133_p2297_B2_11771

2.ВЛИЯНИЕ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ НА ФОРМИРОВАНИЕ АТМОСФЕРНЫХ ПРОЦЕССОВ

2.1.Океаническая подстилающая поверхность

Из общего количества солнечной энергии, достигающей поверхности океана, 90 % поглощается им и только 10 % отражается. Благодаря высокой теплоемкости и огромным размерам, океан – самый совершенный и емкий природный аккумулятор солнечного тепла и совершенный регулятор накопленной энергии. В среднем однозначные аномалии тепла сохраняются 3–4 месяца. Аналогичные свойства атмосферы и материков выражены слабее.

Тепло- и влагообмен, непрерывно происходящие через поверхность океана, зависят от знака и величины разности температур: вода (w) – воздух (a): (t°w – t°a) [Руководство по долгосрочным …, 1968; Руководство по месячным …, 1972].

Тепловой поток при t°w–a > 0 (вода теплее воздуха) направлен из океана а атмосферу, при t°w–a < 0 (вода холоднее воздуха) – в обратную сторону, из атмосферы в океан. Его интенсивность пропорциональна величине t°w–a.

Главной особенностью первого типа взаимодействия океана и атмосферы является развитие конвекции в тропосфере, благодаря чему тепло и влага океана распространяются до значительных высот, трансформируя начальное распределение полей температуры, влажности и геопотенциала.

При втором типе взаимодействия океана и атмосферы формируется устойчивая стратификация, что существенно ослабляет трансформацию воздушной массы.

В течение трех сезонов (сентябрь–май) на пространстве Северной Атлантики (севернее 35° с. ш.) преобладают положительные разности температур вода – воздух, обусловливающие вертикальную конвекцию в тропосфере.

Летом распределение t°w–a сложнее. В западных районах Атлантики вероятнее преобладание t°w–a < 0. Преобладает устойчивая стратификация, так как прогретый на материке воздух перемещается над холодными водными массами полярного происхождения. В Восточной и Северо-Восточной Атлантике, где охлажденный над океаном воздух подстилается, главным образом водными массами тропического происхождения, преобладают t°w–a > 0, вызывающие

21

конвекцию в тропосфере. Таким образом, тропосфере над океаном более свойственна конвективная неустойчивость.

На участках Гренландия – Скандинавия и Гренландия – Исландия – центральная Европа t°w–a в течение всего года положительные и значительны по величине благодаря сильно охлажденному воздуху, поступающему из Гренландии. Поэтому зимой и летом здесь развивается интенсивная конвекция, обуславливающая интенсивную трансформацию воздуха в нижней и средней тропосфере с образованием в ней значительных аномалий тепла и влаги. Повторяемость конвективной облачности составляет 40–50 % зимой и 30–50 % летом.

На пространстве от Северной Америки до Европы взаимодействие между океаном и атмосферой и его проявления в тропосфере разнородны. Зимой и в переходные сезоны повсеместно преобладает конвекция. Летом на западном участке в нижней тропосфере возникает устойчивая стратификация, а восточнее сохраняется конвекция и сопутствующая ей повышенная трансформация воздуха. Поскольку отрицательные t°w–a летом локализуются у американского побережья Атлантики (примерно до 30° з. д.), можно предположить, что влияние воздуха, прогретого на материке, распространяется только на эту часть океана.

От Азорских островов до Южной Европы t°w–a в большинстве случаев отрицательные благодаря распространению тропического воздуха на область холодного течения в океане. Здесь нижняя тропосфера чаще стратифицирована устойчиво, что не приводит к образованию существенных аномалий в полях температуры, влажности и др. Над зоной Гольфстрима в течение всего года господствует термическая конвекция.

В холодное полугодие величина t°w–a составляет в среднем по Северной Атлантике 1–3 °С, в летние месяцы 0,5–1,0 °С, т. е.

летняя конвекция над океаном в 2–3 раза слабее, чем в холодное время года.

