2 месяца назад
Нету коментариев

Вспомогательная роль термической конвекции

«Кли­матологическая школа» полагала, что возмущения затра­гивают лишь зону экваториальной депрессии и что эти возмущения происходят в результате прогревания нижних слоев (термическая конвекция). Сейчас известно, что это вовсе не так. Интенсивные дожди могут выпадать во всей тропической зоне, и синоптические карты показывают, что они связаны с подвижными возмущениями динамичес­кого происхождения. Но внутри междутропической депрес­сии есть и очень жаркие засушливые области (Риль). Как и в других частях земного шара, облачность и осадки создаются динамическим восхождением воздуха, вызыва­емым конвергенцией, или же термодинамическим восхож­дением, обусловливаемым вертикальной неустойчивостью. Когда вмешиваются термические явления, вертикальный градиент оказывается результатом не только высоких приземных температур, но и главным образом следстви­ем аномально низких температур верхних слоев. А в этом случае холодный воздух, вовлеченный в высокие слои, свидетельствует о динамических процессах (см. по этому вопросу далее раздел о тропических циклонах. Все метеорологи не проводят ясного различия между термодинами­ческой неустойчивостью (вертикальная неуравновешенность в ре­зультате термического и гидротермического состояния массы во всей ее толще) и термической конвекцией, которая вызывается пре­имущественно прогреванием нижних слоев при контакте с земной поверхностью).

Однако ясно, что экваториальные дожди, несмотря на их нерегулярность и во времени, и в пространстве, часто разражаются в жаркие часы после полудня; например, в Пуэрто-Рико средний максимум осадков приходится на 15 часов. Точно так же тропические циклоны образуются над самыми теплыми морями. Эти два замечания с учетом двух противоположных наблюдений (частое выпадение сильных дождей ночью и отсутствие очагов тропических циклонов на материках, хотя бы и более теплых, чем моря) позволяют точнее определить значение термической кон­векции. Прогревание нижних слоев увеличивает перво­начальную неустойчивость воздуха и тем самым усиливает возмущение. Этот вспомогательный механизм может «развязать» дождь или же увеличить его интенсивность, но его недостаточно, чтобы привести к дождю, если при этом не действуют другие, более эффективные факторы. Его наличие иногда необходимо, но редко достаточно.

 

Ограниченное влияние норвежских фронтов

Теорети­ческая часть норвежской доктрины уже не разделяется большинством метеорологов. Но повседневный синопти­ческий опыт показывает, что воздушные массы и фронты действительно определяют основные черты погоды внутри умеренной зоны (см. по этому вопросу P.Pedelaborde, Introduction a l’etude scientifique du climat, Paris, 1954, p. 109.). Плодотворная практика фронтологи­ческого анализа в средних широтах начиная с 1920 г. должна была неизбежно вызвать и попытки его приложения к междутропической зоне. Геофизики бергенской школы сами использовали наблюдения в низких широтах и в 1934 г. провели в своей «Физической гидродинамике» такое обобщение. Пассат и муссон, описанные климатоло­гической школой, казались вполне отвечающими всем условиям, необходимым для отнесения их к воздушным массам. Четко различаются области очагов, траектории, термодинамическая эволюция при перемещении, специфи­ческие особенности, обеспечивающие однородность на об­ширных пространствах. Еще и сейчас многие метеорологи убеждены в существовании и взаимодействии междутро­пических воздушных масс. В 1951 г. в «Compendium of Meteorology» Граймс описал тропический воздух (пассат) и экваториальный воздух (застойные массы, более влаж­ные и менее устойчивые, чем пассат).

Если существуют хорошо различимые воздушные массы, то при конвергенции этих масс должны различаться и фронты. Между прочим, наблюдениями уже давно уста­новлено существование полос облаков в тропиках, похожих на те, которые связаны с холодными фронтами умеренной зоныb с Ci по краям). Часто бывает, что эти явления сопровождаются характерными фронтальными особенно­стями: плохой погодой, сильными ветрами с резкими изме­нениями направления, падением температуры. Так была описана целая серия больших полуперманентных фронтов:экваториальный, или между тропический, фронт (в СССР называемый тропическим.— Прим. ред.) при встрече двух пассатов (единый или двойной в зависимости от простого или двойного характера зоны конвергенции); пассатный фронт между субтропическими антициклонами одного полушария (рис. 20); муссонный фронт между пассатом северного полушария и отклоненным к северу пассатом южного полушария, перешедшим через экватор (см. рис. 9).

Пассатный фронт между двумя субтропическими антициклонами

Пассатный фронт между двумя субтропическими антициклонами

Считают, что возмущения происходят, как и в уме­ренной зоне, от образования волн на этих больших поверхностях разрыва. Относительно холодному возду­ху из субтропических широт приписывается при этом роль главного импульсирующего фактора; аналогично полярным вторжениям в умеренной зоне. Некоторые авторы даже думают, что внутри экваториальной депрессии непрерывно накапливаются холодные фронты, поступаю­щие из умеренной зоны. Предполагается, что эти полярные вторжения порождают сильнейшие тропические циклоны, возникающие либо на фронте окклюзии, как полагает Скофилд (Е. Scofield), либо в угле трех масс, то есть на стыке тропического и полярного фронтов, по Депперману, либо, по мнению Граймса и Аракавы (Н. Arakawa), на тропическом фронте, на котором появляются волны под воздействием полярных вторжений. Все эти фронтологические идеи еще живут среди многих метеорологов (у доброй половины авторов, как констатировал в 1951 г. Пальмер). Работа Гарбела (М. A. Garbell) в 1947 г. является, быть может, самой полной и талантливой по­пыткой применения норвежских представлений к между­тропической зоне.

