КОЛЕБАНИЯ ОБЩЕЙ ЦИРКУЛЯЦИИ АТМОСФЕРЫ И

Р. Ф. Б У Р Л У Ц К И И , X. X. РАФАИЛОВА,
В. Г. СЕМЕНОВ, Ю. Б. ХРАБРОВ
КОЛЕБАНИЯ
ОБЩЕЙ ЦИРКУЛЯЦИИ
АТМОСФЕРЫ
И ДОЛГОСРОЧНЫЕ
ПРОГНОЗЫ ПОГОДЫ
Под редакцией
д-ра геогр. наук
Ю. Б. Х Р А Б Р О В А
№
ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕ
ЛЕНИНГРАД» 1967
ИЗДАТЕЛЬСТВО
^
•
О
Т
W
I <2> • ЛЯЪ>
1
УДК 551.509.329
В монографии приведены результаты оригинальных исследований по циркуляции атмосферы
в различных физико-географических районах,
а также обобщены имеющиеся по этому вопросу
данные советских и зарубежных исследователей.
Особое внимание уделено взаимодействию
циркуляции тропических и умеренных широт,
связи циркуляции тропосферы и стратосферы, годичным колебаниям ветров в экваториальной
стратосфере и др.
Изложены пути использования циркуляционных процессов в долгосрочном прогнозе погоды.
Книга рассчитана на специалистов метеорологов, занимающихся вопросами долгосрочных прогнозов погоды, а также на студентов и аспирантов гидрометеорологических институтов и географических факультетов университетбв.
2-9-7
48—67
ВВЕДЕНИЕ
Погодообразующие процессы конкретного района представляют сложную систему, подвергающуюся разнообразным влияниям как со стороны циркуляции в соседних районах, так и со
стороны подстилающей поверхности и верхних слоев атмосферы.
В результате действия множества факторов оказывается невозможным подобрать две синоптические ситуации, сходные друг
с другом во всех деталях. И все ж е макросиноптические процессы обладают определенной общностью. Простейшим выражением этой общности являются сходные макросиноптические процессы, наблюдающиеся в течение длительных промежутков
времени то в одном, то в другом районе и обусловливающие длительные и хорошо выраженные аномалии погоды, например,
холодные или теплые, дождливые или сухие сезоны.
Существование подобных длительных флуктуаций погоды
обусловливается характером обмена воздушных масс в данный
период времени: географической локализацией южных и северных потоков воздуха в тропосфере и их интенсивностью. Основной обмен масс воздуха между южными и северными широтами
происходит в высотных (тропосферных) ложбинах, длительно
находящихся в одних и тех же районах. На земном шаре существуют области, где такие ложбины появляются чаще всего, однако в конкретных случаях их положение и интенсивность значительно отличаются друг от друга.
Цель настоящей монографии — показать зависимость погодных условий не только умеренных, но и тропических широт от
характера и взаимного расположения высотных ложбин, выявить связь синоптических макропроцессов в различных районах
земного шара, их обусловленность состоянием подстилающей
поверхности и характером процессов в стратосфере.
В главе I изложено современное состояние вопроса о причинах длительных аномалий температуры воздуха и связанных
с ними явлений погоды. Этот вопрос, несомненно, является основным во всей проблеме.
1*
3
В главах II—VI рассматриваются вопросы изменения циркуляционных условий в Юго-Восточной Азии, которые, по мнению
многих авторов, тесно связаны с колебаниями циркуляции в других районах земного шара. Механизм возникновения тех или
иных особенностей синоптических процессов Юго-Восточной
Азии до настоящего времени изучен совершенно недостаточно.
Материал, помещенный в данных главах, восполняет, таким образом, серьезный пробел в современных взглядах на общую
циркуляцию атмосферы. Весьма примечательной здесь является
намечающаяся связь между временем наступления и механизмом осуществления календарных особенностей погоды в ЮгоВосточной Азии и характером колебаний режима погоды
в Средней Азии. Известно, что в свою очередь колебания погоды
в Средней Азии и Казахстане определенным образом связаны
с колебаниями погоды в других районах умеренных широт. Следовательно, возникает возможность, изучая календарные особенности погоды, связать ее взаимно обусловленные изменения на
огромных пространствах и тем самым значительно расширить
наши представления о причинах развития макросиноптических
процессов во времени.
Глава VII посвящена практически и теоретически важному
вопросу о связи макропроцессов в тропосфере и стратосфере
северного полушария.
Главы VIII и IX относятся к анализу роли подстилающей поверхности Атлантического океана в формировании тех или иных
особенностей циркуляции и погоды в умеренных широтах Евразии.
Глава X посвящена результатам исследований календарных
особенностей режима температуры воздуха в умеренных широтах.
В главе XI изложены результаты исследования объективного
(численного) способа прогноза средней месячной температуры
'воздуха.
Значительные в целом успехи, достигнутые за последние годы
в области исследования общей циркуляции атмосферы, к сожалению, не привели к количественным выражениям установленных зависимостей, что было бы очень важно для построения
принципиально новой системы прогностических выводов. Нельзя
не учитывать также недостаток информации о процессах в экваториальных и тропических широтах. Все сказанное заставило
авторов в поисках асинхронных связей прибегнуть к «памяти»
атмосферы. Применение быстродействующих электронных вычислительных машин и количественных характеристик метеорологических полей вносит в изложение этого труднейшего вопроса
элемент нового.
Предпринимая, по существу, попытку синтеза многих факторов при построении единой системы взглядов на причины форми4
р о в а н и я к р у п н ы х и д л и т е л ь н ы х а н о м а л и й погоды, а в т о р ы поним а ю т , что п о д о б н о е и с с л е д о в а н и е т р у д н е й ш е й п р о б л е м ы не м о ж е т
не с о п р о в о ж д а т ь с я ц е л ы м р я д о м н е д о с т а т к о в , и б у д у т п р и з н а т е л ь н ы з а в о з м о ж н ы е з а м е ч а н и я и советы.
Г л а в ы II, I I I , IV, V и V I книги н а п и с а н ы Р . Ф. Б у р л у ц к и м ,
г л а в ы V I I и XI — X. X. Р а ф а и л о в о й , § 3 г л а в ы V I I — Е. А. Ч и с т я ковой, г л а в ы V I I I и IX — В. Г. С е м е н о в ы м , г л а в ы I и X —
Ю. Б. Храбровым, ему ж е принадлежит общее редактирование
книги и в в е д е н и е .
Глава
I
О ПРИЧИНАХ ДЛИТЕЛЬНЫХ АНОМАЛИЙ ПОГОДЫ
Стремясь удовлетворить настойчивые требования практики,
наука о долгосрочных прогнозах погоды развивается несколько
своеобразно, а именно: сначала метеорологи пытались предсказывать крупные и длительные флуктуации погоды и только затем под влиянием неудач обратились к изучению их природы.
Многочисленные попытки объяснить аномалии погоды особенностями в развитии циркуляции в данный промежуток времени
привели, как и следовало ожидать, не к объяснению причин возникновения той или иной аномалии погоды, а к подробным и
в настоящее время хорошо известным описаниям циркуляционных особенностей, сопутствующих той или иной аномалии погоды. Принципиально такие описания (синоптические типизации,
связь индексов циркуляции и профилей давления с режимом погоды) ничем не отличаются от известных еще в древности правил, что северный ветер приносит похолодание, а южный — потепление. Разница состоит лищь в масштабах исследований,
охватывающих в настоящее время большие территории и изучающих все более и более высокие уровни в свободной атмосфере. Однако важнейшим результатом этого этапа исследований является установление фундаментального факта наличия;
тесной связи между изменениями циркуляции атмосферы в данном районе и тем или иным режимом погоды. Еще несколько десятилетий назад метеорологи начали пользоваться понятием
естественного синоптического сезона — значительного промежутка времени (1—3 месяца), в течение которого макросиноптические процессы в средних широтах обнаруживают некоторое
сходство.
Б. П. Мультановский считал [54], что в течение синоптического сезона сохраняется определенное соотношение воздействий
основных центров действия атмосферы. В современной терминологии это означает, что в течение естественного синоптического
6
сезона ложбины и гребни высотной фронтальной зоны наблюдаются преимущественно в определенных районах умеренных
широт. Такое постоянство процессов в атмосфере сказывается
на преобладающем характере погоды и, действительно, позднейшие многочисленные исследования подтвердили, что длительные
(свыше одного месяца) аномалии погоды имеют повторяемость,
превышающую вероятность, вычисленную в предположении, что
появление всех классов аномалии случайно. Впервые это обстоятельство отчетливо сформулировано Крадеком в 1957 г. [138].
Рис. 1. Энергетический спектр средней суточной температуры в Кью.
На рис. 1 представлен энергетический спектр температуры
воздуха в Кью. По оси ординат отложена нормированная величина, характеризующая повторяемость определенных периодов
с однородной аномалией средней суточной температуры воздуха,
по оси абсцисс — периоды времени в днях. Как видно, совер^
шенно реальная часть всех случаев аномалий относится к периодам длительностью более чем 30 дней, и Крадек показывает, что
повторяемость такого рода аномалий выше случайной.
Существует некоторая не вполне выясненная взаимосвязь
между аномалиями погоды в различных районах земного шара.
Обычно аномалии погоды не появляются изолированно в какомлибо районе земного шара, а сопровождаются возникновением
тех или иных аномалий в других районах. На первый взгляд это
обстоятельство кажется весьма обнадеживающим в смысле содержания прогностических зависимостей, однако при ближайшем рассмотрении оказывается, что возникновение аномалий
в других районах происходит неоднозначно, т. е. возникновению
конкретной аномалии в данном районе земного шара далеко не
всегда соответствует определенное распределение аномалий
7:
в других его районах [1]. Кроме того, наблюдается разнообразие
в интенсивности и занимаемой площади таких сопряженных аномалий. Длительные и интенсивные аномалии погоды и связанные с ними аномалии циркуляции удобно изучать по полю температуры воздуха у земли или по полю относительного геопотенциала в средней тропосфере. Изучение перемещения очагов
теплого или холодного воздуха в средней тропосфере в связи
с общим перемещением высотных ложбин и гребней в наибольшей мере и достаточно обобщенно отражает изменение характера погоды. Изменения полей ветра и температуры в средней
тропосфере, демонстрируемые на картах средних многолетних
величин от месяца к месяцу, представляют сглаженный годовой
процесс изменения погоды, зависящий от относительного положения Солнца и Земли.
Известно, что глубокие .квазистационарные ложбины в общем западном переносе умеренных широт в тропосфере можно
отождествить с центрами взаимодействия между тропической и
внетро'пической циркуляцией, как это делал Флон [150].
В самом деле, по западной периферии глубокой и квазистационарной ложбины холодный воздух распространяется далеко
к югу, по восточной же ее периферии теплый воздух распространяется из тропических широт к северу, осуществляя в больших масштабах обмен воздуха вдоль меридианов.
На рис. 2 приведены наиболее часто повторяющиеся районы
местоположения таких ложбин. Поскольку естественные синоптические сезоны характеризуются квазипостоянством!: высотных
ложбин и гребней, а аномалия температуры воздуха у земли
в данном сезоне зависит от положения высотной (тропосферной)
ложбины, то возникает возможность изучить ход погоды1 в течение месяца или сезона в зависимости от положения оси сезонной ложбины или гребня.
В главе X данной книги показано, что последовательность и
даты похолоданий и потеплений в течение месяца в общем довольно сильно зависят от знака и величины средней месячной
аномалии температуры воздуха, т. е. в конечном счете от положения сезонной ложбины в конкретном году.
Крупным недостатком средних месячных аэрологических и
приземных карт метеорологических элементов является сглаживание противоположных по знаку флуктуаций, в частности, вихревых составляющих движения воздуха. Между тем, влияние
вихревых движений воздуха на формирование аномалий погоды
является решающим.
На рис. 3 представлено распределение отношения вихревой
составляющей кинетической энергии воздуха ко всей кинетической энергии воздуха в северном полушарии. Видно, что вихревая составляющая кинетической энергии воздуха преобладает
почти на всех уровнях в высоких широтах, а также в узких.
8
зонах между 20 и 40° как северной, так и южной широты. В этих
районах происходит наибольшее горизонтальное перемешивание
воздушных масс, здесь наиболее проявляется динамическая неустойчивость крупномасштабных атмосферных процессов.
Развитие синоптических процессов происходит главным образом за счет энергетических процессов в тропосфере, т. е. за
счет перехода тепловой энергии в кинетическую в нижних слоях
атмосферы, где формируются основные ячейки возмущения —
тропосферные вихри. Однако изменение интенсивности и направленности процессов в стратосфере накладывает определенный
Ш
и
р
о
т
а
Рис. 3. Доля энергии вихревого движения (проценты) в общей
кинетической энергии движения воздуха (северное полушарие).
отпечаток на процессы в тропосфере, о чем подробно сказано
в главе VII данной книги.
В настоящее время уже можно сделать некоторые весьма
предварительные выводы о причинах формирования крупных и
длительных аномалий погоды, т. е., иными словами (используя
терминологию Б. П. Мультановского), о причинах существования синоптических сезонов-. Ответственность за формирование
длительных аномалий погоды (синоптических сезонов) несут
крупные барические образования, возникающие в том или ином
районе при благоприятных условиях и нарушающие воображаемое плавное (нормальное) развитие атмосферных процессов,
связанное только с годовым циклом изменения положения
Земли относительно Солнца. Преобразование макросиноптических процессов в одном районе приводит к определенным изменениям в других соседних с ним районах. Характер этих измеЮ
нений о п р е д е л я е т с я м н о г и м и п р и ч и н а м и , к р а т к о е о п и с а н и е которых изложено ниже.
П р е ж д е всего, н е о д н о з н а ч н ы й х а р а к т е р с о п р я ж е н н ы х изменен и й к р у п н ы х а т м о с ф е р н ы х п р о ц е с с о в с в я з а н с р а з л и ч и е м услов и й ц и р к у л я ц и и , р а с п р е д е л е н и я т е м п е р а т у р ы и в л а ж н о с т и , сущес т в о в а в ш и х д о п о я в л е н и я в о з м у щ а ю щ е г о в л и я н и я . И н ы м и словами, сходные барические образования, появляющиеся в данном
районе, вызывают различные изменения в других районах в зав и с и м о с т и от с л о ж и в ш и х с я в них у с л о в и й д о в о з н и к н о в е н и я возмущения.
С д р у г о й стороны, р е ш а ю щ е е з н а ч е н и е д л я и з м е н е н и й ц и р к у ляционных
механизмов
и м е ю т источники и стоки
тепла,
о которых будет сказано ниже.
У ч и т ы в а я б о л ь ш о е к о л и ч е с т в о ф а к т о р о в , д е й с т в у ю щ и х в атмосфере, невозможно предположить, чтобы л ю б а я пространств е н н а я к о м б и н а ц и я синоптических м а к р о п р о ц е с с о в , с л у ч а й н о
п е р е х о д я щ и х д р у г в д р у г а , м о г л а бы п о л н о с т ь ю о п р е д е л и т ь пос л е д у ю щ е е в о з н и к н о в е н и е д л и т е л ь н о й а н о м а л и и погоды. То обс т о я т е л ь с т в о , что д в и ж е н и е в о з д у х а в а т м о с ф е р е п о д ч и н я е т с я
з а к о н а м к л а с с и ч е с к о й ф и з и к и , не п о м о г а е т д е л у , т а к к а к встречаются
недетерминированные
системы движения,
которые,
однако, вполне подчиняются законам классической физики. Нап р и м е р , б р ы з г и струи воды, р а з б и в а ю щ е й с я о п р е п я т с т в и е , р а з л е таются случайно, хотя движение воды вполне подчиняется закон а м к л а с с и ч е с к о й м е х а н и к и . Д е л о в том, что не и з в е с т н о т о ч н о
п о л о ж е н и е и с к о р о с т ь всех ч а с т и ц в н а ч а л ь н ы й м о м е н т в р е м е н и ,
а н е б о л ь ш а я о ш и б к а в н а ч а л ь н о й и н ф о р м а ц и и в к о н е ч н о м счете
неизбежно возрастает здесь до больших размеров. М о ж н о сказ а т ь , что д л я д а н н о й точности н а б л ю д е н и й в н е к о т о р о й с и с т е м е
в с е г д а м о ж н о у с т а н о в и т ь т а к о й п р о м е ж у т о к в р е м е н и , д л я котор о г о п р е д с к а з а н и е т о л ь к о по н а ч а л ь н ы м д а н н ы м , о п р е д е л я ю щ и м
м е с т о п о л о ж е н и е ч а с т и ц , у ж е н е в о з м о ж н о . В с е с к а з а н н о е в сильной степени относится к а т м о с ф е р е . П о э т о м у д л я д о с т и ж е н и я
у с п е х а в д о л г о с р о ч н ы х п р о г н о з а х погоды н е о б х о д и м о п р е ж д е
всего н а й т и о б щ и е з а к о н о м е р н о с т и ( п р и ч и н ы ) п о я в л е н и я д л и т е л ь н ы х а н о м а л и й погоды.
Значительное количество исследований посвящается вопросу
об источниках и стоках атмосферного тепла. В последнее время
п о я в и л и с ь н е к о т о р ы е о б о б щ е н и я э т и х и с с л е д о в а н и й . С о й е р [218]
в с л е д з а д р у г и м и п р е д п о л а г а е т , что м о ж н о в ы д е л и т ь п я т ь групп
аномалий источников и стоков тепла в атмосфере.
П е р в о е место из э т и х групп п р и н а д л е ж и т а н о м а л и я м температуры воды в океане. Главным механизмом передачи тепла
в атмосферу является испарение. Энергия, передаваемая океаном в о з д у х у путем т е п л о п р о в о д н о с т и , с о с т а в л я е т т о л ь к о полов и н у и л и д а ж е одну т р е т ь энергии, п е р е д а в а е м о й п о с р е д с т в о м
и с п а р е н и я . В з а и м о д е й с т в и е о к е а н а и а т м о с ф е р ы носит я в н о
И
двойственный характер. С одной стороны, нагретые или охлажденные воды интенсивно отдают или принимают тепло от воздуха, а вследствие этого меняется характер преобразований термического и барического полей в атмосфере. Подобные источники и стоки тепла, действующие продолжительное время,
существенно меняют вертикальную стратификацию воздушных
масс и способствуют появлению мощного вертикального обмена
теплом и влагой снизу вверх,"-что приводит к усилению циклонической деятельности и, следовательно., сопровождается изменением турбулентности и ветра, обострением фронтов и т. п.
С другой стороны, хорошо известно влияние атмосферных
процессов на состояние деятельного слоя океанов и морей. Например, длительное стационирование антициклонов над какимлибо районом океана летом приводит к развитию интенсивного
очага теплой воды. Известно влияние воздушных течений на
формирование очагов теплой и холодной воды. Бьеркнес указал
на существенную роль, которую играет упорядоченное опускание
и поднятие больших водных масс в формировании теплой и холодной воды. Не последнее место в формировании вертикальных
океанических течений занимает строение дна мирового океана и
расположение подводных хребтов.
Величина поступающего в атмосферу тепла сильно колеблется в зависимости от разницы температур вода—-воздух,
а также от величины скорости ветра и вертикальной устойчивости воздуха. Обычно эта величина близка к 100 кал/см 2 в сутки
при хорошо выраженных аномалиях температуры воды и равна
15-—25 кал/см 2 в сутки (в среднем за год) в аномальные годы
в каком-либо районе. Естественно, что во многих случаях происходит и обратный процесс — воздух отдает тепло воде, но такие
стоки тепла значительно менее интенсивны, чем источники тепла,
связанные с теплой водной поверхностью, и на формирование
длительных аномалий циркуляции и погоды в средних широтах
оказывают небольшое влияние.
Можно считать, что перенос тепла из воды в воздух почти
полностью прекращается при наличии сплошного ледяного покрова. Учитывая, что кромка льдов располагается в северных
широтах, где осуществляется особенно интенсивная передача
тепла из воды в воздух (в среднем около 300 кал/см 2 за день),
можно предположить, что в тех районах, в которых обычно наблюдается открытая вода, формирование ледяного покрова
приводит к потере атмосферой приблизительно такого же количества тепла. Амплитуда изменений кромки сплошного ледяного
покрова вдоль меридиана достигает 250 км. Вычисления показывают, что д а ж е экстремальное изменение кромки ледяного покрова приводит к изменениям тепловых потоков в атмосферу на
порядок меньше, чем колебания тепловых потоков, вызванных
температурными аномалиями поверхностного слоя воды. На
12
этом основании обычно утверждают, что эффект аномальных изменений кромки ледяного покрова имеет главным образом
лишь местный, локальный, характер и сравнительно мало влияет
на изменение общей циркуляции атмосферы в целом. Однако
данный вывод требует дальнейшего уточнения.
Температурные аномалии проникают в почву на глубину
лишь 1—2 м; запас тепла в почве и, следовательно, теплообмен
между почвой и атмосферой незначительны, поэтому, что особенно важно, теплообмен не может продолжаться в одном направлении продолжительное время. Подсчеты показывают, что
подобный теплообмен может достигать 60—80 кал/см 2 • день, но.
только в течение 3—4 дней.
Характер теплообмена между почвой и воздухом в большой
мере зависит от развивающихся, синоптических процессов; температурные изменения в почве с некоторым сдвигом следуют за
температурными аномалиями в приземном слое воздуха. Сплошной снежный покров на почве увеличивает альбедо от 20—25 до
70—80%. Таким образом, в результате отражения от снега может быть потеряно значительное количество тепла, а именно
до 100—180 кал/см 2 • день. Очевидно, что потеря такого количества тепла сказывается на характере атмосферных процессов.
Однако на таяние снега также затрачивается значительное
количество тепла. Например, на таяние снежного покрова толщиной 5 см затрачивается 40 кал/см 2 . Естественно, что весной и
осенью, во время появления и схода снежного покрова, синоптические процессы несколько меняются и по этой причине. Альбедо меняется также с изменением растительного покрова.
Транспирация влаги растениями и испарение ее может достигать
0,5 см в день. Д л я испарения такого количества влаги затрачивается около 300 кал/см 2 • день в течение одного-двух летних
месяцев. Затраты тепла на испарение представляют собой, очевидно, стоки тепла в атмосфере, но в то же время на известном
удалении от такого стока выпадают осадки, т. е. осуществляется
приток тепла в атмосферу за счет реализации скрытой теплоты
парообразования.
Наконец, последним по счету, но не по значению фактором
является облачный покров, благодаря которому альбедо изменяется в весьма широких пределах (от нескольких сотых до нескольких десятых). Колебания облачности могут быть причиной
существования длительных источников или стоков тепла порядка 50 кал/см 2 -день и более, т. е. явно могут оказывать влияние на характер макросиноптических процессов.
Таким образом, можно считать, что причиной формирования
естественных синоптических сезонов является инерция в сохранении источников и стоков тепла, связанная главным образом
с аномалиями температуры морской воды. Такие аномалии
занимают обширные районы и существуют длительное время.
13
Значительную роль играют также аномалии облачности, распространения снежного покрова и ледовитости арктических морей,
в большой степени регулирующие освоение солнечного тепла
атмосферным воздухом.
Все наши предыдущие рассуждения касались измерений атмосферных процессов в результате колебаний тепла, поступающего в атмосферу. Эти причины, вероятно, играют основную роль
в формировании крупных аномалий погоды. Однако вполне вероятна еще одна причина преобразования атмосферных макропроцессов, а именно потеря устойчивости последних под влиянием космических факторов, главным образом солнечной активности.
За последнее время приведено немало аргументов как за, так
и против таких влияний. Общепринятой точки зрения в этом вопросе не существует, однако подобный механизм весьма вероятен.
Приведем простейшие опытные факты, свидетельствующие
о возможности подобных влияний. При исследовании неудачных
прогнозов циркуляции на АТ500 на несколько дней вперед, составленных по объективной схеме [108], выяснилось, что неудачные прогнозы циркуляции определенным образом связаны
с прохождением групп солнечных пятен через центральный меридиан Солнца. Было отмечено, что, если в текущем синоптическом периоде наблюдалось прохождение группы солнечных
пятен через центральный меридиан Солнца, в 92% случаев
в районах Западной Европы и Восточной Атлантики в будущем
синоптическом периоде наблюдался антициклогенез в средней
тропосфере (высотный гребень или антициклон).
Д л я выяснения причин этого явления автором было проделано специальное исследование.
На материалах холодных полугодий 1949—1952 и 1961—
1962 гг. было изучено поведение геопотенциала #500 в дни, близкие к датам прохождения групп солнечных пятен через центральный меридиан Солнца.
Вся территория первого синоптического района была разбита
на две части: первая — с преимущественным антициклогенезом
(Западная Европа и Северная Атлантика) и вторая — без него
(Европейская территория СССР и Западная Сибирь), по Б. И. Сазонову [93]. Существование районов преимущественного антициклогенеза и циклогенеза, согласно данным Сазонова, обусловлено наличием магнитного поля Земли, искажающего траектории
летящих от Солнца корпускул, главным образом протонов.
Климатологические исследования подтверждают существование зон преимущественного цикло- и антициклогенеза [69]. Однако считается, что в их формировании участвуют в основном
лишь термические факторы — трансформация воздуха в связи
с различными свойствами подстилающей поверхности. Факторы,
14
с в я з а н н ы е с с о л н е ч н о й а к т и в н о с т ь ю , о б ы ч н о в р а с ч е т не п р и н и маются.
Н а з о в е м день прохождения крупной группы солнечных пятен
ч е р е з ц е н т р а л ь н ы й м е р и д и а н р е п е р н ы м д н е м , с о г л а с н о [93], откуда заимствованы д а т ы прохождения групп солнечных пятен
через центральный меридиан Солнца.
Таблица 1
Величина приращения геопотенциала в период
солнечного воздействия ( А ) и в обычный день ( Б )
в центре блокирующего антициклона
Число случаев
Средняя разность .
. . . . . .
Средняя продолжительность роста
геопотенциала (дни)
А
Б
42
4,13
48
0,7
3
5
В табл. 1 представлены средние изменения геопотенциала
в центре блокирующего антициклона в реперные и обычные дни.
Вычисления проводились в районе с преимущественным антицик л о г е н е з о м , с о г л а с н о [93]. В с р е д н е м в м е с я ц з а э т и г о д ы н а б л ю д а л о с ь по д в а - т р и б л о к и р у ю щ и х антициклона, о б щ е е количество
к о т о р ы х б ы л о р а в н о 90.
Если проанализировать даты н а ч а л а формирования блокир у ю щ и х антициклонов совместно с д а т а м и п р о х о ж д е н и я групп
солнечных пятен через ц е н т р а л ь н ы й м е р и д и а н Солнца, то увидим, что ч а с т о т а в о з н и к н о в е н и я б л о к и р у ю щ и х а н т и ц и к л о н о в
резко в о з р а с т а е т в реперный день или в последующие за ним
два дня (табл. 2).
Таблица 2
Частота возникновения блокирующих циклонов
относительно реперного дня
Число дней относительно реперного
дня
Блокирующие антициклоны:
число случаев
процент от общего числа . . . .
—2
—1
0
+1
+2
13
14
13
14
18
20
23
25
24
26
Интересно т а к ж е п р о а н а л и з и р о в а т ь з а в и с и м о с т ь м е ж д у временем возникновения б л о к и р у ю щ и х процессов и д а т а м и смен
синоптических периодов. Исследование этого вопроса показало,
что в 62% с л у ч а е в в о з н и к н о в е н и е б л о к и р у ю щ и х процессов связ а н о со с м е н о й с и н о п т и ч е с к о г о п е р и о д а .
В о т л и ч и е от з о н ы а н т и ц и к л о г е н е з а н а E T C и в З а п а д н о й Сибири п р и р а щ е н и е геопотенциала в центрах б л о к и р у ю щ и х антициклонов о д и н а к о в о в периоды солнечного воздействия и в обычн ы е д н и (в с р е д н е м не п р е в ы ш а е т 1 д к м в с у т к и ) .
15
В тех случаях, когда в день составления прогноза или в предшествующие ему 1—2 дня наблюдается прохождение крупной
группы пятен через центральный меридиан Солнца на расстоянии не более 15° гелиографической широты от района, куда проектируется Земля, можно ожидать (при наличии благоприятной
синоптической обстановки) усиления уже существующего (или
возникновения нового) блокирующего антициклона. Средняя величина увеличения геопотенциала в центре антициклона, расположенного на поверхности 500 мб, в характерном для антициклогенеза районе составляет 5 дкм. Простые подсчеты убеждают
нас в том, что подобное влияние эквивалентно поступлению в атмосферу тепла, равного 250 кал/см 2 сутки.