2.2.Арктическая подстилающая поверхность

Южной границей Арктики считается северный полярный круг, определяющий полугодовую смену дня и ночи. Площадь Арктики около 25 млн км2, в том числе примерно15 млн км2 океана. В среднем около 11 млн км2 его покрыто плавучими льдами

22

зимой и около 8 млн км2 – летом [Руководство по долгосрочным …, 1968; Руководство по месячным …, 1972].

Следовательно, арктическая подстилающая поверхность (АПП), включающая в себя океаническую, материковую и ледовую компоненты, является гораздо более сложной, чем чисто океаническая.

Главные свойства АПП, играющие наиболее существенную роль в формировании атмосферных процессов, состоят в следующем.

Океаническая подстилающая поверхность (ОПП). Арктика,

в отличие от Северной Атлантики, в течение всего года покрыта плавучими и неподвижными льдами (примерно на 1/2 летом и на 2/3 зимой). Вследствие этого теплообмен океана с атмосферой ослаблен и осуществляется по более сложным законам. Зимой (январь–март) средняя величина t°w-a составляет около 40 °С в районе полюса и 30 °С у побережья, т. е. в 10 и более раз превышает аналогичную разность в Северной Атлантике. Вследствие этого тепловой поток в Арктике зимой, весной и осенью направ-

лен из океана в атмосферу. Однако из-за мощной теплоизоляции сплошного ледяного покрова его величина значительно меньше, чем в Северной Атлантике.

Летом (июль–август) при таянии льда средняя величина t°w–a на большей части Северного Ледовитого океана либо близка к 0 °С, либо имеет значения – 1, –2 °С. В прибрежных районах, освобождающихся летом ото льда, температура воды, хотя и переходит к небольшим положительным значениям, все же остается ниже температуры воздуха на 2–3 °С. Следовательно, тепловой поток летом чаще направлен из атмосферы в океан, интенсивность его невелика.

Материковая подстилающая поверхность (МПП) в Арктике имеет принципиальную особенность, заключающуюся в том, что примерно на 1/5 она покрыта ледниками. Эта часть МПП взаимодействует с атмосферой как ледовая подстилающая поверхность

(ЛПП).

Ледовая подстилающая поверхность. Эта поверхность вме-

сте с материковыми льдами занимает около 52 % зимой и 40 % от общей площади Арктики летом. Она характеризуется высокой отражательной способностью. Альбедо арктического льда колеблется от 80 % весной и осенью до 70 % летом. Альбедо снега составляет 50 % летом (влажный снег) и 80 % весной и осенью (су-

23

хой снег). Следовательно, радиационный баланс системы лед – атмосфера в Арктике отрицательный в течение всего года.

Таким образом, тепловой поток между Северным Ледовитым океаном и атмосферой (осенью, зимой и весной) состоит из трех слагаемых:

а) потока от поверхности океана, обусловленного положительной разностью температур вода – воздух (t°w–a);

б) потока тепла, выделяемого льдом при его образовании и дальнейшем нарастании (теплота кристаллизации);

в) потока аккумулированного тепла, т. е. того тепла, которое накапливается многолетними льдами в течение лета.

Если суммировать поток тепла с поверхности океана, выделенную теплоту кристаллизации и выделенное аккумулятивное тепло, то за холодный период года (период нарастания и охлаждения льда) общий поток составит в среднем 14 ккал/см2 или 58,6 Дж/м2 [Руководство по месячным …, 1972]. Большая часть этого тепла идет на нагревание нижних слоев атмосферы над Арктикой. Благодаря этому они значительно теплее зимней атмосферы над Азией. Однако в пределах Арктического бассейна в целом формируется зимний тропосферный очаг холода.

Летом (в июле, августе и иногда в сентябре) арктическая атмосфера теряет тепло. Происходит это в основном за счет излучения и турбулентного теплообмена, обусловленного разностью температур вода – воздух, т. е. при t° w–a < 0 (в силу небольших значений t° w–a он невелик), и за счет затрат радиационного тепла и тепла атмосферы на весенне-летнее таяние снега и льда в Северном Ледовитом океане и на нагревание многолетних льдов. Следовательно, летом АПП получает тепло в виде солнечной радиации и из атмосферы. В результате в атмосфере формируется пониженный температурный фон, приводящий, в частности, к

образованию инверсий и туманов в приземном слое воздуха.

