8 років тому
Немає коментарів

Sorry, this entry is only available in
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.

Сейчас уже хорошо известно, что стратосфере высоких широт в холодное полугодие свойственны резкие нарушения установившегося сезонного режима. Эти нарушения проявляются в значительных изменениях полей температуры, давления и ветра. Однако еще 20 лет назад об этом явлении ничего не было известно. Лишь в 1952 г. при анализе данных зондирования атмосферы над Берлином впервые было замечено резкое повышение температуры на высоте 25 км. Оно со ставляло 48° выше среднего значения температуры в этот период года. Это резкое потепление назвали «взрывным», или «внезапным». Вновь открытое явление вызвало большой интерес у геофизиков всего мира и стало предметом пристального и всестороннего изучения.

В последующие годы резкие изменения температуры в стратосфере обнаруживались в период с ноября по апрель на различных высотах и в разных районах высоких и средних широт Северного полушария. Теперь уже очевидно, что потепления в стратосфере происходят ежегодно, а иногда несколько раз в год и являются закономерным климатическим явлением.

Однако природа зимних стратосферных потеплений еще до конца не выяснена. Большое количество гипотез, стремящихся объяснить происхождение этих потеплений, можно разбить на две группы: к первой группе относятся гипотезы, предполагающие наличие источника зимних стратосферных потеплений в верхних слоях атмосферы, ко второй группе — гипотезы, объясняющие потепления влиянием динамических факторов тропосферного происхождения.

Почему же вопрос о возникновении зимних стратосферных потеплений рассматривается с позиций двух групп гипотез?

Известно, что запаса собственной энергии стратосферы недостаточно для того, чтобы вызвать резкие нарушения привычного сезонного режима. Расположена же она между тропосферой, где сосредоточена основная масса и энергия атмосферы, и мезосферой — термосферой, где происходит основное поглощение жесткого ультрафиолетового и корпускулярного излучения Солнца. Термосфере свойственны также резкие колебания температуры. В результате естественно предположить, что резкая смена характера термобарического поля стратосферы может быть вызвана внешними причинами: либо воздействием снизу, либо — сверху.

Из данных, полученных с ИСЗ, известно, что температура на нижней границе полярных сияний и в перигеях низкоорбитальных спутников Земли в периоды мощных корпускулярных вторжений повышается на сотни и даже тысячи градусов, вызывая ионизацию атмосферы и сокращая время жизни спутников. Изменения солнечной активности отражаются на процессах и явлениях в высоких слоях атмосферы и прежде всего в ионосфере (80—400 км), так как огромное количество солнечной и космической энергии задерживается на нижней границе ионосферы.

В связи с этими фактами у исследователей возник вопрос: не влияют ли спорадические усиления корпускулярного излучения на формирование зимних стратосферных потеплений?

Солнечно-погодные связи очень сложны. Еще не до конца выяснен механизм влияния сильных вспышек на Солнце и космических потоков на преобразование термо­барических полей тропосферы и стратосферы. Поэтому для ответа на вопрос о роли корпускулярных потоков в формировании стратосферных потеплений была сделана попытка математически, с помощью уравнений гидротермодинамики, смоделировать физический механизм передачи энергии из верхних слоев атмосферы в стратосферу и тропосферу. Учеными был предложен ряд таких математических моделей, различным образом описывающих возможность проникновения тепла из нижней термосферы в стратосферу. Количественное решение этих моделей показало, что тепловое воздействие мощных корпускулярных потоков, по-видимому, может сказываться на процессах в мезосфере и самой верхней стратосфере, вызывая там повышение температуры. Однако выявить роль этих потоков в формировании зимних потеплений на высотах средней стратосферы с помощью математических моделей еще не удалось.

Не дало положительных результатов и непосредственное сопоставление различных характеристик солнечной активности и метеорологических параметров.

Совместный анализ временного хода распределения температуры и солнечной активности в периоды значительных стратосферных потеплений также не дал однозначного ответа. Все это говорит о том, что проблема солнечно-земных связей еще требует глубокого и всестороннего изучения.

