Полная версия

Главная arrow География arrow Климатология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

ЭКВАТОРИАЛЬНЫЙ И СУБЭКВАТОРИАЛЬНЫЙ КЛИМАТЫ

Экваториальный климат в соответствии с классификацией Б.П. Алисова (см. параграф 1.5) обусловлен господством над территорией экваториальной воздушной массы. Процесс ее формирования происходит в ВЗК при высоких температурах, относительной влажности воздуха, близкой к 100%, и в условиях развитой конвекции.

Последний процесс важен для генезиса воздушной массы, поскольку обеспечивает распространение водяного пара до больших высот. В силу этого экваториальный воздух обладает самым высоким вла- госодержанием — в вертикальном столбе воздуха с сечением 1 м2 содержится ~50 кг водяного пара (в пассатной зоне — в 1,5 раза меньше, в умеренной зоне — в 2—3 раза меньше). Зоны формирования экваториального воздуха в течение года смещаются вместе с ВЗК. Круглый год экваториальный воздух формируется только в трех регионах (рис. 8

Самая большая область экваториального климата — область, простирающаяся от западной части Тихого океана на восток Индийского океана, включающая архипелаг Зондских островов. Вторая область охватывает западную половину экваториальной Африки (бассейн р. Конго), побережье и акваторию Гвинейского залива. Третий регион — это приэкваториальные широты Южной Америки и прилегающие с запада акватории Тихого океана. В экваториальном климате обычно не выделяются континентальный и морской типы. Дело в том, что в обоих случаях формирование воздушных масс происходит над одинаковой по свойствам теплой поверхностью неограниченно (из-за неиссякаемости запасов влаги), испаряющей или транспирирующей в атмосферу водяной пар.

Процесс формирования экваториального климата происходит в условиях мало меняющегося в годовом ходе прихода солнечной радиации. На рис. 5.3 для примера представлены климатические данные Боэнде. Небольшие сезонные изменения плотности потока возможной при ясном небе суммарной солнечной радиации связаны с тем, что на экваторе максимальная высота Солнца (90°) достигается два раза в год — во время весеннего и осеннего равноденствий. Облачность уменьшает поступление радиации примерно на 40%. Альбедо поверхности суши, покрытой растительностью, не превосходит 20%, а над океанами оно вообще составляет около 5—6%, так что поверхностью поглощается большое количество энергии. В условиях малого радиационного обмена это создает большие значения радиационного бюджета. В тепловом балансе главным затратным компонентом является процесс испарения (транспирации). Тем не менее увлажнение данных территорий избыточное, ГТК над сушей составляет 2 и более.

Стабильный ход составляющих теплового баланса обусловливает отсутствие сезонности в термическом режиме и влажности воздуха (рис. 5.4). Осадки выпадают во все сезоны, однако они все-таки испытывают годовой ход, отражающий динамику активности ВЗК. Например, на экваторе, в Конго, они минимальны в июле, когда ВЗК максимально удаляется в северное полушарие. В то же время даже

Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Боэнде (0°13'ю.ш., 20°51'в.д.)

Рис. 5.3. Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Боэнде (0°13'ю.ш., 20°51'в.д.)

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Боэнде

Рис. 5.4. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Боэнде

в самом «сухом» месяце осадков выпадает более 100 мм, т.е. засушливость не возникает. Увеличению количества осадков способствует влияние орографии. Так, у подножия горы Камерун в среднем выпадает почти 10 000 мм осадков за год.

В экваториальных горных районах стабильность термического режима также исключительно велика. Так, в Кито (Эквадор), расположенном на высоте почти 4000 м над уровнем моря, среднемесячная температура колеблется лишь от 14,5 до 15°С (рис. 5.5). Поведение осадков и относительной влажности здесь своеобразно — максимумы приходятся на периоды равноденствий. Возможно, в условиях высокогорья осуществляется прямая реакция режима конвекции и осадкообразования на изменения нагрева поверхности поступающей к земле солнечной радиацией.

Развитие интенсивной кучевой конвекции, присущее экваториальному климату, проявляется также в усилении грозовой деятельности. Наибольшее количество гроз (с точки зрения их частоты и занятой ими территории) приходится на районы Конго. Здесь грозы наблюдаются более 180 дней в году. Далее в этом ряду располагаются о. Суматра, некоторые районы центральной части Америки.