Аномалии ледяного покрова Арктики (его толщины и ледовитости) имеют высокую инерционность. Благодаря этому ледяной покров способен практически в течение всего ледового сезона влиять на атмосферные процессы в одном и том же направлении.

В то же время ледовый покров испытывает существенные колебания от года к году. При его отрицательной аномалии заметно увеличиваются тепловые потоки из океана в атмосферу осенью, зимой и весной. В результате этого в атмосфере могут возникнуть положительные аномалии температуры воздуха.

24

При положительной аномалии ледового покрова тепловые потоки из океана в атмосферу уменьшаются, вследствие чего в атмосфере формируются отрицательные аномалии в поле температуры.

Большую роль АПП играет в формировании атмосферных процессов над Евразией. Зимой над всей Арктикой господствует полярная ночь и постоянное радиационное выхолаживание.

Врезультате зимой над центральными районами Арктики фор-

мируется приземный радиационный антициклон. Сезонное поле повышенного давления формируется и над центральными районами Азиатского материка.

Эти области повышенного давления, как правило, не смыкаются. Между ними образуется устойчивая ложбина, обусловленная тепловым потоком из океана в атмосферу, и потому особенно развитая в западном секторе Арктики. По этой ложбине зимой в Арктику проникают североатлантические циклоны, в теплых секторах которых выносится теплый воздух с Атлантики.

Вянваре над Баренцевым и Карским морями в среднем проходит 5–6 циклонов, а через полюс – от 3 до 4. В результате Арктика получает большое количество тепла из более низких широт.

Благодаря этому температура воздуха над Арктикой в нижних слоях тропосферы несколько выше, чем в высоких и средних широтах России, особенно в центральных районах Восточной Сибири. Поэтому перенос арктического воздуха в центральные и восточные районы Сибири всегда зимой означает ад-

векцию тепла. В этом случае температура воздуха в Сибири повышается не только за счет адвекции тепла, но и за счет разрушения инверсии и ликвидации приземного выхоложенного слоя.

Однако арктические вторжения зимой в Западную Сибирь и особенно на Европейскую часть России всегда приводят к похолоданиям.

Весной с появлением и постепенным нарастанием инсоляции теплообмен между АПП и атмосферой качественно меняется. Прекращается выделение аккумулятивного тепла из толщи льда, его охлаждение сменяется нагреванием. Уменьшается отдача тепла за счет нарастания льда. Сокращается также поступление адвективного тепла из низких широт. Большое количество тепла расходуется на испарение снега и таяние льда. В результате температура в Арктике весной остается весьма низкой (–10, –12 °С в мае), несмотря на значительное увеличение суммарной радиации.

25

Весенние процессы над материком проходят более активно. Уже в апреле–мае на большей части территории Сибири устанавливаются положительные температуры воздуха. В этих условиях вторжения арктического воздуха на Азиатский континент повсюду (кроме территории Таймыра) приводят к похолоданиям и заморозкам. Повторяемость их возрастает с юга на север и с запада на восток. Частота арктических вторжений в мае на Европейскую часть России в два раза больше, чем в январе [Руководство по краткосрочным …, 1965, ч. 3, вып. 1–4; 1986–1988, ч. 2, вып. 1–2].

В июне–июле суммарная солнечная радиация в Арктике достигает таких же величин, как и на материке. Между тем теплосодержание воздуха в Арктике значительно меньше, чем на материке. Объясняется это не только тем, что большая часть лучистой энергии отражается (альбедо летнего снега и льда превышает 50 %), но также и тем, что поглощенная радиация идет не на нагревание атмосферы, а главным образом на таяние снега и льда, а также на летний прогрев многолетнего льда и открытых пространств Северного Ледовитого океана.

Поэтому летние переносы арктического воздуха на материк повсюду вызывают похолодания. Влияние их заметно проявляется даже на средних температурах июля.