Вопрос же о природе стратосферных потеплений осветим теперь с точки зрения связи тропосферных и стратосферных динамических процессов, которой в последние годы уделяется много внимания. Достаточно четко эта связь была прослежена до высоты 30 км. Было показано, что значительные по интенсивности крупномасштабные тропосферные процессы находят отражение в структуре стратосферных полей температуры, геопотенциала и ветра. Но в отличие от тропосферы, преобразования этих полей происходят за гораздо большие промежутки времени. В стратосфере не получают отражения небольшие преобразования полей и мелкие вихри, которыми так богата тропосфера.

Так, например, если в тропосфере осуществляется западный перенос с множеством крупномасштабных атмосферных вихрей, то с высотой вихри исчезают и в стратосфере устанавливается зональная циркуляция. Эти особенности возмущения поля геопотенциала в нижней стратосфере определяются изменениями поля температуры с высотой. Как известно, изменение температуры в стратосфере играет весьма большую роль в изменении поля геопотенциала. Иначе изменяется циркуляция в стратосфере при развитии серии циклонов, сопровождающихся мощными меридиональными преобразованиями термобарического поля в тропосфере. В этих случаях поля температуры и воздушных течений в стратосфере охватываются меридиональными процессами, развивающимися в тропосфере. При этом в стратосфере, так же как в тропосфере, развивается меридиональная циркуляция. Такие процессы более типичны для холодного времени года, когда градиенты температуры и геопотенциала особенно велики. Если бы сезонный характер поля температуры и геопотенциала в стратосфере определялся только условиями лучистого теплообмена, то в холодное время года должен был бы сформироваться циркумполярный циклон с центром над полюсом и с неизменным западным переносом. Однако в действительности в зимней стратосфере, при воздействии извне, в частности из тропосферы, возникают .крупные преобразования циркуляции.

Характерной особенностью циркуляции воздуха в холодное полугодие является раздвоение центра стратосферного полярного циклона и существование в течение более или менее длительного периода двух самостоятельных циклонических центров вместо одного. Процесс этот сопровождается изменением скорости и направления ветра в стратосфере высоких и средних широт почти над всем полушарием.

Формирование второго центра в системе полярного циклона обычно бывает связано с интенсивными процессами образования циклонов в тропосфере.

Периоды раздвоения стратосферного циклона характеризуются наиболее крупными меридиональными преобразованиями полей температуры, геопотенциала и ветра в стратосфере. Раздвоение стратосферного полярного вихря часто сопровождается резким потеплением в средней стратосфере. Так, нередко в слое 25—45 км температура достигает —20, —30°С и даже 0° (как это было зимой 1963 г.) вместо обычных для зимы —65, —75°С. При этом направление ветра изменяется и даже устанавливается восточная циркуляция.

Структура поля геопотенциала и циркуляции в период очень сильного зимнего стратосферного потепления 1963 г. представлена на трех картах абсолютной барической топографии поверхности 10 мб (АТ10), где наблюдалось наибольшее повышение температуры (рис. 3, а, б, в). Эти карты отражают различные стадии процесса потепления. Так 20 января (рис. 3, а) стратосферный полярный циклон был уже несколько деформирован и на его периферии над Атлантикой и Дальним Востоком находились слабовыраженные области тепла. В последующие дни деформация поля геопотенциала продолжалась, и полярная область низкого давления приняла форму эллипса, сильно вытянутого между Евра­зией и востоком Тихого океана. Над Канадой температура повысилась до —20°. К 25 января (рис. 3, б) произошло раздвоение стратосферного циклона, а максимальная температура достигла 0°. На рис. 3, в представлена заключительная стадия развития потепления. Над полярным районом установился антициклон, т. е. произошла смена зимней западной формы циркуляции на летнюю восточную форму циркуляции. К этому времени скорость ветра начала ослабевать, вертикальные движения уменьшились и 29—30 января температура в очаге тепла уже понизилась до —10, —20°. По мере спада температуры и приближением ее к зимней норме произошло обращение ветра к привычному зимнему западному направлению.