Современные наблюдения доказывают, однако, что фронтология не может дать объяснения самым характер­ным явлениям в тропиках и на экваторе. Фронты оказыва­ются здесь очень случайными явлениями, а не постоянными и общими фактами, как во внетропических широтах. В этой связи нужно особо подчеркнуть разнообразие основных климатических факторов в каждой области нашей планеты и вследствие этого опасность любого поспешного обобщения. Очень детальное изучение циркуля­ции над Северной Францией показало нам, например, что погодой в Парижском бассейне управляют фронтальные и адвективные процессы нижних слоев. Но Миллер отме­чает чисто локальный характер климата на хребтах Сьерра-Невады в Калифорнии (David H. Miller, Snow cover and climate in the Sierra Nevada, California, Los Angeles, University of California Press, 1955).Здесь адвекция и фронты не создают самых характерных черт климата. Другое иссле­дование, проведенное нами и одним из наших учеников, позволяет заключить обратное о климате Алжира, который оказывается результатом сложной связи между нижними и верхними слоями атмосферы; адвекция на высотах опреде­ляет основные черты климата, позволяя или не позволяя приземным фронтам вступать в действие.

Междутропическая зона представляет четвертый тип и, может быть, не единственный, в котором фронты имеют лишь вторичное значение. В самом деле, повседневный опыт показывает невозможность какого-либо предсказания погоды в тропиках, основанного на перемещении фронтов. Фронты остаются крайне локальными, слабо выраженными, и их наклон может быстро и резко меняться во времени. Они не перемещаются в виде линий, перпендикулярных к ветру, как в умеренных широтах, и ни необходимы, ни достаточны для появления линий конвергенции, создаю­щих плохую погоду. Особенно редки фронты большого протяжения (специфичные для умеренной зоны), так как внутри тропиков сглаживаются градиенты плотности. Есть, конечно, контрасты в направлении ветра, во влажно­сти и вертикальной устойчивости, но разности температур, которые и создают градиент плотности, слишком малы для того, чтобы вызывать систематическое наложение различных воздушных масс. Отсутствие больших разли­чий в полуденной высоте солнца между экватором и тропиками создает квазиоднородность температур во всей зоне. Уже этого фактора достаточно, чтобы ликвидировать все внешние причины дифференциации: приходящий в тропики полярный воздух очень быстро трансформируется в тропический воздух. Таким образом, не приходится говорить о воздушных массах и фронтах; можно говорить только о воздушных течениях и разрывах в поле скоростей. Настоящий же фронт (в норвежском понимании термина) представляет собой эффект разрыва всех метеорологи­ческих элементов и главным образом разрыва температу­ры, вызывающего разрыв плотности.

Междутропическая зона конвергенции, например, не является фронтом в норвежском смысле. Ветры конверги­руют, но термические и термодинамические свойства обоих потоков очень близки. Прежние исследователи считали, что существует термический градиент между пассатами летнего и зимнего полушария. В действитель­ности, так как междутропическая депрессия проникает далеко в более теплое полушарие, воздушные массы другого полушария, первоначально более холодные, про­ходят длинный путь, уравнивающий температуры обоих пассатов.

Думали также, что муссонный фронт над Индией означает термическое различие между юго-западным потоком морского воздуха и северо-восточным потоком континентального воздуха. Действительно, структура об­лачности напоминает структуру, свойственную настоящим фронтам. Зондажи и анализ линий тока показывают, однако, что происходит конвергенция двух воздушных масс одинаковой плотности, что вызывает дивергенцию течений на высоте. Верхний дивергирующий воздух в этом случае налагается на конвергирующий воздух ниж­них слоев, что и может объяснить ошибку фронтологов. Но в действительности оба потока смыкаются без однород­ного во всех случаях наложения. В отличие от настоящих фронтов здесь может наблюдаться очень различная страти­фикация в зависимости от скоростей потоков (Икер).