Хотя полярная ночь в Арктике начинается уже в сентябре, переход к зимнему режиму быстрее происходит на материке, особенно в центральных и восточных районах Сибири. Это объясняется гораздо более медленным остыванием атмосферы над Арктическим бассейном. Ее сравнительно высокое теплосодержание непрерывно поддерживается потоками тепла от открытых пространств океана (в виде турбулентной составляющей, потерь тепла на испарение и эффективное излучение) и ледяного покрова (путем выделения аккумулятивного тепла и теплоты кристаллизации). В это время максимальная теплоотдача в атмосферу наблюдается в зоне окраинных морей (Баренцева, Карского, Лаптевых, Восточно-Сибирского и Чукотского), в большей мере прогревшихся летом.

Начиная с октября поступление арктического воздуха на материк сопровождается некоторым потеплением в восточных районах страны и похолоданием над ЕЧР и в Западной Сибири.

26

2.3.Материковая подстилающая поверхность

Материковая подстилающая поверхность (МПП) – самая неоднородная и сложная. В пределах Евразии, например, располагаются климатически и синоптически значимые водные акватории, лесные массивы, горные системы, тундры, степи, пустыни, области оледенения и вечной мерзлоты, заснеженные пространства зимой. Перечисленные поверхности имеют различные физические и теплофизические характеристики, из-за чего по-разному (качественно и количественно) воздействуют на атмосферу. МПП, в отличие от других поверхностей, свойственны большие колебания от сезона к сезону основных теплофизических характеристик (теплоемкости, теплопроводности, альбедо и др.), особенно в умеренных и высоких широтах России.

На обширном пространстве России наиболее однородные условия на подстилающей поверхности складываются зимой. В этот сезон грунт и почва промерзают, водоемы покрываются льдом, а вся поверхность в целом (за малым исключением) – снежным покровом. Такая поверхность обладает небольшой теплоемкостью и очень высокой отражательной способностью (альбедо 70–90 %). Все это способствует устойчивому и мощному выхолаживанию атмосферы над материком. Интенсивнее всего выхолаживание в центральных и восточных районах Сибири. Непродолжительное нарушение этого процесса (повышение температуры воздуха, разрушение приземных инверсий) обычно в этих районах связано с вторжением арктического воздуха.

Устойчивое радиационное выхолаживание атмосферы над Сибирью является одной из главных причин формирования Азиатского антициклона – сезонного центра действия атмосферы в холодный период.

Зимнее выхолаживание атмосферы характерно и для ЕЧР, и для Западной Сибири. Однако в этих районах оно нарушается чаще и продолжительнее под влиянием адвекции теплого воздуха с Атлантики и субтропиков. Арктические вторжения, особенно с восточной составляющей, приводят здесь к резким похолоданиям

иусилению антициклогенеза.

Ввосточных районах России радиационный баланс атмосферы в январе примерно такой же, как и в центральной Арктике в период полярной ночи. Однако выхолаживание атмосферы интенсивнее на материке, поскольку здесь нижние слои атмосферы

27

при инверсионном распределении температуры малоподвижны, воздухообмен с сопряженными пространствами также ослаблен, а приток тепла из глубин почвы значительно меньше, чем в Арктике.

Весной с МПП исчезают ледяной и снежный покровы. Выделение аккумулятивного тепла из грунта сменяется очередным накоплением. Грунт постепенно прогревается, возрастает испарение с увлажнѐнных поверхностей. Эти процессы, кроме последнего, сопровождаются большими затратами солнечного и адвективного тепла в атмосфере.

Следовательно, прогрев материковой подстилающей поверхности наиболее интенсивен над ЕЧР, где адвективность атмосферы интенсивнее, а заснеженность и сезонное оледенение меньше.

Замедленность весенних процессов над центральными и восточными районами Сибири способствует более длительному сохранению антициклонического режима.

Арктические вторжения весной приводят к похолоданиям и задержке весенних процессов на всей территории России. Переносы Атлантического воздуха на ЕЧР в первую половину весны обуславливают потепление, а во вторую половину – похолодание. Во всех случаях адвекция тепла и влаги с Атлантики сопровождается обильными осадками.