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Кито (00°09' ю.ш., 78°21'з.д.)

Рис. 5.5. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Кито (00°09' ю.ш., 78°21'з.д.)

Рассмотрим вопрос о том, почему экваториальный тип климата

не опоясывает весь земной шар (см. рис. 8 (^^)). Как видно на рисунке, экваториальный тип климата прерывается в западной части Индийского океана и над прилегающей частью африканского континента. Важнейшая причина заключается в том, что здесь у побережья развивается апвеллинг. Несколько охлажденная поверхность среди теплого океана создает такую конфигурацию поля потока тепла, которая характеризуется его положительным лапласианом, так что здесь существует тенденция к уменьшению циклонической завихренности. Экваториальная ложбина не формируется, сходимость воздуха ослабевает, количество осадков снижено. Вследствие понижения температуры и уменьшения осадков формирование экваториального воздуха становится невозможным. В этой же области из-за отсутствия сходимости наблюдается интенсивное перетекание воздуха через экватор, причем летом северного полушария средние скорости ветра в приводном слое достигают 10—15 м/с (рис. 5.6).

Схема линий тока циркуляции нижней тропосферы во время летнего индийского муссона

Рис. 5.6. Схема линий тока циркуляции нижней тропосферы во время летнего индийского муссона

Над центральной Атлантикой зона конвергенции также сильно ослаблена. Это связано с влиянием процессов верхней тропосферы. Известно, что западный перенос умеренных широт, отражающийся прежде всего в динамике струйных течений, над океанами сильно прогибается в сторону экватора. При этом иногда западные ветры двух полушарий сливаются в единый поток.

В передней части ложбины —---v • V(^ + /) < 0. Это воздействие

at

уменьшает завихренность нижней тропосферы и интенсивность экваториальной ложбины, и ВЗК ослабевает. Рассмотренный эффект имеет большое значение и для динамики атмосферных возмущений. Восточные волны и депрессии, выходя с Африканского материка, значительно снижают интенсивность в центральной части Атлантики, попадая под неблагоприятное воздействие верхнетропосферных процессов. Их новая активизация, как сказано ранее, осуществляется западнее, при подходе к Американскому материку.

В Тихом океане область экваториального климата занимает центральную и западную части. Разрыв над восточной частью океана связан с влиянием двух эффектов. Во-первых, здесь, так же как и в Атлантике, отмечено неблагоприятное воздействие циркуляции верхней тропосферы. Во-вторых, серьезным фактором, препятствующим формированию циклонической завихренности, служит область холодной воды вблизи экватора, обусловленная активным экваториальным апвелл ингом.

Субэкваториальный климат — это климат тропических муссонов. Здесь определяющим процессом являются сезонные смещения ВЗК и преобладание различных по свойствам воздушных масс — экваториальной (летом) и тропической (зимой).

Муссонные области представляют собой регионы, в которых циркуляционные процессы взаимосвязаны не в широтном направлении, а в меридиональном, иногда объединяя в одно целое процессы разных полушарий, захватывая и тропики, и средние широты.

Проанализируем развитие муссона Индийского океана и Южной Азии — летнего Индийского муссона. Первопричиной развития муссонной циркуляции служит сезонная перестройка радиационного режима. При этом вслед за радиационным прогревом к северу смещаются изотермы, а с ними и зоны атмосферного давления и циркуляции. В предмуссонный период поверхность суши Южной Азии сильно прогревается. Этому способствует тот факт, что приход солнечной радиации сезонно (от зимы к лету) усиливается, а подстилающая поверхность совершенно сухая, так как предшествующие теплые и сухие зима и весна высушили почву. Таким образом, весь радиационный баланс тратится на поток тепла в почву и турбулентный теплообмен с атмосферой. В особо прогреваемых регионах, таких как Аравийский полуостров, Западный Индостан (пустыня Тар), в нижних слоях тропосферы формируются области пониженного давления (термические депрессии). Это типичное для сухих областей явление хорошо может быть объяснено следствиями из уравнения (4.3). В самом деле, конфигурация с локализованным мощным потоком тепла от поверхности в атмосферу характеризуется отрицательным

знаком лапласиана, так что ^ ~ Inf — ]v2{?'7}>0. Теплые ци-

М /

клонические возмущения не могут прорастать высоко в атмосферу, поэтому термические депрессии занимают нижние 1—2 км.

