Влияние тропосферных процессов на процессы в стратосфере

Выше уже говорилось, что зимние потепления в стратосфере должны рассматриваться в тесной связи с процессами в тропосфере. Это вытекает из того элементарного положения, что циркуляция воздуха в обеих сферах тесно связана и между ними нет сколько-нибудь выраженных границ.

Вопрос о взаимодействии процессов в тропосфере и стратосфере в метеорологической литературе обсуждается давно. Еще в 30-х годах была широко распространена идея о так называемом стратосферном управлении. Авторами этого воззрения были известные немецкие метеорологи Штюве и Мюгге.

Основанием для этой гипотезы послужили данные о том, что количество энергии при средних условиях в стратосфере значительно больше, чем в тропосфере. Эта точка зрения встречала возражения. В частности, в 1940 г. X. П. Погосяном и Н. Л. Таборовским на основе расчета количества энергии в системе термодинамических соленоидов в тропосфере и стратосфере была показана ведущая роль тропосферы в развитии атмосферных процессов. Позднее аналогичные расчеты были сделаны различными авторами.

Полученные результаты подтверждают, что количество кинетической энергии в тропосфере несомненно больше, чем в стратосфере. И все же многие исследователи до последнего времени, как правило, изучали аномальные зимние потепления в средней стратосфере высоких широт в отрыве от процессов в тропосфере, что является большим методическим недостатком исследований.

Известно, что структурные особенности поля геопотенциала тропосферы находят отражение на вышележащих поверхностях, вплоть до изобарической поверхности 10 мб, т. е. средней стратосферы. Что касается повседневных изменений поля геопотенциала, то и в этих случаях нередко можно обнаружить однотипные почти синхронные его изменения в обеих сферах. Следует, однако, заметить, что зависимость здесь более сложная.

В одних случаях процессы вихреобразования в тропосфере и связанные с ними высотные ложбины и гребни уничтожаются на высотах 16—20 км, а выше устанавливается зональный перенос; в других основные черты поля абсолютного геопотенциала поверхностей 500 и 300 мб обнаруживаются в нижней и средней стратосфере. Последнее наблюдается обычно в холодное время года, когда величины горизонтальных контрастов температуры с высотой возрастают и ветер усиливается.

Эти различия определяются следующим. В соответствии с динамикой процессов в системе подвижных атмосферных вихрей направление горизонтального градиента температуры выше тропопаузы обычно меняется на обратное. Однако зимой несколько выше в средних и особенно в высоких широтах направления горизонтального градиента температуры в тропосфере и стратосфере совпадают.

Установившееся в нижней стратосфере направление горизонтального градиента температуры летом сохраняется до высоты 25—30 км, а судя по сезонному полю температуры, такое направление его отмечается до уровня максимальных температур, т. е. до 50—55 км.

Сезонный характер распределения температуры в стратосфере, вызванный условиями лучистого теплообмена в высоких широтах в течение полярной ночи и полярного дня, приводит к различным результатам.

Зимой между средними и высокими широтами величины горизонтального градиента температуры и скорости западного потока в стратосфере с высотой возрастают (скорости потока достигают нередко 50—60 м/сек. на уровнях 30—35 км). Летом, наоборот, западный ветер изменяет направление на восточное, а скорость его, убывая с высотой, редко превышает 15—20 м/сек. на тех же уровнях.

В соответствии с сезонным характером распределения температуры в стратосфере вертикальное протяжение атмосферных вихрей выше тропопаузы различно. Зимой в отдельных случаях их можно обнаружить на высотах 20—25 км, а летом — не выше 18—20 км.

По данным за январь, разность температур между гребнями и ложбинами в средней тропосфере (АТ₅₀₀) колеблется в пределах 10—12 и 8—10° соответственно в высоких и средних широтах. Под тропопаузой обычно происходит смена направления градиента на обратное, что вызвано более высоким положением тропопаузы в гребнях (табл. 22).

Таб. 22. Разности температур в гребнях и ложбинах на различных изобарических поверхностях в тропосфере и стратосфере северного полушария

Разность высот составляет 2—3 км. Выше уровня выравнивания уже на поверхности 200 мб разность температур между гребнями и ложбинами равна обычно —8, —10°, на поверхности 100 мб — всего лишь —1, —3°, а на поверхности 50 мб вновь происходит выравнивание температуры. По этой причине с высотой волны затухают, ослабевают меридиональные потоки и в стратосфере устанавливается зимой западный, а летом восточный зональный перенос при наличии полярной стратосферной депрессии в районе полюса зимой и антициклона летом.

Это положение справедливо при отсутствии мощных вихрей и связанных с ними резко выраженных меридиональных преобразований высотных деформационных полей. Но так как мощная вихревая деятельность и меридиональный перенос составляют существо зимних процессов, то и нарушение зональной циркуляции в стратосфере происходит главным образом зимой. При нарушении зонального переноса высотные депрессии концентрируются над охлажденными материками, а гребни — над океанами, что определяется структурой поля геопотенциала в тропосфере и является характерным для зимы.

