Первопричиной атмосферной циркуляции является неравномерное распределение на земном шаре притекающей солнечной радиации. Как известно, количество тепла, получаемое от солнца каждой точкой земной поверхности, зависит прежде всего от угла падения солнечных лучей, который уменьшается от экватора к полюсам и изменяется в течение года. При прохождении потоков лучистой энергии через атмосферу происходит одновременный процесс поглощения и рассеивания ее. Поэтому, кроме угла падения солнечных лучей, величина притока солнечной энергии на поверхность земли зависит также от поглощения и рассеивания ее атмосферой.
Нагревание тропосферного воздуха происходит главным образом путем турбулентного переноса тепла от поверхности земли. Влияние лучистого притока тепла незначительно, так как для коротковолновой радиации солнца атмосфера почти прозрачна. Атмосфера поглощает значительную часть длинноволновой радиации, испускаемой поверхностью земли. При этом поглощающими элементами являются главным образом содержащиеся в атмосфере водяной пар, углекислый газ и озон, распределение которых на разных широтах и высотах различное.
Особенно много лучистой энергии поглощают и рассеивают облака. Рассеянная радиация частично поступает на поверхность земли. Поэтому в районах земного шара, где в течение года облакообразование является частым явлением, величина рассеянной радиации больше, чем в районах с преимущественно ясной погодой.
Не касаясь деталей распределения фактического притока тепла в различных частях земного шара, отметим, что в экваториальной зоне и вообще в низких широтах количество тепла, поступающего на единицу поверхности земли в течение года, значительно превосходит количество тепла, поступающего в высокие широты. От нагретой солнечной энергией земной .поверхности путем турбулентного теплообмена, теплопроводности, инсоляции, излучения и т. п., нагреваются нижние слои атмосферы.
При этом увеличение турбулентного обмена по вертикали, приводящее к соответствующему перемешиванию масс воздуха, обусловливает уменьшение вертикального градиента температуры. Так как величина нагрева земной поверхности в среднем уменьшается от тропиков к полюсам, то и горизонтальный градиент температуры в тропосфере имеет то же направление. Поскольку высотное поле давления зависит главным образом от поля температуры, то на вращающемся земном шаре имеет место западно-восточный перенос воздуха, обусловленный неодинаковым притоком солнечной энергии к экватору и полюсам.
Турбулентный обмен происходит не только в вертикальном, но и в горизонтальном направлении, и в этом последнем случае он играет большую роль в распределении температуры. Если бы в атмосфере не возникали различные вихри и не происходил горизонтальный турбулентный обмен, то на земном шаре было бы иное распределение температуры, чем наблюдающееся в действительности. Горизонтальный макротурбулентный обмен понижает температуру воздуха в экваториальной зоне и вообще в низких широтах и повышает температуру в высоких широтах. Эффект макротурбулентного обмена больше всего сказывается в высоких широтах.
Так как в холодное полугодие приток солнечной радиации в средних и высоких широтах значительно меньше, чем в теплое полугодие, то величина горизонтального макротурбулентного эффекта больше зимой, чем летом.
На основании исследований баланса лучистой энергии установлено, что в зоне между экватором и 39° с. и ю. ш. радиационный баланс в течение всего года положителен, а к северу и к югу от указанной зоны в холодное время года отрицателен (рис. 3). Отсюда следует вывод, имеющий первостепенное значение для теории общей циркуляции, а именно, для установления баланса тепла между низкими и высокими широтами необходимо наличие фактора, который уносил бы избыток тепла из низких широт к высоким и таким образом компенсировал имеющийся
там недостаток тепла. Таким фактором и является междуширотный обмен в механизме общей циркуляции атмосферы и гидросферы.
В табл. 1 приведены данные о распределении средней температуры лучистого равновесия (по Бауру) для различных широт в северном полушарии и среднеширотные значения действительной температуры воздуха. Вычисленная разность между ними указывает на интенсивность происходящего перераспределения тепла при междуширотном обмене масс воздуха.
Посредством этого обмена высокие широты получают дополнительное количество тепла из тропиков, а низкие широты, наоборот, охлаждаются за счет «притока более холодных масс воздуха из средних широт.
Так, например, на 70—80° с. ш. фактическая средняя температура воздуха на 23° выше, а в экваториальной зоне на 13° ниже, чем должна быть по условиям притока солнечной радиации.
Из табл 1. также видно, что и при наличии междуширотного обмена воздуха в нижних слоях атмосферы сохраняется меридиональный градиент температуры, направленный к полюсам. В соответствии с этим на высотах создается горизонтальный градиент давления, также направленный к полюсу. В формировании поля температуры воздуха важную роль играют морские течения. В. В. Шулейкин вычислил количество тепла, переносимого через атлантическое побережье Европы, и впервые показал огромное влияние океанического переноса на тепловой баланс северных морей, омывающих СССР. Позднее, на основе данных аэрологических наблюдений было установлено, что прогретые и увлажненные массы воздуха в тропосфере, распространяясь на сушу со стороны Атлантического океана, отепляют не только всю Европу, но и оказывают определенное влияние на значительную часть северной Азии, вплоть до берегов р. Лены. При этом тепло переносится с запада не только по суше, но через северные моря. Именно поэтому нередки зимой случаи, когда сильные морозы сменяются оттепелью. Влияние, которое оказывают морские течения на климат севера, хорошо иллюстрируется вычислениями количества тепла, получаемого или теряемого поверхностными водами океанов в связи с действием морских течений.