Данные выводы не могут рассматриваться как окончательные. Однако очевидно, что развитие атмосферных макропроцессов, обусловленное чисто земными факторами (распределением
температуры, ветра, влажности, радиации и т. п.), может в
определенных районах земного шара нарушаться в результате
бомбардировки земной атмосферы корпускулярными потоками,
идущими от Солнца. В этих случаях современные прогностические схемы, очевидно, оказываются бессильными.
Г лава
II
НОВЫЕ ВЗГЛЯДЫ НА ОБЩУЮ ЦИРКУЛЯЦИЮ
АТМОСФЕРЫ
§ 1. Основные достижения
В течение последних 15—20 лет во взглядах на общую циркуляцию атмосферы происходят коренные изменения. Быстрое
расширение сети аэрологического зондирования и увеличение
фактических сведений об атмосферных течениях, начиная со второй мировой войны, а также успехи теоретической метеорологии
привели к полной ломке прежних представлений о циркуляции
Ч^ч атмосферы. Многие итоги подведены в работах советских и за^ ^ р у б е ж н ы х метеорологов [32, 113, 157, 184, 197, 213, 214 и др.].
Особенность современного этапа состоит в том, что прежняя
^ • с и с т е м а взглядов на общую циркуляцию атмосферы отверг2N4 нута, новая ж е система взглядов еще не завершена. Число
проблем, которые следует решить или решение которых требует
уточнения, намного превышает число решенных проблем. Тем не
менее основы современной системы взглядов ясны.
В наиболее завершенном виде прежние взгляды на общую
циркуляцию атмосферы (зачатки которых имелись уже у Гадлея) были изложены Россби [198]. В этой классической картине
общей циркуляции атмосферы нужно различать две стороны.
Центральным в ней было положение о том, что теплый воздух
совершает восходящее движение, а холодный воздух — нисходящее движение. В результате этого возникает так называемая первичная конвекция, прямая вертикальная циркуляция. Такая
циркуляция является единственным механизмом возникновения
кинетической энергии движений общей циркуляции атмосферы.
Кинетическая энергия, возникшая в первоначальной конвекции,
т. е. в такой вертикальной циркуляции, в которой теплый воздух
совершает восходящие движения, а холодный — нисходящие,
является источником кинетической энергии всех других видов
3
Заказ № 93 2
Гв Й 7 "
J\
I Гидром
Гид
t'HVт
G
Е :
ОГО
-гз.гК'Г ческого
17
движений, не обладающих первоначальной вертикальной циркуляцией.
Эта сторона прежних взглядов, конечно, не подвергается отрицанию. Модель, предполагающая только горизонтальное перемешивание, не может объяснить образование кинетической
энергии в атмосфере. Превращение потенциальной энергии в кинетическую обязательно связано с прямой вертикальной циркуляцией, с макроконвекцией.
Однако далее в классической картине общей циркуляции
атмосферы предполагалось, что первоначальной прямой вертикальной циркуляцией является планетарная конвекция, являющаяся результатом неодинакового нагревания полюса и экватора.
Кинетическая энергия именно этой циркуляции рассматривалась, таким образом, по прежним представлениям как источник кинетической энергии трех колец меридиональной циркуляции, образующихся из первоначальной планетарной циркуляции
в результате сохранения момента количества движения при меридиональных смещениях.
Вторичные контрасты в нагревании суши и моря или зимнего
и летнего полушарий, меняющие направление со сменой сезонов,
согласно прежним представлениям, дают начало первоначальной вертикальной циркуляции более мелкого масштаба — муссонной циркуляции.
Три меридиональные ячейки циркуляции и муссонные ячейки
циркуляции, взаимодействуя друг с другом и орографией, приводят к возникновению волн большого масштаба. Волны, теряя
при определенных условиях устойчивость, дают начало крупным
вихрям, а те в свою очередь дают начало средней и мелкой турбулентности, где кинетическая энергия диссипирует. Таким образом, планетарная конвекция постепенно дробится на более мелкие циркуляции. В этом же направлении, т. е. от более крупных
к более мелким циркуляциям, происходит перенос кинетической
энергии, возникающей в планетарной первоначальной конвекции.
Эти представления господствовали до недавнего времени.
Правда, опыт, накопленный по наблюдениям в средних широтах,
противоречил этой картине. По существу, уже первые синоптики
[110] во многом предвосхитили идеи о роли циклонической деятельности и горизонтального перемешивания в общей циркуляции атмосферы. Однако последовательному проведению этих
взглядов до недавнего времени мешали представления о циркуляции и климате в тропиках, представление о ячейке Гадлея.
Из-за недостатка фактических данных, а также в силу ряда
исторических причин сравнительно до недавнего времени существовало представление о климате и циркуляции в тропиках,
как о монотонном и регулярном режиме. Возмущения пассатов
связывались лишь с прохождением тайфунов и ураганов да
с сезонными смещениями центров действия атмосферы. Предпо18
лагалось, что годовые количества осадков и другие элементы не
обнаруживают в тропиках большого отклонения от средних значений. Различия в климате приписывались почти исключительно
рельефу.
Столь же однородным и постоянным рисовался муссон. Практически под муссоном подразумевалось больше, чем система ветров. Он представлялся как однородная воздушная масса, так
как считалось, что метеорологические элементы при муссоне не
испытывают больших колебаний.
Накопление эмпирических данных изменило прежние представления о циркуляции и климате в тропиках. Как показали
факты, пассаты и муссоны не обладают ни локальным постоянством, ни однородностью в пространстве. Пассат изменяется не
только от места к месту, но также в данном месте ото дня ко
дню. Наиболее устойчивые пассаты занимают лишь небольшую
-часть океанической поверхности на юго-восточной окраине субтропических антициклонов. На западной же окраине этих антициклонов ветер, а также другие метеорологические элементы изменяются весьма сильно и характер этих изменений не объясним
астрономическими и орографическими факторами. > Не более
устойчива погода и в экваториальной зоне. Так, в Индонезии
дождливый сезон (западный муссон) содержит много сухих периодов, а сухой сезон (восточный муссон) не абсолютно сухой
[184].
В Индии в течение одного летнего месяца с хорошо развитым
муссоном было выделено пять типов воздушных потоков, каждый с особым распределением осадков [88, 184]. Многие тропические районы в одни и те же календарные сезоны в разные годы
страдают то от засухи, то от наводнения. Сумма годовых осадков в тропиках (в том числе и в муссонных районах) слагается
не из большого числа ливней, дающих одинаковые количества
осадков. Наоборот, она создается многими слабыми непродолжительными ливнями и несколькими периодами сильных дождей, сопровождающих прохождение возмущений в поле ветра и
давления. Так, на Гавайских островах 10 главных штормов,
длившихся 3—4 дня каждый, дали 3 Д годового количества осадков. На Коста-Рике 10% дней с осадками дали 50% годовой
суммы, а 50% дней с осадками дали 10% годовой суммы [184].
Новые данные показывают, что большая часть обмена тепла
между низкими и высокими широтами осуществляется воздушными течениями, связанными с квазигоризонтальными ячейками
или вихрями, а не с воздушными течениями в вертикальной плоскости. Обнаружено, что в тропической области в верхней тропосфере воздушные течения связаны с сериями квазисинусоидальных волн и с замкнутыми вихрями. Длина волны этих
возмущений близка к длине внетропических циклонов и антициклонов. В соответствии с этим тепло переносится к полюсу не
2*
19
в глобальном поясе антипассатов, а в областях небольших по
протяжению с запада на восток в передних частях ложбин.
В таких узких по долготе поясах юго-западные ветры выносят
тепловую энергию гораздо быстрее, чем могли бы это сделать
гипотетические антипассаты. Точно так же муссонная область
пониженного давления изменяется ото дня ко дню., Эти изменения связаны с прохождением центров низкого давления, а сами,
муссонные течения полностью определяются циклонической деятельностью, т. е. квазигоризонтальной циркуляцией. Более того,
было показано, что распределение муссонов является зональным
[113]. Этот факт противоречит пониманию муссона как специфической формы циркуляции между сушей и морем.
Таким образом, синоптический опыт указывает на определенное единство циркуляции атмосферы под всеми широтами, единство, основу которого составляет циклоническая деятельность.
Эти данные привели к пересмотру классической картины общей циркуляции в отношении роли вертикальной циркуляции.
Изменения во взглядах на циркуляцию атмосферы состоят, однако, не в том, что стали отрицать существование меридиональной циркуляции. Новые данные также подтверждают существование меридиональной циркуляции в среднем. И это существование в среднем не означает простой статистической фикции.
Хотя в каждый конкретный момент не обнаруживаются меридиональные кольца средней циркуляции (по крайней мере в умеренных и высоких широтах), однако при достаточно длительном
наблюдении фиксируется, что через данный широтный круг на
данном уровне в одну сторону протекает больше воздуха, чем
в другую сторону. Средняя меридиональная циркуляция и отражает этот результирующий перенос. Последние данные подтверждают наличие такой циркуляции [195, 229]. Однако дело
заключается в том, что меридиональная циркуляция не может
быть первоначальной конвективной циркуляцией, т. е. циркуляцией, приводящей к переходу потенциальной энергии в кинетическую и снабжающей кинетической энергией другие формы циркуляции.
В последнее время появился ряд работ, посвященных вопросу
о свободной конвекции и влиянию на нее вращения земли. [169—
171, 214, 213]. В этих исследованиях доказывается, что меридиональная циркуляция является вынужденным компонентом
движения (вопрос о роли меридиональной циркуляции в тропиках еще не решен). Иными словами, в этой циркуляции не происходит освобождения кинетической энергии, а наоборот, для ее
поддержания требуется приток кинетической энергии. Причем
.главным фактором, определяющим существование меридиональной циркуляции, является макровихревой перенос.
Вопрос о возможности меридиональной циркуляции в качестве свободной конвекции был исследован и с помощью моде20
лирования атмосферных движений [154]. Было показано, что возможность или невозможность меридиональной циркуляции зависит от соотношения угловой скорости и контраста температуры между экватором и полюсом. На неподвижной сфере был
создан определенный контраст температуры между экватором и
полюсом. В результате этого контраста температуры на сфере
возникла прямая меридиональная циркуляция. Медленное вращение сферы не нарушало меридиональной циркуляции. Однако
при увеличении угловой скорости до некоторой критической величины меридиональная циркуляция нарушалась и заменялась
квазигоризонтальными движениями. Увеличением контраста
температуры можно вновь добиться восстановления меридиональной циркуляции, а еще большим увеличением угловой скорости нарушить ее.
Действительное соотношение угловой скорости вращения
Земли и контраста температуры между экватором и полюсом
таково, что на Земле должны существовать квазигоризонтальные
геострофические движения. Правда, в тропиках условия для меридиональной циркуляции более благоприятны (так как здесь
скорость вращения земли вокруг вертикальной оси уменьшается)
и вопрос о возможности геострофического ветра в тропиках еще
не решен.
Но из теоретических исследований условий свободной конвекции на земле следует, что не только средняя меридиональная
циркуляция не является первоначальной конвективной циркуляцией. Первоначальными конвективными системами не могут
быть также достаточно крупные синоптические циркуляции, такие, как, например, стационарные циклоны и антициклоны. Первоначальная конвективная циркуляция должна быть меньшего
масштаба, чем эти образования. Синоптически это подтверждается тем, что в центральных циклонах внутренние части заполняются однородным холодным воздухом, совершающим, однако,
восходящее движение [213].. Поэтому в центральном циклоне не
может происходить освобождение энергии. В то же время субтропические антициклоны, теплые на высотах, характеризуются
нисходящими движениями, т. е. тоже не могут служить первоначальной конвективной ячейкой. Подтверждением того, что крупные барические образования существуют без освобождения
своей потенциальной энергии через конвекцию, является тот
факт, что при отсутствии вблизи них фронтальной циклонической деятельности эти образования затухают.
Вопрос о первоначальной конвективной циркуляции может
быть решен не только теоретическим путем, но также и путем
эмпирического определения такой циркуляции. Существующие,
пока немногочисленные, расчетные карты мгновенных вертикальных токов на полушарии действительно показывают, что
площади, охватываемые вертикальными движениями одного
21
знака, характеризуются меньшими масштабами, чем масштабы
крупных стационарных циклонов и антициклонов, и близки
к масштабам подвижных циклонов и антициклонов. Эти области
действительных вертикальных токов еще менее можно связать
с неодинаково нагретыми участками суши [213].
Важные выводы были получены также в результате исследования взаимодействия движений различного масштаба. Как уже
говорилось, в классической картине предполагалось, что кинетическая энергия переходит от движений большего масштаба
к движениям меньшего масштаба. Теоретические исследования
показали, что взаимодействие различных гармоник движения
существенно нелинейно и любые априорные заключения относительно характера этого взаимодействия неправомерны. Теоретические исследования были завершены подсчетом переноса кинетической энергии между движениями большого масштаба
[202—205]. Как показали эти подсчеты, кинетическая энергия от
циклонических волн, т. е. от возмущений масштаба циклона и
антициклона, переносится как к большим, так и к меньшим волнам. Движения, характеризующиеся нулевым значением числа
волн, т. е. чисто зональный поток, также получают кинетическую
энергию от циклонических волн.
Таким образом, подвижные циклоны и антициклоны являются источником кинетической энергии как для более крупных,
так и для более мелких движений. Это не противоречит и синоптическому опыту. Известно, что центральные циклоны образуются и поддерживаются в результате стационирования и слияния нескольких подвижных циклонов. Одновременно с процессом образования центральных циклонов происходит процесс
формирования субтропических антициклонов, поддерживаемых
заключительными антициклонами циклонических серий.
В связи с исследованиями роли различных масштабов движения были проведены многочисленные подсчеты переносов
тепла, влаги, момента количества движения и т. д., осуществляемых средней циркуляцией, подвижными и стационарными вихрями. Результаты этих расчетов обобщены в работах Старра
{212—214]. Было установлено, что в умеренных широтах главную
роль играет именно вихревой перенос. Установлено также, что
вихревой перенос может быть направленным против среднего
градиента переносимой субстанции или против направления
среднего потока (в частности, в тропиках). Так, распределение
по меридиану средних зональных значений осажденной воды характеризуется быстрым и монотонным убыванием от низких широт к высоким. Соответствующий же вихревой перенос имеет
бимодальное распределение с максимумами на 20 и 45° с. ш.
Точно так же в пространстве не существует связи между районами вихревого оттока и районами высокого влагосодержания.
Более того, относительные значения вихревого переноса в общем
22
переносе водяного пара по широте и по меридиану отличаются
на несколько порядков. Все эти факты ставят под вопрос применимость гипотезы локальной горизонтальной изотропии к движениям атмосферы большого масштаба, а также указывают на неприменимость гипотезы пути смешения для объяснения макромасштабного турбулентного потока пара в атмосфере [215].
Таким образом, исследования первоначальной конвективной
деятельности и взаимодействия движений различного масштаба
взаимно дополняют и подтверждают друг друга. Действительно,
движения масштаба подвижных циклонов и антициклонов характеризуются также первоначальной конвективной деятельностью, а следовательно, и переходом потенциальной энергии в кинетическую. Движения же большего масштаба не могут сопровождаться первоначальной конвекцией такого же масштаба,
а следовательно, кинетическая энергия при движениях такого
масштаба не возникает.
С другой стороны, установлено, что кинетическая энергия
движений масштаба подвижных циклонов и антициклонов переносится как к движениям большего масштаба, так и к движениям меньшего масштаба. Это значит, что крупные квазистационарные барические образования поддерживаются за счет более
мелких образований. Следовательно, потенциальная и внутренняя энергия крупных квазистационарных бароклинных систем не
может быть освобождена через первичный конвективный процесс такого ж е масштаба и требует посредничества подвижных
циклонов, т. е. их потенциальная и внутренняя энергия должна,
н е . освобождаясь, переходить к возмущениям меньшего масштаба [213].
Разумеется, вся эта картина в целом является лишь первым
приближением и действительный обмен энергией между движениями различного масштаба протекает сложнее.
Таким образом, между теорией и синоптической практикой
наметилось определенное согласие, заключающееся в том, что
как с точки зрения теории, так и с точки зрения синоптической
практики основу общей циркуляции составляет циклоническая
деятельность.
Можно подвести следующие итоги.
1. Меридиональные кольца циркуляции не являются первоначальными конвективными движениями, т. е. движениями, сопровождающимися переходом потенциальной энергии в кинетическую. Размер ячейки первоначальных конвективных движений
существенно меньше размера меридиональных колец и близок
к размерам подвижных возмущений.
2. Взаимодействие между движениями различного масштаба
происходит отнюдь не в одном направлении — от больших
к меньшим. Как показали исследования, перенос кинетической
энергии осуществляется преимущественно от движений масштаба
23
ттодвижных возмущений как и более мелким движениям, так и
к более крупным, вплоть до чисто зонального движения.
3. Согласно теоретическим исследованиям и синоптическому
опыту, основным механизмом общей циркуляции является циклоническая деятельность.
§ 2. Изменение принципиальных воззрений на муссонную
циркуляцию
В предыдущем параграфе были изложены некоторые новые
взгляды на механизм общей циркуляции атмосферы. К а к там
уже говорилось, новые взгляды явились отчасти результатом
новых данных о муссонах. Одновременно эти новые взгляды
•стимулировали повышение интереса к муссонной циркуляции и
вызывали необходимость пересмотра многих представлений
ю муссоннрй циркуляции.
Хотя литература, посвященная в последнее время муссонам,
велика, новые принципиальные взгляды на муссонную циркуляцию были сформулированы главным образом в работах
>С. П. Хромова [113, 114] и Флона [146J. В настоящее время главные идеи относительно циклонической природы муссонной циркуляции, развиваемые в их работах, почти не вызывают возражений ни у нас, ни за рубежом. Поэтому остановимся здесь
кратко лишь на изменениях некоторых принципиальных воззрений на муссонную циркуляцию.
Муссоны издавна были известны жителям «классических»
муссонных районов на севере Индийского океана, где муссонный
р е ж и м накладывал существенный отпечаток на хозяйственную
деятельность людей. В этих районах муссоном называли сезонные ветры, обладающие значительным сезонным поворотом и
сопровождающиеся определенным характером погоды.
Со времени Гадлея в понятие муссона стали включать представления о его генезисе. Под муссоном стали понимать воздушные течения между сушей и морем или между зимним и летним
полушариями. Причиной этих течений считали неодинаковое нагревание суши и моря, а в тропиках — неодинаковое нагревание
летнего и зимнего полушарий, местами усиливающееся особенностями распределения суши и моря относительно экватора. При
этом тропический муссон летнего полушария считали пассатом
зимнего полушария, перетекшим через экватор и изменившим
направление под действием силы Кориолиса, а муссон зимнего
полушария — пассатом данного ж е полушария.
Таким образом, муссон представлялся циркуляцией наподобие бриза, но значительно большего масштаба. Считали поэтому, что муссонное течение у земли сопровождается на высотах
противоположно направленным течением — антимуссоном. Вме24
сте эти два течения представляют замкнутую вертикальную циркуляцию между сушей и морем или летним и зимним полушариями. При движении: с суши или с моря течение приобретает
характеристики континентальной или морской воздушной массы..
Предполагалось поэтому, что муссонные ветры с суши сухи,,
устойчивы и сопровождаются ясной погодой. Муссоны с моря,
влажны, неустойчивы и сопровождаются дождями.
Таким образом, согласно старым взглядам., муссон представляет собой вторичную термическую циркуляцию (вторичную п а
отношению к термической циркуляции, связанной с. контрастом
полюс — экватор) между сушей и морем. Не считая тропических
муссонов, распределение муссонов азонально. Эта азональность
муссонов есть просто следствие азонального распределения
суши и моря.
Новые представления о муссоне связаны с изменением прежних взглядов на генезис муссона как чисто термическую циркуляцию. Гипотеза о замкнутой муссонной циркуляции в вертит
кальном плане была опровергнута прежде всего данными
наблюдений: непосредственные аэрологические наблюдения не
обнаружили антимуссона. В предыдущем параграфе уже говорилось о том, что циркуляция атмосферы на всех широтах
представляет собой квазигоризонтальную циркуляцию, осуществляемую в процессе циклонической деятельности. Более того, циркуляция с горизонтальной осью масштаба движений общей
циркуляции вообще невозможна как система, обусловленная термическими причинами [171, 187]. Таким образом, муссонная циркуляция должна быть понята как результат своеобразия циклонической деятельности.
Противоречит термической концепции муссона также и географическое распределение муссонов. С. П. Хромовым, а затем
и зарубежными авторами [147] были построены мировые карты
распределения муссонов как по полю давления, так и по полк»
ветра (см. рис. 25) [114]. Из этих карт очевидно зональное распределение муссонов.
Зональность распределения муссонов в корне противоречит
существовавшим ранее представлениям о механизме муссонной
циркуляции. Если бы механизм муссонной циркуляции был чисто или главным образом термический, то распределение муссонов было бы азональным. Зональность распределения муссонов говорит о непосредственной связи муссонного режима с природой общей циркуляции.
Вопрос о роли обмена между сушей и морем в муссонной
циркуляции является производным от вопроса о термической
обусловленности муссона. Если муссонная циркуляция так или
иначе обусловлена термическими причинами, то она должна
быть одновременно и формой обмена между сушей и морем,
а также между зимним и летним полушариями. Из сказанного»
25,
выше следует, что обмен между сушей и морем должен играть
подчиненную роль в генезисе муссонов. Разумеется, речь идет
не о том, что обмена теплом между морем и сушей не существует или его роль в циркуляции атмосферы несущественна,
а также не о том, что термическое состояние подстилающей поверхности не оказывает воздействия на циркуляцию атмосферы.
Но дело в том, что, во-первых, обмен между сушей и морем
(или термические различия) не создают замкнутой вертикальной
циркуляции. Это, как говорилось выше, по-видимому, обусловлено в первую очередь соотношением между величиной температурных градиентов и скоростью вращения Земли. Во-вторых,
фактически наблюдающаяся сезонная смена направлений ветра
(муссон) не обусловлена только или главным образом тепловыми различиями между сушей и морем, а является свойством
общепланетарной циркуляции. Но это не исключает влияния распределения суши и моря на распределение указанных областей
сезонной смены ветра, на их интенсивность и т. д.
§ 3. Новые эмпирические данные о тропической циркуляции
Знания о фактическом режиме тропической циркуляции в последние десятилетия увеличиваются чрезвычайно быстро. Первое
увеличение данных о тропической циркуляции было получено во
время второй мировой войны. В дальнейшем сеть регулярных
наблюдений, а также экспедиционные и специальные серии наблюдений продолжали расширяться. Существенный вклад в изучение тропиков внесли экспедиционные рейсы советских научноисследовательских судов, а также наблюдения иностранных
кораблей погоды и экспедиционных судов. Успехи в изучении
тропиков были сделаны в результате мероприятий, проводимых
в рамках международного сотрудничества в период МГГ,
а также Индоокеанской международной экспедицией. В самое
последнее время неоценимый вклад в изучение тропической циркуляции внесли спутниковые данные.
Подавляющая часть новых данных относится к западу и
центру Тихого океана и к востоку тропической Азии. Некоторый
сдвиг наблюдается и в отношении представлений о циркуляции
над Индийским океаном, особенно в связи с Индоокеанской международной экспедицией. Данные по тропическим районам Атлантики (исключая Мексиканский залив). Южной Америке, востоку Тихого океана, Африке и южному полушарию в целом все
еще остаются недостаточными, и для этих районов все еще нет
современных значительных обобщений по циркуляции атмосферы.
Главным в развитии новых представлений о циркуляции
в тропиках является вопрос о генезисе западных ветров в тропических и экваториальных широтах. Так как западные ветры
26
в тропических широтах развиваются главным образом летом, т а
новые представления относятся прежде всего к летней циркуляции; зимой пояс пассатов и с ним тропическая циркуляция оттесняются далеко к экватору, так что становится очевидной внетропическая природа западных ветров в тропических широтах
в зимнее полугодие (ветры по северной периферии субтропических антициклонов).
Рассмотрим развитие представлений о циркуляции в тропиках. В прошлом считалось, что циркуляция в тропиках сводится
к весьма простой схеме: восточный поток с составляющей, направленной к экватору у земли (пассаты), и западный поток с составляющей, направленной от экватора на высотах (антипассаты) .
После извержения вулкана Кракатау в 1883 г. стало известно о существовании сильного восточного потока между 20 и
30 км. Позднее, в 1908 г., были обнаружены западные ветры
также и над экваториальной тропопаузой, так называемые западные ветры Берсона, которые можно было бы отождествить
с антипассатом.
Затем уже в 40—50-х годах на основании карт барической
топографии и новых аэрологических данных было обнаружено,
что восточные ветры (пассат) простираются до самой тропопаузы и переходят выше в восточные ветры Кракатау. Этот факт
положил начало пересмотру представлений о циркуляции в тропиках. Прежде всего подвергалась пересмотру концепция антипассата. Р а з пассат достигает тропопаузы и соединяется с восточными стратосферными ветрами, то для антипассата проста
не остается места. В связи с этим утвердилось мнение, что западные ветры в тропиках являются краем западного внетропического переноса, распространяющегося поверх пассата вследствие наклона вертикальной оси антициклонов к экватору. Такие
антипассаты совершенно не обязательно направлены от экватора, но, являясь в общем зональным потоком, в результате волнообразных возмущений с равной вероятностью могут иметь,
составляющие как к экватору, так и от экватора.
Другим следствием установления факта проникновения пассата до самой тропопаузы было то, что под сомнение была поставлена сама роль ячейки Гадлея и поставлен на очередь
вопрос о целлюлярном квазигоризонтальном характере циркуляции в тропиках так же, как и в умеренных широтах. (Вопрос
о роли вихревого и тороидального переноса в тропиках дискутируется до сих пор и остается пока невыясненным. Мы уже останавливались на исследованиях, посвященных этому вопросу.)
Дальнейшие изменения наших представлений относятся
к циркуляции над югом Азии и севером Индийского океана.
Речь идет о зоне западных ветров в Индийском океане летом
северного полушария. Считалось, что генезис этих западных
27
ветров связан с перетеканием пассата южного полушария через
экватор и втягиванием его нагретым материком Азии. Иными
словами, считалось, что пояс пассатов над Азией и Индийским
океаном летом разрывается, и над этим районом тропическая
циркуляция характеризуется муссонным механизмом, понимаемым как вертикальная циркуляция между Индийским океаном и
Азией. При анализе новых данных оказалось, что здесь выше
поверхности 700 мб пояс пассатов над Азией и севером Индийского океана существует и разделяет западные экваториальные
ветры в нижней тропосфере и западные внетропические ветры
[147, 148]. Обнаружение этого пояса пассатов привело к необходимости пересмотра вопроса о положении тропического фронта
в Восточной Азии и на западе Тихого океана (см. ниже).
Далее, в восточных ветрах в верхней половине тропосферы
над западными экваториальными ветрами было найдено восточное струйное течение [167]. Было установлено также, что между
этим восточным струйным течением и западным внетропическим
(полярнофронтовым или субтропическим) струйным течением
существует взаимодействие и что в этом взаимодействии отражается развитие муссона в Азии [192]. Цейлонские метеорологи
на основании синоптического опыта установили, что существуют
две квазипостоянные тропические зоны конвергенции в Индийском океане (одна — в северном полушарии, а другая — в южном), которые не переходят через экватор при сезонном смещении [186]. Проблема о двух тропических зонах конвергенции уже
обсуждалась в нашей литературе С. П. Хромовым [114]. Существование двух зон подтверждается синоптическим опытом Международного института тропической метеорологии в Бомбее
[226] и последними климатологическими разработками Фроста и
Стефенсона [153].
Несколько иная картина постепенно выявилась и в Тихом
океане. Во-первых, уже после того, как было найдено, что пассат может достигать тропопаузы и сливаться с восточными стратосферными ветрами, подтвердилось существование в Тихом
океане в верхней тропосфере западных ветров (как это требовалось в соответствии с концепцией антипассата). Однако сведения
о положении и характере этих ветров разноречивы. Согласно
некоторым источникам, эти западные ветры представляют собой
просто продолжение западного переноса умеренных широт.
По данным некоторых авторов, по крайней мере на отдельных
меридианах, западный перенос южного и северного полушарий
непосредственно соединяется над экватором [158]. Таким образом, на этих меридианах, согласно этим источникам, в верхней
тропосфере западный перенос наблюдается от полюса до полюса.