Преобразование полей геопотенциала в период зимнего стратосферного потепления 1963 г.

Преобразование полей геопотенциала в период зимнего стратосферного потепления 1963 г.

003_b

003_v

Этот процесс перестройки характера циркуляции обычно прослеживается во всей толще стратосферы от 20 до 50 км. Если период, предшествующий потеплению, характеризуется постепенным усилением меридиональности циркуляции сначала в тропосфере, а затем в нижней, средней и верхней стратосфере, то в период после потепления наблюдается несоответствие между формами циркуляции верхней стратосферы и тропопаузы. Как показал анализ ряда случаев потеплений, в тропосфере процесс смены зональной формы циркуляции меридиональной и восстановления зональной формы циркуляции происходит быстрее, чем тот же процесс в верхней стратосфере. В то время как в тропосфере после установления зональной формы циркуляции начинается новый меридиональный процесс, верхняя стратосфера только лишь возвращается к маловозмущенному состоянию.

Таким образом, динамические процессы тропосферы, постоянным источником которых является термическая и орографическая неоднородности подстилающей по­верхности, влияют на зональный характер термобарического поля стратосферы, вызывая там соответствующие изменения. Однако ввиду того, что стратосфера не обладает достаточной энергией и ее масса чрезвычайно мала в сравнении с тропосферой, тропосферные динамические процессы вызывают в ней возмущения, носящие более интенсивный и долгопериодный характер. При этом основные черты циркуляционных особенностей тропосферы прослеживаются до высоты 25—30 км, а в случае крупных и мощных преобразований и выше. Все эти особенности свойственны зимнему периоду, когда горизонтальные градиенты температуры между экватором и полюсом наибольшие и в тропосфере и в стратосфере. В этот период возникают необходимые условия для проникновения интенсивных тропосферных процессов в верхние слои.

В теплое время года возникающая в высоких широтах стратосферы область тепла, инверсия температуры и антициклонический вихрь препятствуют распространению тропосферной циркуляции в слой воздуха, лежащий выше 20 км.

Характер циркуляции в стратосфере выше 20 км в этот период определяется условиями лучистого теплообмена, что уменьшает влияние тропосферы с высотой.

Воздействие тропосферы на вышележащие слои в большем или меньшем масштабе является постоянно действующим фактором. Изучение целого ряда процессов планетарного масштаба не выявило ни одного случая перестройки поля температуры, геопотенциала и воздушных течений в тропосфере, которая бы произошла под влиянием процессов, развивающихся в стратосфере.

Итак, какое же объяснение природы зимних стратосферных потеплений дается с точки зрения динамической гипотезы (т. е. влияния тропосферы)?

Известно, что зимой в соответствии с радиационными условиями градиенты температуры возрастают, усиливаются ветры в системах барических образований. Мощные преобразования термобарического поля в тропосфере охватывают и стратосферу, так как при увеличении горизонтального градиента температуры и скоростей воздушных течений усиливаются горизонтальный перенос тепла и вертикальные движения воздуха с высотой. При этом температура адиабатически (без обмена теплом с окружающей средой) повышается в зависимости от вертикального градиента температуры (у) при одних и тех же скоростях вертикальных движений. В результате изменения температуры в тропосфере (у>0), в зоне изотермии (у = 0, на тропопаузе) и инверсии (у < 0, в стратосфере) различны. Например, согласно расчетам при скорости вертикальных движений w = 6 см/с прирост температуры за сутки составит при у = 0,6°С/100 м на 19,7°С, при у = 0 — на 50,8°С, а при у = — 0,4°/100 м — на 71,5°С. Мы видим, что в слое стратосферной инверсии повышение температуры происходит более интенсивно, чем в нижней стратосфере, где наблюдается изотермия. Этим объясняется факт обнаружения потеплений пре­жде всего в слое 25—30 км, т. е. там, где обычно начинается инверсия температуры.