Общий характер сезонного сдвига к северу (летом северного полушария) барико-циркуляционных систем проявляется в южном полушарии Индийского океана в том, что к экватору смещается субтропический антициклон. В приэкваториальных широтах южного полушария обостряются барические градиенты, экваториальная ложбина углубляется, часто принимая характер замкнутого квазистаци- онарного циклонического вихря, центр которого располагается вблизи 5° ю.ш., 70° в.д. Такая ситуация способствует перетеканию воздуха через экватор, причем наиболее интенсивно оно вдоль побережья Сомали и представлено интенсивным меридиональным нижнеуровневым потоком (течение Финдлейтера, или Сомалийская струя). Распределение атмосферного давления, в частности положение над Аравией и пустыней Тар циклонических образований, приводит к тому, что воздух проходит по их южной периферии и выходит на Индостан, принося сюда богатые водяным паром морские воздушные массы.

Вовлекаемые в систему циклонической циркуляции траектории влажного воздуха приобретают циклоническую кривизну и за счет конвергенции воздушных течений в циклонических системах — вертикальную составляющую. Это довольно общая схема, типичная для любого муссонного района, однако над Индостаном процесс конвергенции усиливается торможением воздушного потока, набегающего на Гималаи. В восходящем влажном воздухе развиваются влажно-адиабатические процессы, приводящие к выпадению осадков, причем выделившееся скрытое тепло идет, как было показано ранее, на интенсификацию циклонических вихрей. Таким образом, слабые термические депрессии внезапно активизируются, что иногда интерпретируется как взрывное начало муссона. На рис. 5.6 показана схема кроссэкваториал ьных течений, приводящая к развитию летнего индийского муссона.

Развитию муссонных процессов Южной Азии способствует специфическая картина распределения атмосферного давления и циркуляции в верхней тропосфере. Ключевую роль в этом играет Тибетский антициклон. Он формируется весной, в предмуссонный период, когда в результате прогрева горной системы изобарические поверхности над ней образуют купол (как и следует из соображений связи барической ступени с температурой). В средней и верхней тропосфере при этом формируется антициклон. За счет него ускоряется западное субтропическое струйное течение над азиатским материком, а с экваториальной стороны антициклона образуется интенсивный восточный поток (восточное струйное течение). Антициклон создает дивергирующее течение в верхней тропосфере, что вместе с системой конвергирующих потоков в нижней тропосфере определяет благоприятные условия для восходящих движений воздуха.

Восточный верхнетропосферный перенос летом северного полушария устанавливается от западных частей Тихого океана до Атлантического океана, т.е. охватывает половину тропического пояса. К западу от Тибета он поддерживается аналогичной по происхождению, но менее мощной областью высокого давления над Сахарой. Еще одной важной особенностью этого потока является то, что он имеет восточно-северо-восточное направление и перетекает в южное полушарие. Так осуществляется компенсация воздухообмена между южным и северным полушариями — в муссонной циркуляции в нижних слоях воздух движется из южного полушария в северное, а в верхних слоях — в противоположном направлении. Отметим, что если по массе происходит компенсация, то водяной пар ощутимо переходит из зимнего полушария в летнее, питая осадки летнего муссона (см. параграф 1.2).

Осенью происходит постепенная перестройка планетарного радиационного баланса. Субтропический антициклон южной части Индийского океана отодвигается к югу, над Азией начинает формироваться сибирский антициклон, ослабляется и исчезает тибетский максимум давления над уже холодным горным плато. Это приводит к постепенному затуханию летнего муссона, смене преобладающего направления ветра, прекращению осадков. Над Индостаном устанавливается сухая погода с северо-восточными ветрами, а муссонные процессы Индийского океана теперь развиваются в южном полушарии (Мадагаскарский муссон).

В западной части Тихого океана (рис. 5.7) поток воздуха северным летом движется по северной периферии зимнего антициклона, развивающегося над Австралией. Затем он пересекает экватор и приобретает циклоническую кривизну, причем здесь происходит его конвергенция с пассатом летнего полушария, приходящим из Тихого океана. Продвигаясь далее в высокие широты, тропические воздушные массы конвергируют с умеренным воздухом, образуя ветвь полярного фронта (фронт Мей-У, по терминологии китайских метеорологов).

Схема линий тока циркуляции нижней тропосферы во время летнего муссона Юго-Восточной Азии в западной части Тихого океана

Рис. 5.7. Схема линий тока циркуляции нижней тропосферы во время летнего муссона Юго-Восточной Азии в западной части Тихого океана

Общие сезонные закономерности хорошо проявляются в горных климатах данного региона. Так, горная система Новой Гвинеи (простирающаяся на 500 км с запада-северо-запада на восток-юго- восток, высотой около 3500—4000 м) с мая по ноябрь находится во власти восточного пассатного потока, в то время как с декабря по апрель здесь преобладают экваториальные западные ветры, захватывающие слой тропосферы от поверхности до 700 гПа, т.е. покрывающие всю горную систему. Поскольку сезонные изменения радиационного баланса малы, то и температура практически не имеет годового хода (амплитуда среднемесячных значений порядка ГС). При этом дневной ход температуры существен. Так, по данным измерений на станции Маунт Вильгельм (Новая Гвинея, 5°40' с.ш., 145°0Г в.д. 3480 м) диапазон суточных изменений температуры равен примерно 5°С.

Зимний период — сухой сезон. Развитие облачности и формирование осадков в этих условиях контролируется пассатной инверсией, расположенной на высоте около 2000 м, однако нагрев земной поверхности в горной стране стимулирует развитие локальных конвективных ячеек, способных пробивать задерживающий слой. Поэтому облачность имеет четкий дневной ход, с максимумом в послеполуденное время и минимумом во вторую половину ночи и в утренние часы. В муссонный сезон выпадение осадков, связанных с муссонными депрессиями, почти постоянно. Суммы осадков увеличиваются с высотой, но только до, примерно, 800 м, а выше — убывают. Снег и снежная крупа выпадают на вершинах во все месяцы.

В Атлантическом океане зимой северного полушария ВЗК располагается в нескольких градусах севернее экватора. С приближением лета эта зона постепенно отодвигается к северу, и пассат южного полушария начинает перетекать экватор, формируя область экваториальных западных ветров (рис. 5.8). Навстречу дующим с океана западно-юго-западным экваториальным ветрам движутся горячие воздушные массы пустыни Сахары — так называемый харматан. Их взаимодействие отличает не только сходимость течений, но и большой температурный контраст воздушных масс, усиливаемый учетом виртуального добавка. При этом возникает система циркуляции, сходная с фронтами внетропических широт. Возникающие на фронте возмущения обеспечивают восходящие движения и, следовательно, осадкообразование.

Схема линий тока циркуляции нижней тропосферы во время летнего муссона Гвинейского залива

Рис. 5.8. Схема линий тока циркуляции нижней тропосферы во время летнего муссона Гвинейского залива

В качестве примера метеорологического режима океанического субэкваториального климата рассмотрим условия на Андаманских островах (Порт-Блэр). График поступления возможной солнечной радиации (рис. 5.9) характеризуется практически одинаково большим притоком солнечной энергии с марта по сентябрь. Фактически же приток суммарной радиации, определяемый не только астрономическими факторами, но и облачностью, максимален весной в пред- муссонный период. Летом муссонная облачность снижает поступление радиации примерно на 50% — в это время года поступление солнечной энергии в годовом ходе минимально. Радиационный баланс достигает больших значений в течение всего года, но максимален в весеннее время. Радиационное тепло тратится главным образом на испарение, и такая структура теплового баланса не меняется в течение года.

Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Порт-Блэр (1 Г40'с.ш., 92°43'в.д.)

Рис. 5.9. Годовой ход суммарной солнечной радиации, возможной при ясном небе (7), и фактической (2); годовой ход радиационного баланса (3) на станции Порт-Блэр (1 Г40'с.ш., 92°43'в.д.)

Годовой ход температуры (рис. 5.10) выражен слабо, однако сезонные вариации осадков очень велики. Сухой сезон (зима — начало весны) сменяется дождливым летним сезоном. Контрастность связана с тем, что летом в этом районе происходит активная конвергенция воздушных течений, и в результате формируется теплый, исключительно влажный воздух, по существу не отличающийся от экваториального. Зимой и весной (в предмуссонный период) морской тропический воздух распространяется в системах высокого давления, в которых осадкообразующие процессы не происходят.

Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Порт-Блэр

Рис. 5.10. Годовой ход температуры (7) и относительной влажности воздуха (2) у поверхности земли и месячных сумм осадков (3) на станции Порт-Блэр

Радиационный режим континентального субэкваториального климата аналогичен рассмотренному ранее. Максимальное поступление солнечной радиации происходит весной в предмуссонный период. Структура теплового баланса существенно другая — в летнее время радиационное тепло (как и в экваториальном и морском субэкваториальном климатах) затрачивается на испарение, однако в предмуссонный период, когда почва уже совершенно высушена, происходит существенный прогрев поверхности. Из-за этого возникают слаборазвитые по вертикали термические депрессии. В конце весны могут наблюдаться максимум в годовом ходе температуры и значительная сухость воздуха. Уровень конденсации в воздухе расположен высоко и не достигается восходящими течениями при развитии сухой конвекции. Таким образом, в это время года на материках формируется континентальный тропический воздух. Наступление летнего муссона связано с распространением влажного экваториального воздуха и созданием циркуляционных условий его конвергенции.

Отметим, что начало муссона и его функционирование происходят по-разному даже в близко расположенных районах. Так, в регионе Индийского океана несущая осадки облачная система вну- тритропической зоны конвергенции зимой располагается несколько южнее экватора, весной она приближается к о. Цейлон, быстро проходит над ним и уходит на север. Следующие месяцы поэтому здесь относительно сухие. Осенью в послемуссонный период зона конвергенции движется обратно на юг, вновь проходит над о. Цейлон, что заметно в усилении осадков в октябре—ноябре. На Индостане, в отличие от о. Цейлон, муссонные осадки начинаются позже и кончаются несколько раньше, но зато они интенсивные и происходят за более длительный промежуток времени (3—4 мес.). В это время выпадает более 80% годовой суммы осадков и создаются условия избыточного увлажнения (ГТК составляет 1,5). Муссон, распространяющийся на материк, доходит до Гималаев, и здесь развитие осадкообразования усиливается орографическими эффектами. На наветренных склонах выпадает огромное количество осадков. Так, на метеорологической станции в Чаррапунджи, расположенной на южном склоне Гималаев на высоте 1013 м над уровнем моря, годовая норма осадков — около 11 000 мм. В периоды интенсивного муссона здесь выпадает до 20 000 мм осадков в год.

На Африканском материке нет аналогичной горной преграды и муссонные осадки, максимальные у побережья Гвинейского залива, довольно быстро убывают внутри континента. Степень проникновения осадкообразующих систем вглубь Западной Африки зависит от интенсивности ВЗК — в годы активного муссона проникновение больше, в годы слабого муссона — меньше. Это обстоятельство создает предпосылки для большой чувствительности климата и состояния окружающей среды данного региона к колебаниям интенсивности муссона. В самом деле, снижение степени проникновения муссона на материк проявляется в возрастании засушливости. Если подобные условия повторяются несколько лет подряд, регион испытывает резкую нехватку влаги, происходит коллапс сельскохозяйственного комплекса и развивается экологическая катастрофа, приводящая к негативным социальным последствиям.

Регион, где развиваются отмеченные процессы, не случайно называется Сахель, что в переводе с арабского означает «берег» — подразумевается южная окантовка пустыни Сахара. В периоды активизации муссона растительность быстро реагирует на рост влагосо- держания, Сахара отступает, Сахель становится зоной сухих и влажных степей (саванн). При повторяющемся несколько лет подряд ослаблении муссона Сахара надвигается на Сахель, степи замещаются сухими ландшафтами полупустыни.

Палеоклиматические и палеоэкологические индикаторы позволили зафиксировать такие вариации состояния природной среды на протяжении по крайней мере нескольких десятков тысяч лет. Сейчас зона Сахеля переживает «сухой» этап, который начался в конце 1960-х гг., когда последовательно повторяющиеся засушливые условия привели к сахельской засухе. Причем количество осадков уменьшалось «всего» на 20%, и данные аномалии имели место не повсеместно от Сенегала до Судана, а развивались каждый год в конкретном регионе, не охватывая весь пояс в целом. Тем не менее этих условий оказалось достаточно для создания суровой засухи.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>