.

Регионы, лежащие вне влияния ВЗК, находятся под воздействием субтропических антициклонов. В пограничном слое атмосферы конкурируют два процесса: во-первых, происходит оседание воздуха в антициклоне, поддерживающее стратификацию атмосферы в устойчивом состоянии; во-вторых, там, где поверхность теплее воздуха, возникает интенсивное конвективное перемешивание, которое, с одной стороны, разрушает устойчивую стратификацию, но, с другой стороны, в ее присутствии конвекция не может развиваться до больших высот. В результате совместного действия этих процессов создается инверсионное распределение температуры — так называемая пассатная инверсия.

У восточной границы океана, там, где к его поверхности поднимаются холодные воды в системе апвеллинга и холодных течений, инверсия начинается прямо от поверхности воды. Дополнительную роль играют еще и адвективные причины: над холодной поверхностью восточными потоками распространяется горячий континентальный воздух тропических пустынь. В этих условиях или облачность не формируется совсем, или образуются тонкие слоистые по- дынверсионные облака. Далее на запад температура воды заметно увеличивается и возможной становится конвекция, вертикальное развитие которой ограничено высотой инверсионного слоя. Сначала конвекция слаба, фактически наблюдается некоторое разрушение слоя слоистой и слоисто-кучевой облачности — при этом появляются так называемые конвективные «закрытые ячейки». Далее к западу (и в сторону экватора к ВЗК) растет температура, увеличиваются толщина пограничного слоя, мощность облаков. Здесь распределение температуры выглядит так: внизу (1 — 1,5 км) располагается перемешанный слой, в котором температура распределена с высотой по влажной адиабате, далее температура резко растет с высотой в слое пассатной инверсии, мощность которой составляет ~1 км. При дальнейшем продвижении на запад инверсия ослабевает и облака способны развиваться до больших высот.

Рассмотрим изменчивость метеорологического режима тропических климатов. Среди межсезонных вариаций наиболее важную роль играет осцилляция Маддена — Джулиана (MJO). Речь идет о том, что в Индийском океане и западной части Тихого океана квазипериодически (30—70 сут.) образуется кластер конвективной облачности (продукт деятельности нескольких депрессий), перемещающийся с запада на восток. После его разрушения возникает новый ит.д.

Важнейшим механизмом межгодовой изменчивости служит явление Элъ-Ниньо — Южное колебание (El Nino — Southern Oscillation, ENSO). Во время Эль-Ниньо происходит аномальное потепление поверхностных вод экваториального Тихого океана (ср. рис. 12 С S с рис. 3 С' V, сопровождающееся изменением направления ветра в тропосфере над Тихим океаном, смещением зон конвекции и осадков. В некоторых случаях возникает аномалия противоположного знака — так называемое явление Ла-Нинья (см. рис. 13(~^~), которое характеризуется отрицательными аномалиями температуры океана на востоке и в центре Тихого океана и более сильными пассатными ветрами вдоль экватора. Сравнение этих двух состояний со средними условиями (см. рис. 3 ("fi"), показывает, что явление Ла-Нинья близко к средним условиям. Явления Эль-Ниньо повторяются с интервалом от 2 до 7 лет и могут продолжаться от нескольких месяцев до полутора лет. Южное колебание — генетически связанное с Эль-Ниньо колебание в атмосфере, представляющее собой синхронное повышение (понижение) давления на востоке Тихого океана и понижение (повышение) давления на западе Тихого океана.

В период Эль-Ниньо за счет выделения скрытого тепла в районах интенсивной конвекции наблюдаются повышение средней зональной температуры в средней тропосфере, а также адиабатический нагрев воздуха в нисходящих ветвях аномальных ячеек Хедли и Уокера. Кроме выделения скрытого тепла воздействие оказывают и такие процессы, как выделение явного тепла, радиационный нагрев, аномальные изменения содержания водяного пара и образование облачности. В результате возникают изменения среднего зонального потока, а именно усиливается верхнетропосферный восточный перенос и интенсифицируются западные экваториальные ветры в нижней тропосфере. Последние в январе заменяют традиционный для Тихого океана восточный пассатный перенос и простираются от побережья Австралии через центральные районы Тихого океана до -145° з.д. В периоды Эль-Ниньо экваториальная зона западных ветров продвигается на восток Тихого океана более чем на 4000 км от своего среднего климатического положения. При этом западные потоки проникают в тропосферу до 5 км, что обычно отмечается только в системе летнего Индийского муссона. В верхней тропосфере в январе, над аномалией нижних западных экваториальных ветров, далеко к востоку (вплоть до 150° з.д.) формируется зона верхнетропосферного восточного переноса, нетипичная для центральных областей Тихого океана.