Как следует из рис. 4, теплое течение Гольфстрим выносит в северную Атлантику на каждый кв. сантиметр площади в год тепло в количестве 80—100 ккал., почти равное количеству тепла, получаемому на ту же площадь океаном в виде суммарной радиации. В зоне холодных течений, наоборот, океан теряет много тепла. В частности, в зоне между 20 и 40° с. ш., у Калифорнийского побережья, океан теряет на 1 см2 в год 60 ккал., а количество тепла, получаемое океаном в виде приходящей суммарной радиации, равно лишь 100 ккал. см2 год.
Большое влияние на распределение температуры воздуха на земном шаре оказывает подстилающая поверхность.
Распределение суши по широтам (табл. 2) дает представление о различии подстилающей поверхности в северном и южном полушариях. В северном полушарии на долю материков приходится 39,3% всей поверхности, а на долю морей и океанов — 60,7%; в южном же полушарии водная поверхность занимает 80,9%, а суша — 19,1% всей поверхности. Только в экваториальной зоне обоих полушарий материки занимают приблизительно одинаковую площадь. Наоборот, в высоких и средних широтах различие довольно значительно. Особенно существенно, что в южном полушарии благодаря наличию Антарктиды между 75 и 90° ю. ш. суша занимает всю площадь, а между широтами 65 и 35° ю. ш. — всего 0—9%. В то же время в северном полушарии между 75—90° с. ш. суша занимает 24—0% площади, а между 65 и 35° с. ш.,—76—42%.
На рис. 5 и 6 приведено распределение средней температуры воздуха на земном шаре на уровне моря в январе и июле.
Нетрудно убедиться, что изотермы идут не по кругам широт, как это было бы при условии лучистого равновесия, а с большим отклонением от них. При общей причудливости форм изотерм в январе (рис. 5) над материками северного полушария они
вогнуты к югу, а над океанами выгнуты к северу. В южном полушарии изгиб изотерм имеет обратное направление. Объясняется это охлаждением материков в условиях северной зимы и нагреванием их южным летом. В июле (рис. 6) картина противоположна январю, но в силу тепловых условий материков и океанов менее резко выражена.
Влияние материков и океанов на формирование температурного поля у поверхности земли отчетливо выражено на карте (рис. 7) разностей температуры между наблюденной средней месячной и средней широтной в январе, построенной Е. С. Рубинштейн. Эти данные показывают, что в северном полушарии как на материках, так и на океанах величины отклонений температуры от среднеширотной достигают больших значений. Наибольшие положительные отклонения наблюдаются над океанами, а отрицательные — над восточными районами материков. Так, над северо-восточной Азией они превышают —20°, над Северной Америкой —14°, над Северной Атлантикой 24°, а над севером Тихого океана 13—14°.
В южном полушарии вследствие преобладания водной поверхности и малых размеров материков отклонения температуры от среднеширотной не превышают 6—8°.
В июле имеет место обратная картина. В северном полушарии над океанами наблюдается отрицательное отклонение температуры от среднеширотной, над материками — преимущественно положительное, а абсолютные их значения в сравнении с зимой более чем вдвое меньше.
В южном полушарии в июле (южной зимой) отклонения температуры от среднеширотной несколько больше, чем в январе, но не превышают 8—10°.
Таким образом, неоднородность нижнего слоя атмосферы в «горизонтальном направлении связана с неравномерным распределением на земном шаре солнечной радиации и неоднородностью подстилающей поверхности земли.
Влияние подстилающей поверхности оказывается не только на распределении температуры воздуха, но и на изменении других его характеристик (влажности, запыленности и т. п.), особенно если массы воздуха находились над каким-либо районом сравнительно долгое время. Перемещаясь над различной по характеру подстилающей поверхностью, массы воздуха непрерывно меняют свои физические свойства, в том числе и термодинамические характеристики.
Между районами, где градиенты метеорологических элементов малы, а следовательно, где находятся относительно однородные массы воздуха, располагаются зоны с большими горизонтальными градиентами температуры — высотные фронтальные зоны и фронты. Чем больше различие термодинамических характеристик воздушных масс, тем больше горизонтальные градиенты температуры в соответствующей фронтальной зоне.
Следует заметить, что однородность воздушных масс является относительной, так как воздух непрерывно находится в движении. При этом, вследствие изменения направления и скорости ветра с высотой, воздушная масса редко перемещается как целое тело в одном направлении. Даже вне фронтальных зон и фронтов часто происходит натекание теплого воздуха на холодный, образуются инверсии и т. п.
Горизонтальное расслоение атмосферы происходит не только в тропосфере, но и в нижней стратосфере. В нижней стратосфере также обнаружены фронтальные зоны, отделяющие холодные и теплые массы воздуха. Неоднородность воздуха в стратосфере обусловлена не только радиационными условиями, но и интенсивной адвекцией холодных и теплых масс воздуха, сопровождающейся значительными вертикальными движениями и динамическими изменениями температуры.
В частности, сильное охлаждение воздуха зимой над полярными областями обязано радиационным условиям стратосферы в течение полярной ночи, а нагревание над теми же областями летом — радиационным условиям полярного дня. Однако нагревание его над высокими антициклонами обусловлено адвекцией и динамическими процессами, происходящими в тесной связи с процессами в тропосфере.
—Источник—
Погосян, Х.П. Общая циркуляция атмосферы/ Х.П. Погосян.– Л.: Гидрометеорологическое издательство, 1959.- 259 с.
Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава
