Особенности сезонной циркуляции воздуха в стратосфере

Атмосферные процессы в стратосфере особенно интенсивны в холодный период года, когда градиенты температуры и геопотенциала наиболее велики. В весенний период непериодические процессы резко ослабевают, а в июле—августе почти исчезают.

Если бы сезонные поля температуры и геопотенциала в стратосфере определялись лишь условиями лучистого теплообмена, то в холодном полушарии в этой сфере формировался бы циркумполярный циклон с центром над полюсом и с неизменным западным переносом. Приблизительно такие условия создаются летом в результате наибольшего прогрева воздуха в полярном районе.

В этих условиях направление градиента температуры становится обратным тропосферному. Поэтому в слое 16—20 км появляются слабые ветры неустойчивых направлений, а выше — устойчивые восточные- ветры. Таким образом, происходит как бы изоляция тропосферы от вышележащей сферы. И, действительно, тропосферные процессы, какими бы ни были они интенсивными, затухают в этом слое.

Иное положение зимой. В связи с большим охлаждением воздуха в полярной стратосфере градиент температуры и геопотенциала, как и в тропосфере, бывает направлен из низких в сторону высоких широт, в связи с чем происходит приращение ветра с высотой. Зимой в стратосфере создаются большие градиенты температуры и геопотенциала и при воздействии извне, в частности из тропосферы, здесь возникают крупные преобразования циркуляции. Зимой не создается слоя слабых ветров, изолирующего стратосферу от нижней сферы.

Таким образом, в соответствии с радиационными условиями в летнем полушарии формируется стратосферный полярный антициклонический вихрь, который зимой сменяется еще более мощным вихрем — циклоническим.

Летний стратосферный антициклон достигает максимального развития на поверхности 10 мб в конце июня-—в июле, когда величина геопотенциала в его центре на АТ₁₀ возрастает до 3216— 3240 дкм. На нижележащих поверхностях наступление максимума сдвигается на более поздние сроки. Во второй половине июля антициклон начинает ослабевать. Однако до середины августа этот процесе протекает медленно, геопотенциальные высоты на карте АТ₁₀ уменьшаются на 25—50 дам и на всем полушарии восточная циркуляция остается еще хорошо выраженной.

Небольшие нарушения зональной циркуляции начинаются с появления отдельных ложбин, направленных из умеренной зоны в сторону высоких широт. Возникновение их связано с развитием глубоких внетропических циклонов, которые влияют на структуру поля геопотенциала нижней стратосферы. Кроме того, изменение характера циркуляции на высотах от лета к осени объясняется общим уменьшением геопотенциала в августе вследствие радиационного охлаждения воздуха.

Быстрое разрушение стратосферного антициклона на поверхности 10 мб происходит во второй половине августа, когда центр антициклона раздваивается и оформившиеся центры как бы перемещаются к югу. При этом началом разрушения антициклона считается образование второго центра в его системе, общее уменьшение геопотенциала и сокращение по площади (табл. 18).

Таб. 18. Даты начала разрушения стратосферного летнего антициклона в северном полушарии и величины геопотенциала H в его центр

Из табл. 18 следует, что разрушение антициклона на поверхности 30 мб начинается раньше, чем на 10 мб. Это вполне согласуется с условиями радиационного освещения полярной области. На поверхности 50 мб циркумполярный восточный вихрь сравнительно редко распространяется на все полушарие, подобно тому как это бывает на поверхности 30 мб и особенно на 10 мб. Крупные тропосферные барические образования заметно деформируют зональный поток.

Даже в июле, когда стратосферный антициклон достигает наибольшей мощности, на поверхности 50 мб его центр раздваивается. Последующее развитие процесса заключается в углублении образовавшейся ложбины, оформлении замкнутой циклонической циркуляции и смещении только что сформировавшегося циклона к полюсу.

Интересно отметить, что на поверхностях 200, 100 и даже 50 мб замкнутая циклоническая циркуляция прослеживается почти ежедневно, тогда как на вышележащих поверхностях циклоны в июле отсутствуют. При переходе от лета к осени первый циклон на полушарии, как правило, появляется на картах АТ₃₀ в первой декаде августа, а на картах АТ₁₀ — во второй (табл. 19).

Таб. 19. Даты появления первого циклона в стратосфере северного полушария в конце лета (1957—1966 гг.) и величины геопотенциала в его центр

Уже в конце сентября в высоких и частично в умеренных широтах устанавливается хорошо выраженный западный перенос воздуха. Этот процесс усиливается в связи с переходом к зимним радиационным условиям. Так, к концу ноября высота затененной атмосферы над полюсом уже превышает 300 км и радиационное охлаждение воздуха на высотах 20—30 км составляет около 1° в день.