Отнюдь не редки случаи, когда с углублением циклона или усилением антициклона у поверхности земли происходит существенная перестройка поля воздушных течений на высотах. В средней стратосфере над ними появляется ложбина или гребень. Часто под влиянием тропосферных процессов в стратосфере активизируются фронтальные зоны, усиливается адвекция и, главное, адиабатические изменения температуры, вызывающие перестройку поля геопотенциала и циркуляции.

При переходе к летнему радиационному режиму градиенты температуры между средними и высокими широтами с высотой уменьшаются, скорость ветра ослабевает, а направление изменяется на восточное. В этих условиях тропосферные процессы не оказывают почти никакого воздействия на изменение полей метеорологических элементов в стратосфере.

Иначе говоря, летний радиационный режим в стратосфере противодействует возникновению крупных аномалий температуры и циркуляции.

Как уже отмечалось, полярный стратосферный циклон в течение года 55% дней бывает смещен в сторону Азии. Это можно объяснить тем, что на обширной территории Азии зимой создаются условия для более значительного радиационного охлаждения воздуха, чем над Северной Америкой. Эту особенность хорошо отражает средняя сезонная карта ОТ₃₀₀¹⁰⁰⁰, на которой над востоком

Азии между широтами 60 и 40° относительный геопотенциал в тропосфере на 12—17 дам меньше, чем над востоком Северной Америки.

Из средних месячных карт барической топографии, в частности, следует, что в зимние месяцы как в тропосфере, так и в стратосфере расстояние между одноименными изогипсами на осях ложбины и гребня на востоке Азии—севере Тихого океана значительно больше, чем таковые на востоке Северной Америки — Атлантики (табл. 23).

Таб. 23. Расстояние между одноименными изогипсами на осях ложбины и гребня и разность между ними над Восточной Азией—Тихим океаном и Северной Америкой — Атлантикой зимой (в градусах меридиана)

Как следует из данных табл. 40, в средней тропосфере (АТ₅₀₀) амплитуда волны на востоке Азии — севере Тихого океана по изогипсе 572 дам составляет 31° меридиана, а на востоке Америки — севере Атлантики — всего лишь 19°.

В стратосфере амплитуда волны уменьшается на 10—12° меридиана в обоих районах: на поверхностях 50 и 30 мб на востоке Азии амплитуда составляет 20°, а на востоке Северной Америки — приблизительно 6°. Следовательно, разность величин амплитуды в первом и втором районах в тропосфере равна 12°, а в стратосфере —14° меридиана.

Такие особенности поля геопотенциала вблизи восточного побережья Азии и Северной Америки, обусловленные различием в охлаждении тропосферного воздуха зимой над этими материками, способствуют частым и более мощным преобразованиям метеорологических полей над рассматриваемыми районами и переносу тепла из средних широт на север.

В этих условиях, т. е. при вытянутой к югу ложбине, на севере Тихого океана, в районе Алеутских островов и на юге Аляски довольно часто образуется область конвергенции воздушных течений с большими горизонтальными градиентами температуры и геопотенциала, в которой возникают нисходящие движения воздуха.

При этом, если в области нисходящих движений возникает адвекция тепла, то в этих районах происходит особенно быстрое повышение температуры, появляются замкнутые очаги тепла и сравнительно высокого давления. Не случайно, что очаг тепла на севере Тихого океана образуется к началу зимы, когда Азиатский материк уже охлаждается и между средними и высокими широтами в стратосфере возникают большие горизонтальные градиенты температуры и давления.

Исследования, которые выполнила С. Патока, показали, что первые еще малоинтенсивные меридиональные преобразования циркуляции на северном полушарии начинаются в октябре на востоке Азии.

При этом повышения температуры обычно не превосходят 3—5°, но уже формируются небольшие области высокого давления над советским Дальним Востоком. Они не отличаются устойчивостью, так как исчезают через 2—3 дня после возникновения, и вновь восстанавливается зональная циркуляция.

По мере увеличения горизонтальных контрастов температуры между сушей и океаном, меридиональность здесь усиливается и очаги повышения температуры становятся крупнее. В ноябре уже появляются характерные для севера Тихого океана небольшие очаги тепла и высокого давления, которые в последующие зимние месяцы становятся настолько частыми и интенсивными, что находят отражение на средних месячных картах температуры и геопотенциала.

Подобным же образом постепенно уменьшаются очаги тепла и высокого давления в течение весенних месяцев и в мае исчезают.

Отсутствием аналогичных условий в распределении материков и океанов в южном полушарии можно объяснить почти не локализованную меридиональную циркуляцию между средними и высокими широтами. По той же причине резкие потепления, подобные арктическим, в стратосфере Центральной Антарктиды отсутствуют.

По данным последних лет, и в Антарктиде отмечены потепления зимой , однако здесь они значительно слабее и не столь часты, как в Центральной Арктике, а главное, они зарегистрированы лишь на периферии Антарктиды. К этому вопросу мы еще вернемся в главе девятой.