Самые последние данные показывают, что западные ветры
в верхней тропосфере в тропиках могут быть отделены от вне28
тропических западных ветров поясом пассата, достигающим тропопаузы. Так, по данным Дубенцова, зона западных ветров расположена под самым экватором внутри восточных ветров северного и южного полушарий [30]. В атласе Хисти и Стефенсона
[158] на некоторых меридианах она заключена внутри пассата
северного полушария. Весьма интересны в этом отношении
данные, полученные в период ядерных испытаний в Тихом океане
(рис. 4). На этом рисунке отчетливо видно, что пояс западных
ветров заключен внутри пассата и отделен от западной внетропической циркуляции пассатом. Эта зона пассата сравнительно
узка и может не улавливаться при редкой сети данных. Такая
нм
10
I
Шкала
Рис.
4.
О
I
10 20
I I
узлы
скоростей
Средний профиль зональных составляющих ветра
по 167° в. д. (октябрь, ноябрь 1952 г.) [186].
(узлы)
же зона западных ветров в верхней тропосфере, отделенная от
внетропической западной циркуляции поясом восточных ветров,
обнаружена в Тихом и Атлантическом океанах.
Таким образом, в тропиках обнаружены западные ветры следующих трех типов: южный край западного внетропического
переноса распространяющийся поверх пассата; тропические западные ветры в верхней тропосфере, отделенные от внетропического западного переноса восточными ветрами; экваториальные
западные ветры в нижней тропосфере, также отделенные от внетропических западных ветров пассатом.
Экваториальные западные ветры наиболее развиты в Индийском океане и на западе Тихого океана. Однако, согласно некоторым климатическим исследованиям и спутниковым данным
[200], зона приземных западных экваториальных ветров существует и на востоке Тихого океана южнее междутропической зоны
конвергенции, но оказывается там значительно уже (2—7° широты). Отмечены также случаи распространения экваториальных западных ветров из Индийского океана до центра Тихого
океана. В таких случаях выше этих западных ветров в восточном
29
потоке, по-видимому, возникает восточное струйное течение
так же, как это имеет место в Индийском океане. Экваториальные западные ветры отмечены и в южноамериканском секторе.
Тропические западные ветры в верхней тропосфере обнаружены в Тихом и Атлантическом океанах, но их нет в Индийском
океане. Таким образом, между циркуляцией в тропиках Индийского и Тихого океанов наблюдается существенное различие..
В Тихом океане в нижней тропосфере преобладает восточный:
поток, а в верхней — западный. В Индийском же океане в нижней тропосфере существует западный поток, а в верхней тропосфере — восточный. Раздел между этими двумя режимами расположен около 140° в. д. Следовательно, на этом меридиане
в среднем существует конвергенция в нижней тропосфере и дивергенция в верхней тропосфере. Предлагалось термическое
объяснение такой циркуляции: нагревание воздуха над архипелагами, расположенными на западе Тихого океана, вызывает
оттекание на высотах и приток в нижних слоях, именно так
Фрост и Стефенсон объясняли циркуляции в Индийском океане
[153].
Однако интересен тот факт, что именно в указанном районе
смены режима циркуляции междутропическая зона конвергенции резко смещается к югу. Так как западные экваториальные
ветры всегда наблюдаются между внутритропической зоной конвергенции и экватором, то наличие этих западных ветров, по-видимому, связано лишь со структурой внутритропической зоны
конвергенции (тропического фронта). В тех районах, где внутритропическая зона конвергенции больше смещена к северу, сильнее развиты западные экваториальные ветры (Индийский
океан). Там же, где внутритропическая зона конвергенции оттеснена к экватору, как это имеет место в Тихом и Атлантическом океанах, западные экваториальные ветры либо исчезают,
либо наблюдаются в виде узкой зоны. При синоптических жесмещениях тропической зоны конвергенции к северу они наблюдаются и в этих районах [200].
Таким образом, указанное различие в режимах циркуляции
над Индийским и Тихим океанами можно объяснить положением тропического фронта. При этом, конечно, встает вопрос
о причинах, определяющих положение тропического фронта.
Новый свет на рассмотренные вопросы проливают спутниковые данные о циркуляции в верхней тропосфере тропических широт. Обобщение спутниковых данных, синоптического опыта и новый анализ климатических данных позволили Садлеру предложить схему циркуляции, изображенную на рис. 5 [199, 200]. Как
видно на этом рисунке, в верхней тропосфере существует два
субтропических гребня, спиралеобразно отклоняющихся к северу.
В результате этого над Тихим и Атлантическим океанами в тропических широтах существует два субтропических гребня с очень
30
узкой, вытянутой в восточном направлении ложбиной между
ними. С этой ложбиной и связаны западные тропические ветры
в верхней тропосфере в Тихом и Атлантическом океанах.
Такое расположение субтропических гребней объясняет многие особенности тропической циркуляции. Легко видеть, что положение внутритропической зоны конвергенции определяется
Рис. 5. Вероятное расположение осей ложбин (а) и гребней (б) на
поверхности 200 мб [201].
J — восточный поток, 2 — западный поток.
южным субтропическим гребнем. Смещение внутритропической
зоны конвергенции на западе Тихого океана связано с появлением на этих долготах южного гребня. Такое расположение
гребней определяет, по-видимому, и некоторые особенности движения и возникновения тропических циклонов [201]. Места возникновения тропических циклонов располагаются у краев ложбин на западе и востоке Тихого океана. Но при движении
на запад тропические циклоны на востоке океана попадают
31
в неблагоприятные условия для развития и поворота. На западе
же Тихого океана тропические циклоны встречаются с высотным гребнем в значительно более высоких широтах.
Итак, современные данные о тропической циркуляции (летом) можно свести к следующей схеме. Переход к тропической
циркуляции от внетропической связан с, восточными ветрами
(пассатом), достигающими тропопаузы и сливающимися с восточными стратосферными ветрами (этот пояс восточных ветров
обусловлен северным субтропическим гребнем). З а этим поясом
восточных ветров существует два режима циркуляции. Один из
них характеризуется
северным
положением
тропического
фронта, развитием западных ветров южнее тропического фронта
в нижней тропосфере и восточных ветров во всей верхней тропосфере, а также одним субтропическим гребнем в верхней тропосфере. Д л я другого режима характерно южное положение тропического фронта (с узкой зоной западных ветров южнее него),
развитие восточных ветров в нижней тропосфере и западных ветров в верхней тропосфере севернее приземного положения тропического фронта. На высотах здесь наблюдается два субтропических гребня с узкой ложбиной между ними.
Глава
III
СВЯЗЬ МЕЖДУ ПЕРИОДАМИ ОСАДКОВ В РАЗЛИЧНЫХ
РАЙОНАХ ВОСТОЧНОЙ АЗИИ
В последних исследованиях муссонной циркуляции в Азии
много внимания было уделено влиянию Тибета. В особенности
развивались идеи о тепловом влиянии Тибета в связи с существованием на высотах летнего тибетского антициклона [147].
Однако до сих пор не было сказано почти ничего о влиянии на
циркуляцию в Восточной и Южной Азии синоптических процессов в Средней Азии. Между тем, соседство с горной страной
обширной равнинной территории, легко доступной д а ж е слабым
вторжениям с запада и севера, должно оказывать на процессы
в Азии не меньшее влияние, чем само существование Тибета.
Некоторые черты влияния Средней Азии, по существу, уже были
описаны. Так, Иин и Риль [88, 240] указывали, что юго-западный
муссон устанавливается тогда, когда ложбина над Северной Индией смещается с 90 на 68° в. д., т. е., когда она устанавливается
над Средней Азией. Р а м а к р и ш н а н [190] указывает, что ложбины
в западных ветрах при перебоях муссона вторгаются в Индию
из Туркестана. Более определенно связь с циркуляцией в Передней Азии отражена в исследовании Сатклифа и Банона [220].
Уже эти факты указывают на значительную роль процессов
над Средней Азией. Естественно, что перестройка циркуляции
над Азией в начале лета — смещение западного струйного течения к северу вообще и с южного склона Гималаев к северу Тибета в частности —• обусловлена существенным влиянием со стороны процессов над Средней Азией:
В этой главе будет рассмотрена связь между осадками
в Средней Азии и осадками в тропических и субтропических
районах Азии. Эта связь является отражением связи между атмосферными процессами над Средней Азией и процессами над
Южной и Восточной Азией. Будет рассмотрен т а к ж е синоптический механизм этой связи.
3
Заказ № 93
33
Связь между периодами летних осадков в Индии, Японии и
Европе уже была установлена ранее [144—148]. Однако связь
между осадками в Средней Азии и осадками в Южной и Восточной Азии никем ранее не отмечалась и рассматривается автором
впервые.
§ 1. Новые эмпирические данные об общей циркуляции
атмосферы в Восточной Азии
Южная и Восточная Азия является областью наиболее сложных и мало исследованных синоптических процессов. Как известно, здесь происходит своеобразное взаимодействие всех географических типов воздушных масс и фронтов, осложненное
горным рельефом и соседством величайшего материка и двух
океанов. Естественно, что многие стороны циркуляции атмосферы
в Азии, в том числе и некоторые стороны циклонической деятельности, до сих пор остаются предметом дискуссии. С другой
стороны, Южная и Восточная Азия — область наиболее хорошо
выраженных муссонов. Поэтому эмпирический анализ атмосферных процессов в Восточной Азии имеет большое значение для
выяснения муссонного механизма вообще.
Муссонная циркуляция не является лишь климатологической
абстракцией. Муссон проявляется ежегодно в определенной
смене режимов течений и в погоде. Существуют также ежегодные колебания муссона — времени его наступления, продолжительности, интенсивности. В последнее время были достигнуты
успехи именно на пути синоптического исследования ежегодных
колебаний муссонной циркуляции, процессов,
приводящих
к смене преобладающих режимов, и связи между муссонными
явлениями в отдаленных друг от друга районах. Эти исследования будут предметом нескольких последующих глав. Однако до
•изложения результатов этих исследований скажем немного
о сливовых дождях в Китае и Японии и юго-западном муссоне
в Индии, так как особенно значительные успехи достигнуты
в связи с изучением именно этих двух крупных явлений циркуляции атмосферы.
С л и в о в ы е д о ж д и . В первую половину лета, в среднем
с начала июня до середины июля, в Китае и Японии отмечается
дождливый период, известный в этих странах под названием
сливовых дождей. Начало сливовых дождей совпадает с созреванием желтой сливы, откуда и происходит название этого периода. Сливовые дожди характеризуются большой регулярностью (среднее за 60 лет колебание начала сливовых дождей
в Токио равно 11,6 дням [193]). Они выпадают из сплошного облачного покрова As — Ns, т. е. являются обложными (в основном несильные и продолжительные). Лишь в конце периода
34
сливовых дождей начинают преобладать СЬ и ливни. При сливовых дождях отмечается чрезвычайно большая относительная
влажность и высокая температура воздуха. Это создает весьма
характерный и неприятный в быту комплекс условий погоды.
Однако сливовые дожди имеют решающее значение для сельского хозяйства.
Сливовые дожди наиболее рано начинаются на юге Китая и
почти одновременно на юге Японии. Со временем зона дождей
смещается к северу. Особенно значительно это смещение над
Китаем. Поэтому от места к месту может колебаться как начало, так и длительность сливовых дождей. Отмечаются также
ежегодные колебания длительности сливовых дождей. Примерами большой длительности являются 1931 и 1954 гг. Наоборот,
в 1934 и 1957 гг. сливовые дожди были очень непродолжительными. В первую половину лета засуха обычно связана с сокращением длительности или задержкой начала сливовых дождей,
а наводнения — с удлинением этого периода или с увеличением
интенсивности дождей.
Период сливовых дождей обычно заканчивается ясной сухой
и жаркой погодой. Результатом этого является наличие минимума осадков в середине лета в Китае и Японии. Так как этот
минимум приходится на конец июля и начало августа, то он маскируется в средних месячных данных об осадках.
Как показали синоптические исследования, сливовые дожди
характеризуются вполне определенной синоптической обстановкой не только в Восточной Азии, но и в северном полушарии.
Характерное для сливовых дождей синоптическое положение на
поверхности 500 мб в северном полушарии показано на рис. 8.
К нему мы еще вернемся в дальнейшем. Уже после первых исследований сливовых дождей Окадой [185] и синоптических процессов Дальнего Востока Н. В. Стремоусовым [101] была выявлена существенная роль охотского антициклона в формировании
«фронта сливовых дождей» (полярного фронта над Японией).
В Японии в дальнейшем роль охотского антициклона и охотских воздушных масс в формировании сливовых дождей была
выяснена весьма детально [162, 165]. Установлено, что сливовые
дожди наблюдаются только при наличии охотского антициклона,
а перемещение их над Японией зависит от перемещений охотского антициклона. Прекращение сливовых дождей над Японией
происходит вместе с исчезновением охотского антициклона. Над
Китаем в формировании сливовых дождей в качестве холодной
воздушной массы участвует континентальный сибирский воздух.
Другим необходимым условием для формирования сливовых
дождей является юго-западный поток, втекающий в южный Китай с севера Индии либо возвращающийся (принявший западное направление) пассат. Как показал Мураками
[180],
юго-западный • поток с севера Индии играет главную роль
2*
35
в формировании сливовых дождей и в Японии, особено в первую
половину периода.
Если охотский антициклон и западные ветры с севера Индии
имеют решающее значение в формировании сливовых дождей,
то субтропический антициклон имеет решающее значение в прекращении сливовых дождей. В Китае издавна известно, что
вторжение восточных ветров, заключающее период сливовых
дождей, приводит к сухой и жаркой погоде [135]. При этом засушливость бывает тем большей, чем сильнее восточный поток
Рис. 6. Средние даты начала
юго-западного муссона [14].
с океана. Это явление (отсутствие дождей при сильном развитии восточного потока с океана) было названо Чу Ко-чином загадкой юго-восточного муссона [135]. Вторжением восточных ветров (пассата) заканчивается „ период сливовых дождей и
в Японии. Именно этим объясняется наличие упомянутого выше
минимума осадков в Китае и в Японии в середине лета.
Ю г о - з а п а д н ы й м у с с о н . Юго-западный индийский муссон — наиболее известная муссонная система.
Муссон начинается в начале мая на бирманско-малайском
побережье Бенгальского залива. В дальнейшем ареал муссона
расширяется в северо-западном направлении и во второй половине июля достигает Пакистана. Средние даты наступления муссона показаны на рис. 6.
Муссон начинается внезапно, сразу дает большое количество
осадков и резкое усиление ветра, т. е. сразу развивается в полную силу. Поэтому начало юго-западного муссона называют
«взрыв» муссона. Обычно, однако, муссон устанавливается на
непродолжительное время. Ненадолго он отступает, а затем
вновь быстро распространяется, захватывая все новые террито36
рии. Такие волны появления и затухания муссона могут наблюдаться несколько раз.
Начало муссона характеризуется еще большей регулярностью, чем начало сливовых дождей. Среднее колебание начала
муссона на юге Индии за 60 лет равно семи дням [193], а на севере еще меньше. В годы, когда муссон начинается рано, все
процессы развиваются более бурно; в годы, когда муссон задерживается, наблюдается вялое его развитие и малое количество
осадков [88]. Действительное распределение осадков в юго-западном муссоне, как уже говорилось выше, очень сложно и далеко не соответствует простой классической картине. Основное
количество осадков здесь создается лишь несколькими периодами интенсивных осадков, хотя число дней с осадками велико.
Флон [147, 148] показал, что над Аравийским заливом повторяемость дождей значительно больше ранним летом, при наступлении муссона, и меньше осенью в период отступающего муссона. Н а д Бенгальским же заливом, наоборот, повторяемость
дождей велика при отступлении муссона и меньше в период наступления муссона (см. рис. 9 л, н). Как указывает Флон, такое
распределение осадков в Аравийском и Бенгальском заливах
говорит, по-видимому, о том, что хорошо известное перемещение
максимума осадков с западного побережья, где он наблюдается
ранним летом, на восточное побережье осенью нельзя объяснять
орографией.
Перейдем теперь к изложению "результатов исследования механизма установления азиатского муссона в настоящее время.
В 1949 г. Иин [240] путем синоптического и аэрологического
анализа установил, что взрыв юго-западного муссона совпадает со смещением западного струйного течения (субтропического) с севера Индии на север Тибета. При этот колебания положения струйного течения в период его отступления приводят к возникновению волн муссона. Как показали Иин ,[240] и Риль [88],
характерное расширение ареала муссона с юго-востока на северо-запад объясняется следующим образом. Зимой на 90° в. д.
существует орографическая ложбина. Передняя ее часть располагается над Бирмой, а тыловая — над Индией. Вместе со смещением западного струйного течения с южного склона Гималаев на север Тибета ложбина начинает смещаться к западу.
По мере смещения ложбины в ее передней части происходит распространение муссона на районы, находящиеся все дальше на
северо-западе. В июле ложбина устанавливается на 68° в. д.
После установления муссона, как показал Котесварам [167],
над югом Индии появляется восточное струйное течение.
Рамасвами [192] исследовал синоптический механизм летних
перебоев муссона. Активный муссон в Индии наблюдается при
высоком индексе циркуляции над Евразией и севером Тихого
океана; перебои же наблюдаются при низком индексе циркуляции.
37
При перебоях муссона вначале появляется глубокая ложбина с содержащимся в ней струйным течением над Средней
Азией. Оттуда ложбина распространяется на Тибет, затем замедляется и, увеличиваясь в амплитуде, распространяется на север Индии. В результате этого высотный тибетский антициклон
разрушается, а восточные ветры южнее Гималаев ослабевают
или заменяются западными ветрами; юго-западные ветры
у земли отодвигаются к югу. Одновременно смещается к югу
субтропический антициклон над Аравийским полуостровом, а западнее 80° в. д. на 20° с. ш. обостряется восточное струйное течение. С прохождением ложбины восстанавливается прежнее
положение.
Рис. 7. Связь между началом юго-западного муссона (1)
в Индии и началом сливовых дождей (2) в Токио за период
1930—1945 гг. [217].
В 1954 г. Сатклиф и Банон [220] показали на материалах
1948—1953 гг. связь между циркуляцией над Ближним Востоком
и наступлением юго-западного муссона в Индии. В начале июня
над Аденом и Бахрейном западные ветры сменяются восточными. Одновременно с этим отмечается резкий переход от полярной тропопаузы к тропической. Эта смена ветров и тропопаузы на Ближнем Востоке наблюдается одновременно с быстрым продвижением юго-западного муссона в Индии. Нетрудно
увидеть связь между этими результатами и результатами исследований Иина.
Суда и Асакура [217] в 1959 г. указали на связь между отступлением западного струйного течения с севера Индии и началом там юго-западного муссона, с одной стороны, и возникновением западного струйного течения севернее Тибета и началом
сливовых дождей в Японии, с другой. График, отражающий
связь между началом юго-западного муссона и началом сливовых дождей, приведен на рис. 7. Аналогичный результат был получен Тао Ши-янем для Китая и Индии [102]. Характерное положение до и после начала юго-западного муссона и сливовых
дождей показано на рис. 8, взятом из работы [211]. Задержка
38
струйного течения на севере Индии приводит к запозданию сливовых дождей и юго-западного муссона, а раннее его смещение на
север приводит к обратному результату. Смещение зоны сливовых дождей над Китаем к северу также связано с продвижением
к северу струйного течения. Замедление его над Китаем приво-
Рис. 8. Характерное синоптическое положение при сливовых дождях
ATsoo [211].
J — положение струйного течения при сливовых дождях, 2 — то же до начала
сливовых дождей.
дит к удлинению периода сливовых дождей, а быстрое продвижение — к сокращению периода. Начало сливовых дождей совпадает со смещением струйного течения на север Тибета,
а конец — с исчезновением на высотах над Японией и Китаем
западной струи и началом восточных ветров [211].
Позднее Аракава [2] указал на положительную корреляцию
между началом сухого сезона (восточного муссона) на западе
39
Явы и началом сливовых дождей в Японии. Флон получил корреляцию ( + 0,49) между началом сухого сезона на западе Явы
и началом юго-западного муссона на юге Индии.
Еще в 40-х годах в результате исследования календарных
особенностей осадков и облачности Флон предположил наличие
связи между периодами летних осадков в Индии, Восточной
Азии и Европе {144, 145]. В дальнейшем было найдено, что быстрое продвижение индийского муссона и начало сливовых дождей коррелируется с частой повторяемостью блокирующих антициклонов в двух районах (в Охотском море и севернее Западной
Европы между Исландией, Скандинавией и Британскими островами), а также коррелируется с углублением ложбины на
110° в. д. и с образованием ложбины на 68° в. д. Северные потоки, вторгающиеся в это время в Европу, приводят к образованию летнего максимума осадков, отражаемого календарной особенностью осадков 11 июня.
Основательное исследование июньской перестройки воздушных течений во всем северном полушарии было проведено Е Дучженом, Тао Ши-янем и Ли Мэй-суном [239]. Они показали, что
скачкообразное смещение струйного течения в начале лета отмечается на всем полушарии. Это смещение субтропического
струйного течения начинается над Азией в конце мая — начале
июня, затем распространяется на Тихий океан и заканчивается
во второй половине июня в Северной Америке. В Америке,
в штате Аризона, это смещение и внезапное изменение потока
с северо-западного на юго-западный были отмечены также Бризоном и Лоури [132].
Авторы работы [239] нашли также, что обратная перестройка,
правда менее резко выраженная, происходит в середине октября.
Таким образом, на высотах существует, грубо говоря, два сезона: первый, когда субтропическое струйное течение расположено южнее Тибета (октябрь—май), и второй, когда оно расположено севернее Тибета (июль—сентябрь). В июне и октябре
наблюдаются быстрые переходы от одного сезона к другому.
Аналогичные явления скачкообразного сезонного смещения,
струйных течений указаны в [239] и для южного полушария.
Подведем краткий итог.
В начале лета происходит внезапное изменение в общей циркуляции атмосферы. Это изменение на высотах выражается:
в быстром смещении субтропического струйного течения (а вместе с ним и планетарных зон ветра) к северу сначала над Азией,
а затем над всем северным полушарием. Одновременно с этим
над Южной Азией появляется восточное струйное течение,
а в высоких широтах на границах Евразии с Тихим и Атлантическим океанами развиваются процессы блокирования. Как указывалось в главе I, эти изменения циркуляции приводят к корреляции многих явлений в весьма отдаленных друг от друга
40
районах. Эти же
сонных режимов,
от друга районах
ными явлениями,
изменения циркуляции приводят к смене муск связи муссонных явлений в отдаленных друг
и д а ж е к связи муссонов со многими немуссонна чем мы остановимся в дальнейшем.
§ 2. Особенности годового хода осадков в тропических
и субтропических широтах Азии
Различие в годовом ходе осадков в Средней Азии и других
районах Азии рассматривалось обычно с точки зрения климатических контрастов. В свете новых исследований синоптического
развития муссонной циркуляции сравнение годового хода осадков в Средней Азии и в других районах Азии обнаруживает
важные особенности.
На рис. 9 приведен годовой ход осадков по месяцам для ряда
пунктов тропической и субтропической Азии. Кривые построены
по данным справочников. Остановимся вначале на ходе осадков
вне Средней Азии. Резкое возрастание количества осадков
в Бомбее, Калькутте, Бангкоке в мае и июне связано с началом
юго-западного муссона. Сравнение со средними датами наступления муссона (см. рис. 6) показывает, что начало муссона хорошо выражено в годовом ходе осадков. Климатологическое выражение в ходе осадков находит также характерное расширение
ареала муссона в начале лета с юго-востока на северо-запад.
Так, в Бангкоке возрастание осадков приходится на май в полном соответствии со средней датой начала юго-западного муссона. В Калькутте, где начало юго-западного муссона приходится на начало июня, возрастание муссонных дождей отражено
в виде двух ступенек в мае и июне. Меньшая майская ступенька
связана с теми годами, когда муссон начинался рано. В Бомбее,
где муссон начинается почти в середине июня, осадки резко возрастают только в июне. (Среднее за 60 лет колебание начала
муссона составляет в Бомбее лишь 6 дней, а наибольшее отклонение за этот период равно 15 дням.)
Годовой ход осадков в Бенгальском и Аравийском заливах
обнаруживает картину, в общем сходную с материковыми станциями. Однако, как видно из сравнения годового хода по декадам с годовым ходом по месяцам, многие особенности годового
хода скрадываются средними месячными величинами. Резкий
максимум в первую декаду июня в Аравийском заливе является
выдающейся календарной особенностью. Отметим, что годовой
ход построен по 30-летнему ряду и статистически вполне достоверен. Этот максимум отражает взрыв муссона в этом районе.
В Бенгальском заливе также наблюдается резко выделяющаяся календарная особенность в годовом ходе осадков. Однако эта календарная особенность приходится на середину июля
41
и поэтому не может быть связана с началом (взрывом) муссона
в этом районе.
В Китае в начале лета отмечается быстрое увеличение количества осадков. Оно связано с началом сливовых дождей. Увеличение осадков с началом сливовых дождей выражено особенно резко в Гонконге и приходится на май. Однако, как показывает годовой ход, основанный на средних пентадных
количествах осадков, резкое увеличение начинается лишь с середины мая (рис. 9 в). На этом рисунке видно также окончание
сливовых дождей в Гонконге в конце июня — начале июля,
скрадывающиееся средними месячными величинами осадков.
Не следует думать, что после окончания сливовых дождей выпадает такое количество осадков, которое отмечено на графике в начале июля. В действительности после сливовых дождей, наступает
в большинстве случаев полностью бездождный период, более или
менее длительный. Однако в одни годы этот период наблюдается
раньше, в другие — позже. Поэтому, на среднем графике он отражается как относительный минимум. Чем большей календарной регулярностью будет обладать бездождный период, тем
резче он будет выделяться в годовом ходе. Точно так же постепенное увеличение осадков в мае не означает, что количество
осадков в действительности постепенно нарастает. В отдельные
годы осадки начинаются сразу и бывают значительными, но
дата начала их несколько колеблется. Именно эти колебания
начала периода осадков и отражаются в среднем годовом ходе
как постепенное нарастание количества осадков. Сравнение годового хода, основанного на средних месячных количествах осадков, с годовым ходом, основанным на средних декадных и пентадных количествах осадков, показывает, что осреднение по
месяцам скрадывает многие особенности годового хода. Осреднение осадков, например по декадам, обнаружило бы многие
особенности и значительно расширило бы возможности исследования.
Сливовые дожди хорошо отражены также в годовом ходе
осадков в Шанхае, Ханькоу и Пекине. Однако по сравнению
с Гонконгом летнее увеличение осадков на этих станциях происходит позже — в Шанхае и Ханькоу в июне, в Пекине в июле.
Это является климатологическим отражением процесса смещения сливовых дождей с севера на юг над Китаем, о синоптических исследованиях которого речь шла выше.
Как видно из сопоставления осадков в Индии и Китае, совпадение начала юго-западного муссона и сливовых дождей
также вполне определенно отражено климатологически в годовом ходе осадков. В Калькутте, Бангкоке и Гонконге увеличение
осадков отмечается в мае, в Бомбее и Шанхае — в июне. Таким
образом, описанный в первой главе процесс смещения струйного
течения над Восточной Азией и связанная с ним корреляция
43
начала юго-западного муссона в Индии и сливовых дождей в Китае и Японии находят детальное отражение в годовом ходе
осадков.
Остановимся еще на осадках в Маниле и на вторичном максимуме осадков в Гонконге после окончания сливовых дождей.
Существует представление о том, что максимум осадков в начале лета связан с перемещением полярного фронта с юга на
север. Максимум же осадков во второй половине лета и осенью
связан с обратным смещением полярного фронта. Эта схема, повидимому, целиком правильная для северного Китая и Японии,
не вполне подходит для объяснения годового хода осадков в Маниле и Гонконге. Очевидно, во-первых, что в Маниле нет четко
выраженного увеличения осадков, которые можно было бы отнести за счет сливовых дождей. В мае контраст между Манилой
и Гонконгом, где в это время начинаются сливовые дожди, разителен. Весьма сомнительно, чтобы даже июньское увеличение
осадков в Маниле было связано со сливовыми дождями. Резкое
же увеличение осадков в Маниле в июле является слишком поздним для сливовых дождей на этих широтах и, конечно, слишком
ранним для отступающего полярного фронта. Точно так же вторичный максимум осадков после окончания сливовых дождей
в Гонконге не может быть объяснен сезонными смещениями полярного фронта. Как будет ясно из дальнейшего, указанные особенности осадков связаны с тропическим фронтом.
Рассмотрим теперь годовой ход осадков в Тегеране и Ташкенте, а также связь между годовым ходом осадков в Средней
Азии и в Южной и Восточной Азии.
Годовой ход осадков в Ташкенте и Тегеране почти в точности совпадает. Имеющиеся небольшие различия, однако, весьма
интересны. В Тегеране максимум осадков приходится на февраль. В это время в Средней Азии осадки не только еще не достигают максимального значения, но даже несколько уменьшаются в сравнении с январем и декабрем. В марте в Тегеране
осадки уже начинают убывать, а в Средней Азии они только достигают максимального значения. В апреле осадки в Ташкенте
остаются почти без изменения, а в Тегеране уменьшаются почти
вдвое в сравнении с максимумом. Таким образом, в Ташкенте как весенний максимум, так и летний минимум осадков
достигаются позже, чем в Тегеране. Наоборот, осенью осадки
в Ташкенте начинаются в октябре, а в Тегеране —только в ноябре.
Эти особенности годового хода осадков связаны со смещением полярного фронта. При движении осенью к югу полярный
фронт дает осадки сначала в Средней Азии, где в декабре отмечается первый максимум осадков, затем он смещается южнее и
создает максимум осадков в Передней Азии. В это время осадки
в Средней Азии несколько уменьшаются. Весной полярный фронт
44
начинает смещаться к северу в Среднюю Азию и там создается
второй максимум осадков. Южнее, в Передней Азии, осадки в это
время уже уменьшаются.
Однако наиболее важная особенность выявляется при
сопоставлении хода осадков в Средней Азии и в Южной и Восточной Азии. Эта особенность состоит в том, что годовой ход
осадков в Средней Азии является обратным по отношению к годовому ходу осадков в тропических и субтропических широтах
муссонной Азии. Это означает, что условия для выпадения осадков в Южной и Восточной Азии появляются как раз в то время,
когда они исчезают в Средней Азии. При этом резкое возрастание осадков на юге Азии (Калькутта, Бангкок, Гонконг) в точности совпадает с не менее резким уменьшением осадков
в Средней Азии.
Выше были рассмотрены особенности годового хода осадков
в различных районах Азии; во всех рассмотренных случаях особенности годового хода осадков были связаны с определенными
особенностями циркуляционных процессов. Нет оснований предполагать, что за указанной особенностью соотношения годового
хода осадков в Средней Азии и на юге и востоке Азии не скрывается никакого циркуляционного процесса. Очевидно, что такое
совпадение не случайно и является климатологическим отражением связи между циркуляцией в Средней Азии и циркуляцией
в Восточной и Южной Азии.
Из сопоставления с рассмотренным в первой главе развитием муссонной циркуляции ясно, что прекращение осадков
в Средней Азии предшествует муссонной перестройке в начале
июня. При этом, как можно судить по климатологическому совпадению резкого уменьшения осадков в Средней Азии с резким
увеличением осадков в Восточной и Южной Азии, прекращение
осадков в Средней Азии является необходимым условием начала
периода осадков в муссонной Азии.
Рассмотрим теперь связь между осадками в Средней Азии
и осадками в Южной и Восточной Азии весной и летом по ежегодным данным.
§ 3. Связь между весенними дождями в Средней Азии,
сливовыми дождями в Японии и Китае и муссонными дождями
в Индии
Нами были использованы ежегодные данные о месячных количествах осадков за 70-летний период с 1880 по 1950 г. на
десяти станциях в Средней Азии (Ташкент, Самарканд, Фергана, Джизак, Кушка, Ката-Курган, Турткуль, Байрам-Али, Кизыл-Арват, Ашхабад [245, 243]); на пяти станциях в Китае
45
(Гонконг, Сватоу, Шанхай, Ханькоу, Тяньцзинь [244]); на трех
станциях в Японии (Хиросима, Окаяма, Токио [246]). Данные
были взяты из справочников для станций, обладающих достаточно длинными рядами наблюдений. Кроме того, были использованы ежегодные данные о количестве осадков, имеющиеся в литературе [123, 166, 191].
В прошлом измерение осадков часто проводилось неудовлетворительно. В Китае не существовало единой сети и данные, полученные по разным источникам, сильно различаются. Представление об этом дает табл. 3, в которой приведены количества
осадков в Ханькоу по китайскому [244] и японскому [246] источникам. Как видно из этой таблицы, различия в данных чрезвычайно велики.
Таблица 3
Осадки (мм) в Ханькоу по китайскому [242]
и японскому [244] источникам
Месяц
Год
1909
1910
1911
1912
1913
1914
1915
Источник
[242]
[244]
[242]
|244]
[242]
[244]
[242]
[2441
[242]
[244]
[242]
[244]
[242]
[244]
V
VI
VII
67
53
130
109
244
145
153
99
158
130
161
114
119
105
502
442
186
136
361
277
337
277
216
170
118
79
508
446
531
481
318
197
225
137
342
306
116
104
6
17
176
124
VIII
IX
72
102
65
81
138
75
8
9
4
5
88
68
118
110
32
21
29
25
78
66
28
25
14
13
62
28
414
188
Другим примером могут служить исследования Виссмана
[238] и Лу [174]. В их работах по изменчивости осадков, в частности, говорится, что с 1891 по 1936 г. в Пекине был 21 год
с июльскими осадками меньше 50 мм и отмечались пять лет
с осадками меньше 5 мм (при норме 256 мм). По имевшемуся
у нас китайскому источнику за этот период не было ни одного
года с июльскими осадками меньше 50 мм и отмечались только
три года с осадками меньше 100 мм (при норме 249 мм).
Таким образом, использование данных об осадках требует
известной осторожности. Кроме того, д а ж е при достаточной точности наблюдений репрезентативность осадков, измеренных
в одной точке, зачастую может быть невелика. Поэтому при
46
сравнении осадков в удаленных друг от друга районах, очевидно,
следует прибегать к максимально возможному осреднению по
площади и во времени. Это единственный путь к уменьшению
влияния как недостаточной точности наблюдений, так и недостаточной репрезентативности наблюдений в одной точке.
В связи с этим ежемесячные суммы осадков были осреднены
автором по 10 станциям Средней Азии. Были найдены также
средние ежемесячные суммы для станций Гонконг — Сватоу,
Шанхай — Ханькоу в Китае (по данным [244]) и для станций
Хиросима — Окаяма — Токио в Японии (по данным [246]). Таким образом, все данные об осадках были сведены к пяти районам: Средняя Азия, юг Китая, долина Янцзы, север Китая, юг
Японии.
По этим осредненным по площади ежемесячным данным автором были рассчитаны скользящие средние десятилетние количества осадков. Затем в каждом районе месяцы, в которых ход
скользящих десятилетних средних осадков оказался сходным,
объединялись (суммировались по годам) и для них вновь вычислялись скользящие десятилетние значения осадков. В Средней Азии были объединены февраль и апрель, май и июль; на
юге Китая (Гонконг—Сватоу) — май и июнь, июль и август;
в долине Янцзы (Шанхай—Ханькоу) — май и июль; на севере
Китая (Тяньцзинь) — май и июль; на юге Японии — май и август, а также май и июнь, июль и август.
Затем по этим скользящим десятилетним средним значениям
определялись ежегодные отклонения, которые последовательно
суммировались и использовались для построения кумулятивных
кривых. Кумулятивная кривая наглядно показывает периоды
с количеством осадков выше нормы (восходящие отрезки кривой) и ниже нормы (нисходящие отрезки кривой), а также
с нормой осадков (горизонтальные отрезки кривой). Положение
участков кривой ниже или выше горизонтальной оси указывает
на превышение отрицательных или положительных отклонений.
Таким образом, кумулятивные кривые позволяют сравнивать периоды, когда осадки были выше или ниже нормы в различных
районах Азии.
Автором были рассчитаны также скользящие десятилетние
средние значения для осадков в бассейне Янцзы в сумме за четыре месяца (по данным [123]), для осадков в Фукуоке в сумме
за период сливовых дождей (по данным [166]), для осадков
в Тривандруме в сумме за пять месяцев (по данным [191]). Затем для них были также построены кумулятивные кривые.
Точно так же были построены кумулятивные кривые для начала юго-западного муссона в Индии, сливовых дождей в Японии и восточного муссона на западе Явы.
Кумулятивные кривые приведены на рис. 10, 11, 12. Эти
кривые действительно обнаруживают связь осадков в Восточной
47
ММ
MM
Рис. 10. Кумулятивные
кривые для скользящих средних десятилетних количеств осадков в тропических и
субтропических районах муссоной Азии
(1906—1946 гг.).
а — Средняя Азия (II—
IV), б — Фукуока (период
сливовых дождей), в — юг
Японии (V—VI), г — Шанхай—Ханькоу (V—VII) д—
долина Янцзы (V—VIII),
е — юг Японии (V—VIII),
ж—Тривандрум (V—VIII),
з — Сватоу—Гонконг (V—
VI), и — Тяньцзинь (V—
VIII) к — Шанхай—Ханькоу (V—VII), л— долина
Янцзы (V—VIII), ж —юг
Японии (V—VIII), к —
Средняя Азия (V—VII),
о—Гонконг—Сватоу (VII—
VIII).
и Южной Азии с осадками в Средней Азии. Однако эта связь не
простая. Во-первых, отмечается прямая связь между количеством летних осадков почти во всей муссонной Азии и количеством
осадков в Средней Азии весной. Это связь не одновременно наблюдаемых явлений, а явлений, следующих одно за другим. Как
видно на рис. 10 а—10 з, с 1905 г. приблизительно до 1925 г.
в Средней Азии весной, а в Южной и Восточной Азии летом
средние десятилетние осадки были выше нормы, после 1925 г.
они стали ниже нормы (нормы для скользящих средних десятилетних значений за 1905—1946 гг.).
Особенно четко прямая связь проявляется между весенними
осадками в Средней Азии и осадками, соответствующими сливовым дождям. Как говорилось выше, сливовые дожди на юге
Китая бывают в мае и июне; в долине Янцзы и в Японии —
в июне и июле; на cefeepe Китая — в июле. Соответствующие
этим периодам кумулятивные кривые приведены на рис. 10 а—
10 г. Наиболее хорошо связь между весенними дождями в Средней Азии и сливовыми дождями выражена на юге Японии и
в долине Янцзы. На рисунке нанесены осадки в Фукуоке за
период сливовых дождей и осадки на юге Японии за май—июнь.
Согласование в обоих случаях хорошее. Д л я долины Янцзы приведены осадки за май—июль (средние для Шанхая—-Ханькоу);
и здесь отмечается также хорошее согласование.
Хуже связь проявляется на юге Китая (рис. 10 а, з), но общую тенденцию можно проследить и здесь. На севере Китая
(рис. 10 и) связь с весенними осадками в Средней Азии отсутствует совсем. Однако с весенними осадками в Средней Азии
связь в некоторых районах проявляется и за весь летний период
(рис. 10 а, д, е, ж), но значительно хуже, чем в период сливовых
дождей. Такая связь осадков в сумме за май—сентябрь проявляется на юге Индии (Тривандрум). Сохраняется также связь
осадков с мая по август в долине Янцзы и на юге Японии. Однако на юге Китая (Гонконг—Сватоу) осадки в сумме за май—
август (этот график не приведен) уже совсем не обнаруживают
связи с весенними осадками в Средней Азии.
Существует также и синхронная связь летних осадков в Южной и Восточной Азии с летними осадками в Средней Азии (рис.
10 и—10 о). Однако если связь с весенними осадками проявлялась во всей муссонной Азии одинаково, то связь с летними
Осадками под разными широтами проявляется по-разному.
Летние осадки в долине Янцзы и н-а юге Японии обнаруживают прямую связь также и с летними осадками в Средней
Азии. Однако эта связь выражена гораздо слабее, чем связь
с весенними осадками. На рис. 10 к—10 н приведены кумулятивные кривые для осадков в Средней Азии с мая по июль (в августе осадков в Средней Азии не наблюдается) и для летних
осадков в долине Янцзы и на юге Японии с мая по август. Здесь
4
Заказ № 93
49
также отмечается некоторая тенденция к прямой связи между
осадками.
Несколько лучше прямая связь выражена между июльскими
осадками в Средней Азии и июльскими осадками в долине Янцзы за 70-летний период (рис. 11 а, б).
Гораздо более четко выражена синхронная связь летних
осадков в Средней Азии и осадков в июле—августе на юге Китая (рис. 10 н, о). Однако в отличие от связи в долине Янцзы и
1890
1900
1910 1920 1930
1940s.
1900
1910 1920 1930 г.
Рис. 11. Кумулятивные кривые
для скользящих средних десятилетних
количеств
осадков
в тропических и субтропических
широтах Азии. Июль 1886—
1946 гг.
Рис. 12. Кумулятивные кривые для скользящих средних
десятилетних
дат начала
муссона в тропических и
субтропических
широтах
Азии. 1886—1936 гг.
а — Шанхай — Ханькоу, б — Средняя
Азия, в — Сватоу — Гонконг.
а — юго-западный муссон на западном побережье Индии, б —
сливовые дожди в Ялонии, в —
восточный муссон на Яве.
на юге Японии эта связь обратная. Она хорошо выявляется
в осадках в сумме за май—июль в Средней Азии и за июль—август в Гонконге—Сватоу. Очень хорошо эта обратная связь
видна также и на примере только июльских осадков за 70 лет
(рис. 11 б, в).
Выше говорилось, что в Гонконге наблюдаются два максимума осадков: один в июне, другой в конце июля и в августе
(только первый из них связан со сливовыми дождями). Построенные кумулятивные кривые показывают, что именно первый
50
максимум осадков в Гонконге обнаруживает прямую связь с весенними осадками в Средней Азии (ср. рис. 9 в и 10 а, з),
а второй максимум такой связи не обнаруживает (ср. рис. 9 в и
10 а, о). В противоположность этому обратная синхронная связь
существует между летними осадками в Средней Азии и вторым
максимумом осадков в Гонконге (ср. рис. 9 в и 10 н, о), но она
не обнаруживается по отношению к первому максимуму (ср.
рис. 9 в и 10 з, н). В дальнейшем еще остановимся на этой важной особенности режима осадков.
Отметим еще определенное согласование между годовым ходом и многолетними колебаниями осадков. А именно, годовой
ход осадков в Средней Азии, обратный по отношению к годовому ходу осадков в муссонной Азии, находит отражение в прямой связи между весенними осадками в Средней Азии и осадками в первую половину лета в муссонной Азии. С другой стороны летние осадки в Средней Азии оказываются в обратной
связи с осадками в Южной Азии (также в соответствии с годовым ходом осадков в этих районах).
Итак, существует связь между осадками в Средней Азии
(35—45° с. ш.) и осадками в Восточной и Южной Азии к югу от
35° с. ш. Осадки в Восточной Азии севернее 35° с. ш. не обнаруживают связи с осадками в Средней Азии. Связь с осадками
в Средней Азии проявляется, во-первых, в виде прямой связи
между весенними осадками в Средней Азии и осадками первой
половины лета в муссонной Азии. На юге Индии и под 30° с. ш.
такая же связь существует и по отношению к осадкам за весь
летний период. Во-вторых, эта связь проявляется в виде синхронной обратной связи между летними осадками в Средней Азии
и летними осадками в восточной Азии около 20° с. ш. Севернее
30° с. ш. наблюдается тенденция к прямой синхронной связи.
Построенные автором кумулятивные кривые демонстрируют
также связь между осадками в Индии, Китае и Японии. Но такая связь уже отмечалась в литературе и на ней здесь не останавливаемся.
Автором были построены также кумулятивные кривые для
начала восточного муссона на западе Явы, юго-западного муссона в Индии и сливовых дождей в Японии (рис. 12). Кривые
рассчитаны в точности так же, как кумулятивные кривые для
осадков. Связь между началом муссонов в этих трех районах
отмечалась в литературе неоднократно. Степень согласования
построенных автором кумулятивных кривых начала летнего муссона между собой близка к степени согласования кумулятивных
кривых для осадков. Однако между аномалией начала муссонной перестройки и аномалией количества осадков должна существовать связь. Такая связь есть, например, между началом югозападного муссона и количеством осадков за муссонный период.
Естественно поэтому предположить, что в основе связи между
4*
51
началом муссона в различных районах и в основе связи между
аномалиями осадков в тех же районах лежит один циркуляционный механизм.
§ 4. Синоптический механизм наступления весенних дождей
в Средней Азии, сливовых дождей в Китае и Японии,
юго-западного муссона в Индии и восточного муссона на Яве
Рассмотренные связи между осадками могут быть лишь отражением связи между атмосферными процессами над Средней
Азией и развитием муссонной циркуляции в Восточной и Южной Азии. Более того, эти связи между осадками указывают на
важную роль синоптических процессов над Средней Азией в развитии муссонной циркуляции на юге и востоке Азии.
Синоптический механизм выпадения осадков в Средней Азии
хорошо изучен. На протяжении последних нескольких десятков
лет атмосферные процессы над Средней Азией широко исследовались синоптиками ташкентской школы. Эти исследования получили завершение в монографии «Синоптические процессы
Средней Азии» [99]. Обобщенная картина развития циркуляционных механизмов в Средней Азии дана В. А. Бугаевым в разделе
указанной монографии «Циркуляционные факторы климата».
В дальнейшем при изложении связи осадков в Средней Азии
с циркуляцией будем придерживаться этого раздела.
Наличие осадков над Средней Азией зависит, грубо говоря,
от положения ВФЗ (соответствующей полярному фронту). В январе ВФЗ находится в общем южнее Средней Азии. В марте—
апреле она располагается большей частью над Средней Азией.
В это время отмечается максимум осадков в Средней Азии.
В отдельные годы время смещения ВФЗ и устойчивость ее положения испытывают значительные колебания. Затем в мае—июне
ВФЗ смещается на север Средней Азии, юг Казахстана и постепенно совсем покидает пределы Средней Азии. С отходом В Ф З
осадки прекращаются полностью.
Тот факт, что осадки в Средней Азии связаны, с одной стороны, с положением ВФЗ, а с другой стороны, с осадками в Южной и Восточной Азии, указывает, по-видимому, на то, что связь
между осадками есть отражение связи между положением ВФЗ
над Средней Азией и развитием муссонной циркуляции на востоке и юге Азии.
Даты начала юго-западного муссона в Индии опубликованы
с 1880 по 1950 г., т. е. в основном до того времени, когда начали
составлять высотные карты. Даты начала сливовых дождей опубликованы с 1887 по 1957 г. Определение дат начала юго-западного муссона за последнее десятилетие по существующим у нас
синоптическим картам невозможно. Поэтому при исследовании
52
роли синоптического положения над Средней Азией в развитии
муссонной циркуляции автор исходил из дат начала и конца
сливовых дождей в Японии в 1950—1957 гг., а также дат перебоев муссона в Индии.
По картам северного полушария АТ500 за 1950—1957 гг. автором было рассмотрено положение ВФЗ до начала сливовых
дождей, при установлении сливовых дождей и после окончания
сливовых дождей. Кроме того, было рассмотрено положение
ВФЗ при перебоях юго-западного муссона. Было найдено, чт&
возникновение сливовых дождей и смещение ВФЗ с юга Гималаев на север Тибета происходит лишь тогда, когда над Средней
Азией ВФЗ смещается достаточно далеко к северу.
Наоборот, при перебоях муссона ВФЗ над Средней Азией
проникает глубоко к югу, и только тогда западная ВФЗ появляется на севере Индии. Отметим при этом следующее. Осадки
типа сливовых дождей, т. е. осадки, сопровождающиеся характерной для сливовых дождей погодой и циркуляционными условиями, отмечаются в Китае и Японии не только в июне и июле,,
но могут наблюдаться также весной (в марте—мае) или во вторую половину лета и осенью. Периоды таких аномальных по календарю сливовых дождей в Японии опубликованы Иногаки за
1935—1958 гг. [162]. Автор сопоставил даты таких периодов с датами перебоев летнего муссона в Индии. Оказалось, что перебои
муссона и восстановление периода сливовых дождей наблюдаются одновременно (хотя это можно было бы предполагать уже
по описанной в литературе связи между взрывом муссона и началом сливовых дождей, тем не менее такое совпадение никем
не было указано). При этом над Средней Азией наблюдается
глубокое проникновение ВФЗ к югу. Наиболее ярко такой процесс был выражен в первую декаду августа 1957 г.
Таким образом, на положении ВФЗ над Средней Азией сказываются даже мелкие северные и южные вторжения. К востоку
от Средней Азии Тибет задерживает холодные вторжения
(а возможно, и теплые южные) и положение ВФЗ на долготах
Тибета более стабильное^ Поэтому смещение ВФЗ над Тибетом
происходит скачкообразно, одновременно с крупными колебаниями ВФЗ над Средней Азией, связанными с наиболее мощными северными либо южными воздействиями. Именно этим
объясняются быстрое продвижение муссона, его взрыв, а также
волны. Тепловое влияние Тибета при этом имеет, видимо, подчиненную роль.
На рис. 13 приведено среднее за 1950—1957 гг. положение
ВФЗ до начала сливовых дождей, в начале их и после окончания. В северном полушарии обычно наблюдаются две ВФЗ.
Здесь (и всюду выше) наносилась только южная ВФЗ. На этом
рисунке также видно, что положение ВФЗ в Восточной и Южной Азии согласуется с положением ВФЗ над Средней Азией.
53
Хорошо отражено также смещение ВФЗ над Средней Азией
к северу при муссонной перестройке в Восточной и Южной Азии:
значительное смещение ВФЗ к северу в начале сливовых дождей
по сравнению с положением до начала сливовых дождей и дальнейшее смещение ВФЗ за пределы Средней Азии после окончания сливовых дождей.
Рис. 13. Средние за 1950—1957 гг. положения В Ф З на поверхности
500 мб.
а — до начала сливовых дождей, б — в начале периода сливовых дождей,
е — после окончания периода сливовых дождей.
В свете этих данных механизм связи осадков в Средней Азии
и муссонной Азии можно представить следующим образом.
В тех случаях, когда весной ВФЗ долго задерживается южнее
Средней Азии, а также при глубоких и продолжительных холодных вторжениях и слабых южных воздействиях осадки в Средней Азии весной оказываются ниже нормы. При этом смещение
ВФЗ над Средней Азией происходит позже и медленнее. Это
в свою очередь приводит к позднему смещению ВФЗ с юга Ти54
бета на север, позднему началу юго-западного муссона и его
вялому развитию, а также к позднему началу сливовых дождей.
В этих случаях осадки в начале лета в Южной и Восточной
Азии также будут ниже нормы (но, конечно, на более южных
широтах, чем широты Средней Азии).
При более энергичном и быстром смещении ВФЗ весной из;
Передней Азии в Среднюю Азию, при большей активности южных воздействий и не очень мощных холодных вторжениях
в Средней Азии развивается волновая деятельность и осадки
бывают выше нормы. Однако при таком ходе процессов ВФЗ
раньше смещается с юга Тибета на север, а следовательно,
раньше начинается и более интенсивно протекает юго-западный
муссон, раньше начинаются сливовые дожди. При этом осадки
в .начале лета в Восточной и Южной Азии также бывают выше
нормы.
Таким образом, этот циркуляционный механизм приводит
к прямой связи между весенними осадками в Средней Азии и
осадками в начале лета в Южной и Восточной Азии.
Задержка ВФЗ в начале лета на юге Казахстана и севере
Средней Азии может привести к удлинению периода сливовых
дождей. Юго-западный муссон при этом может не испытывать
перебоев, если не будет значительных колебаний ВФЗ к югу
над Средней Азией.
Такие условия наблюдались в 1954 г., когда в Средней Азии
отмечалась усиленная волновая деятельность [99], а в Китае сливовые дбжди привели к небывалым наводнениям в долине
Янцзы [102].
После окончания сливовых дождей смещение ВФЗ дальше
к северу наблюдается в общем одновременно над Средней Азией
и Восточной Азией (рис. 13). На юг Азии в это время, как будет
показано в дальнейшем, смещается тропический фронт, обусловливающий вторичный максимум осадков в Гонконге и летний
максимум осадков в Маниле. Смещение ВФЗ летом в Среднюю
Азию приводит к восстановлению сливовых дождей и перебоям
юго-западного муссона. При этом тропический фронт уходит из
южных районов Восточной Азии. Поэтому между летними осадками в Средней Азии и осадками в Южной Азии наблюдается
обратная связь. Прямой связи с более северными широтами Восточной Азии, однако, не наблюдается, так как осадки там связаны не только с периодами, совпадающими с вторжениями
ВФЗ в Среднюю Азию. Поэтому связь между летними осадками
* в Средней Азии и летними осадками в Восточной Азии на
30° с. ш. намечается лишь слабо, а севернее 35° с. ш. не наблюдается вовсе.
Указанные связи между осадками в Средней Азии и в муссонной Азии, а также между положением ВФЗ над Средней
Азией и положением ВФЗ относительно Тибета, равно как
55
и неоднократно отмечавшиеся в литературе связи между юго-западным муссоном и сливовыми дождями, между восточным муссоном на западе Явы и сливовыми дождями, а также между восточным муссоном на западе Явы и юго-западным муссоном на
юге Индии, позволяют наметить в качестве гипотезы общую
схему синоптического механизма развития муссонной циркуляции весной и в начале лета. Однако существенные дополнения
в эту схему будут внесены в последующих главах. Поэтому сейчас не будем на ней останавливаться. Полная схема развития
муссонной циркуляции, отражающая результаты всех глав, будет дана позднее.
Итак, подведем следующие итоги.
1. Особенности механизма развития юго-западного муссона
и сливовых дождей находят Яркое отражение в среднем годовом
ходе осадков в Южной и Восточной Азии.
2. Вторичный (июльский) максимум осадков в Гонконге и
июльский максимум осадков в Маниле связаны с тропическим
фронтом.
3. Средний годовой ход осадков в Средней Азии, обратный
годовому ходу осадков во всей муссонной Азии, обнаруживает
календарное совпадение резких изменений количества осадков
с противоположными изменениями осадков в муссонной Азии.
4. Существует прямая связь между весенними осадками
в Средней Азии и осадками в первую половину лета во всей муссонной Азии.
5. Существует, обратная синхронная связь между летними
осадками в Средней Азии и осадками на юге Азии во вторую
половину лета, а также тенденция к прямой синхронной связи
между осадками в Средней Азии и осадками приблизительно на
30° с. ш. в Восточной Азии.
6. Не существует связи между осадками в Средней Азии и
осадками в Восточной Азии севернее 35° с. ш.
7. Положение ВФЗ над Средней Азией определяет положение ВФЗ относительно Тибета. При положении южнее Тибета
ВФЗ смещается на север Тибета лишь при значительном ее смещении к северу над Средней Азией. Наоборот, малые колебания
положения ВФЗ над Средней Азией не отражаются на положении ее относительно Тибета, а значительные смещения к северу
над Средней Азией приводят к быстрому смещению ее с южного
склона Тибета на северный. Такая же закономерность отмечается и при смещении ВФЗ к югу.
8. Совпадение резких противоположных изменений годового
хода осадков в Средней Азии и муссонной Азии отражает связь
между положением ВФЗ над Средней Азией и положением ее
относительно Тибета.
9. Прямая связь между весенними осадками в Средней Азии
и осадками в начале лета в муссонной Азии обусловлена тем,
56
что аномальное смещение ВФЗ к северу весной (создающее положительную аномалию осадков в Средней Азии) приводит к более раннему смещению ее с южного склона Тибета на северный
(что приводит к более раннему началу сливовых дождей и югозападного муссона).
10. Вторжения ВФЗ летом в Среднюю Азию приводят к перебоям юго-западного муссона в Индии и одновременному восстановлению сливовых дождей в Восточной Азии. При этом
тропический фронт покидает южные районы Восточной Азии.
Последнее объясняет обратную синхронную связь между летними осадками в Средней Азии и на юге Восточной Азии.
Глава
IV
ПЕРЕНОС ВОДЯНОГО ПАРА В ВОСТОЧНОЙ АЗИИ
Перенос водяного пара в Восточной Азии в настоящее время
вызывает повышенный интерес главным образом в связи с четырьмя проблемами: 1) ролью обмена между сушей и морем
в муссонной циркуляции; 2) основными атмосферными течениями (воздушными массами) в Восточной Азии; 3) влагооборот в восточной Азии; 4) влиянием процессов в Восточной Азии
на процессы умеренных широт.