Какое же влияние потепления на перестройку термобарического и циркуляционного поля стратосферы?

Если в обычных зимних условиях горизонтальный градиент температуры в стратосфере направлен от низких широт к высоким и имеет место западная циркуляция, то при значительном потеплении в каком-либо слое стратосферы направление горизонтальною градиента в этом слое меняется. Теперь уже он направлен от высоких широт к низким, что приводит к переходу на летний восточный тип циркуляции. Увеличение температуры приводит к увеличению у между высотой, где наблюдается потепление и нижележащей высотой. В связи с этим и температура на нижележащей изобарической поверхности повысится, т. е. создается впечатление при визуальном анализе кривой вертикального распределения температуры (рис. 4), что волна потепления распространяется сверху вниз. Этот факт неверно использовался некоторыми учеными как подтверждение гипо­тезы о начале потепления в верхней стратосфере и последующем распространении его в более низкие слои. Таким образом, установлено, что между преобразованиями полей геопотенциала ч циркуляции в тропосфере и стратосфере существует тесная связь. Процессы в тропосфере, вызывающие устойчивое усиление меридиональной составляющей циркуляции, обусловливают аналогичную перестройку циркуляции во всей стратосфере. Главную роль в перестройке циркуляции, а следовательно, и в формировании потеплений в средней стратосфере играют адиабатические изменения температуры, которые больше в верхних инверсионных слоях и меньше в тропосфере и нижней стратосфере.

Вертикальные профили температуры в период потепления

Вертикальные профили температуры в период потепления

Вопрос же о влиянии солнечной активности на атмосферные процессы ученым предстоит еще решить. Нет сомнения в том, что изменение солнечной активности отражается на атмосферных процессах и явлениях, поскольку главным источником возникновения и существования атмосферной циркуляции является солнечная энергия. Поэтому можно допустить, что наряду с потеплениями в средней стратосфере, формирующимися в результате действия факторов тропосферного происхождения, существуют потепления в верхней стратосфере и мезосфере, обусловленные факторами внеземного происхождения.

В пользу же динамической гипотезы происхождения потеплений в средней стратосфере говорит и то, что эти потепления являются особенностью стратосферных зимних процессов высоких широт Северного полушария. В Центральной Антарктике согласно исследованиям, проведенным рядом авторов, не зарегистрировано ни одного случая зимнего потепления. Речь идет о повышении температуры в стратосфере, которое можно было бы сравнить со средними по интенсивности потеплениями в Северном полушарии зимой. Зимние стратосферные потепления в Антарктике малоинтенсивные и кратковременные иногда наблюдаются на периферии Антарктиды, а не в центральных ее районах. Чем же вызвано такое различие? Выше было сказано, что тропосферные процессы оказывают значительное влияние на перестройку поля геопотенциала и циркуляции воздуха в стратосфере Арктики и что преобразование циркуляции в стратосфере осуществляется лишь при локализованной крупномасштабной циркуляции в тропосфере. А так как физико-географические условия Южного полушария не способствуют локализации макротурбулентных процессов, то в Центральной Антарктике зимой не могут возникать и деформационные поля метеорологических элементов.

При отсутствии продолжительной локализации процессов меридиональная циркуляция не успевает распространиться в более высокие слои, и возникающие в тропосфере Антарктики высотные циклоны и антициклоны, ослабевая с высотой, обычно исчезают уже на высотах около 20 км. Выше этой высоты циркумполярность стратосферного циклона не нарушается. Если даже на периферии Антарктиды и происходит повышение температуры, то оно не распространяется на смежные районы. Это еще раз подтверждает то, что в стратосфере Центральной Антарктики отсутствуют сильные потепления.

В умеренной же зоне Южного полушария, по-видимому, иногда возникают условия для средних по интенсивности повышений температуры в стратосфере.

Изучение ряда особенностей стратосферы, таких, как ее температурный и ветровой режим, химический состав, сезонный характер циркуляции, необходимо не только в чисто научных целях, но и представляет большой практический интерес для осуществления полетов в высоких слоях атмосферы.