Однако в некоторых случаях между тропиками суще­ствуют настоящие фронты, что доказывается наблюдениями за температурой и точкой росы. Для возникновения фронта, конечно, необходимо, чтобы полярный воздух не трансформировался, то есть чтобы сохранился достаточный градиент между ним и тропическим воздухом. Области двух типов наиболее благоприятствуют созданию такой ситуации: 1) восточные части океанов, особенно открытые для холодных вторжений, питающих пассаты; 2) наиболее высокие междутропические широты (как правило, выше 20°), где такие вторжения сохраняют еще полярный харак­тер. В восточных частях Атлантического и Индийского океанов известны мощные холодные вторжения. Пальмер констатирует, что метод анализа фронтов и воздушных масс оказался непригодным для западных частей бассейна Тихого океана и Атлантики, но что в отличие от этого он .хорошо применим в Западной Африке, а иногда и в Индии. То же относится и к востоку Тихого океана, так как гидродинамическое воздействие Скалистых гор и Анд благоприятствует распространению холодных вторжений к низким широтам. Риль отмечает, что холодные фронты часто достигают бассейна Амазонки и Экваториальной Африки, нанося серьезный ущерб тропическим культурам. Солот (S. В. Solot) в 1943 г. наблюдал разрывы температу­ры вдоль междутропической зоны конвергенции в Африке. Сойер в 1947 г. наблюдал такое же явление в Индии. В рейсах «Каримаре» в 1937 и 1938 гг. были выявлены холодные фронты на востоке Атлантического океана, на линии Габона, то есть совсем близко от экватора (Миро­нович). Прорывы пассата, обычно проявляющиеся в простых разрывах скорости, вызывают во всех указанных случаях дополнительный фронтальный эффект. Конечно, речь идет всегда о чисто меридиональных ситуациях, при которых холодный воздух интенсивно вторгается в между­тропическую зону благодаря общему блокированию запад­ного полярного переноса, как указывают Гильме и Зонзон {В.Guilmet, J. Zonzon). Соседством двух мощных антицик­лонов в Атлантическом океане (азорского и о. Св. Елены), несомненно, объясняется часто наблюдаемый фронталь­ный характер муссонного фронта Западной Африки (Солот, Юбер). Здесь особенно хорошо обеспечено питание холод­ным воздухом. Если холодные фронты, идущие с севера, теряют свою активность, пересекая Сахару, то холодные фронты южного полушария, движущиеся над океаном, могут поддерживать заметный градиент вдоль междутропической зоны конвергенции. Африканские торнадо и хабубы, описанные Икером в 1945 г., между прочим, представля­ются настоящими фронтальными грозами, вызванными волновыми колебаниями муссонного фронта над Сахарой. Падение температуры при прохождении холодного воздуха при этом нередко достигает 15°.

Таким образом, в наиболее высоких тропических широтах известны и настоящие фронты: 1) полярный фронт достигает 30-й параллели над Восточной Азией в холодный сезон благодаря меридиональному направлению струй­ного течения. Китайские авторы описали траектории цикло­нов, идущих по нижнему течению Янцзы и достигающих Тонкина своими теплыми секторами. Речь идет здесь о двуфронтальных возмущениях, во всех отношениях аналогичных таким же возмущениям в Западной Европе. Мы еще остановимся на этом в связи с китайским муссоном; 2) зимой холодные фронты проникают в Индию, следуя с небольшим опозданием за осью западной циклонической волны на уровне 500 мб. Эти вторжения происходят так­же вследствие необычного положения струйного течения. Хотя они и сопровождаются понижениями температуры, тем не менее они не относятся к основным явлениям: возмуще­ние имеет в основном динамический характер, о котором мы скажем несколько ниже (западные волны); 3) фронты, ориентированные с севера на юг, отражают конвергенцию на контакте двух субтропических антициклонов (см. рис. 20). Для обозначения этих разрывов норвежцы уже предлагали название полярные псевдофронты, или пассатные фронты. В этом случае сочетаются два условия фронтогенеза: с одной стороны, конвергенция, а с другой — термический градиент между северным воздухом западного антицикло­на и южным воздухом восточного антициклона. Контраст становится еще более резким на востоке океана, так как прохладный морской воздух западного антициклона отличен от теплового континентального воздуха восточного антициклона (пример атлантического пассатного фронта вдоль марокканского побережья между морским тропи­ческим или морским полярным воздухом азорского анти­циклона и континентальным тропическим воздухом Саха­ры). Иногда пассатные фронты называют меридиональными фронтами; этим термином вновь воспользовался в 1951 г. Граймс. В 1940 г. С. П. Хромов, между прочим, пока­зал, что прерывистая структура субтропической зоны высокого давления способствует меридиональному обмену между полярной и междутропической зонами.

Когда пассатный фронт встречает междутропичес­кую зону конвергенции, то возникает так называе­мый угол трех масс, или тройная точка. Пассатный фронт испытывает волнообразное колебание каждый раз, когда до него доходит полярное вторжение из западного антициклона. В это время в седловине между двумя анти­циклонами циркулируют мощные возмущения грозового характера. Они проявляются во все сезоны, но особенно весной и осенью, то есть в периоды сильных холодных вторжений. Эти возмущения были хорошо изучены на марокканском побережье французскими метеорологами. В 1954 г. Эмсалем (R. Emsalem) описал пассатный фронт, типичный для запада Тихого океана зимой, дав ему более общее название тропического фронта.

Кинематические возмущения

В междутропической воздушной массе, относительно однородной в термическом отношении, капризы погоды определяются главным обра­зом конвергенцией и дивергенцией. Пространственное распре­деление этих двух процессов определяет, в конечном счете, поле ветра, иликинематическое поле. Как можно его изу­чать? Поскольку параметр Кориолиса в низких широтах становится очень малым, ветер там уже не следует изобарам (то есть барическому закону ветра). Карты изобар, или барической топографии, поэтому не позволяют определять точные направления течений. За последние лет 15 амери­канские метеорологи стали строить для тропиков линии то­ка по данным измерений скорости и направления ветра с помощью шаров-пилотов (о технике представления и анализе кинематического поля см. работы Икера, Риля и Уотса, в частности труд последнего (Watts, p. 20—22)). Переменная кривизна этих линий выявляет области конвергенции и дивергенции. Напомним, что при этом принимаются во внимание не только горизонтальное слияние и растекание (конфлюэнция и дифлюэнция) линий тока. Конвергенция или дивергенция происходит в результате комбинированного воздействия изменений направления и скорости (здесь нельзя детально рассмотреть эти явления. По этому вопросу см., в частности, работу Риля (Н. Riehl, p. 198—199)). Главным образом имеется в виду, что антициклональный характер кривизны вызывает дивергенцию и вследствие этого ади­абатическое прогревание и рассеивание облаков. Наоборот, циклоническая кривизна вызывает конвергенцию, а стало быть восхождение и адиабатическое охлаждение — благо­приятные условия для облачности и для осадков, если воздушная масса влажная. Эта связь между кривизной линий тока и вертикальными движениями представляется очень простой, если рассмотреть изменения каждого члена в уравнении вихря l+зита/D=const. Синоптические исследо­вания, проведенные в свете этих положений, позволяют уже составить большой перечень кинематических возму­щений.