Представление о переносе водяного пара в Восточной Азии
до недавнего времени целиком основывалось на синоптическом
опыте и отчасти на теоретических представлениях и муссонной
циркуляции. Количественные оценки и в настоящее время немногочисленны. Это расчеты Оекла и Флона за июль и август
1952 г. для четырех станций Японии и Кореи [151]; расчеты Мураками за период с 11 июня по 10 июля 1957 г. для восточной
части Азии (от 10 до 50° с. ш.) [180]; расчеты Мукаи для Японии
за 1951—1955 гг. [178] и для северного полушария за июнь
1958 г. [179]; расчеты Сюй Шу-инь за январь и июль 1956 г. для
Китая [161]. Расчеты О. Г. Сорочан относятся в основном к территории Советской Азии, не рассматриваемой в данной главе.
В настоящем разделе приведены результаты сделанных автором расчетов среднего переноса водяного пара в восточной Азии
для четырех десятидневок по 24 станциям за 6 лет (1957—1962).
Расчет, предпринятый вначале для уточнения количественных
характеристик переноса пара, привел к необходимости пересмотра классической схемы муссона в Восточной Азии.
§ 1. Метод расчета и использованные данные
Перенос водяного пара на изобарической поверхности выражается интегралом [130]
58
Здесь w — перенос водяного пара на изобарической поверхности в граммах в секунду через вертикальную площадку шириной 1 см и высотой 1 мб (г»см - 1 • мб• сек - 1 ); g — ускорение
Рв
с
силы тяжести;
= S — удельная влажность; v—лектор
ско-
рости ветра; N—• число наблюдений за время Т.
Перенос в слое pQ—р будет
Ро
W = р$wdp.
(2)
Здесь W — перенос пара в граммах в секунду в слое or ро
до р через погонный сантиметр (г-см - 1 -сек." 1 ) р — давлейие.
Расчет проведен по шестилетнему периоду для четырех деся- тидневок. Выбор сделан таким образом, что десятидневки отражают перенос в основные стадии развития летнего муссона
в Азии. Первая десятидневка (конец апреля — начало мая)
предшествует летнему муссону в Индии и сливовым дождям
в Китае и Японии; вторая десятидневка (середина июня) соответствует разгару сливовых дождей в Китае и Японии; третья
и четвертая десятидневки (конец июля и конец августа) характеризуют положение после окончания сливовых д<эждей—-период зрелого летнего муссона. Эти периоды совпадают с естественными сезонами, принятыми в Китае, Японии и Индии:
весной (весна заканчивается с началом сливовых дождей в Китае и Японии и юго-западного муссона в Индии), первой половиной лета (сливовые дожди в Китае и Японии, период продвижения юго-западного муссона в Индии) и второй половиной
лета (период после сливовых дождей в Китае и Японии и после
установления юго-западного муссона над всей Индией) [31, 52].
Расчет проведен по 24 станциям в Восточной Азии и на западе Тихого океана (рис. 14). В основу положен расчет переноса водяного пара по восьми румбам на изобарических поверхностях 1000, 850, 700 и 500 мб. Данные для поверхности 1000 мб
имелись только на 12 станциях. Д л я определения произведения
sv использовались фактический ветер и удельная влажность
по результатам аэрологического зондирования в ночной срок
(12 часов по гринвичскому времени). Значение s определялось
по точке росы.
На основании переноса по восьми румбам были затем рассчитаны зональные и меридиональные составляющие на изобарических поверхностях и в слое 900—500 мб, результирующий
перенос в слое 900—500 мб, меридиональные разрезы. Был
также рассчитан баланс переноса водяного пара в Восточном
Китае.
Восточная и западная составляющие переноса пара, а т а к ж е
северная и южная вычислялись и картировались раздельно.
59
Картировался также результирующий перенос. По всем станциям была подсчитана средняя удельная влажность на изобарических поверхностях.
Использованы данные аэрологического зондирования, публикуемые в метеорологических таблицах за 1957-^1962 гг. в США.
Рис. 14. Карта станций, для которых вычислялся перенос водяного
пара, и границы района, для которого рассчитывалась горизонтальная дивергенция водяного пара.
Очевидно, что перенос пара тесно связан с режимом ветра
и дает представление не только о потоках влаги, но и об основных воздушных течениях.
§ 2. Зональные и меридиональные составляющие переноса
водяного пара в слое 900—500 мб
Существующие количественные оценки переноса водяного
пара относятся к расчетам результирующего переноса водяного
пара. Однако результирующий перенос дает далеко не полную
картину режима переноса. Один и тот же результирующий перенос может складываться из множества вариантов слагающих
переносов. Результирующий перенос лишь в том случае сходен
с составляющими переносами, когда составляющие переносы
60
имеют резко выделяющуюся особенность и притом только одну.
В других случаях за одинаковым результирующим переносом
могут скрываться весьма различающиеся слагающие переносы.
Об ошибочности некоторых заключений, основанных на результирующем переносе, будет сказано дальше.
Чтобы получить более полное представление о переносе пара,
чем это можно сделать на основании результирующего переноса, были вычислены зональные и меридиональные составляющие переноса. При этом вычислялся не результирующий зональный (или меридиональный) перенос, обладающий теми же недостатками, а отдельно западная, восточная, южная и северная
составляющие. К а ж д а я составляющая характеризует не разность
переносов в противоположных направлениях (как в-случае результирующего переноса), а полностью все то количество пара,
которое действительно было перенесено в данном одном направлении. Поэтому, например, восточная составляющая переноса пара дает полное представление о действительном переносе водяного пара в направлении с востока на запад и, следовательно, дает исчерпывающий ответ на вопрос о потоке влаги
с Тихого океана в Азию. Аналогичные заключения можно делать
и из других составляющих переноса пара.
Как уже говорилось выше, был вычислен также и результирующий перенос пара. Ниже будут рассмотрены главным образом западная и восточная составляющие (рис. 15—18).
Рассмотрим сначала некоторые постоянные черты в распределении переноса водяного пара в восточной Азии и на западе
Тихого океана. Во все рассмотренные десятидневки в западном
переносе пара резко выделяются две широтные ветви, северная
и южная, разделенные зоной малых величин западного переноса. В восточном переносе резко выделяется одна широтная
ветвь. Эта резко выделяющаяся ветвь восточного переноса
всегда располагается между северной и южной ветвями западного переноса в области малых величин западного переноса.
В восточном переносе во всех рассмотренных периодах существует еще и меридиональная полоса пониженного переноса,
наблюдающаяся как севернее, так и южнее оси максимального
переноса. Ее положение совпадает с положением меридиональной полосы пониженной влажности у побережья Азии. (Ни одна
из них не является причиной существования другой, а обе есть
результат существования ложбины вдоль побережья Азии.)
Эта полоса резделяет широтную ветвь восточного переноса на
две части: западную и восточную. В западной части восточный
перенос особенно быстро возрастает в северо-западном направлении. В результате этого над Восточным Китаем всегда наблюдается возрастание восточного переноса от побережья в глубь
материка.
61
Северная ветвь западного переноса обладает следующей постоянной особенностью. Над Восточным'Китаем линии равного
западного переноса проходят почти меридионально, причем минимум лежит на западе в предгорьях Тибета и на востоке Гоби.
В направлении к побережью западный перенос быстро возрастает. Таким образом, над Восточным Китаем всегда наблюдается увеличение восточного переноса по направлению от
побережья и увеличение западного переноса по направлению
к побережью. Факт быстрого возрастания западного переноса
по направлению к побережью указывает на то, что значительный западный перенос на побережье Восточной Азии южнее
30° с. ш. нельзя интерпретировать как результат переноса пара из
глубин материка с господствующими западными ветрами. Сравнение с другими составляющими переноса пара показывает, что
как увеличение западного переноса на побережье Азии, так и
увеличение восточного переноса по направлению в глубь Азии
от побережья есть результат притока водяного пара в Китай
с юга.
Рассмотрим теперь, какие изменения происходят в распределении переноса пара на протяжении рассмотренного периода.
Весной (26/IV—5/V) ось максимального восточного переноса
лежит на 10° с. ш. (рис. 15 а). Восточный поток пара непрерывной полосой проходит по Тихому океану и распространяется
в Индийский океан почти не ослабевая. Полоса пониженного
восточного переноса, разделяющая его на западную и восточную
области, лежит около 125° в. д. и хорошо прослеживается севернее 15° с. ш. В западной области над Китаем восточный перенос
возрастает к предгорьям Тибета. Этот восточный перенос не
связан с переносом с Тихого океана через побережье Китая, так
как отделен от него полосой пониженного переноса.
Северная ветвь западного переноса весной (рис. 15 б) проходит с юга Бирмы через Ханой, Гонконг, Тайбэй к 30° с. ш. по
долготам Японии. Южная ветвь западного переноса намечается
южнее 5° с. ш. Эти две ветви разделены широтной полосой минимального западного переноса около 10° с. ш., где западный
перенос местами почти отсутствует. Ось минимального западного переноса совпадает с осью максимального восточного переноса. Влияние Тибета отчетливо видно в конфигурации северной ветви западного переноса.
В разгар сливовых дождей (11—20/VI) распределение переноса водяного пара не претерпевает принципиальных изменений
в сравнении с весной (рис. 16). Северная ветвь западного переноса усиливается, но положение ее и конфигурация не претерпевают никаких изменений.' Южная ветвь западного переноса
по-прежнему намечается южнее 5° с. ш., а полоса пониженного
западного переноса между северной - и южной ветвями лежит
на 12—13° с. ш.
.
62
Рис. 15. Распределение средних за 26/IV—5/V (1957—1962 гг.)
восточной (а) и западной (б) составляющих переноса пара (г/см • сек )
в слое 900—500 мб.
Рис. 16. Распределение средних за 11—20/VI (1957—1962 гг.) восточной (а) и западной (б) составляющих переноса - водяного пара
(г/см • сек.) в слое 900—500 мб.
Восточный перенос также изменяется главным образом в количественном отношении. В период сливовых дождей происходит ослабление переноса на оси в западной части восточного
переноса. На периферии же западной части восточного переноса
и повсюду в восточной части происходит усиление восточного
переноса. Положение оси восточного переноса (12° с. ш.) и
меридиональной полосы пониженного переноса (125° в. д.),
а также общие очертания всей области восточного переноса
остаются без изменения. Тождество распределения составляющих переноса пара весной и в разгар сливовых дождей весьма
важно в отношении генезиса воздушных масс в этот период. Об
этом будет еще речь ниже.
Резкое изменение распределения переноса водяного пара
происходит после окончания сливовых дождей 21—30/VII и
21—30/VIII (рис. 17 и 18). В конце июля (рис. 17) ветвь восточного переноса резко смещается к северу на 23—25° с. ш.
На севере Тайваня, например, весной и в период сливовых
дождей восточный перенос составлял несколько
больше
100 г - с м - 1 сек-' - 1 , а после окончания сливовых дождей он превышал 1000 г • см - 1 • сек -1 . Значительно возрастает восточный
перенос на побережье Китая, а меридиональная полоса пониженного восточного переноса смещается на 112° в. д. на материк.
Максимальные значения восточного переноса наблюдаются на
юге Китая. Если в период сливовых дождей западная часть восточного переноса ослаблена в сравнении с весной, то после
окончания сливовых дождей ветвь восточного переноса, почти не
ослабевая, проходит из Тихого океана через Восточную Азию на
север Индии и Тибета. Однако восточнее 130° в. д. ось восточного переноса опускается на юго-восток до 15° с. ш. на 150° в. д.
Это меньшее смещение восточного переноса над океаном связано с тем, что на 23° с. ш. и 140° в. д. расположен минимум
влажности. Повторяемость же восточных ветров здесь такая же,
как и на других долготах. Более значительное смещение можно
проследить по отдельным изолиниям. Изолиния 600 г/см • сек.,
например, сместилась с 20° с. ш., где она была в период сливовых дождей, на 32° с. ш. в конце июля.
Еще большие изменения происходят в распределении западного переноса. Как видно на рис. 15 б и 16 б, северная ветвь
западного переноса весной и в период сливовых дождей проходила из Индии и Бирмы на юг Китая и далее к Японии. После
же окончания периода сливовых дождей северная ветвь западного переноса смещается к 40—45° с. ш. (рис. 17 б и 18 б).
Перенос с севера Бирмы на юг Китая резко ослабевает (более
чем вдвое в конце июля и почти прекращается в августе). Сохраняется лишь повышенный западный перенос вдоль восточного побережья Китая, который быстро уменьшается как к западу (внутрь материка), так и к востоку (в Тихом океане).
5
Заказ № 93
65
Рис. 17. Распределение средних за 21—30/VII (1957—1962 гг.)
восточной (а) и западной (б) составляющих переноса водяного пара
(г/см • сек) в слое 900—500 мб.
Рис. 18. Распределение средних за 21—30/VIII (1957—1962 гг.)
восточной (а) и западной (б) составляющих переноса водяного пара
(г/см • сек.) в слое 900—500 мб.
Существенные изменения после окончания сливовых дождей
произошли также в области южной ветви западного переноса.
В конце июля ось южного переноса смещается на 10° с. ш.
Между северной и южной ветвями по-прежнему наблюдается
область минимального западного переноса, но теперь ее ось лежит около 20° с. ш. Максимальный восточный перенос по-прежнему совпадает с областью пониженного западного переноса
между северной и южной ветвями.
В августе распределение переноса водяного пара в главных
чертах одинаково с июльскими (рис. 17 и 18). Восточнее 130° в. Д.
ось восточного переноса сместилась на 25° в. д., так как минимум влажности на 20° с. ш. и 140° в. д. в августе ослаб. В остальном восточный перенос остался почти без изменений.
Западный перенос также остался почти без изменений. Ось
южной ветви западного переноса осталась на 10° с. ш., мало
изменившись по интенсивности. Сохранился также повышенный
западный перенос пара на восточном побережье Азии. Перенос
с севера Бирмы почти полностью исчез. Ось северной ветви западного переноса расположена, как и в конце июля, севернее
35° с. ш.
Таким образом, с апреля по август существует два типа
распределения переноса водяного пара на востоке Азии и западе
Тихого океана. Один из них наблюдается весной и в период
сливовых дождей, второй — после окончания сливовых дождей.
Первый тип распределения переноса водяного пара характеризуется следующими особенностями. Ось восточного переноса
лежит на 10—12° с. ш. Северная ветвь западного переноса проходит через Бирму, Ханой, Гонконг, Тайбэй к 30° с. ш. под долготами Японии. Южная ветвь западного переноса лежит южнее
5° с. ш. Этот тип распределения переноса пара наблюдается
весной и в период сливовых дождей.
Во втором типе распределения переноса водяного пара ось
восточного переноса лежит на 23° с. ш. Ось северной ветви западного переноса наблюдается на 35—40° с. ш. Ось южной ветви
западного переноса наблюдается на 10° с. ш. Западный перенос
с севера Индии и Бирмы отсутствует. Большие величины западного переноса наблюдаются на восточном побережье Китая.
Этот тип распределения переноса пара наблюдается после
окончания сливовых дождей.
§ 3. Зональные и меридиональные составляющие переноса
водяного пара на изобарических поверхностях 850, 700 и 500 мб
Главные черты переноса пара на изобарических поверхностях являются общими с переносом пара в слое 900—500 мб.
Поэтому не имеет смысла останавливаться подробно на пере68
носе пара на каждой изобарической поверхности. Сравнение
ж е переноса пара на отдельных изобарических поверхностях и
во всем слое обнаруживает следующие важные особенности.
Ось северной ветви западного переноса очень быстро смещается к северу с высотой.. Ось южной ветви западного переноса с высотой мало смещается к югу. Таким образом, южная
и северная ветви западного переноса с высотой смещаются
в противоположных направлениях. Это чрезвычайно важное обстоятельство, указывающее на различный генезис переноса
в этих двух ветвях. Смещение оси индийских западных ветров
с высотой к северу уже отмечалось Мураками [180].
Ось восточного переноса с высотой смещается к югу.
Весьма характерно изменение переноса пара с высотой на
некотором расстоянии от осей максимального переноса. Так,
к югу от оси максимального восточного переноса восточный перенос с высотой растет, а к северу от оси — быстро уменьшается.
Западный перенос всюду в области южной ветви быстро
убывает с высотой. К северу же от оси северной ветви западный перенос с высотой растет или медленно убывает, а на самой оси убывает.
Соотношение абсолютных величин переноса пара на различных высотах обнаруживает следующие особенности. Н а поверхности 1000 мб перенос пара всюду меньше, чем на поверхности
850 мб. Максимальный перенос в южной ветви западного переноса и в ветви восточного переноса лежит на изобарической
поверхности 850 мб. Абсолютный максимум в северной ветви
западного переноса также лежит на поверхности 850 мб. Однако вследствие большого наклона к северу оси максимального
переноса в более северных районах максимальный перенос наблюдается на поверхности 700 мб, а не на поверхности 850 мб.
Максимальные величины западного и восточного переноса
близки по величине. На нижних уровнях наибольшие величины
переноса наблюдаются в южной ветви западного переноса. На
поверхности 500 мб наибольшим оказывается перенос в северной ветви западного переноса. •
Рассмотренные особенности изменения переноса пара с высотой также свидетельствуют о различном генезисе северной и
южной ветвей западного переноса. Характерные особенности обнаруживаются в изменении и восточной составляющей.
§ 4. Перенос водяного пара и основные воздушные массы
в Восточной Азии
Рассмотренные выше особенности переноса пара приводят
к необходимости пересмотра классической схемы муссона в восточной Азии. Остановимся на этом вопросе подробнее. Согласно
69
традиционной точке зрения, воздушная масса, притекающая
в Китай из Индии с юго-западными ветрами в июне-июле, является экваториальной воздушной массой. Такое представление можно найти во всех учебниках у нас и за рубежом. Его
разделяет подавляющее большинство метеорологов. Считается,
что очагом формирования этой массы являются тропические
широты южного Индийского океана. Оттуда с пассатом южного
Рис. 19. Карта линий тока в Восточной и Южной Азии, по Лаутензаху [172].
ЮТм — южный тропический морской воздух, ЮТк — южный тропический континентальный воздух, Эм — экваториальный морской воздух, СТк — северный
тропический морской воздух.
полушария эта воздушная масса попадает в северное полушарие
и уже как юго-западный муссон вторгается в Индию, а затем
в Китай. Такая система течений изображена еще на карте Галлея в 1686 г. Такую систему течений дает также Лаутензах
в 1950 г. (рис. 19), Сойер в 1952 г., Педелаборд в 1953 г. и др.
Эта точка зрения особенно укрепилась после серий китайских
работ, проведенных в 30—40-х годах, по изучению воздушных
масс и преобладающих течений в Китае [133, 135, 163, 220, 225].
В этих работах юго-западное течение, участвующее в формировании сливовых дождей, считается экваториальной воздушной
70
массой, а сами сливовые дожди — результатом продвижения
тропического фронта. В работе «Климат Китая» уже в 1957 г.
Чень Ши-сюнь говорит, например, что экваториальная воздушная масса преобладает на юге Китая в июне—июле, а в августе
начинает отступать к югу. Сходную картину рисует и F. Н. Витвицкий [17].
В 1950 г. Альбрехт предположил, что источником водяного
пара для Азии является акватория Индийского океана между
Австралией и Мадагаскаром [151].
Однако в последнее время была высказана и иная точка
зрения на генезис этой воздушной массы. Экваториальное происхождение западного переноса на севере Индии и юге Китая
в июне было оспорено Томпсоном [225]. Тао Ши-янь [140,] Рамакришнан [190] и Котесварам [167] указывают, что западнее
Индии в июне преобладают западные и северо-западные ветры,
а на высотах над самой Индией — западные. На этом основании
было предположено, что западные ветры на севере Индии приносят воздушные массы из Передней Азии и Средиземного моря.
Мураками [180], исследовавший перенос пара в восточной Азии,
также пришел к выводу, что система течений, распространяющаяся на юг Китая с севера Индии, представляет собой субтропическую воздушную массу, происходящую из Передней
Азии или Средиземного моря. Подобные же соображения выдвигались Флоном [148], указывавшим на существование пассата над югом Азии выше поверхности 700 мб, который отделяет
экваториальные западные ветры от внетропических западных
ветров. Основываясь на данных. Индоокеанской международной
экспедиции, Колон [137] утверждает, что уже на высоте 1,5 км
в районе Цейлона воздух преимущественно африканского происхождения.
Сравнение распределения переноса водяного пара, рассчитанного автором, со средним полем движения над Индией- по1
картам Рамакришнана [191], а также с меридиональными разрезами зональных составляющих ветра на 90 и 120° в. д. в 1956 г.
[211] обнаруживает следующее.
Среднее поле ветра над Индией и севером Индийского
океана характеризуется следующими особенностями. На меридиональном разрезе (рис. 20) видно, что зимой у земли от экватора до 13° с. ш. наблюдаются восточные ветры, а севернее —
западные. Западные ветры севернее 10° с. ш. представляют собой южную окраину западного переноса умеренных широт, восточные ветры — пассат.
В мае (рис. 21) на высотах от 3 до 16 км раздел между
пассатом и южным краем западного переноса смещается
к 15° с. ш. Западные ветры на севере Индии по-прежнему представляют собой на всех высотах южный край западного переноса умеренных широт. При этом западные ветры приносят на
71
север Индии воздух из Передней Азии и со Средиземного моря.
Однако если зимой пассат достигал уровня моря, то уже в мае
на 1,5 км над Индийским океаном южнее 15° с. ш. пассат в среднем не наблюдается. Ниже 1,5 км западные ветры отмечаются
также и южнее 15° с. ш. Изменение границы между верхним
пассатом и западными ветрами у земли в более южных широтах (вблизи экватора) по майской карте проследить не удается,
так как данные южнее Цейлона отсутствуют. Если судить по
июньской и июльской картам, а также по существующим несистематическим корабельным зондированиям, раздел между за-
Рис. 20. Средняя зональная составляющая фактического ветра по меридиану 90° в. д., январь—март 1956 г. [211].
3 — западный ветер, В — восточный ветер.
падными ветрами в низких широтах у поверхности земли й пассатом над ними в мае должен приподняться к экватору приблизительно до 3 км. Эти западные ветры у экватора являются
экваториальными западными ветрами. Как видно на рисунке,
граница между ними и южным краем западного переноса умеренных широт в приземном слое на средней карте не выражена.
(Отметим, что линии тока над Юго-Восточной Азией проведены
у Рамакришнана без достаточных оснований).
В июне (рис. 22) раздел между пассатом и западными ветрами к северу от него смещается к 25° с. ш. на 12—16 км и
к 20° с. ш. на 3—9 км. При этом в июне на север Индии с западными ветрами поступает, как и в мае, воздух из Передней Азии
на всех уровнях от 16 до 1,5 км. Эти западные ветры севернее
пассата по-прежнему представляют южную окраину западного
переноса умеренных широт.
Экваториальные западные ветры на нижних уровнях в июне
также не отделены от южного края западного переноса умеренных широт. Но на 3 и 6 км между этими двумя поясами западных
72
Рис. 21а. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Май.
Рис. 216. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Май.
Рис. 21в. Средний ветер на различных высотах над Индией [191]:
Май.
Рис. 22а. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Июнь.
Рис. 22а. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Июнь.
Рис. 22а. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Июнь.
в е т р о в н а м е ч а ю т с я в о с т о ч н ы е ветры. Н а д Ц е й л о н о м в июне
раздел между пассатом и экваториальными западными ветрами
д о с т и г а е т 6 к м . Т а к и м о б р а з о м , в и ю н е в с л о е от 3 д о 6 км существует т р и п о я с а в е т р о в : з а п а д н ы е (севернее 20° с. ш . ) , восточные (от 20° с. ш. д о 10—15° с. ш . ) , з а п а д н ы е ( ю ж н е е 10—
15° с. ш . ) . В ы ш е 6 к м с у щ е с т в у е т т о л ь к о д в а п о я с а в е т р о в : з а п а д н ы е (севернее 20° с. ш.) и в о с т о ч н ы е ( ю ж н е е 20° с. ш . ) .
Н и ж е 1,5 к м в с р е д н е м н а б л ю д а е т с я один п о я с з а п а д н ы х ветров.
О д н а к о при о т д е л ь н ы х синоптических с и т у а ц и я х восточные
ветры достигают земной поверхности и тогда существует два
р а з д е л ь н ы х п о я с а з а п а д н ы х в е т р о в и у з е м н о й поверхности.
Таким образом, в июне Северная И н д и я остается в зоне южного
к р а я западного переноса умеренных широт.
В и ю л е (рис. 23) р а з д е л м е ж д у ю ж н ы м к р а е м з а п а д н о г о
п е р е н о с а у м е р е н н ы х ш и р о т и п а с с а т о м с м е щ а е т с я к 30° с. ш.
н а 16 к м и к 25—27° с. ш. на 3 — 6 км. Х о р о ш о виден в и ю л е
раздел между пассатом и экваториальными западными ветрами.
Этот р а з д е л п о д н и м а е т с я с 1,5 к м на 20° с. ш. д о 6 км на
10° с. ш. Н а у р о в н е 9 км и в ы ш е с е в е р н е е 30° с. ш. о т м е ч а ю т с я
з а п а д н ы е в е т р ы , а ю ж н е е — восточные. В с л о е 2 — 6 км, т а к ж е
к а к и в июне, с у щ е с т в у ю т т р и п о я с а в е т р о в : з а п а д н ы е ( с е в е р н е е
27° с. ш . ) , в о с т о ч н ы е Д о т 27° с. ш. д о 20—15° с. ш.) и вновь
з а п а д н ы е ( ю ж н е е 20—15° с. ш . ) .
В а в г у с т е (рис. 24) р а з д е л м е ж д у ю ж н ы м к р а е м з а п а д н о г о
переноса умеренных широт и пассатом л е ж и т над Тибетом около
30° с. ш. З а п а д н ы е э к в а т о р и а л ь н ы е в е т р ы п р о с л е ж и в а ю т с я от
предгорьев Гималаев до экватора. Высота раздела между пассат о м м э к в а т о р и а л ь н ы м и з а п а д н ы м и в е т р а м и и з м е н я е т с я от
1,5 км в п р е д г о р ь я х Г и м а л а е в До 6 к м н а д Ц е й л о н о м . Н а высотах н а д Северной Индией господствует пассат.
С р а в н е н и е п е р е н о с а в о д я н о г о п а р а в Восточной А з и и и на
з а п а д е Т и х о г о о к е а н а , р а с с ч и т а н н о г о а в т о р о м , со с р е д н и м п о л е м
ветров над Ю ж н о й Азией и севером Индийского океана показывает полное согласование географического положения основных
зон п е р е н о с а п а р а в В о с т о ч н о й А з и и с г е о г р а ф и ч е с к и м п о л о ж е нием в о з д у ш н ы х течений.
В мае, июне и первой половине июля Северная Индия и
Ю ж н ы й К и т а й н а х о д я т с я в зоне ю ж н о г о к р а я з а п а д н о г о переноса у м е р е н н ы х ш и р о т , к о т о р ы й с о в п а д а е т с северной в е т в ь ю
з а п а д н о г о п е р е н о с а . ( З д е с ь у м е с т н о в н о в ь отметить, что в сев е р н о й ветви з а п а д н о г о п е р е н о с а п а р а ось б ы с т р о с м е щ а е т с я
к с е в е р у с в ы с о т о й ) . Ю ж н е е на всех у р о в н я х в ы ш е 1,5—3 км
над Индией и индийским океаном, а т а к ж е над Тихим океаном
существует пассат, с которым связана резко выделяющаяся
ш и р о т н а я в е т в ь восточного п е р е н о с а п а р а . Е щ е ю ж н е е в н и ж них с л о я х н а б л ю д а ю т с я э к в а т о р и а л ь н ы е в е т р ы , с к о т о р ы м и
связана ю ж н а я ветвь западного переноса пара.
79!
Рис. 23а. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Июль.
Рис. 236. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Июль.
Заказ № 93
Рис. 23а. Средний ветер на различных высотах над Индией [191].
Июль.
Э к в а т о р и а л ь н ы е з а п а д н ы е ветры отделены п а с с а т о м от западного переноса у м е р е н н ы х широт. Этот ф а к т т а к ж е н а х о д и т
о т р а ж е н и е в р а с п р е д е л е н и и переноса водяного п а р а . Действительно, восточный перенос п а р а всегда р а с п о л о ж е н в зоне мин и м а л ь н о г о з а п а д н о г о переноса п а р а м е ж д у северной и ю ж н о й
ветвями.