Летом невысокая теплоѐмкость почвы способствует ее быстрому прогреванию. Образующиеся при этом аномалии тепла в почве сохраняются дольше, чем в атмосфере. В результате в среднем за сутки тепловой поток направлен от поверхности материка в атмосферу. В полосе степей и пустынь структура потока определяется турбулентным теплообменом и излучением. В лесной зоне главную роль в процессе теплообмена подстилающей поверхности с атмосферой играют потери тепла на испарение.

Вторжения арктического воздуха летом повсеместно вы-

зывают похолодания и способствуют усилению теплоотдачи от поверхности материка в атмосферу. В результате в нижней тропосфере могут возникнуть сверхадиабатические градиенты, и как следствие, термическая конвекция и облачность.

Наблюдения показали, что в течение первых суток арктический воздух, поступивший летом на материк, прогревается в слое 0–1 км на 3,7 °С, а в слое 4–5 км – на 1,2 °С; во вторые сутки соответственно – на 3,6° и 1,8 °С; и в третьи сутки – на 3,0° и 2,9 °С [Руководство по долгосрочным …, 1968].

28

Поступление летом на материк североатлантического воздуха также приводит на Европейской части России и в Западной Сибири к похолоданиям, развитию облачности и выпадению осадков.

Осенью при быстром выхолаживании материка, особенно его северных районов, увеличивается повторяемость антициклонической циркуляции. Вторжения арктического воздуха способствуют устойчивости и усилению антициклонических образований. В дальнейшем влияние арктических вторжений на центральные районы Сибири качественно меняется. Прогрессирующее выхолаживание материка и атмосферы над ним в конце концов выравнивает температуры воздуха в Арктике и Сибири, а затем в Сибири температура воздуха становится ниже. С этого времени адвекция арктического воздуха на Восточную Сибирь вызывает потепления, которые ослабляют приземный антициклогенез.

Влияние североатлантического воздуха неоднозначно в течение холодного периода. В первой половине осени адвекция с Атлантики приводит к похолоданиям и осадкам над Европейской частью России, а после выравнивания температуры воздуха над Атлантикой и Европой – к потеплениям.

Именно взаимодействия циркуляционных механизмов с различными типами подстилающей поверхности формируют основные закономерности циркуляционного режима в их сезонном проявлении над отдельными физико-географическими районами.

29

3.ПРОЦЕССЫ ЦИКЛО- И АНТИЦИКЛОГЕНЕЗА ВО ВНЕТРОПИЧЕСКИХ РАЙОНАХ СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ

3.1.Общие сведения

Циклоническая деятельность в умеренных и высоких широтах является составной частью общей циркуляции атмосферы (ОЦА). Перемещения воздушных масс и атмосферных фронтов в процессе циклогенетической деятельности наряду с другими синоптическими объектами изменяют и формируют сезонные особенности ОЦА в пределах северного полушария.

Несмотря на постоянные изменения, ОЦА имеет устойчивые особенности, проявляющиеся на климатических картах. Аномалии в общей циркуляции атмосферы, формирующиеся в отдельные месяцы и даже дни, проявляются на синоптических картах и определяют значительные, а порой и резкие изменения в погоде.

Основные черты ОЦА над северным полушарием сводятся к следующему [Погосян, 1972, 1976; Хайруллин, 1989]. Основным видом циркуляции воздуха над вращающейся Землей является зональный перенос, обусловленный разностью температур между низкими и высокими широтами, а также отклоняющей силой Кориолиса. В тропосфере и нижней стратосфере западная циркуляция преобладает во все сезоны года; в стратосфере и нижней мезосфере – в холодное полугодие.

Летом западный перенос воздуха ограничен высотами 16–20 км, а выше устанавливается восточный перенос, обусловленный более значительным прогреванием воздуха в арктической стратосфере и выделением тепла при образовании озона (О3). Только в тропических и отчасти полярных широтах до высоты 4–14 км господствует восточный перенос. Расчетная скорость вращения атмосферы с запада на восток на высоте 4 км около 22 м/с [Пальмен, Ньютон, 1973]

Средние месячные изобары у поверхности Земли показывают, что в полярных областях обоих полушарий преобладает высокое атмосферное давление. Ветры из этих областей направлены в стороны умеренных зон обоих полушарий. Для умеренных зон характерно частое возникновение фронтальных циклонов на по-

30