а) Восточные волны (easterly waves) были впервые проанализированы Даном (G. E. Dunn). В 1940 г. Дан показал, что мощный и однородный антильский пассат летом испытывает волны давления малой амплитуды. Волна видна на 24-часовых картах изаллобар; однако не наблю­дается никаких разрывов температуры. Впереди области падения давления пассатная инверсия проходит низко, и небо очень чисто. В тылу области падения давления наблю­дается подъем или исчезновение депрессии, и облака не­устойчивой стратификации дают ливни. Волны с большой амплитудой могут порождать циклоны (ураганы). Между прочим, траектории изаллобарических областей соответ­ствуют средним траекториям ураганов данного месяца.

В 1943 г. исследования в той же области были возоб­новлены Рилем, который, однако, рассматривал линии тока в свободной атмосфере. В восточном течении пассата возникают волновые возмущения, причем эти волны значительно более четки, чем описанные волны в бариче­ском поле (рис. 21). Оси барических гребней и ложбин перемещаются с востока на запад, как и ветер, со скоростью примерно 400 миль в сутки. Приложение теоремы вихря показывает, что конвергенция, характерная для осей барических ложбин, проявляется также и в восточных (тыловых) частях этих ложбин, тогда как в западных (передних) частях имеет место дивергенция. Таким образом, возмущение вызывает плохую погоду, сохраняющуюся и после прохождения ложбины, тогда как в передней части возмущения небо чисто. Этот процесс противоположен то­му, который наблюдается в средних широтах при западных волнах. Планетарная волна в западном переносе действи­тельно обусловливает сначала плохую погоду (восточная часть ложбины), но наступающая затем дивергенция (западная часть ложбины) характеризуется ясной погодой циклонического тыла (см. P.Pedelaborde, Le tourbillon, «Ann. Geogr.», Paris, 1958).

Восточные волны в однородном потоке пассатов

Восточные волны в однородном потоке пассатов

Во всяком случае, благодаря восточным волнам дожди в зоне пассата могут выпадать круглый год. Тем не менее отмечается преобладание этих волн летом, так как зона их наибольшей частоты мигрирует к полюсу весной и к эква­тору осенью (параллельно перемещениям междутропичес­кой зоны конвергенции). Дан думает, что волна возникает в широтах, где междутропическая зона конвергенции наиболее интенсивна, например вдоль муссонных фронтов. Так, антильские волны зарождаются на востоке Атлантики, когда экваториальная депрессия продвигается к северу и близость азорского антициклона усиливает конвергенцию (часто прослеживается непрерывное перемещение изаллоба­рических областей от Гвинеи до Антильских островов или от запад­ных берегов Америки до центра Тихого океана). Икер, с другой стороны, отмечает, что волны многочислен­ны всегда, когда субтропические антициклоны остаются квазиперманентными. Напротив, волны становятся редкими над юго-западом Тихого океана, где антициклоны мигри­руют. Полярное влияние летнего полушария представляет­ся определяющим с тех пор, как Риль показал зарождение восточных волн после прохождения ложбины в западном переносе умеренных широт. Коридор, разделяющий азорский антициклон и высотный антициклон над Сахарой, позволяет, например, происходить вторжениям с севера, которые возмущают пассатный поток.

Уотс констатирует, что волны давления над юго-восточ­ной Азией и Индонезией, наблюдавшиеся в марте 1951 г. на трех очень удаленных одна от другой станциях, были строго параллельными (I. Е. М. Watts, Equatorial Meteorology, 1955, p. 14, fig. 10.). Их период (5—7 дней) соответ­ствует периоду волн во внетропическом западном переносе на 500 мб. Возможно даже, что в начальной стадии этого волнового движения проявляется фронтальный характер процессов, например на востоке Атлантики между поляр­ным воздухом, трансформирующимся в тропический, и экваториальным воздухом (Миронович, Гильме и Зонзон по данным зондажей на «Каримаре»).

Торнадо и хабубы Западной и Центральной Африки, описанные Икером вслед за французскими и английскими метеорологами, представляются лишь особыми случаями восточных волн. Волна следует по границе между океани­ческим юго-западным муссоном и сахарским харматаном, чем объясняются сильные термические контрасты. В отли­чие от этого на западе Атлантики или в центральной части Тихого океана исчезает всякий температурный градиент: восточная волна становится чисто кинематическим явле­нием.

б) Волны Фримэна. Этот тип возмущений был открыт в 1948 г. Фримэном (J. С. Freeman) с помощью аэрологи­ческих материалов, полученных во время второй мировой войны. На Новой Гвинее наблюдаются изменения скорости, распространяющиеся к западу, в направлении общего переноса воздуха. Над одними и теми же местами периоди­чески чередуются минимальные и максимальные скорости; но при этом не происходит никаких изменений направле­ния. Так как этот процесс еще не был замечен в других рай­онах, то, может быть, он связан с особыми орографиче­скими условиями Новой Гвинеи.