Т о л ь к о во второй половине и ю л я з а п а д н ы й перенос умеренных широт окончательно исчезает на севере И н д и и и с м е щ а е т с я
в более ю ж н ы е широты. В это ж е в р е м я с е в е р н а я ветвь з а п а д ного переноса с м е щ а е т с я в р а й о н 35—40° с. ш. н а д Восточной
20°с. ш.
Рис. 24. Средняя составляющая фактического ветра
по меридиану 90° в. д. Июль—август 1956 г. [211].
3 — западный ветер, В — восточный ветер.
Азией. О д н о в р е м е н н о восточный перенос п а р а и ю ж н а я ветвь 1
з а п а д н о г о переноса с м е щ а е т с я соответственно к 25 и 10° с. ш.
йа з а п а д е Тихого о к е а н а . П р и этом п р е о б л а д а н и е з а п а д н о г о
переноса п а р а на севере И н д и и и юге К и т а я с м е н я е т с я п р е о б л а д а н и е м восточного переноса п а р а , а господство восточного переноса п а р а в низких ш и р о т а х Тихого о к е а н а с м е н я е т с я господством з а п а д н о г о переноса п а р а .
Р а с с м о т р е н н ы е особенности переноса п а р а , а т а к ж е сравнение их с полем ветров в ю ж н о й Азии п о з в о л я е т с д е л а т ь след у ю щ и е выводы. В е с н о й и в перйбд сливовых д о ж д е й , т. е. д о
середины и ю л я , 'западные и Юго-западные в е т р ы на юге К и т а я
приносят тропическую в о з д у ш н у ю массу, генетически с в я з а н н у ю
с ю ж н ы м к р а е м з а п а д н о г о переноса у м е р е н н ы х широт. Основные
х а р а к т е р и с т и к и этой м а с с ы ( т е м п е р а т у р а и в л а ж н о с т ь ) в п е р и о д
с л и в о в ы х д о ж д е й резко о т л и ч а ю т с я от х а р а к т е р и с т и к весеннего
времени. О д н а к о генезис и н а п р а в л е н и е д в и ж е н и я этой возд у ш н о й м а с с ы о с т а ю т с я в течение всего этого в р е м е н и (до второй
половины и ю л я ) неизменными. И м е н н о с этой тропической возд у ш н о й массой с в я з а н а с е в е р н а я ветвь з а п а д н о г о переноса, прох о д я щ а я в этот период с севера Б и р м ы на юг К и т а я , з а т е м
9*
83
к Т а й в а н ю и д а л е е на з а п а д Тихого о к е а н а ю ж н е е Я п о н и и . Т а к и м
о б р а з о м , нет о с н о в а н и й р а с с м а т р и в а т ь с л и в о в ы е д о ж д и к а к проявление тропического муссона и результат вторжения экваториа л ь н о й в о з д у ш н о й м а с с ы . К р о м е з а п а д н ы х в е т р о в из И н д и и ,
безусловно, определенный в к л а д 6 западный перенос над Китаем
д а е т т а к ж е в о з в р а щ а ю щ и й с я п а с с а т Тихого о к е а н а , что, о д н а к о ,
не м е н я е т с у щ е с т в а д е л а .
П е р е н о с в о д я н о г о п а р а , с в я з а н н ы й с э к в а т о р и а л ь н о й возд у ш н о й м а с с о й и з а п а д н ы м и э к в а т о р и а л ь н ы м и в е т р а м и , весной
и в п е р и о д с л и в о в ы х д о ж д е й (т. е. д о в т о р о й п о л о в и н ы и ю л я )
н а б л ю д а е т с я на з а п а д е Т и х о г о о к е а н а и в Ю ж н о - К и т а й с к о м
м о р е в о б щ е м ю ж н е е 5° с. ш.
М е ж д у этими д в у м я зонами з а п а д н ы х переносов наблюд а е т с я з о н а п е р е н о с а п а р а , о с у щ е с т в л я е м о г о п а с с а т о м . О с ь пассатного переноса пара до второй половины июля л е ж и т вблизи
10° с. ш.
П о с л е о к о н ч а н и я с л и в о в ы х д о ж д е й , т. е. со в т о р о й п о л о в и н ы
и ю л я , з а п а д н ы й п е р е н о с на ю г е К и т а я и з а п а д е Тихого о к е а н а
ю ж н е е Японии, с в я з а н н ы й с ю ж н ы м к р а е м з а п а д н о г о п е р е н о с а
у м е р е н н ы х ш и р о т , з а м е н я е т с я в о с т о ч н ы м п е р е н о с о м п а р а , осущ е с т в л я е м ы м п а с с а т о м . Т а к и м о б р а з о м , на юге К и т а я , т а к ж е
к а к на з а п а д е Т и х о г о о к е а н а на 20—30° с. ш., и м е е т место не
тропический, а с у б т р о п и ч е с к и й муссон. П р и ч е м л е т н и й с у б т р о пический муссон н а ч и н а е т с я л и ш ь со в т о р о й п о л о в и н ы и ю л я .
О д н о в р е м е н н о с в т о р ж е н и е м п а с с а т н о г о п е р е н о с а п а р а на ю г
К и т а я и з а п а д Т и х о г о о к е а н а в р а й о н е 20—30° с. ш. в о в т о р о й
п о л о в и н е и ю л я в Ю ж н о - К и т а й с к о м м о р е и на з а п а д е Т и х о г о
о к е а н а ю ж н е е 15° с. ш. п р о и с х о д и т в т о р ж е н и е з а п а д н ы х э к в а т о р и а л ь н ы х в е т р о в и э к в а т о р и а л ь н о й в о з д у ш н о й м а с с ы , с которыми связана ю ж н а я ветвь западного переноса пара. Таким
о б р а з о м , н а з а п а д е Т и х о г о о к е а н а ю ж н е е 15° с. ш. во в т о р о й
половине июля пассатный перенос пара сменяется западным
э к в а т о р и а л ь н ы м п е р е н о с о м . С л е д о в а т е л ь н о , т р о п и ч е с к и й муссон,
т. е. с е з о н н о е ч е р е д о в а н и е э к в а т о р и а л ь н ы х з а п а д н ы х в е т р о в и
п а с с а т о в , на з а п а д е Тихого о к е а н а , в т о м ч и с л е и в Ю ж н о К и т а й с к о м море, о т м е ч а е т с я в о б щ е м ю ж н е е 15° с. ш., а л е т н и й
т р о п и ч е с к и й муссон н а ч и н а е т с я со в т о р о й п о л о в и н ы и ю л я .
Поле переноса водяного пара сравнивалось с распределением
муссонов, по С. П . Х р о м о в у [114]. О к а з а л о с ь , что ш и р о т н а я пол о с а муссонов на з а п а д е Тихого о к е а н а ю ж н е е 15° с. ш. ( р и с . 2 5 )
с о в п а д а е т с р а й о н о м , где п р о и с х о д и т з а м е н а восточного переноса п а р а ю ж н о й в е т в ь ю з а п а д н о г о п е р е н о с а п а р а , т. е. с троп и ч е с к и м м у с с о н о м . М у с с о н н а я п о л о с а в д о л ь 30° с. ш. н а з а п а д е
Тихого о к е а н а с о в п а д а е т с р а й о н о м , г д е с е в е р н а я в е т в ь з а п а д ного п е р е н о с а п а р а с м е н я е т с я в о с т о ч н ы м п е р е н о с о м п а р а , т. е.
с субтропическим муссоном. Немуссонная зона м е ж д у указанн ы м и д в у м я ш и р о т н ы м и п о л о с а м и муссонов с о в п а д а е т с зоной
84!
п р е о б л а д а н и я восточного ( п а с с а т н о г о ) п е р е н о с а п а р а в течение
всего времени.
В связи с изложенным встает вопрос о природе муссона над
•северным К и т а е м , о т р а ж е н н о г о на к а р т е Х р о м о в а в в и д е мерид и о н а л ь н о й п о л о с ы на в о с т о к е А з и и , а т а к ж е о п р и р о д е муссон о о б р а з н о й смены в е т р о в н а д в о с т о ч н ы м и ю ж н ы м К и т а е м ,
н а б л ю д а ю щ е й с я е щ е д о второй п о л о в и н ы и ю л я .
Рис. 26. Карта средних высот (норма)
Январь [211].
поверхности 500 мб.
Н а рис. 26 и 27 п р и в е д е н ы с р е д н и е к а р т ы 500 мб, по Т а о
Ши-яню, д л я я н в а р я и июля, которые построены с учетом аэрол о г и ч е с к и х н а б л ю д е н и й в К и т а е з а п о с л е д н и е годы. Н а э т и х
к а р т а х видно, что ю ж н е е 30° с. ш. з и м н и е з а п а д н ы е в е т р ы смен я ю т с я л е т н и м и в о с т о ч н ы м и в е т р а м и . Э т о — с у б т р о п и ч е с к и й муссон, о к о т о р о м ш л а речь и в ы ш е . Т а к о й с м е н ы в е т р о в нет в умер е н н ы х ш и р о т а х . М у с с о н н ы й р е ж и м т а м не с в я з а н непосредственно со с м е щ е н и е м п л а н е т а р н ы х зон в е т р а , а о б у с л о в л е н сез о н н ы м и з м е н е н и е м п о л о ж е н и я м а к р о м а с ш т а б н о й л о ж б и н ы на
г р а н и ц е А з и и и Тихого о к е а н а . В я н в а р е к в а з и с т а ц и о н а р н а я
л о ж б и н а р а с п о л о ж е н а на 130° в. д., т а к что в с я в о с т о ч н а я А з и я
н а х о д и т с я в тьглу э т о й л о ж б и н ы . У з е м н о й ж е поверхности
86!
в тылу ложбины преобладают антициклоны и господствуют
почти с е в е р н ы е в е т р ы п р и с е в е р о - з а п а д н ы х в е т р а х на в ы с о т а х .
Л е т о м м а к р о м а с ш т а б н а я л о ж б и н а с м е щ а е т с я на м а т е р и к
к 110° в. д. Т е п е р ь в о с т о ч н а я А з и я о к а з ы в а е т с я в п е р е д н е й ч а с т и
л о ж б и н ы , а у з е м л и п р е о б л а д а ю т ц и к л о н ы и . почти ю ж н ы е
в е т р ы при ю г о - з а п а д н ы х в е т р а х на в ы с о т а х . В р е з у л ь т а т е
в н и ж н и х с л о я х н а б л ю д а е т с я м у с с о н о о б р а з н а я с м е н а ветров;.
„С в ы с о т о й м у с с о н н ы й р е ж и м о с л а б е в а е т и на п о в е р х н о с т и 500 м б ,
к а к п о к а з ы в а ю т с р е д н и е к а р т ы , не о с т а е т с я д а ж е м у с с о н н о й
тенденции.
Таким образом, именно сезонные смещения макромасштабной с т а ц и о н а р н о й л о ж б и н ы я в л я ю т с я п р и ч и н о й с у щ е с т в о в а н и я
м е р и д и о н а л ь н о й п о л о с ы м у с с о н о в в у м е р е н н ы х ш и р о т а х Восточной А з и и . П р и ч е м м у с с о н н а я с м е н а в е т р о в в п р и з е м н о м с л о е
в о з н и к а е т в К и т а е е щ е в а п р е л е [228], т. е. з н а ч и т е л ь н о р а н ь ш е ,
чем в т р о п и к а х и с у б т р о п и к а х А з и и н а ч н е т с я л е т н и й тропический и с у б т р о п и ч е с к и й муссон. Э т о с в я з а н о с тем, что с м е щ е н и е
л о ж б и н ы на м а т е р и к п р о и с х о д и т р а н ь ш е с м е щ е н и я п л а н е т а р н ы х зон. в е т р а к северу, т. е. р а н ь ш е , чем п р о и з о й д у т з н а ч и т е л ь ные с м е щ е н и я к с е в е р у с у б т р о п и ч е с к и х а н т и ц и к л о н о в и тропи87!
"ческой д е п р е с с и и . Э т а м у с с о и и а я с м е н а н а п р а в л е н и й п р и з е м н о г о
в е т р а б ы л а и с т о л к о в а н а Т у Ч а н - в а н о м и Х у а н Ш и - с у н о м [228],
не р а с п о л а г а в ш и м и в ы с о т н ы м и д а н н ы м , к а к с у б т р о п и ч е с к и й
муссон, т. е. к а к р е з у л ь т а т п р о н и к н о в е н и я п а с с а т а (юго-восточн о г о м у с с о н а ) . Н а ч а л о ж е с л и в о в ы х д д ж д е й , естественно, б ы л о
п р и п и с а н о ими в т о р ж е н и ю у ж е э к в а т о р и а л ь н о й
воздушной
м а с с ы . И з п о с т р о е н н ы х а в т о р о м к а р т п е р е н о с а п а р а ясно, что
о вторжении пассата и н а ч а л е субтропического летнего муссона
в а п р е л е — м а е в Ю ж н о м К и т а е не м о ж е т б ы т ь речи. С у д и т ь
о степени в л и я н и я э т о г о п р и з е м н о г о м у с с о н а н а п е р е н о с п а р а
по п о с т р о е н н ы м а в т о р о м к а р т а м п е р е н о с а п а р а н е л ь з я , т а к к а к
не б ы л п р о в е д е н р а с ч е т п е р е н о с а п а р а д л я з и м н и х м е с я ц е в .
Т а к и м о б р а з о м , в Восточной А з и и т р о п и ч е с к и й муссон наб л ю д а е т с я в н и ж н е й п о л о в и н е т р о п о с ф е р ы . С у б т р о п и ч е с к и й мусс о н н а б л ю д а е т с я в о всей т о л щ е т р о п о с ф е р ы . Т р о п и ч е с к и й и
субтропический муссоны связаны с сезонными смещениями план е т а р н ы х зон в е т р а . М у с с о н о о б р а з н а я ж е с м е н а в е т р а в приземном слое умеренных широт связана с сезонными смещениями
м а к р о м а с ш т а б н о й квазистационарной ложбины. К а к было сказ а н о в г л а в е I, э т а м а к р о л о ж б и н а и о б у с л о в л и в а е т м е р и д и о н а л ь ный обмен.
§ 5. Результирующий перенос пара в слое 900—500 мб
И т а к , р а с с м о т р е н н ы е в ы ш е з о н а л ь н ы е с о с т а в л я ю щ и е переноса пара о б н а р у ж и в а ю т резкое расхождение с прежними предс т а в л е н и я м и о с и с т е м е м у с с о н н ы х течений в В о с т о ч н о й А з и и ,
о с н о в ы в а ю щ и м и с я на р е з у л ь т и р у ю щ е м переносе. Р а с с м о т р и м ,
в чем состоит п р и ч и н а с т о л ь р е з к о г о р а с х о ж д е н и я .
К а к у ж е говорилось выше, автором был рассчитан т а к ж е
р е з у л ь т и р у ю щ и й п е р е н о с п а р а . К а р т ы р е з у л ь т и р у ю щ е г о перен о с а п а р а п р и в е д е н ы н а рис. 28.
П о с т р о е н н ы е а в т о р о м к а р т ы среднего з а 6 л е т р е з у л ь т и р у ю щ е г о п е р е н о с а п а р а почти п о л н о с т ь ю с о в п а д а ю т с к а р т а м и рез у л ь т и р у ю щ е г о п е р е н о с а п а р а з а о т д е л ь н ы е годы, п о с т р о е н н ы м и
Муракатии [180] и М у к а и [178, 179], о к о т о р ы х у ж е г о в о р и л о с ь
в н а ч а л е этой главы. Хорошо согласуются построенные карты
результирующего переноса пара т а к ж е и с картами результир у ю щ е г о в е т р а , т. е. с к л а с с и ч е с к о й с х е м о й м у с с о н а в Восточной
А з и и . П о с л е д н е е х о р о ш о видно, н а п р и м е р , из с р а в н е н и я июльской к а р т ы р е з у л ь т и р у ю щ е г о
переноса пара
(рис. 28 в)
с июльской картой результирующих линий тока, приведенной
н а рис. 29.
С о в п а д е н и е р а с с ч и т а н н о г о а в т о р о м р е з у л ь т и р у ю щ е г о перен о с а п а р а с р а с ч е т а м и р е з у л ь т и р у ю щ е г о п е р е н о с а п а р а и рез у л ь т и р у ю щ е г о в е т р а д р у г и х а в т о р о в не о с т а в л я е т с о м н е н и я
•88
Рис. 28а, б. Результирующий перенос пара (г/см • сек.) в слое
900—500 мб, за 1957—1962 гг. (стрелки указывают направлениерезультирующего переноса).
a) 26/IV-5/V, б) 11—20/VI,
Рис. 28в, г. Результирующий перенос пара (г/см • сек.) в слое
900—500 мб, за 1957—1962 гг. (стрелки указывают направление
результирующего переноса).
е) 21—30/VII; г) 21-30/VIII.
в том, что и з л о ж е н н ы е в ы ш е р е з у л ь т а т ы , о с н о в а н н ы е на а н а лизе зональных составляющих переноса пара, и классическая
асема распределения результирующих линий тока восходят
к о д н о й и той ж е р е а л ь н о с т и . В с т а е т , о д н а к о , в о п р о с о п р и ч и н е
с т о л ь б о л ь ш о г о р а з л и ч и я м е ж д у к а р т и н о й р е з у л ь т и р у ю щ е г о переноса и зональными составляющими переноса пара.
П р и ч и н а э т о г о з а к л ю ч а е т с я в том, что п р и м е н е н и е р е з у л ь т и р у ю щ е г о ветра, д л я п о с т р о е н и я л и н и й т о к а н е о п р а в д а н о . Е с л и ,
60
90
Рис.- 29.
70
80
100
Схема
90
100 ПО 120 130 140
110
120
средних линий тока
земли [120].
150 160
130
у
170
140
поверхности
н а п р и м е р , п о с т р о и т ь р е з у л ь т и р у ю щ и й в е т е р з а весь год, то в о
всех м у с с о н н ы х р а й о н а х к а р т и н а р е з у л ь т и р у ю щ е г о в е т р а б у д е т
совершенно нехарактерной для действительного переноса. Столь
ж е н е х а р а к т е р н о й о н а б у д е т в о о б щ е во всех т е х р а й о н а х , где
не с у щ е с т в у е т р е з к о в ы д е л я ю щ е й с я особенности л и б о с у щ е с т в у е т б о л е е чем о д н а т а к а я особенность. П р и м е н е н и е р е з у л ь т и р у ю щ е г о в е т р а д л я м е с я ч н о г о и н т е р в а л а о с н о в ы в а е т с я на т о м
п р е д п о л о ж е н и и , что в т е ч е н и е о д н о г о м е с я ц а не м о ж е т б ы т ь
р е з к о п р о т и в о п о л о ж н ы х и о д н о в р е м е н н о х а р а к т е р н ы х течений.
Н е г о в о р я о том, что т а к о е п р е д п о л о ж е н и е не с о о т в е т с т в у е т
д е й с т в и т е л ь н о с т и п о в с ю д у ( п р и м е р т о м у юг К и т а я и з а п а д Тихого о к е а н а в и ю л е ) , о н о в с е - т а к и не м о ж е т о п р а в д а т ь п р и м е нение р е з у л ь т и р у ю щ е г о в е т р а д л я п р о в е д е н и я л и н и й т о к а и в т е х
91!
районах, где вообще нет резко выделяющихся п р е о б л а д а ю щ и х
направлений ветра. Таким образом, з а исключением особых
случаев, линии тока, основанные н а результирующем ветре, н е
соответствуют никаким действительным линиям тока. Это проявл я е т с я е щ е и в том, что д л я т а к и х линий т о к а часто н е в о з м о ж н о
указать подходящее поле давления.
Восточная Азия является одним из районов, где использован и е р е з у л ь т и р у ю щ е г о п е р е н о с а д л я п р о в е д е н и я л и н и й т о к а невозможно. Д л я иллюстрации этого рассмотрим переносы пара
по восьми р у м б а м в слое 900—500 мб и р е з у л ь т и р у ю щ и е переносы п а р а в слое 900—500 м б в Ханькоу, Тайбэе и Сонкле
а)
В)
Ханькоу
Тайбэй
1
Рис. 30. Средний за 1957—
1962 гг. перенос водяного пара
в слое 900—500 мб на различных широтах в Восточной Азии.
а — перенос по румбам, б — результирующий перенос.
•Сонкла
в июле (рис. 30). В Х а н ь к о у р е з к о п р е о б л а д а е т ю г о - з а п а д н ы й
перенос пара, а в Сонкле — западный. В обоих пунктах практически отсутствует перенос восточных румбов. Если исходить
т о л ь к о и з этого, т о м о ж н о п р е д п о л о ж и т ь , о б щ и й генезис переноса п а р а з а п а д н ы х румбов в Сонкле и Ханькоу. Однако м е ж д у
э т и м и п у н к т а м и л е ж и т Т а й б э й , в к о т о р о м п е р е н о с п а р а с востока почти н е отличается о т переноса п а р а с з а п а д а . Причем,
как ясно и з изложенного в предыдущих разделах, западный
перенос в Т а й б э е и м е е т тот ж е генезис, что и з а п а д н ы й перенос
в Ханькоу. М а л о вероятно, чтобы западный перенос в Тайбэе
в сколько-нибудь значительной мере имел общий генезис с переносом в Сонкле. В тех случаях, когда в Тайбэе наблюдается
з а п а д н ы й перенос, ю ж н е е существует восточных перенос. Т а к и м
•образом, м е ж д у з а п а д н ы м п е р е н о с о м в Х а н ь к о у и з а п а д н ы м
п е р е н о с о м в С о н к л е в с е г д а л е ж и т л и б о в о с т о ч н ы й п е р е н о с , 'либо
минимум западного переноса.
Результирующий ж е перенос пара н а всех трех станциях
лежит между западным и ю ж н ы м направлениями. Такое распределение результирующего переноса неверно интерпретировалось
к а к п р и з н а к однородной системы течений, п р о н и к а ю щ и х о т экватора в Индию, Китай и н а з а п а д Тихого океана в субтропи92!
ческие и умеренные широты. Между тем, результирующий перенос всюду в Восточной Азии направлен почти в одну сторону
потому, что под долготами восточной Азии западный перенос
умеренных широт имеет юго-западное направление; экваториальный перенос тоже часто имеет юго-западное направление.
Пассат же в Восточной Азии (на западной периферии субтропических антициклонов) принимает юго-восточное и даже южное направление. В результате этого результирующий перенос
во всей восточной Азии не сильно отклоняется от юго-западного
направления.
Мы не будем останавливаться на анализе построенных карт
результирующего переноса пара, так как он не прибавит ничего
нового к полученным ранее выводам. Связь же между результирующим переносом и составляющими переносами из изложенного ясна.
§ 6. Баланс переноса пара в слое 900—500 мб над Восточным
Китаем
Средняя горизонтальная дивергенция водяного пара в слое
ро—р на площади S равна
Ра
Т
л = j J j J _L div
S p 0
vdtdpds^
\
P
/
J J div WdS.
(3)
5
Здесь A — горизонтальная дивергенция водяного пара в слое
ро—р на площади 5 в 1 секунду; остальные обозначения те же,
что в формулах (1) и (2). Последний интеграл справа представляет собой сумму переносов пара на границе площади S по
нормали к этой границе. При этом положительным считается
перенос, направленный внутрь области 5. Территория Восточного Китая, для которой вычислялся этот интеграл, представлена на рис. 11. Южная граница (20° с. ш.) проходит по ЮжноКитайскому морю вдоль южного побережья Китая; восточная
граница (120° в. д.) совпадает с восточным побережьем Китая;
западная граница (105° в. д.) проходит по предгорьям Тибета;
северная граница (40° с. ш.) проходит почти вдоль Великой
китайской стены. Таким образом, восточная составляющая переноса пара будет положительной на восточной границе и отрицательной на западной границе; южная составляющая переноса
пара будет положительной на южной границе и отрицательной
на северной границе и т. д. Практически интеграл (3) равен
сумме переносов пара западной, восточной, южной и северной
составляющими на указанных границах. По картам составляющих переноса пара в слое 900—500 мб перенос пара каждой составляющей на соответствующих границах определялся как
93!
сумма значений изолиний, пересекающих эту границу, взятых
с весами, равными для каждой изолинии половине расстояния
до двух соседних изолиний.
Д л я простоты будем называть определенную таким образом
дивергенцию балансом водяного пара.
Кроме общего баланса пара для всего Восточного Китая,
был определен баланс пара для каждой границы, указанной
на рис. 14. Такой баланс дает представление о соотношении
притока и оттока водяного пара на восточной, северной, западной и южной границах Восточного Китая (этот баланс на границе считается положительным, когда результирующий перенос
через границу направлен внутрь).
Таблица 4
Баланс горизонтального переноса водяного пара в Восточном Китае
в слое 900—500 мб (108 г/сек.)
Граница
Суммарный
Месяц
V
VI
VII
VIII
восточная
западная
южная
•северная
—2471
—3027
—1382
—300
+802
+1597
+595
—579
+932
+ 1830
+983
+759
4-67
+330
+85
+232
перенос
—648
+630
+281
+112
Результаты расчете" баланса пара на территории Восточного
Китая и на его границах приведены в табл. 4. Как видно из
этой таблицы, весной имеет место вынос водяного пара с территории Восточного Китая, равный — 648 • 108 г/сек. Это эквивалентно испарению слоя воды, равному 2 мм/сутки или
50 мм/месяц (следует иметь в виду, что приводимые оценки
относятся лишь к слою 900—500 мб и не дают представления
о полном балансе горизонтального переноса пара). Причем, как
видно из таблицы, весной на северной, южной и западной границах приток пара превышает отток и только на восточной границе отток больше притока. Следовательно, вынос водяного
пара в океан через восточное побережье Китая весной превышает приток водяного пара через южную, западную и северную
границы. Таким образом, весной Восточный Китай является
источником водяного пара. Это, вероятно, связано с особенностями годового влагооборота между сушей и морем. Зимой на
материке происходит накопление влаги в виде снега. Весной
происходит таяние снега в горах, сток на равнины и испарение.
Во все остальные месяцы баланс водяного пара в Восточном
Китае положителен и, следовательно, Восточный Китай является
стоком водяного пара. В июне результирующий сток водяного
пара составляет 630 • 108 г/сек., что почти точно равно расходу
94!
в весеннее время. В пересчете на сутки и месяц это эквивалентно
осадкам 2 мм/день или 50 мм/месяц. В июне так же, как и весной, баланс водяного пара положителен на северной, южной и
западной границах и отрицателен на восточной границе, т. е.
на восточном побережье Китая. Однако в июне величины результирующих переносов резко возрастают на всех четырех границах.
В конце июля результирующий
приток пара
равен
281 • 108 г/сек., что эквивалентно осадкам около 1 мм/день или
24 мм/месяц. В июле баланс переноса пара на западной, северной и южной границах положителен, так же как и в предшествующих месяцах. Однако величины результирующих переносов
на границах вновь резко уменьшились и приблизились к тем
величинам, которые наблюдались весной. Общий положительный
баланс наблюдается потому, что особенно резко уменьшился
отток на восточном побережье Китая. Поэтому приблизительно
такого же притока, как и весной, оказывается достаточно, чтобы
перекрыть отток.
В конце августа результирующий приток водяного пара составляет 112-10 8 г/сек., что эквивалентно осадкам 0,03 мм/день
или 10 мм/месяц. В августе положительный баланс :;переноса
пара сохраняется только на южной и северной границах. На
восточной и западной границах отток пара превышает приток.
При этом в августе отток через западную границу больше, чем
через восточную, т. е. результирующий вынос пара через восточное побережье в океан меньше чем результирующий вынос пара
из Восточного Китая далее на материк. Как показывает карта
восточной составляющей переноса пара (рис. 18 а), этот вынос
пара через западную границу происходит в основном вблизи
южного склона Тибета.
Таким образом, начиная с периода сливовых дождей, над
Восточным Китаем наблюдается горизонтальная конвергенция
переноса пара и только весной, до наступления сливовых дождей, отмечается дивергенция водяного пара. Результирующий
приток водяного пара в период сливовых дождей почти равен
оттоку водяного пара весной. После окончания сливовых дождей
результирующий приток пара на территории Восточного Китая
невелик. Во все рассмотренные периоды, кроме конца августа,
наблюдается результирующий приток пара на северной, южной
и восточной границах Китая. Результирующий перенос пара на
восточном побережье Китая всегда направлен с материка на
океан. На восточном побережье Китая между 20 и 40° с. ш. отношение переноса влаги с материка на океан к переносу влаги
с океана на материк в слое 900—500 мб до периода сливовых
дождей (в среднем за 11—20/VI и 26/IV—5/V) равно 10,7,
а после окончания сливовых дождей в среднем 1,5. Это значит, что на восточном побережье Китая в период до окончания
95!