Это приводит к дальнейшему понижению температуры и геопотенциала и к усилению зимнего стратосферного полярного циклона и западной циркуляции. Основной особенностью этого процесса является сравнительно спокойный циркуляционный режим в первую половину холодного полугодия, тогда как для второй его половины характерны частые, иногда исключительно резкие нарушения циркуляции, которые сопровождаются меридиональными преобразованиями барического поля и большими изменениями температуры.

В монографии приведены ежедневные значения геопотенциала в центре стратосферного полярного циклона на поверхности 10 мб в период с конца августа до конца мая за десять лет (1957—1967 гг.).

Начиная приблизительно со второй половины декабря в общем спокойный режим циркуляции в отдельные годы подвергается исключительно резким изменениям, которые в одних районах в течение непродолжительного периода приводят к повышению температуры на 30—50° и смене западного ветра на восточный, а в других, наоборот, к столь же значительным похолоданиям и не менее резким изменениям направления ветра.

В эти периоды обычно резко изменяет свое положение и стратосферное струйное течение. Наиболее значительные изменения в системе полярного циклонического вихря в период 1957—1967 гг. произошли в последней декаде января — первой декаде февраля 1958 г. и во второй половине января 1963 г.

В начале третьей декады января 1958 г. начался обычный процесс раздвоения центра полярного циклона. Однако на этот раз процесс раздвоения циклона характеризовался особенно большой интенсивностью. Один из возникших после раздвоения центров находился над восточной частью Азии, второй — над Гренландией.

Адиабатическое нагревание, а также вынос теплого воздуха из умеренных широт в высокие в системе стратосферной фронтальной зоны, огибающей переднюю часть циклонов, привели к значительному повышению геопотенциала в системе обоих циклонов. Заполнение их было настолько значительным, что даже после окончания этого процесса величины Н в центре циклона превышали на 150— 200 дкм в феврале и на 40—100 дам в первой половине марта значения геопотенциала, наблюдавшиеся в центре циклона в эти же месяцы других лет.

Колебания минимальных значений геопотенциала в центре циклона в разные годы довольно велики (более 100 дам). За десятилетие самое низкое значение Н₁₀ было отмечено в 1964 г. и составило 2736 дам, тогда как в 1960 и 1961 гг. оно достигало 2840 дам. Диапазон колебаний ежедневных значений Н₁₀ в центре стратосферного полярного циклона в январе — феврале составляет 300—320 дам.

Заполнение зимнего стратосферного циклона весной происходит гораздо более разнообразно, чем формирование его осенью. В одни годы заполнение циклона начинается рано (в 1964 г. в начале февраля, а в 1959 и 1961 гг. в конце февраля) и сравнительно быстро заканчивается (во второй половине апреля). В другие годы оно растягивается на более длительный срок. Например, в 1962 г. этот процесс продолжался свыше трех месяцев, тогда как в 1961 г. —примерно два месяца, а в 1960 г. — всего лишь около полутора месяцев.

С наступлением полярного дня воздух в стратосфере прогревается, изобарические поверхности повышаются и в системе полярного стратосферного циклона возникают сначала два, а затем несколько (иногда 6—7) центров. Перемещаясь к югу, они образуют вокруг полюса пояс низкого давления, который продолжает смещаться к югу и постепенно заполняется.

В мае полярный циклон уже по существу исчезает, однако в умеренных широтах еще прослеживаются отдельные депрессии. Значения геопотенциала на карте АТ₁₀ в их центрах в разные годы настолько близки, что кривые на рисунке почти сливаются. Последний в северном полушарии циклон исчезает на картах АТ₁₀, в конце мая — середине июня, на картах АТ₃₀ — несколько позднее (табл. 20), а на нижележащих поверхностях циклоны, как уже упоминалось, наблюдаются в течение всего года.

Таб. 20. Даты заполнения последнего циклона в стратосфере северного полушария летом 1958—1967 гг. и величины геопотенциала в его центре

С наступлением полярного дня и заполнением стратосферного циклона тесно связано и исчезновение северотихоокеанского зимнего стратосферного антициклона.

Окончательный переход к летнему режиму обычно заканчивается к середине июня, когда в стратосфере над полюсом образуется устойчивый антициклон и над всем полушарием устанавливается восточная циркуляция. Приведенные данные хорошо согласуются с результатами, полученными при исследовании режима стратосферного антициклона в 1957—1959 гг.

Летний стратосферный антициклон характеризуется более спокойным режимом. Особенно это заметно в период с августа по сентябрь, когда происходит уменьшение абсолютной величины геопотенциала и разрушение антициклона. Наоборот, в мае, в период формирования антициклона, изменения геопотенциала в его центре отличались друг от друга больше, чем осенью, т. е. в период разрушения.