Кардинальные изменения можно увидеть и в циркуляции Уокера: ее восходящие ветви смещаются на восток в район локализации аномально теплых поверхностных вод Тихого океана. В результате области подъема воздуха и интенсивной конвекции захватывают центр Тихого океана и западную часть тропической Южной Америки, вызывая здесь катастрофические осадки и сопутствующие им наводнения. При этом нисходящие ветви зональной экваториальной ячейки теперь располагаются над Австралией и Индонезией, а также над бассейном Амазонки, приводя к засушливым условиям и лесным пожарам в данных регионах.

Холодная фаза (явление Ла-Нинья) характеризуется практически полным исчезновением на всем протяжении тропиков Тихого океана экваториальных западных ветров и их заменой на восточный пассатный перенос. Исключением являются только район Северной Австралии и примыкающая к нему область Тихого океана до 160° в.д. Здесь, над традиционно муссонным районом, в периоды Ла-Нинья (в отличие от явления Эль-Ниньо) наблюдается интенсивное развитие летней муссонной циркуляции. В верхней тропосфере в период Ла-Нинья, над центральными районами Тихого океана в низких широтах, происходит объединение двух макромасштабных циркуляций западного ветра (северного и южного полушарий), проникающих в экваториальную зону в системе верхнетропосферных ложбин, которые, в отличие от теплой фазы ENSO, имеют максимальное развитие над центральными районами Тихого океана.

В процессе эволюции Эль-Ниньо процесс формирования экваториальной зоны западных ветров протекает при непосредственном участии вихрей синоптического масштаба. В это время циклонические образования над центральными районами Тихого океана достигают стадии тропических штормов.

Изменения экваториальной температуры океана способны возбуждать крупномасштабные квазистационарные волны, наилучшим образом проявляющиеся в верхней тропосфере, что способствует распространению аномалий во внетропические широты. Возникновение верхнетропосферного антициклона над центральной частью Тихого океана обусловлено высвобождением скрытого тепла конденсации над районами интенсивных тропических ливней, наблюдающихся в период теплой фазы ENSO, и увеличением средней температуры слоя. Продолжением этого крупномасштабного возмущения является циклоническая аномалия над северной частью Тихого океана. Затем отмечаются положительная аномалия геопотенциала над западной Канадой и ложбина над юго-востоком США.

Изменения картины общей циркуляции атмосферы, проявляющиеся как в полях средней циркуляции, так и в динамике волновых движений, создают аномалии, удаленные от зоны исходного возникновения аномалии в центральной части Тихого океана. Анализы (корреляционный, композиционный и ЕОФ) позволили выявить статистически достоверные аномалии температуры и осадков, связанные с ENSO, для зимы и лета северного полушария. В течение теплой фазы ENSO, как видно из рис. 5.1, в декабре, январе и феврале наблюдаются аномально теплые и влажные условия в тропической центральной и восточной частях Тихого океана и вдоль побережья Южной Америки.

Засушливые условия, соответствующие областям повышенного атмосферного давления, преобладают в западной части Тихого океана, причем зона аномалий имеет характерную форму бумеранга. Засушливые условия также отмечаются в Южной Африке, юго-восточной части Бразилии и Колумбии. Холодные и влажные условия преобладают на юго-востоке США. В июне, июле и августе более теплые условия отмечаются в Уругвае, более засушливые — в юго- восточной части Азии, Индонезии, Центральной Америке, Австралии и Новой Зеландии, в то время как в тропиках центральной части Тихого океана отмечаются более влажные условия. В летнем полушарии отклик более ограничен в пространстве, чем в зимнем полушарии. Кроме того, летом интенсивность самого источника тепла в тропиках меньше, чем зимой, что также приводит к менее интенсивному воздействию на летнее полушарие. В период Ла- Нинья картина дальних связей, в первом приближении, аналогична рассмотренной, но с обратным знаком (рис. 5.2).

Схема аномалий температуры и осадков, связанных с Эль-Ниньо в период лета (а) и зимы (б) в северном полушарии

Рис. 5.1. Схема аномалий температуры и осадков, связанных с Эль-Ниньо в период лета (а) и зимы (б) в северном полушарии

Схема аномалий температуры и осадков, связанных с Ла-Нинья в период лета (а) и зимы (6) в северном полушарии

Рис. 5.2. Схема аномалий температуры и осадков, связанных с Ла-Нинья в период лета (а) и зимы (6) в северном полушарии

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>