в) Линии наложения и линии сдвига. Это чисто кинемати­ческие возмущения, не вызывающие к тому же никакого изменения в барическом поле. Они возникают как в зоне пассатов, так и в зоне депрессии. Линия наложения (иля линия вторжения) возникает в результате неравномерно­сти скорости в потоке с почти постоянным направлением (рис. 22). Рост скорости вверх по течению создает вос­хождение и связанные с ними облачность и ливни. Вторже­ния воздуха, возмущающие пассат, обусловлены резкими усилениями субтропических антициклонов.

Линия изложения

Линия изложения

Линия сдвига означает одновременно сильный разрыв как скорости, так и направления (рис. 23). Восхождение усиливается особенно тогда, когда сдвиг циклонический (пример на рис. 23).

Линия сдвига над северным полушарием

Линия сдвига над северным полушарием

г) Волны и вихри в между тропической зоне конвергенции. Конвергенция определяет волновые колебания в между­тропической зоне всякий раз, когда один из пассатов усиливается (рис. 24). Если амплитуда волн становится очень большой, между двумя конвергирующими потоками возникает вихревое движение, хотя и не наблюдается фронтальных разрывов (рис. 24, г). Ясно, что конвергенция вызывает восхождение и циклоническое вращение (теорема вихря). Затем возмущение перемещается к северу от междутропической зоны конвергенции (рис. 24, д). Кон­вективная деятельность, временно ослабленная на юге (разрушение зоны конвергенции), сохраняется внутри вихря, который переносится на запад с потоком пассата. Затем подвижная депрессия затухает и междутропическая зона, конвергенции возобновляет свою активность. Над Индией этот цикл действует в течение всего лета: вихри с траекториями, идущими с востока на запад, непрерывно образуются вдоль муссонного фронта, вызывая ливни.

Возникновение вихря в междутропической зоне конвергенции

Возникновение вихря в междутропической зоне конвергенции

д) Западные волны (westerly waves) представляют собой периодические полярные вторжения в тропики. Такой механизм описан для Антильских островов и Америки (Риль, Кресман, Симеон), Индии и Тихого океана (Икер). Во всех случаях восточный поток (пассат) сохраняется у поверхности земли, тогда как выше 2—3 тыс. м происходит западный перенос и возникают гребни и ложбины, которые также перемещаются к востоку (рис. 25). Восточная часть и ось ложбины являются областями сильной конвергенции (клубящиеся Си, Сb и ливни), тогда как западная часть ложбины и последующий гребень вызывают дивергенцию (Си хорошей погоды и ясное небо). Все происходит таким же образом, как во внетропической зоне, когда сменяются фазы волны на уровне 500 мб.

Эволюция западной волны над Индией зимой

Эволюция западной волны над Индией зимой

Дожди начинаются, как только холодный воздух достигает станции, дуя с юго-запада в передней части ложбины и замещая пассатный поток. В то же время во всей тропосфере понижается давление и холодный воздух достигает земной поверхности (ср. температуры трех станций при прохождении волны на рис. 25). Таким образом, холодное вторжение происходит на всех уровнях: горизонтальная волна сопровождается волной вертикаль­ной, которая и приносит верхний полярный воздух к земной поверхности. Холодный фронт, впрочем, продвига­ется за осью барической ложбины (рис. 25), сопровождаясь изаллобарической областью роста. Но дожди связаны как раз с осью и передней частью ложбины, а не с фронтом. Зафронтальное повышение давления соответствует, с дру­гой стороны, улучшению погоды. Наконец, структура этих волн изменчива и не всегда предполагает наличие приземного фронта, в то время как всегда существует однородный поток на высотах. Поэтому ясно, что динами­ческое воздействие полярной барической ложбины оказы­вается главным фактором возмущения.

К этому кинематическому процессу в случае Индии присоединяется орографическое восхождение, когда цикло­нические линии тока встречаются с Гималаями. 5 января 1937 г., например (рис. 25, а), две станции в горах, распо­ложенные к востоку от Сринагара, получили каждая по 50 ммосадков. Такие циклонические выносы холода, естественно, представляют собой механизм зимнего времени, объясняющийся очень низким широтным положением полярного фронта. С октября по апрель Индия получает с запада ежемесячно 4—8 возмущений, из которых 1—3 возмущения очень интенсивны. Холодные фронты обычно блокируются горами, но высотные циклонические ложбины всегда проникают с запада или северо-запада. У Пешавара и Кеты им предшествуют ливни града или снега. Очень похоже, что зимний муссон в Индии состоит преимуществен­но из таких перемежающихся адвекций полярного воздуха с запада и северо-запада.

 

Тропические циклоны (в рамках нашей небольшой работы мы не можем полностью рассмотреть эти явления. Мы остановимся лишь на особенностях, влияющих на развитие муссонов. По всему вопросу в целом см. библиографию в конце книги)

Так называют самые сильные возмущения междутропической зоны, отличающиеся че­тырьмя главными особенностями. 1) Подвижная депрессия захватывает почти кругообразную область радиусом 50— 200 км (и более.— Ред.). Изобары имеют концентрическую форму и очень сгущены(сильный градиент),что ведет к силь­ным ветрам со скоростью порядка 100 км/час. 2) Ветры параллельны изобарам [с соответствующим отклонением в слое трения.— Ред.] в отличие от того, что обычно наблю­дается в тропиках. 3) Фронтов нет, вращение захватывает однородную теплую воздушную массу. 4) Если исключить центральную часть («глаз циклона»), то вся система находится в состоянии исключительно сильного восходяще­го движения, которое вызывает облачность и интенсивные дожди.

Все эти особенности очень четко выделяют циклоны из круга других междутропических возмущений. В отличие от описанных выше простых возмущений тропические циклоны представляют собой сложные явления, в которых одновременно действуют кинематические, термодинами­ческие и адвективные процессы. Они проходят в самых высоких широтах междутропической депрессии, а особенно в пассатной зоне, следуя по параболическим траекториям (рис. 26). Они дают весомый вклад в режим осадков. В Юж­ном Китае, например, как мы увидим далее, этими цикло­нами объясняются сезонные контрасты осадков, которые иногда, упрощая действительность, приписывают действию муссонов.

Основные пути тропических циклонов

Основные пути тропических циклонов

Тропические циклоны наблюдаются над всеми тропиче­скими океанами (кроме южной Атлантики) в широтах выше 5°. Они почти не проникают на сушу, а если это происходит, то в конце их развития. Их опустошительные действия проявляются особенно в западных частях океанов и на восточных берегах материков (см. рис. 26). В южной и северо-восточной частях Тихого океана, в северной Атлан­тике, в Антильском море и в Мексиканском заливе их называют ураганами (hurricanes); в западной части Тихого океана и Южно-Китайском море — тайфунами; в Бенгалии, в Оманском заливе и Индийском океане — циклонами; в Австралии — «вилли-вилли» (willy-willies); на Филиппи­нах — «бахиос» (baguios). Наиболее часты они летом, то есть тогда, когда междутропическая зона конвергенции проникает в то полушарие, где они формируются. Напри­мер, в Индии среднее число циклонов в году 13, а на месяц с наибольшей повторяемостью, август, приходится 2 циклона. Над западной частью Тихого океана Между 5 и 30° с. ш. ежегодно наблюдается около 20 тайфунов. Но с января по апрель здесь фактически не бывает ни одного тайфуна, в мае и июне — по одному в месяц, с июля по октябрь — 3 тайфуна в месяц. Максимум повторяемости тропических циклонов всегда приходится на конец лета и осень. Над западом Тихого океана они зарождаются в районе Марианских островов, затем направляются к западу или северо-западу, проходят над Лусоном, обрушиваются на Гонконг и Хайнань (районы, наиболее часто посещае­мые тайфунами), а затем отклоняются к северу или северо-востоку (на Японию). После прохождения над Филиппи­нами некоторые из них идут вдоль 10-й параллели и затрагивают Индокитай.

Разрушительное действие тропических циклонов связа­но со скоростью ветра, турбулентностью и мощностью вер­тикальных токов (опасность для авиации), интенсивностью дождей (наводнения). Последовательность облаков напоми­нает облачность теплого фронта, хотя фронтов нет (Ci, Cs,As, Левее более плотные и низкие). Сb поднимаются до 15 тыс. м и чередуются с указанными выше облачными формами. Затем появляется непрерывный слой очень низких облаков: циклонические Ns. В центре циклона небо почти всегда проясняется («глаз циклона»); но эта область затишья имеет переменную структуру. Французский метеоролог Монден показал, что здесь речь идет о сравнительно спокойном столбе воздуха со слабой конвергенцией, то совершенно безоблачном, то затянутом «густой вуалью» Си и Sc. В передней и полярной частях циклона идут затяжные дожди, а на периферии и в тылу разражаются грозы и шквалы. Рельеф и трение над сушей вызывают отклонение ветра от изобар, отчего про­исходит быстрое заполнение циклона вследствие конвер­генции к центру. Но побережья, обращенные к востоку, испытывают опасное воздействие морских волн, поднима­емых или увлекаемых ветром. Сначала образуется цикло­ническая зыбь высотой 10—12 м, перемещающаяся по инерции на расстояние до 1500 км впереди циклона. К ней присоединяется ураганная волна, вызванная накоплением воды в центре циклона вследствие конвергенции ветров (непосредственное втягивание воды при понижении давле­ния не повышает сильно уровень моря (по расчетам, максимум на 0,6 м). Напротив, увеличение воды в горизонтальном направлении конвергирующими ветрами вызывает подъем порядка десятка метров). Оба эти механизма лишь повышают уровень моря. Сильные ветры на полярной стороне циклона (в этом случае скорость циклонического вращения сочетается со скоростью западно-восточного переноса), напротив, увлекают воду в горизонтальном направлении и создают настоящие течения, которые называют ураганными приливами. Они налагаются на сильные гравитационные приливы, и их общий эффект принимает катастрофический характер в заливах и устьях рек, где встречаются противоположно направленные воды, например в устьевой части дельты Ганга или в эстуариях Коромандельского берега. Такие вторжения иногда считают приливами типа цунами, хотя в действительности никаких сейсмических причин здесь нет. В ночь с 31 октября на 1 ноября 1876 г. в восточной части дельты Ганга по берегам Мегхны при таком нагоне утонуло 200 тыс. человек. Около полуночи на это устье обрушились одна за другой три волны высотой 3—б м. В те­чение нескольких часов три острова и 60 тыс. га на материке были затоплены. Местные жители, пытавшиеся спастись на крышах хижин, были унесены водой. Некоторым удалось продержаться на деревьях до середины следую­щего дня.

Дать теоретическое объяснение тропическим цикло­нам — еще затруднительно. Детали структуры и эволюции тропических циклонов еще не известны во всех подробно­стях. К тому же циклоны формируются над океанами, где наблюдения остаются слишком разбросанными. Многие циклоны вовсе ускользают от метеорологических сетей, даже самых густых, вследствие своего небольшого диа­метра. Однако с 1944 г. наши знания обогатились данными, собранными специальными эскадрильями, сформирован­ными в США. Летчики пересекали циклоны и получали ценные сведения о распределении температуры, об облачно­сти, о горизонтальной и вертикальной составляющих ветра. Собранные воедино, эти материалы уже теперь позволяют отбросить объяснения, основанные на терми­ческой конвекции или на волновых колебаниях ранее суще­ствовавшего фронта.Конечно, термическая конвекция вызывает конвергенцию; но этот процесс быстро привел бы к заполнению приземной депрессии. Поднимающийся облачный воздух, адиабатически охлаждаясь, почти всегда становится более холодным, чем чистый воздух по перифе­рии восходящего потока. Таким образом, на высоте нет теп­лого антициклонического купола, который мог бы создавать дивергенцию и удалять этим путем избыток воздуха, поступающего снизу.

Доказать фронтальную гипотезу представляется очень трудным, потому что в тропических циклонах никогда не наблюдается значительного термического градиента. Механизм тропического циклона к тому же совершенно отличен от процессов, которые ведут к образованию подвижных депрессий в умеренной зоне. В первом случае вся вовлеченная в вихревое движение воздушная масса подни­мается вверх. Во втором случае холодный воздух, вызы­вающий циклоническое вращение, снижается, и восходит лишь теплый воздух.

Объяснение, предложенное Рилем в 1954 г. (Riehl, Tropical Meteorology), учитывает все эти синоптические и аэрологические факты, известные к настоящему времени. Это первая серьезная попытка совместить теорию и опыт в данном вопросе. Тропический циклон, видимо, оказыва­ется результатом совершенно особого комплекса явлений. Множественность необходимых факторов прекрасно объяс­няет, во-первых, малую повторяемость циклонов, а во-вто­рых, то, что они предпочтительно образуются в летнем по­лушарии. Риль уподобляет циклон тепловой машине, нап­ример автомобильному двигателю. Такой двигатель вклю­чает в себя: 1) источник тепловой энергии (бензин); 2) при­способление для включения или стартер (электрическая ба­тарея и стартер), энергия которого не зависит от основного источника энергии; 3) действующий механизм, который функционирует после прекращения работы стартера, превращая потенциальную энергию источника в кинети­ческую энергию (взрывы); 4) механическую передачу, обеспечивающую вращательное движение в определенных плоскостях (шатуны, коробка передач, мост); 5) охлажда­ющую систему, уносящую излишнее тепло (радиатор). Эти пять процессов имеют место и в циклоне.