Так как атмосферные процессы протекают взаимосвязанно, то сроки формирования летнего стратосферного антициклонического вихря и разрушения зимнего циклонического вихря довольно согласованны. В частности, в 1962 г. стратосферный антициклон оформился севернее 80° N в апреле, а в 1960 г. — лишь в конце мая. Соответственно разрушались и циклоны.

Таким образом, разрушение летнего стратосферного антициклона в августе-сентябре, как и формирование зимнего циклона в сентябре — октябре, происходит более однообразно, чем разрушение зимнего стратосферного циклона в марте — апреле и формирование антициклона в феврале—мае.

Столь заметные различия в формировании и разрушении стратосферного полярного циклона и антициклона весной и осенью объясняются различной интенсивностью атмосферных процессов. В начальный период формирования полярного циклона в стратосфере еще недостаточны контрасты температуры между низкими и высокими широтами. Соответственно и процессы, развивающиеся в стратосфере в разные годы, не отличаются по своей интенсивности.

По мере увеличения горизонтальных контрастов (ноябрь—декабрь) интенсивность процессов возрастает и учащаются крупные преобразования полей температуры и геопотенциала, в результате которых величины Я в центре циклона претерпевают значительные изменения. Это характерно для зимы и весны.

Наоборот, при переходе от лета к осени поле температуры подвергается несущественным изменениям и лишь в начале зимы в стратосфере создаются большие горизонтальные контрасты температуры и скорости ветра, определяющие крупные преобразования циркуляции. Все это относится не только к слою 10—30 км, но и ко всей стратосфере.

Ниже рассмотрим некоторые особенности годового хода скорости и направления ветра в стратосфере.

В главе третьей мы познакомились с вертикальным разрезом преобладающих горизонтальных воздушных течений зимой и летом в тропосфере — мезосфере (см. рис. 35). Приведенные на рис. 76 и 77 временные разрезы атмосферы существенно дополняют представление о годовом ходе изменения преобладающего зонального компонента ветра на различных широтах. Разрезы построены по ежедневным данным ряда станций ракетного зондирования.

В качестве примеров здесь приведены графики скоростей и направления ветра для пяти станций, расположенных в различных широтных зонах. На рис. 76 представлены годовой ход ветра над ст. Туле (1968 г.), Черчилл и Антигуа (1967 и 1968 гг.), а на рис. 77 — над ст. Шерман и Ассенсьен (1967 и 1968 гг.) до высоты 60—70 км.

Рис. 76. Годовой ход зонального компонента ветра (м/сек.) по данным ежедневных ракетных измерений в Туле, Черчилле и Антигуа

Из графиков скоростей и направлений ветра, представленных на рис. 88, следует, что в течение всего года для тропосферы внетропических широт характерны западные ветры. В стратосфере направление их зависит от времени года. Зимой преобладают ветры западные, а летом — восточные. Переход западных составляющих ветра на восточные происходит везде весной, а обратный переход — осенью. Кроме того, наиболее сильные ветры характерны для умеренной зоны (ф. Черчилл).

Рис. 77. Годовой ход зонального компонента ветра (м/сек.) по данным ежедневных ракетных измерений в Шермане и Ассенсьене

В высоких и тропических широтах (Туле, Антигуа) скорости как западных, так и восточных ветров заметно меньше. Однако для всех широт характерно то, что западные ветры имеют большие скорости, чем восточные.

Это не является спецификой рассматриваемых лет, ибо определяется разностями температуры экватор — полюса. Зимой в средних широтах (ф. Черчилл) скорости западного ветра, с высотой обычно возрастая, достигают максимума в верхней стратосфере. Летом западные ветры выше тропопаузы, ослабевая с высотой, становятся восточными и, хотя скорости с высотой возрастают, все же они не достигают зимнего максимума.

Переход западной циркуляции на восточную в верхней стратосфере обычно осуществляется в начале апреля, причем в большинстве случаев начинается он в верхней стратосфере и затем распространяется в нижние ее слои. Например, в ф. Черчилл (рис. 76) уже в начале апреля западные ветры ослабели, а в середине этого месяца они уже стали восточными во всем слое.

Такие периодические изменения ветра в средней и верхней стратосфере обусловлены главным образом сезонным радиационным нагреванием и охлаждением воздуха в полярном районе и частично в умеренной зоне.

Что касается верхней стратосферы и нижней мезосферы, то здесь западные ветры характерны для зимних месяцев, а восточные— для летних. Скорости тех и других ветров за 1965—1968 гг. превышали 40—50 м/сек. Интересно, что в холодное полугодие описанный здесь режим иногда кратковременно нарушается, т. е. вместо западного переноса возникают ветры других направлений, не исключая и восточные.

Подобные процессы характерны для внетропических широт, что хорошо видно на примере Черчилла и особенно Туле (рис. 76). Однако, как видно, подобные нарушения в несколько слабой форме распространяются и до широты расположения Антигуа.

Режим ветра в Антигуа существенно отличается от внетропических широт. В верхней тропосфере до высоты 20 км здесь в течение года преобладают западные ветры, а в слое 20—40 км, наоборот, — восточные. При этом скорости западных ветров в верхней тропосфере обычно не превышают 30 м/сек. Эти ветры относятся к периферии субтропического струйного течения, ось которого зимой находится на широтах 25—30° N.

К лету западные ветры обычно исчезают и появляются восточные, которые распространяются на всю экваториальную зону. Очевидно от характера циркуляции года зависит продолжительность восточных ветров. Если в 1968 г. они наблюдались в течение трех летних месяцев (июль— сентябрь), то в 1967 г. — лишь в течение июля. В остальные годы они были также непродолжительны.

Обычно западные ветры в верхней стратосфере и нижней мезосфере внетропических широт к весне ослабевают и становятся восточными раньше, чем в нижней стратосфере. Опоздание с изменением направления ветра на нижних уровнях в стратосфере средних и высоких широт объясняется тем, что освещение полярной стратосферы на высотах начинается сверху и, следовательно, нагревание воздуха происходит сначала в верхней стратосфере, а затем распространяется в нижние слои. В этом процессе большую роль играет и глубина полярного циклона в верхней тропосфере и нижней стратосфере.

В январе и феврале средняя месячная величина Я в центре полярного циклона на поверхности 200 мб равна 1096—1098 дам, а в марте и апреле 1104 и 1124 дам соответственно. Как видим, до марта включительно эта величина возрастает ничтожно мало, а в апреле на 26—28 дам. В мае и июне в сравнении с первыми двумя месяцами года Я повышается на 56 и 62 дам.

Отсюда следует, что слабым весенним нагреванием воздуха (в нижней половине стратосферы околополюсного района) не компенсируется низкое давление в центре полярного циклона и в нижней стратосфере ветры остаются западными.

С высотой нагревание воздуха, а следовательно, и величина Н в центре полярного циклона возрастает и на каком-то уровне над полярным циклоном возникают антициклон и восточные ветры. Позднее (в мае—июле) по мере нагревания воздуха в нижней части стратосферы, как и тропосферы, антициклон усиливается и восточные ветры начинают охватывать все теплое полушарие выше уровня 18—20 км.

Следует еще сказать, что в холодное полугодие западные составляющие ветра в стратосфере не столь устойчивы, как летом восточные. Это объясняется крупными меридиональными преобразованиями полей температуры и давления, которые здесь происходят под влиянием тропосферных процессов.

В Туле, например, расположенном в высоких широтах (76°30 N), восточные ветры летом обладают сравнительно малыми скоростями (около 30 м/сек.), а западные ветры не отличаются устойчивостью, так как они зависят от частых преобразований поля давления. В частности, в декабре 1968 г. на высотах 40—60 км ветры с северной слагающей имели скорости более 70—80 м/сек., а в Антигуа наблюдались даже восточные ветры.

В то же время на всех трех станциях (рис. 76) восточные ветры в средней и верхней стратосфере были устойчивыми по направлению. Интересно также, что в верхней тропосфере и нижней стратосфере в Антигуа в течение почти всего года наблюдались западные ветры сравнительно сильные в зимние и весенние месяцы.

В экваториальной зоне (рис. 77) направление ветра с высотой изменяется. Скорости на всех высотах, как правило, не превышают 30—40 м/сек. При общей системе восточного направления ветра в тропосфере в верхних ее слоях часто возникают западные ветры, которые иногда охватывают и нижние слои стратосферы. В средней стратосфере преобладают в течение года восточные ветры.

Последние летом распространяются и в верхние слои стратосферы. Так было на ст. Ассенсьен в июле 1965 г., июне—августе 1966 г., июле—августе 1967 г., июне—сентябре 1967 г. На ст. Шерман восточные ветры в верхней стратосфере наблюдались в 1966— 1968 гг. в течение мая—августа, т. е. гораздо больший промежуток времени, чем на территории южнее экватора.

Эти факты представляют интерес и требуют исследования. В остальные месяцы года как к северу от экватора (Шерман), так и к югу (Ассенсьен) в верхней стратосфере и нижней мезосфере преобладали западные ветры.

Таким образом, несмотря на некоторую неустойчивость скорости и направления западного составляющего ветра, все же общими для всех широт в стратосфере остаются западные ветры в холодное время года и восточные ветры — в теплое. Следовательно, под влиянием динамики процессов происходят лишь кратковременные изменения ветра зимой и в начале весны.