  1. Необходимая тепловая энергия накоплена водяным паром в потенциальном виде (скрытое тепло конденсации). Поэтому велика роль теплых морей (с температурой воды на поверхности не менее 26—27°) (известно, что максимальное количество водяного пара, способное содержаться в определенном объеме воздуха, является функцией температуры. При 14°, например, 1 куб. м воздуха со­держит не более 12 г водяного пара. При 30° он может содержать уже 30 г.) и особенно западных частей океанов, где, как мы знаем, влажный слой пассата наиболее мощный и теплый.
  2. Стартером служит динамическое возмущение, которое вызывает восхождение воздуха. Действительно, тропичес­кие циклоны никогда не появляются в прямолинейных потоках, даже если эти потоки теплые и влажные. Необхо­димо сочетание даже двух циклонических волн. Сейчас известно, что наиболее интенсивные восточные волны пасса­тов или междутропической депрессии не всегда порождают циклоны; наоборот, циклоны нередко происходят из очень слабых волн. Во всех случаях циклогенеза Риль конста­тирует, что долина волны нижнего восточного потока (пассата) совпадает по фазе с долиной волны западного потока (западного полярного переноса) на уровне 300 мб. В этом случае барическая депрессия у земной поверхности становится очень глубокой и воздух конвергирует и под­нимается. Поскольку долина пассатной волны движется к западу, то есть к гребню верхнего полярного потока, то на высоте усиливается антициклональная дивергенция, облегчающая выбрасывание воздуха из циклона. Верти­кальная тяга становится мощной — мотор начал работать. Заметим, что пуск двигателя происходит сверху, так как дивергенция на уровне 300 мбвтягивает нижний воздух. Этот фактор является более определяющим, чем внутрен­няя неустойчивость воздушной массы пассата. Теперь вступает в действие холодный полярный воздух; но он действует совсем не так, как следовало бы по фронтальной гипотезе. Холодный воздух не участвует в структуре циклона. Он направляется к экватору, опускаясь за долиной полярной волны, но на достаточном расстоянии от восходящего потока (рис. 28). Этот полярный механизм создает мощную вертикальную циркуляцию, поскольку он одновременно способствует вытеканию воздуха из циклона вверху (дивергенция) и втеканию воздуха внизу (оседание). В целом он организует целлюлярную конвекцию опреде­ленного направления, тогда как местная конвекция могла бы вызвать лишь беспорядочные и ограниченные дви­жения.
  3. После того как началось такое втягивание воздуха, его необходимо поддерживать. Описанные совпадения по фазе еще не создают циклона, если воздух недостаточно теплый и влажный. Вертикальная неустойчивость должна обеспечивать перенос вверх такой массы, которая может компенсировать дивергенцию на высотах. В противном случае верхний антициклон исчез бы, прекратился бы вынос воздуха вовне, и приземная депрессия заполнилась бы. Неустойчивость возникает как вследствие разности температур между подстилающей поверхностью и уровнем 300 мб(Пальмен установил величину критической темпе­ратуры на уровне моря в 27°), так и вследствие насыщения воздуха. Термодинамический анализ показывает также, что самые влажные массы в то же время и самые неустойчивые. Короче, начальное тепло воздуха и скрытое тепло, осво­божденное при конденсации во время подъема, дают энергию, обеспечивающую длительное сохранение верти­кального движения. Таким путем циклон становится теплой воздушной массой, менее плотной, чем его пери­ферия.
  4. Воздух, притекающий к центру циклона, мог бы очень быстро заполнить депрессию. Поэтому необходимо, чтобы его втягивание вверх вызывало бы не радиальную конвергенцию, но вихревое движение, очень близкое к вращательному. Это необходимое условие обеспечивается двумя факторами: а) вращение начинается только тогда, когда сила Кориолиса достаточно велика, чтобы отклонять радиальное движение. Поэтому становится понятным отсутствие циклонов в широтах ниже 5°; б) когда вращение началось и скорость в вихре усиливается (до 75—100 км/час), сила Кориолиса становится несущественной по сравнению с силой барического градиента. Но в этом случае вступает в действие центробежная сила (v2/r), направленная наружу прямо противоположно градиенту (см. рис. 27). Вблизи центра v2/r становится огромной, так как r очень мало, и ветер хорошо следует изобаре. В этом секторе, соответствующем глазу циклона (со слабым ветром и очень слабыми вертикальными движениями), уже нет конвергенции. Когда циклон проникает на материк, вступает в действие третья сила — сила трения, отклоняющая ветер влево и этим усиливающая конвергенцию. Этот процесс вызывает быстрое заполнение и, стало быть, затухание возмущения.
  5. Наконец, циклон поддерживается благодаря меха­низму, действующему подобно радиатору и препят­ствующему чрезмерному нагреванию на периферии. Риль показал, что полярная адвекция, которая вызывает появле­ние восхождения, выполняет, кроме того, дополнительную функцию, охлаждая теплый воздух, дивергирующий на высоте. Циклон развивается не на стыке двух воздушных масс, а целиком внутри массы теплого воздуха (см. рис. 28). Холодное вторжение действует извне, создавая термическое поле, благоприятное для оседания холодного воздуха и дивергирующего охлажденного воздуха на периферии и для подъема теплого воздуха в самом циклоне. Очевидно, что этот процесс локализованной адвекции может функционировать только внутри междутропической зоны, где вторжения холодного воздуха остаются ограниченными. Когда циклон достигает умеренной зоны — в конце своей параболической траектории движения, в него проникают мощные и обширные холодные вторжения. Достигая центра циклона на всех уровнях, они разрушают упомяну­тое термическое поле и замедляют восхождение воздуха. Если добавить еще, что в согласии с теоремой вихря вихревой столб замедляет свое циклоническое вращение, продвигаясь в высокие широты, и что, с другой стороны, над прохладными морями воздушные массы менее теплы и менее влажны, то легко понять, почему тропические цикло­ны очень быстро дегенерируют, попадая в умеренную зону. Участием полярных вторжений в зарождении и развитии тропических циклонов объясняется, наконец, почему эти возмущения почти всегда возникают в летнем полушарии. Перемещение всей тропической зоны к по­люсу в летний сезон благоприятствует проникновению в нее холодных вторжений. Последние тем легче проникают в низкие широты, чем больше в замедленной летней по­лярной циркуляции глубоких меридиональных прогибов (блокирований) (pЗимой холодные вторжения, безусловно, более мощные, чем летом; но они редко заходят за субтропическую зону высокого дав­ления, так как наиболее часто наблюдаются зональные ситуации (вытянутый полярный поток). Летом, хотя вторжения становятся более редкими и менее сильными, они чаще достигают тропической зоны, проходя через меридиональные седловины пассатных фронтов. Этих эпизодических вторжений достаточно для углубления цикло­нов). Кроме того, увеличение повторяемости тропических циклонов летом соответствует перемещению к полюсу междутропической зоны конвергенции. Однако речь идет о двух параллельных явлениях, не имеющих прямой связи между собой: теперь известно, что циклоны образуются чаще всего внутри пассата, а не вдоль между­тропической зоны конвергенции.
Равновесие сил в тропическом циклоне

Равновесие сил в тропическом циклоне

Схема образования тропического циклона

Схема образования тропического циклона

[В глазе циклона (глаз бури), по-видимому, развиваются достаточно интенсивные нисходящие движения с адиабатическим нагреванием воздуха и поэтому с рассеянием облаков. Повышенные температуры в центре циклона как у земной поверхности, так и на высотах подтверждаются современными исследованиями тропических циклонов на самолетах.— Ред.]

comments powered by HyperComments