сливовых дождей поток водяного пара с материка на океан
больше потока пара с океана на материк в 10 раз, а в период после
окончания сливовых дождей — в 1,5 раза. Однако под различными широтами это отношение не одинаково, и после окончания
сливовых дождей поток влаги с океана превышает поток влаги
с материка на юге восточного побережья (ср. рис. 15а и 18а).
Наибольший результирующий приток пара наблюдается на
южной границе Восточного Китая, т. е. с Южно-Китайского моря.
Немного меньше приток через западную границу. Как видно из
рис. 15 6 и 16 6, этот приток пара происходит главным образом
из Бирмы.
Весьма интересно то, что на северной границе, т. е. на
40° с. ш. между 105 и 120° в. д., поток с севера всегда больше,
чем с юга. Это значит, что под этими долготами Восточная
Азия севернее 40° с. ш. получает с юга меньше водяного пара,
чем отдает на юг. Как можно судить по картам результирующего переноса (см. рис. 28), а также по южной составляющей
переноса пара, приток водяного пара с юга в Восточную Азию
на территорию севернее 40° с. ш. происходит по долготам Ж е л того и Японского морей.
Однако общий баланс водяного пара и баланс пара на границах еще не дают полного представления о режиме увлажнения. Можно рассматривать не только баланс водяного пара на
границах области. Можно рассматривать вклад каждой составляющей переноса пара в баланс водяного пара по отдельности.
Иными словами, можно сравнивать приток и отток пара, связанный с одной и той же составляющей переноса пара, на противоположных границах. Если приток водяного пара с какой-либо
составляющей переноса пара на одной границе равен оттоку
с этой же составляющей на противоположной границе, то пар,
переносимый этой составляющей, является, образно говоря,
транзитным: полное устранение этой составляющей переноса
пара никак не отразилось бы на общем балансе пара над рассматриваемой территорией. Если же приток, осуществляемый
какой-либо составляющей переноса пара на одной границе,
больше оттока, осуществляемого ею же на противоположной
границе, то такая составляющая как бы теряет часть водяного
пара между двумя границами и дает положительный вклад
в общий баланс пара. Наоборот, если приток пара, осуществляемый одной из составляющих переноса пара, меньше оттока,
связанного с этой же составляющей переноса пара на противоположной границе, то существование этого большего оттока возможно лишь в результате притока пара от других составляющих
(либо за счет уменьшения запаса влаги в области).
Такой баланс переноса пара для каждой составляющей переноса пара приведен в табл. 5. Из этой таблицы видно, что приток пара через западную границу на территорию восточного
96!
Таблица 5
Баланс горизонтального переноса водяного пара в Восточном Китае
в слое 900—500 мб (10 8 г/сек.)
Перенос
Месяц
V
VI
VII
VIII
восточный
западный
южный
северный
суммарный
—428
—607
0
0
—1219
—823
—785
—879
+ 1100
+ 1557
+829
+1688
—101
+603
+237
—697
—648
+630
+281
+112
Китая всегда меньше оттока через восточное побережье на
океан. Это значит, что притока пара через западную границу
недостаточно для покрытия оттока через восточную границу^ связанного с западным переносом.
Далее, до окончания сливовых дождей приток пара через
побережье Китая (с восточным переносом) также оказывается
недостаточным для покрытия оттока через западную границу
Восточного Китая. После же окончания сливовых дождей приток и отток водяного пара, связанные с восточной составляющей, полностью компенсируются. Однако существование меридиональной полосы пониженного восточного переноса в центре
Восточного Китая после окончания сливовых дождей (см.
рис. 17а и 18а) говорит о том, что водяной пар, вытекающий
с восточным переносом к северу от 25° с. ш., в значительной
мере не связан с притоком водяного пара через побережье Китая. Наоборот, пар, втекающий с восточным переносом через
восточное побережье Китая между 25 и 40° с. ш., в незначительном количестве вытекает через западную границу и, следовательно, не является транзитным в указанном выше смысле.
Правда, около 50% притока водяного пара с океана через восточное побережье Китая заключено в это время между 20 и
25° с. ш.
Приток водяного пара через северную границу весной и
в конце августа меньше оттока с северным переносом через
южное побережье Китая. Однако в июне и июле приток через
северную границу больше оттока в Южно-Китайское море. Следовательно, в это время северный перенос дает положительный
вклад в баланс водяного пара в Восточном Китае.
Только перенос через южное побережье Китая с Южно-Китайского моря всегда больше оттока через северную границу.
Следовательно, только поток влаги с юга всегда служит источником для покрытия превышения оттока над притоком, связанного с другими составляющими переноса пара.
7
Заказ № 93
97
Таким образом, весной и в конце августа три составляющие
переноса пара приносят в Восточный Китай меньше пара, чем
уносят. Этот отток пара всеми тремя составляющими — северной,
западной и восточной — компенсируется только потоком влаги
с Южно-Китайского моря через южное побережье Китая. В период сливовых дождей к южному переносу добавляется и северный. Эти два переноса (южный и северный) компенсируют отток пара через восточное побережье и через западную границу
Восточного Китая. Однако главная роль во все периоды принадлежит переносу с Южно-Китайского моря.
Таким образом, перенос пара с Южно-Китайского моря занимает особое место в увлажнении Восточного Китая. В связи
с этим представляет интерес структура переноса пара с ЮжноКитайского моря. Перенос пара в Восточный Китай через южное
побережье осуществляется южными, юго-западными и юго-восточными ветрами над Южно-Китайским морем. Очевидно, что
юго-западные ветры могут быть связаны как с южным краем
западного переноса умеренных широт, так и с экваториальными
западными ветрами, юго-восточные ветры — с пассатом, южные— со всеми тремя системами.
Д л я выяснения природы этого южного переноса было подсчитано отношение юго-восточного переноса пара к юго-западному переносу пара в слое 900—500 мб для периодов до окончания сливовых дождей и после окончания сливовых дождей
в Гонконге и Тайбэе. Результаты приведены в табл. 6. Как видно
из этой таблицы, до окончания сливовых дождей юго-западный
перенос пара более чем в 10 раз превышает юго-восточный.
После же окончания сливовых дождей юго-восточный перенос
в 2,5 раза превышает юго-западный. Это позволяет сделать
вывод, что поток водяного пара с Южно-Китайского моря до
окончания сливовых дождей в основном связан с южным краем
западного переноса умеренных широт, а после окончания периода сливовых дождей — с пассатом и в меньшей степени, вероятно, с экваториальным западным переносом.
Таблица 6
Отношение юго-восточного переноса водяного пара
к юго-западному
Станция
Май, июнь
Июль, август
Гонконг
0,13
2,2
Тайбэй
0,04
2,6
Рассмотренные выше особенности режима увлажнения Восточного Китая позволили сделать следующие общие выводы. Вес98!
ной и в период сливовых дождей, т. е. до начала летнего субтропического и тропического муссонов, главным источником
влаги для Восточной Азии южнее 40° с. ш. являются Южно-Китайское море, а также Бирма, Индия и север Индийского океана.
После окончания сливовых дождей, т. е. с началом летнего
субтропического муссона, главным источником влаги для Восточной Азии по-прежнему остается Южно-Китайское море,
а также остальная акватория западной части Тихого океана.
Подведем итоги.
1. Н а д Восточной Азией и над западом Тихого океана южнее
40° с. ш. в слое от 1 до 5 км перенрс пара в направлении с запада на восток сосредоточен в двух широтных зонах (называемых южной и северной ветвями западного переноса), между которыми расположены минимальные значения западного переноса
пара.
Перенос пара в направлении с востока на запад сосредоточен главным образом в одной широтной зоне, которая всегда
располагается между южной и северной ветвями западного переноса пара.
2. В период с конца апреля по конец августа наблюдается
два типа переноса пара. Первый тип наблюдается весной и
в период сливовых дождей, второй—-после окончания сливовых
дождей. До окончания сливовых дождей южная ветвь западного переноса расположена вблизи экватора, северная — севернее 20° с. ш. Восточный перенос пара в это время сосредоточен
вблизи 12° с. ш.
При втором типе южная зона западного переноса пара располагается на 10° с. ш., северная — на 35—40° с. ш. Ветвь восточного переноса лежит на 23° с. ш.
3. В южной ветви западного переноса ось максимального
переноса пара с высотой слабо смещается к югу, а в северной
ветви быстро смещается к северу. В ветви восточного переноса
пара ось максимального переноса слабо смещается к югу.
4. Указанные в пунктах 1—3 особенности переноса пара,
а также сопоставление их с преобладающими течениями над
Южной Азией и севером Индийского океана показывают, что
южная ветвь западного переноса пара связана с экваториальными западными ветрами, северная .ветвь западного переноса—
с южным краем пояса внетропических западных ветров, а ветвь
восточного переноса пара — с пассатом.
5. Весной и в период сливовых дождей поток пара из Индии
в Восточную Азию связан с южным краем западного внетропического переноса. Этот западный перенос из Индии не является
тропическим муссоном и не связан с экваториальной воздушной
массой. На всех высотах выше 1,5—2 км южнее этого западного
переноса расположен пассатный перенос.
6. Летние субтропический и тропический муссоны начинаются
9*
99
в Восточной Азии во второй половине июля после окончания
сливовых дождей. Только в это время западный внетропический
перенос окончательно покидает север Индии и юг Восточной
Азии. Его место занимает пассатный перенос (субтропический
муссон). Место же пассатного переноса занимает западный экваториальный перенос (тропический муссон).
7. В Восточной Азии и на западе Тихого океана субтропический муссон наблюдается на 20—35° с. ш., а тропический
муссон — южнее 20° с. ш.
8. Муссон севернее 35° с. ш. имеет место только в приземном слое атмосферы. Муссонная смена режима ветра в Восточном Китае весной, ошибочно интерпретировавшаяся как субтропический муссон, также наблюдается лишь в приземном слое
атмосферы.
9. Сливовые дожди не связаны с муссонной сменой режима ветров, а также не связаны с экваториальной воздушной
массой и тропическим муссоном.
10. В Восточной Азии средний месячный результирующий
перенос не может служить основой для проведения линий тока.
Использование результирующих линий тока привело к ошибочным представлениям о системе муссонных течений в Восточной
Азии.
11. Восточный Китай лишь весной является источником водяного пара, а в период сливовых дождей и после его окончания
отсюда происходит отток водяного пара. Однако перенос пара
через восточное побережье Восточного Китая с суши всегда
больше, чем с океана. Исключение представляет лишь юг этого
побережья после окончания сливовых дождей.
12. Основным источником водяного пара для Восточного Китая является Южно-Китайское море. Д о окончания сливовых
дождей к нему присоединяется Южная Азия (Индия, Бирма)
и Бенгальский залив, а после окончания сливовых дождей—•
тропические широты западной части Тихого океана.
13. Н а д западом Тихого океана между экватором и 40° с. ш.
перенос пара с востока равен переносу пара с запада во все рассмотренные периоды. Однако до окончания сливовых дождей
пассатный перенос уравновешивается в основном западным
внетропическим переносом пара, расположенным севернее пассатного переноса. После же окончания сливовых дождей пассатный перенос пара уравновешивается главным образом экваториальным западным переносом, расположенным южнее пассатного переноса.
14. Смещение высотной квазистационарной ложбины от
130° в. д., где она располагается зимой, до 110° в. д., где она располагается летом, является началом всей летней перестройки
циркуляции атмосферы и причиной муссонной смены ветра
в приземном слое атмосферы, указанной в пункте 8.
100!
Глава
связь
V
ТАЙФУННОЙ ДЕЯТЕЛЬНОСТИ с ЦИРКУЛЯЦИЕЙ
АТМОСФЕРЫ В ВОСТОЧНОЙ АЗИИ
В исследованиях тайфунной деятельности с давних пор ведущими были исследования связи тайфунов с солнечной активностью. Кроме этого, большое распространение имеют гипотезы
о связи тайфунов с холодными вторжениями в северном полушарии и о связи тайфунов с пассатом южного полушария, в частности, гипотеза о связи тайфунов с холодными вторжениями из
южного полушария. Однако имеются существенные факты, противоречащие этим гипотезам. Важнейшие из них состоят в следующем: 1) не существует корреляции между годовым числом
тайфунов (равно как и с общим числом тропических циклонов
на земном шаре) и числами Вольфа; 2) не существует корреляции между возникновением тайфунов и холодными вторжениями
в северном полушарии; 3) при возникновении тайфунов (главным образом июль — сентябрь) субтропический пояс высокого
давления в южном полушарии значительно смещен к югу —
в положение, которое этот пояс занимает летом южного полушария (т. е. в январе — феврале), что затрудняет проникновение
пассата южного полушария в северное полушарие.
В этой главе будет изложена т а к ж е найденная автором связь
между возникновением тайфунов и развитием муссонной циркуляции, зависящим от положения центров действия, указанных
в главе I.
§ 1. Данные о тайфунах
Основными центрами сбора данных о тайфунах являются
Шанхай и Гонконг в Китае, Кобе и Токио в Японии, Манила на
Филиппинах. В последнее время довольно полная информация
собирается ВВС США на острове Гуам. Существующие сводки
о повторяемости тайфунов опираются главным образом на данные
101!
этих центров. Более или менее регулярно сведения о тайфунах издавна публикуются в зарубежных периодических изданиях. 1
С 1956 г. ежегодные отчеты о тайфунах публикуются в журнале 2 ВВС, США, Гуам. Токийская обсерватория также выпускает специальный ежегодный бюллетень о тропических циклонах. 3 Однако многие из этих периодических изданий не поступают в наши библиотеки.
Значительная часть существующих сводок о тайфунах за
длинный ряд наблюдений относится к периоду приблизительно
до 1920 г. Наиболее полные данные опубликованы директорами
обсерваторий: Альгу (Манила) в 1904 г. [129], Фроком (Шанхай) в 1920 г. 052], Клэкстоном (Гонконг) в 1932 г. [136]. Данные, опубликованные в 1922 г. Фишером [230—232] и Ньюнхем
[182], включают материалы наблюдений нескольких центров.
В трех источниках сообщаются сведения о тайфунах до 50-х
годов нашего столетия [23, 134, 216]. Из них автор располагал
только двумя источниками [23, 134]. Чин [134] в 1958 г. (Гонконг) опубликовал данные за период с 1184 по 1955 г. В 1957 г.
в К Н Р Гао Ю-си и Цзен Ю-энь [23] издали атлас тайфунов по
данным за 1884—1955 гг., при составлении которого учитывались все основные источники и вновь анализировались исходные материалы. Издание, кроме табличных сведений, содержит
фактические траектории тайфунов, что чрезвычайно повышает
значение этой компетентной сводки.
На рис. 31 приведено годовое число тайфунов по данным основных источников. Как видно из этого рисунка, различия значительны как в отношении повторяемости тайфунов за год, так
и в отношении хода их колебаний от года к году.
Различия в годовых числах тропических циклонов по различным источникам могли быть связаны, во-первых, с различием в критерии для определения тайфунов, применявшемся
в отдельных центрах. В настоящее время тропические циклоны,
в которых скорость ветра равна или превышает 12 баллов,
обычно называют ураганами. Тропические циклоны с меньшей
скоростью ветра называются тропическими штормами. По-видимому, нет различия в генезисе тропических штормов и ураганов.
Во всяком случае, нет разницы в их траекториях и структуре.
Поэтому применение такого критерия имеет, пожалуй, лишь
прикладное значение.
Как показывают последние статистические исследования
(Томоюки [103]), в годы с большим числом тайфунов существует
1
Meteorological Bulletin (Manila Weather Burean); Monthly Meteorological Bulletin (Rayal Observatory, Hong Kong); Journal of Oceanography (The
Kobe Marine Observatory).
2
Mariners Weather Log.
3
Trajectories of tropical cyclones.
102!
тенденция к образованию менее глубоких тайфунов, а в годы
с малым числом тайфунов возникают более глубокие тайфуны.
Таким образом, строгое применение указанного критерия может
привести к некоторому искажению действительной картины.
Однако в прошлом обычно не придерживались строго какоголибо критерия, так как считалось, что тропический циклон мог
достигать большей силы над районами океанов до или после
его обнаружения [230]. Во всяком случае, различия в критерии,
внося систематическую ошибку, не должны были приводить
к большим различиям в ходе годовых чисел по данным отдельных центров.
Другая причина различий данных состоит в том, что территории, с которых получают информацию отдельные центры, не
совпадают между собой. Поэтому уменьшение годового числа
тайфунов, отмечающееся в одном центре, может не наблюдаться
в другом. Д а ж е при одинаковом числе тайфунов, зафиксированных отдельными центрами, это могут быть не одни и те же
тайфуны (табл. 7).
Таблица
7
Пример расхождения в данных о числах тайфунов за месяц
при одинаковом годовом числе тайфунов
I
Источник
1914
Вишер
Гао и Цзэн
1
1915
Вишер
Гао и Цзэн
1
1916
Вишер
Гао и Цзэн
3
2
II
ill
Год
1
IV
1
1
IX
X
XI
6
7
4
6
2
2
2
1
2
25
25
3
5
3
3
3
4
7
5
4
3
2
1
23
24
2
1
3
4
6
4
1
3
3
2
1
23
22
V
VI
VII VIII
1
2
3
3
4
4
2
1
1
2
1
3
XII Год
Наконец, причиной различий в данных отдельных центров
является нерегулярность поступления информации, обусловленная социальными причинами, например, войной, изменением торговых связей и т. д.
Таким образом, колебания годовых чисел тайфунов, по-видимому, отражают: 1) колебания числа тайфунов на территории, с которой поступает информация в данный центр; 2) колебания в регулярности поступления информации и, наконец,
3) в какой-то мере отражают действительные колебания годовых
чисел тайфунов. Первые два фактора и обусловливают различия в ходе колебаний годовых чисел тайфунов, по данным отдельных центров. То обстоятельство, что большинство сводок
о тайфунах охватывает сравнительно небольшие периоды лет,
оканчивающиеся до 1922 г., не дает возможности определить бо104!
лее репрезентативный ход изменения годовых чисел тайфунов
за длинный ряд наблюдений. В дальнейшем в нашей работе в основном используются данные Гао и Цзэна [23].
§ 2. Солнечная активность и колебания годового числа тайфунов
Мысль о связи колебания годового числа тайфунов с солнечной активностью высказывалась неоднократно. Насколько известно автору, это была и единственная гипотеза, предлагавшая
объяснение колебаний годового числа тайфунов. Существует
много работ, рассматривавших такую связь для небольших районов, например, связь между солнечной активностью и повторяемостью тайфунов на отдельном острове или группе островов.
В последнее время были предприняты две попытки более систематического исследования такой связи. В 1962 г. Джордан и
Хо Те-чун [163] исследовали колебания годовых чисел тайфунов
и антильских ураганов. Они не нашли связи с солнечной активностью ни годовых колебаний тайфунов, ни годовых колебаний
антильских ураганов (коэффициенты корреляции они не вычисляли, так как отсутствие связи было ясно из графического представления данных).
На рис. 39 приведены принятые Джорданом и Хо годовые
числа тайфунов. Д о 1940 г. они использовали данные о тайфунах Чина [134], а после 1940 г. — более полные японские данные.
В результате кривая годовых чисел тайфунов после 1940 г. резко
поднялась вверх. Поэтому принятый ими ряд нельзя считать
однородным.
Другое исследование проведено в Ленинграде Чжаном Цзицзя [121] и опубликовано на русском и китайском языках. Чжан
нашел тесную связь между годовыми числами тайфунов и числами Вольфа (коэффициент корреляции, полученный им, равен
0,864).
Использованные Чжаном годовые числа тайфунов были присланы ему из Шанхайской обсерватории. В его статье опубликованы только ежегодные отклонения от среднего числа тайфунов в виде интегральной кривой [121]. Но, так как Чжан не
указывает принятую им среднюю величину, точные значения
самих годовых чисел на основании ежегодных данных об отклонениях получить нельзя.
Однако Чжан мог использовать среднее годовое число тайфунов, равное 19—22 (это те крайние значения, между которыми
колеблется среднее годовое число тайфунов по различным источникам; только по последним японским данным с 1940 г. среднее
годовое число тайфунов равно 28). Ежегодные отклонения, по
Чжану, нанесены на рис. 31 (крестики) при условно принятом
среднем годовом числе тайфунов, равном 20. Таким образом,
105!
величины чисел тайфунов, использованных Чжаном, могут отличаться от указанных на рис. 31 на 1—2, а величины ежегодных колебаний наиболее точны.
Как видно из рис. 31, ни отдельные значения, ни тем более
ход колебаний годового числа тайфунов, принятый Чжаном,
нельзя считать репрезентативным.
Для проверки связи повторяемости тайфунов с солнечной
активностью автором были, подсчитаны коэффициенты корреляции между числами Вольфа и годовыми числами тайфунов (по
разным источникам), приведенные в табл. 8. Как видно из таблицы, связи между тайфунами и солнечной активностью не обнаруживается.
Таблица 8
Коэффициенты корреляции м е ж д у числами Вольфа
и годовым числом тайфунов
Источник
Чжан
Гао и Цзэн
Гао и Цзэн . .
По максимальным данным, снятым
с рис. 1
Джордан и Хо
Тропические циклоны на земном
шаре
Период годы
Коэффициенты
корреляции
1900- 1954
1900— 1954
1884—1955
—0,864 + 0,034
+ 0 , 1 5 8 + 0,134
+ 0 , 1 3 5 + 0,118
1884— 1927
1 8 8 6 - 1955
—0,039 + 0,164
—0,070 + 0,117
1880— 1912
—0,103 + 0,172
Однако на основании этих результатов еще нельзя утверждать, что связи между тайфунами и солнечной активностью нет,
так как связь, если она есть, должна проявляться, вообще говоря, в виде связи между солнечной активностью и тропическими циклонами на земном шаре. В отдельных случаях, например при увеличении числа тропических циклонов на земном
шаре, в некоторых районах в силу каких-либо условий, не связанных с солнечной активностью, увеличения может не произойти.
Таким образом, общая связь между солнечной активностью
и тропическими циклонами может маскироваться при рассмотрении ограниченных районов.
Для выяснения общей связи между солнечной активностью
и тропическими циклонами были собраны данные о годовых
числах тропических циклонов в различных районах тропиков.
Такие данные оказалось возможным собрать за 33 года (1880—
1912 гг.). Среднее годовое число тропических циклонов на земном шаре оказалось равным 53. Коэффициент корреляции
между общим числом тропических циклонов на земном шаре и
числами Вольфа приведен в табл. 8.
106!
Таким образом, существующие данные не обнаруживают
связи между тропическими циклонами и солнечной активностью
(точнее с числами Вольфа) ни в целом, ни в отдельных районах.
§ 3. Связь между тайфунной деятельностью и развитием летней
муссонной циркуляции в Восточной Азии
Особенности годового хода повторяемости тайфунов позволяют по-новому подойти к вопросу о колебании тайфунной деятельности.
60г
П
50
Ю
t^ г
ЪЗО
-а
о
6
20
ii
10
1Ш
л ш Щ
III
IV
VI
VII
VIII
IX
XI
I1]
XII
Рис. 32. Число тайфунов, возникших за 70 лет (1884—1955) по пятидневкам [23].
Известно, что в среднем за месяц максимальное число тайфунов приходится на август, а по некоторым данным на сентябрь. Повторяемость их в соседние месяцы быстро уменьшается. Однако годовой ход повторяемости по более коротким
промежуткам времени, обнаруживает важные особенности.
На рис. 32 приведена гистограмма числа тайфунов, возникших
за 70 лет, по пятидневкам. График построен по данным Гао
и Цзэна [23] о тайфунах.
Особенность годового хода повторяемости тайфунов состоит
107!
в, том, что изменение повторяемости происходит
скачкообразно, в виде нескольких ступеней. При этом повторяемость
тайфунов всякий раз изменяется приблизительно вдвое. Первое
резкое увеличение происходит в начале мая, второе — в конце
июня, третье — в середине июля. Затем в октябре и начале декабря происходит уменьшение повторяемости тайфунов. Если
исходить из повторяемости за пятидневку, то с 6 декабря по
30 апреля тайфуны возникают в каждую календарную пятидневку один раз в 32 года, с 1 мая по 25 июня — один раз
в шесть лет, с 26 июня по 15 июля — один раз в два года,
с 16 июля по 15 октября один раз — в один год, с 16 октября
по 5 декабря — один раз в три года.
Максимум в годовом ходе повторяемости приходится на последние три пятидневки июля. Благодаря вдвое меньшей повторяемости в предшествующие пятидневки этот максимум
имеет характер резко выраженной календарной особенности.
Если осреднить по месяцам, то максимум во второй половине
июля исчезнет и наибольшее число тайфунов придется на август или сентябрь.
Другая существенная черта годового хода повторяемости состоит в следующем. С середины июля до нйчала октября повторяемость тайфунов остается практически почти постоянной,
а увеличение повторяемости тайфунов в июле и уменьшение
в октябре почти точно совпадают по величине. Таким образом,
в годовом ходе повторяемости тайфунов существует резко выделяющийся тайфунный сезон, длящийся в среднем с 15 июля
по 5—40 октября. В этот сезон возникает основная масса тайфунов (63% годового числа). Существование этого сезона
является главной особенностью годового хода повторяемости
тайфунов.
Интересно отметить, что такой годовой ход не является особенностью только тропических циклонов Тихого океана. На
рис. 33 приведены данные о повторяемости ураганов в Атлантике с 1886 по 1958 г. по декадам (ср. рис. 32). Качественно
сезонный ход тайфунов в Тихом и Атлантическом океанах одинаков. В обоих океанах наблюдается вторичный весенний максимум, а также резко выделяющийся период высокой повторяемости тропических циклонов с максимумом в начале периода
и небольшим понижением к концу. Различие состоит в том, что
в Атлантическом океане увеличение повторяемости во всех случаях запаздывает на 1—1,5 месяца, а также в том, что увеличение повторяемости происходит менее резко. Кроме того, в Атлантическом океане нет осеннего максимума. Качественное подобие сезонного хода повторяемости тропических циклонов
в Атлантическом и Тихом океанах является признаком того, что
эти явления имеют сходный генезис. Отсутствие данных не позволяет провести сравнения с другими районами тропиков.
108!
Отмеченные особенности годового хода повторяемости тайфунов (скачкообразные изменения повторяемости и существование главного сезона тайфунов) уже сами по себе позволяют
сделать некоторые выводы. Как благоприятные, так и неблагоприятные условия для возникновения тайфунов проявляются
в определенные календарные периоды. Годовой ход повторяемости тайфунов показывает, что осуществление условий, благоприятных для возникновения тайфунов в целом маловероятно
до середины июля, хотя с мая до середины июля наблюдается
несколько скачкообразных, но в общем незначительных увеличений этой вероятности. В середине же июля происходит весьма
резкая смена неблагоприятных условий для возникновения тайфунов на благоприятные. Обратное происходит в октябре. Оба
изменения (особенно июльское) имеют характер хорошо выраженных календарных особенностей. Можно сказать, что средние условия второй половины июля это и есть условия, благоприятные для возникновения тайфунов, а средние условия середины октября — неблагоприятные.
Указанные календарные особенности повторяемости тайфунов совпадают с некоторыми календарными особенностями повторяемости осадков как в Азии, так и в других районах северного полушария. На рис. 9 в, л, и приведены данные о среднем
количестве осадков по декадам вблизи берегов Индии в Аравийском заливе (за 30-летний период) и в Бенгальском заливе
(за 10-лётний период), а также количество осадков в Гонконге
по пятидневкам (за 30-летний период). В Аравийском заливе
в первую декаду июня наблюдается максимум осадков (18%'годового). В соседние декады количество осадков составляет 7%.
109!
В Бенгальском заливе в июле максимум во вторую декаду равен 28%', в то время как в соседние декады осадки составляют
8 и 5% годового количества. Первый из указанных максимумов
осадков совпадает с весенним увеличением числа тайфунов,
а второй максимум осадков предшествует и частично совпадает
с увеличением повторяемости тайфунов в четвертой пятидневке
июля.
Осеннее увеличение осадков в обоих районах наблюдается
в основном после окончания летнего сезона тайфунов в октябре. Осадки в Гонконге имеют два максимума, один из которых приходится на середину июня. Увеличение осадков с мая
до середины июня совпадает с увеличением числа тайфунов
в этот же период. Дальнейшее же увеличение числа тайфунов
в конце июня сопровождается резким уменьшением осадков
в Гонконге. Как раз перед основным увеличением повторяемости тайфунов (16—20 июля) отмечается минимум осадков
в Гонконге. Второй максимум осадков, переход к которому чрезвычайно резкий, точно совпадает с увеличением повторяемости
тайфунов 16—20 июля. Ход изменений количества осадков
в Гонконге со второй половины июля схож с ходом повторяемости тайфунов.
Таким образом, существует связь между календарными особенностями повторяемости осадков в Азии и календарными особенностями повторяемости тайфунов. Вполне естественно предположить, что особенности годового хода повторяемости тайфунов, как и отмеченные особенности распределения осадков,
связаны с развитием муссонной циркуляции в Азии.
В предыдущих главах уже излагалась схема развития муссонной циркуляции в Азии. Раньше всего муссон начинается на
Яве. На востоке Явы восточные ветры появляются в среднем
29 марта; на западе Явы восточные ветры в среднем начинаются 28 апреля. Ё это же время происходит смещение полярного фронта из Передней Азии в Среднюю Азию. Затем при
дальнейшем смешении полярного фронта над Средней Азией
к северу в начале июня происходит скачкообразное смещение
западного струйного течения с юга Гималаев на север Тибета.
При этом на юге Азии (Индия, Бирма) начинается юго-западный муссон, а в Китае и Японии — период сливовых дождей.
В середине июля происходит не меньшая перестройка. Эта
перестройка в умеренных широтах проявляется в еще большем
смещении западного струйного течения к северу, в уменьшении
повторяемости антициклонов в Охотском море, в смещении субтропического пояса высокого давления в крайнее северное положение. Это — процессы, характеризующие окончание сливовых дождей.
Однако главные изменения в середине июля происходят
в тропиках. В первую половину лета экваториальная депрессия
110!
представляет собой размытую барическую область преимущественно с восточными слабыми ветрами. Во второй половине
лета в тропических широтах начинается летний тропический
муссон. Н а д Индией появляется восточное струйное течение.
В этот период экваториальная депрессия представляет собой
уже не размытую бездивергентную область, а барическую ложбину с весьма активной конвергенцией между пассатом и экваториальным западным потоком (см. рис. 39). Именно эта зона
конвергенции является, согласно синоптическому опыту, основным источником возникновения тайфунов [91, 225].
Во вторую половину лета (июль, август) указанные выше
макросиноптические условия обладают весьма высокой повторяемостью. В сентябре западное струйное течение в среднем
также занимает еще северное положение. Однако в сентябре
появляются большие по масштабу и более частые нерегулярные
колебания (аномалии) положения западного струйного течения
(полярного фронта). В октябре западное струйное течение начинает уже устойчиво смещаться к югу, а восточное струйное
течение уходит из Индии. В среднем 4 октября западный муссон начинается на западе Явы; в середине октября полярный
фронт проходит Гонконг; в декабре полярный фронт располагается на юге Средней Азии; 23 декабря начинается западный
муссон на востоке Явы.
Сопоставление указанных моментов в развитии муссонной
циркуляции в Азии со средним годовым ходом повторяемости
тайфунов показывает, что изменение повторяемости тайфунов
происходит вместе со смещением планетарных зон ветра. Отметим в связи с этим, что уже высказывалось предположение
о связи тайфунной деятельности с сезонными смещениями тропического фронта [111]. Увеличение повторяемости тайфунов
в мае совпадает с началом восточных ветров на Яве, июньское
увеличение повторяемости совпадает со смещением западного
струйного течения из Индии в Восточный Китай и Японию. Так
как повторяемость тайфунов увеличивается по мере смещения
к северу западного струйного течения, то ход осадков в Гонконге совпадает с ходом повторяемости тайфунов с мая до середины июня, когда струйное течение смещается из Индии на
юг Китая и когда там начинаются сливовые дожди. Затем, при
дальнейшем смещении струйного течения к северу, ход повторяемости тайфунов и ход осадков в Гонконге становится противоположным. Когда сухой период начинается на севере Китая
и в Японии (именно в это время струйное течение отходит далее всего к северу), на юге Китая начинается новый период
муссонных дождей, связанный уже с пассатным и тропическим
фронтами. Этот последний период и совпадает с резким возрастанием повторяемости тайфунов во второй половине июля. Интересно, что максимум осадков в Бенгальском заливе 11 —
111!
20 июля (см. рис. 9 н) наблюдается в тот момент, когда муссон
господствует во всей Индии и, следовательно, не связан с первым вторжением муссона. В это же время восточное струйное
течение достигает наиболее северного положения (15° с. ш.).
Таким образом, исчезновение охотского антициклона, перемещение западного струйного течения над Индией и субтропического пояса высокого давления над Тихим океаном в крайнее
северное положение и следующее за ними изменение структуры
экваториальной депрессии, по-видимому, являются макропроцессами, при которых возникает основная часть тайфунов, т. е.
макропроцессами, сопровождающимися оживлением деятельности тропического фронта. Сравнительно южное положение
западного струйного течения, наличие антициклона над Охотским морем и размытость экваториальной ложбины неблагоприятны для возникновения тайфунов и, следовательно, для
деятельности тропического фронта.
Интересно отметить, что границы естественных синоптических сезонов, определяемые в Д В Н И Г М И по данным, полученным для сравнительно небольшой части территории СССР, расположенной в Восточной Азии, совпадают довольно хорошо
(с расхождением в несколько дней) с наиболее важными этапами развития муссонной циркуляции. Автором были сопоставлены даты естественных синоптических сезонов, определенные
в Д В Н И Г М И за последние 10 лет с датами основных этапов
развития муссонной циркуляции. Оказалось, что дата установления восточных ветров (сухой сезон) на Яве совпадает с датой
начала первой половины лета и началом весеннего увеличения
повторяемости тайфунов. Д а т а начала второй половины лета
совпадает с окончанием сливовых дождей, установлением югозападного муссона на северо-западе Индии и появлением восточной струи на 15° с. ш. над Индией. Начало предзимья совпадает с октябрьским смещением западного струйного течения
на юг и концом главного сезона тайфунов.
Выше отмечалось качественное сходство сезонного хода повторяемости тропических циклонов в Тихом и Атлантическом
океанах. Указывалось также, что в северной Америке в июне
смещение субтропического западного струйного течения на север запаздывает на 2—3 недели в сравнении с Азией и происходит менее резко [239]. Можно предположить, что именно в связи
с этим в Атлантическом океане условия, благоприятные для
деятельности тропического фронта, наступают позднее, чем
в Тихом океане, и существуют меньшее время. Поэтому увеличение повторяемости тропических циклонов достигается в более
позднее время, чем в Тихом океане. Этим возможно, объясняется и меньшее по сравнению с тайфунами число ураганов
в год. Немалую роль в этом отношении играет, по-видимому,
отсутствие горных систем, вытянутых в широтном направлении,
112!
которые могли бы задерживать холодные вторжения и, следовательно, стабилизировать положение струйного течения после его
отступления к северу.
Таким образом, сравнение средней повторяемости тайфунов
со средним развитием макропроцессов говорит о том, что главный сезон тайфунов, по-видимому, длится с момента окончания периода сливовых дождей до того момента, когда западное
струйное течение окончательно смещается к югу (на север Индии). Можно предположить, что аномалия годового числа тайфунов будет в основном определяться длительностью этого
периода: при раннем окончании периода сливовых дождей
и позднем смещении западного струйного течения на юг осенью
будет увеличиваться число тайфунов и наоборот.
Таблица 9
С у м м а отклонений месячного числа т а й ф у н о в о т с р е д н е г о 70-летнего
месячного числа т а й ф у н о в в годы с различным г о д о в ы м числом т а й ф у н о в
Годовое
число
тайфунов
I
II
>20
<20
20
3
—3
0
0
0
0
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Год
22
23
23
4 5
13 . 5 25
23
10
156
—3 —5 —13 —5 - 2 1 —17 —32 —23 —21 —10 —153
0
0 —4 —6
9
0 —1
—1 0
0
—3
Число
лет
наблюдений
30
33
7
В табл. 9 приведены суммы аномалий числа тайфунов з а
месяц отдельно для лет с положительной аномалией, отрицательной аномалией и нормой годового числа тайфунов. Эта
таблица показывает степень связи между аномалией годового
числа тайфунов и аномалиями з а отдельные месяцы. Из этой
таблицы видно, что максимальный вклад при положительных
аномалиях годового числа тайфунов приходится на июль, а при
отрицательных — на сентябрь. В обоих случаях велики также
вклады в октябре и ноябре, и незначительны в декабре и с января по июнь. Это согласуется с нашим предположением, так
как именно в июле и октябре происходит указанная перестройка
циркуляции, и поэтому запаздывание или более раннее осуществление этой перестройки должно обусловливать большой
вклад именно в эти месяцы. Значительные колебания положения струйного течения в сентябре обусловливают большой
вклад в этом месяце именно отрицательных аномалий. В т о ж е
время имеет значение не только раннее (или позднее) наступление условий, благоприятных для возникновения тайфунов,
но и повторяемость этих условий в течение «некраевых» летних
месяцев. Из таблицы следует также, что не только годы с аномалией годового числа тайфунов сопровождаются аномалией
годового хода повторяемости тайфунов, но и годы с нормальным
8
Заказ № 93
113
годовым числом тайфунов в среднем сопровождаются нормальным годовым ходом повторяемости тайфунов.
Однако полное подтверждение этой связи следует искать
в е ж е г о д н ы х д а н н ы х . Е с л и к о л е б а н и я г о д о в ы х чисел т а й ф у н о в
о б н а р у ж а т с в я з ь с д л и т е л ь н о с т ь ю этого п е р и о д а п о е ж е г о д н ы м
д а н н ы м , т о э т о б у д е т п о д т в е р ж д е н и е м тому, ч т о с о в п а д е н и е
среднего хода повторяемости тайфунов и среднего развития
муссонной циркуляции неслучайно.
Д л я и с с л е д о в а н и я с в я з и г о д о в о г о ч и с л а т а й ф у н о в с длительностью периода от окончания сливовых дождей до появления западных внетропических ветров н а д Индией осенью нужны
ежегодные данные о длительности этого периода з а большой
р я д лет, н о т а к и е д а н н ы е о т с у т с т в у ю т . П о э т о м у д л я п р о в е р к и
указанной связи были использованы даты начала сливовых
д о ж д е й в Токио и юго-западного муссона в Траванкур-Кочин
и К о л а б а ( И н д и я ) з а 60 лет, о п у б л и к о в а н н ы е А р а к а в о й . Т а к
как даты наступления сливовых дождей (так ж е как и даты
ю г о - з а п а д н о г о м у с с о н а ) д л я одного п у н к т а м о г у т о к а з а т ь с я п о
вполне понятным причинам нерепрезентативными д л я процесса
на большой территории, т о д л я каждого года была определена
средняя д а т а из дат наступления сливовых дождей в Токио
и юго-западного муссона в Траванкур-Кочин и К а л а б а . О том,
что н а ч а л о с л и в о в ы х д о ж д е й и н а ч а л о ю г о - з а п а д н о г о м у с с о н а
я в л я е т с я п р о я в л е н и я м и одного м а к р о п р о ц е с с а — с м е щ е н и я з а п а д н о й с т р у и и з И н д и и н а север — у ж е г о в о р и л о с ь в ы ш е . П р и
э т о м п р е д п о л а г а л о с ь , что р а н н е е (или п о з д н е е ) н а ч а л о сливовых дождей и юго-западного муссона должно сопровождаться
т а к ж е р а н н и м (или п о з д н и м ) о к о н ч а н и е м п е р и о д а с л и в о в ы х
д о ж д е й и, с л е д о в а т е л ь н о , б о л ь ш и м (или м а л ы м ) ч и с л о м т а й ф у н о в з а год. Т а к а я о ц е н к а очень п р и б л и з и т е л ь н а , но о н а и м е е т
и определенные преимущества благодаря большой заблаговременное™ (определение связи числа тайфунов не с длительн о с т ь ю основного т а й ф у н н о г о с е з о н а , а с п е р е с т р о й к о й , н а 1,5—
2 м е с я ц а п р е д ш е с т в у ю щ е й э т о м у сезону; к м о м е н т у э т о й перес т р о й к и в о з н и к а е т л и ш ь 7%! г о д о в о г о ч и с л а т а й ф у н о в ) .
Т а б л и ц а 10
Корреляционные отношения годового числа тайфунов к дате
начала летнего муссона
Источник
Гао и Цзен
Джордан и
Клэкстон .
Ньюнхэм .
114!
.
Хо
.
.
Число лет
наблюдений
60
60
39
27
Корреляционные
отношения
0,702
0,600
0,598
0,706
+ 0,067
+ 0,083
+ 0,103
±0,097
В табл. 10 приведены корреляционные отношения годовых
чисел тайфунов к дате начала сливовых дождей в Японии
и юго-западного муссона в Индии. Корреляционные отношения,
а не коэффициенты корреляции вычислялись потому, что связь
оказалась нелинейной. Отсутствие линейности естественно, так
как небольшие колебания начала летнего муссона и не должны
32
30
28
<0
О 26
s
>> 24
8•а 22
<э
20
о
у
>
18
16
14
12
10
|
' ' ' ' 1 ' ' | > ' I I I I |
17 19 21 23 25 П 29 31 \1
М а й
|
|
|
[
|
3
5
7
И ю н ь
|
|
9
|
|
Рис. 34. Корреляционный график годового числа тайфунов и дат
начала летнего муссона в Азии.
сказаться на аномалии годового числа тайфунов. С увеличением отклонения будет возрастать вероятность его влияния на
аномалию годового числа тайфунов. Таблица показывает, что
связь возникновения тайфунов с развитием муссонной циркуляции подтверждается ежегодными данными.
Однако связь между рассматриваемыми явлениями, вероятно, более тесная. На корреляционном графике годового
числа тайфунов и дат начала летнего муссона (рис. 34) точки
распадаются на две хорошо различимые области (а и б).
Существование области а, по-видимому, связано с тем, что в эту
область попали (отсортировались) те годы, когда была собрана
неполная информация о тайфунах. В область ж е б попали годы
с более полной информацией. При этом общая тенденция
115!
к увеличению годового числа тайфунов при раннем наступлении
летнего муссона (и наоборот) выявляется в обеих областях.
Действительно, область а расположена целиком в отрицательных аномалиях дат начала летнего муссона, т. е. там, где
годовое число тайфунов должно быть большим. Этот факт
указывает на то, что если в эту область действительно попали
годы с неполной информацией, то должна
существовать
какая-то неслучайная причина недобора сведений о тайфунах
как раз тогда, когда тайфунов бывает особенно много.
Сравнение данных за последние десятилетия с более ранними данными показывает, что среднее годовое число тайфунов
растет. Но этот рост объясняется тем, что в настоящее время
стали получать более полную информацию с океана.
Рис. 35. График связи годового числа тайфунов и начала юго-западного муссона в Индии и сливовых дождей в Японии.
I — вероятные значения, 2 — основная ошибка.
1Ь zo
25
Май
зо
и
9
Л»
Июнь
На рис. 37 д приведено распределение случаев возникновения тайфунов по долготе по китайским данным за 70 лет [23]
и японским данным за последние два десятилетия [103]. Сумма
их по всем долготам дает соответствующие средние годовые
числа. На 120—130° в. д. больше тайфунов по китайским данным, а на 130—140° в. д. — по японским, но в сумме на этих
долготах по японским и китайским данным получаются одинаковые числа. Эти различия связаны с тем, что в прежние годы
(китайские данные) часть тайфунов, возникших в более восточных районах, обнаруживалась позже. Поэтому японские данные более правильно передают распределение возникновений
тайфунов на этих долготах. Однако главные различия получены в более восточных районах (140—180°), откуда раньше
информация почти не поступала.
Следовательно, можно думать, что в область а попали те
годы, когда тайфуны возникали в более восточных районах океана и не достигали берегов и крупных островов Азии. В таком
случае в годы, попавшие в область а, должно было наблюдаться больше тайфунов, изменивших направление вдали от
берегов Азии. В связи с этим были подсчитаны для каждой из
областей числа тайфунов, траектории которых лежат восточнее
116!
130° в. д. (по к и т а й с к и м д а н н ы м , по к о т о р ы м построен к о р р е л я ц и о н н ы й г р а ф и к ) . О к а з а л о с ь , что в о б л а с т и а из 2 3 л е т
в 10 ч и с л о у к а з а н н ы х т а й ф у н о в б ы л о 7—8. В с е м и с л у ч а я х
о к е а н ы не б ы л и о с в е щ е н ы с о в е р ш е н н о и т р а е к т о р и и т а й ф у н о в
н а ч и н а л и с ь н е п о с р е д с т в е н н о от о-ва Т а й в а н я ,
Филиппинских
или Я п о н с к и х островов. В о б л а с т и б из 35 л е т л и ш ь в 5 г о д а х
ч и с л о т а й ф у н о в , п р о ш е д ш и х восточнее 130° в. д., с о с т а в л я л о
6—8, из них 4 т а й ф у н а — р е з к о в ы п а д а ю щ и е ( в в е р х у ) т о ч к и .
Р а й о н ы о к е а н а б ы л и не о с в е щ е н ы в д в у х с л у ч а я х . В о с т а л ь н ы х
с л у ч а я х ч и с л о т а й ф у н о в , п р о ш е д ш и х восточнее 130° в. д., к о л е б а л о с ь от 0 д о 5 и в с р е д н е м с о с т а в л я л о 3.
Таким образом, область б в большей мере характеризует
с в я з ь к о л е б а н и й г о д о в ы х чисел т а й ф у н о в с н а ч а л о м л е т н е г о
муссона. Область а характеризует колебания числа тайфунов,
д о с т и г а ю щ и х В о с т о ч н о й А з и и , при в о з н и к н о в е н и и их в б о л е е
восточных, ч е м о б ы ч н о р а й о н а х о к е а н а .
Д л я обеих о б л а с т е й б ы л и о п р е д е л е н ы к о р р е л я ц и о н н ы е у р а в н е н и я п е р в о г о п о р я д к а и их о с н о в н ы е о ш и б к и . О б а у р а в н е н и я
п р е д с т а в л е н ы н а рис. 35. В п е р в о м п р и б л и ж е н и и ( п о с к о л ь к у
г о д о в ы е ч и с л а т а й ф у н о в в о о б щ е з а н и ж е н ы ) эти у р а в н е н и я могут б ы т ь и с п о л ь з о в а н ы к а к п р о г н о с т и ч е с к и е .
§ 4. Особенности макросиноптического положения в восточном
полушарии при возникновении тайфунов
Т а к и м о б р а з о м , в о з н и к н о в е н и е т а й ф у н о в тесно с в я з а н о с р а з витием мусонной циркуляции в Восточной Азии и в особенности
с началом летнего тропического и субтропического муссонов
во второй половине июля. О д н а к о при наступлении летнего тропического и с у б т р о п и ч е с к о г о м у с с о н о в п р о и с х о д я т к о р е н н ы е
и з м е н е н и я в ц и р к у л я ц и и а т м о с ф е р ы н а г о р а з д о б о л ь ш и х прос т р а н с т в а х , чем В о с т о ч н а я А з и я . Е с л и с ч и т а т ь , что в о з н и к н о в е ние т а й ф у н о в в с р е д н е м с в и д е т е л ь с т в у е т о с у щ е с т в о в а н и и т р о пического и с у б т р о п и ч е с к о г о муссонов, т о естественно п р е д п о лагать
наличие
связи
между
возникновением
тайфунов
и ц и р к у л я ц и е й по к р а й н е й м е р е н а д всей Е в р а з и е й и Т и х и м
океаном.
Д л я исследования особенности общей циркуляции
атмос ф е р ы в восточном п о л у ш а р и и п р и в о з н и к н о в е н и и т а й ф у н о в
н а м и б ы л и р а с с м о т р е н ы с и н о п т и ч е с к и е п о л о ж е н и я в д н и возн и к н о в е н и я т а й ф у н о в по к а р т а м м и р а з а 1956—1961 гг., к а р т а м
с е в е р н о г о п о л у ш а р и я з а 1950—1951 гг., к а т а л о г у с и н о п т и ч е с к и х
п р о ц е с с о в в Е в р а з и и з а 1898—1951 гг. Э. А. И с а е в а {39], к а т а логу индексов циркуляции атлантико-евразийского сектора за
1938—1957 гг. А. Л . К а ц а [43].
П о к а р т а м с е в е р н о г о п о л у ш а р и я д л я к а ж д о г о м е с я ц а отдельно были составлены сборные карты положений центров
117!
барических образований в дни возникновения тайфунов и траекторий этих центров до возникновения тайфуна для Атлантики,
Евразии и запада Тихого океана. Была составлена также общ а я сборная карта для всего года. По картам мира была составлена только общая сборная карта положений центров барических образований в Тихом и Индийском океанах в дни возникновения тайфунов.
Построенные нами карты показывают, что при возникновении тайфунов общее распределение барических центров и их
траекторий в низких и средних широтах восточного полушария
имеет четко выраженный зональный характер. В высоких широтах значительно развита меридиональность. В Атлантике
и Евразии распределение барических образований весьма близко
к западному типу циркуляции Вангенгейма. При этом характер
распределения барических центров не изменяется существенно
от месяца к месяцу, так что д а ж е июльская и декабрьская
карты тождественны в главных чертах. З а весь рассмотренный
период в Евразии движение антициклонов по ультраполярным
траекториям не было отмечено ни разу. Дополнительное сопоставление дат реперных процессов за 10 лет, по данным
Д В Н И Г М И , и дат холодных вторжений, опубликованных в японских работах, с датами возникновения тайфунов также показало, что при осуществлении в Восточной Азии холодных вторжений возникновения тайфунов не происходит.
Далее, при возникновении тайфунов распределение и повторяемость барических образований в большинстве районов
восточного полушария значительно отличается от среднего. Остановимся вначале на положении барических образований
в Тихом и Индийском океанах (рис. 36).
Как видно из рис. 36, область возникновения тайфунов непрерывно переходит в область тропических возмущений над
Индокитаем, Индией и Аравийском полуостровом. Такая непрерывная зона тропической депрессии существует не только
в среднем, но и в большинстве отдельных случаев возникновений тайфунов. Дальше всего к северу тропическая депрессия
смещена над Пакистаном, откуда она направлена на востокоюго-восток в Тихий океан и на юго-запад к Африке.
В низких и субтропических широтах при возникновении
тайфунов расположение барических образований зонально. Изобары в этих широтах на ежедневных синоптических картах
также обычно имеют зональное направление. В высоких же
широтах Тихого океана значительно выражена меридиональность— в западной половине Тихого океана севернее 40° с. ш.
преобладают циклоны, а в восточной — антициклоны.
Наиболее важной особенностью циркуляции атмосферы
в Тихом океане при возникновении тайфунов является то, что
пояса субтропических максимумов в северном и южном полу118!
шариях (а также над Австралией) смещены к полюсам по
сравнению с их средним положением. Среднее расстояние
между осями субтропических максимумов в Тихом океане при
возникновении тайфунов превышает 8000 км, тогда как на климатологических картах это расстояние составляет около 5000 км.
Д л я сравнения на рис. 44 нанесено среднее августовское положение центра гавайского антициклона и среднее августовское
положение оси субтропического максимума давления в южном
полушарии, взятые с карт Д. И. Стехновского [100]. Август взят
потому, что большая часть тайфунов возникает в июле—сентябре, а на климатологических картах положение оси в июле
и сентябре практически совпадает с положением в августе. Распределение центров антициклонов относительно среднего положения позволяет судить о степени аномальности положения субтропического максимума
давления. В южном
полушарии
в августе субтропический максимум в среднем занимает наиболее северное положение. При возникновении же тайфунов
центры субтропических антициклонов, в южном Тихом океане
и над Австралией значительно смещены к югу от среднего их
положения в августе и концентрируются возле февральского
положения оси субтропического максимума, т. е. возле наиболее
южного ее положения. В Индийском океане центры антициклонов равномерно распределены относительно среднего их положения. В северном полушарии наибольшее смещение к северу
средней оси субтропического максимума наблюдается как раз
в августе, тем не менее при возникновении тайфунов центры
субтропических антициклонов смещены еще дальше к северу от
среднего положения.
Факт аномального раздвижения субтропических поясов давления в Тихом океане при возникновении тайфунов позволяет
сделать некоторые выводы относительно возникновения тайфунов. Существует представление о связи возникновения тайфунов с циркуляцией атмосферы в южном полушарии, т. е.
о связи либо-с конвергенцией потоков, обусловленной проникновением пассата южного полушария в северное, либо с холодными вторжениями из южного полушария в северное. Построенная карта действительно обнаруживает связь между возникновением тайфунов и циркуляцией атмосферы в южном полушарии,
но не подтверждает указанных форм этой связи. Во-первых,
если считать тропический фронт при возникновении тайфунов
результатом встречи пассатов, то это означало бы, что циркуляция, непосредственно обусловливаемая субтропическим антициклоном, распространяется от центра антициклона на 4000 км
и более, что синоптически мало вероятно. Пассат — ветер по экваториальной периферии субтропических антициклонов, существование и эволюция которого определяется именно этими барическими образованиями. Если ветры не находятся под непо120!
средственным влиянием
субтропических
антициклонов
и
связаны с иными образованиями вблизи экватора, то эти ветры,,
хотя бы и восточные,'уже не являются пассатами. На ежедневных картах пассат проникает в среднем до 10° широты. Хотя
ветры ближе к экватору часто и сохраняют восточное направление, тем не менее не всегда можно утверждать, что они
являются пассатом, прежде всего потому, что их эволюция не
связана непосредственно с движением и эволюцией субтропического антициклона. Обычно эти ветры также и расположены на
слишком большом расстоянии от центров антициклонов (более
3000 км.)
Во-вторых, из гипотезы о встрече пассатов следует, что наиболее благоприятным для возникновения тропического фронта
является момент наибольшего сближения субтропических максимумов давления северного и южного полушарий. В действительности наблюдается обратное — субтропические максимумы
раздвигаются на наибольшее расстояние при возникновении
тайфунов, т. е. тогда, когда существование тропического фронта
наиболее вероятно. При этом следует иметь в виду, что подобное синоптическое положение наблюдается чаще, чем возникновение тайфунов, в тех случаях, когда существует хорошо выраженная тропическая депрессия с большим числом мелких циклонических ячеек, цепочкой прослеживающихся от центра Тихого
океана на запад через Филиппины, Индокитай, Индию до Аравийского полуострова. Таким обраозм, более правильно было бы
сказать, что подавляющее число тайфунов возникает в хорошо'
развитой тропической депрессии, а последняя бывает хорошо
развита тогда, когда субтропические максимумы давления!
в обоих полушариях смещаются к полюсам.
Таким образом, эта основная черта в распределении барических образований несовместима с представлением о встречепассатов как о причине возникновения тайфунов. Эта черта,,
по-видимому, несовместима также с представлением о непосредственной связи возникновения тайфунов с холодными вторжениями из южного полушария в северное.
Другой важной особенностью циркуляции при возникновении тайфунов является преобладание циклонов в Охотском-,
море. З а период, рассмотренный автором по картам северного
полушария, над Охотским морем при возникновении тайфунов-циклонов было в 6,5 раза больше, чем антициклонов (см. врезкурис. 36). Средняя ж е повторяемость антициклонов над Охотским морем в летние месяцы, когда возникает большая часть
тайфунов, велика. По данным О. К. Ильинского [38], повторяемость антициклонов над Охотским морем в июне составляет
18,2 дня, в июле 17,0 дней, а в августе 14,0 дней. Таким
образом, характер циркуляции над Охотским морем в днивозникновения тайфунов имеет весьма четкие особенности. Это>
121!
подтверждает также найденную автором обратную связь между
сливовыми дождями и возникновением тайфунов, так как для
периода сливовых дождей характерно как раз наличие над
Охотским морем антициклона.
З а этот же период при возникновении тайфунов (см. врезку,
рис. 36) над Беринговым морем отношение циклонов к антициклонам равно 7,7. Циклоническая погода отмечается также
на Дальнем Востоке. В полосе 45—55° с. ш. от Байкала
(105° в. д.) до 170° в. д. циклонов в 4 раза больше, чем антициклонов. Таким образом, при возникновении тайфунов отмечается увеличение повторяемости циклонов в обширной области,
охватывающей Забайкалье, Северную Монголию,
Дальний
Восток, север Японского моря, Охотское и Берингово моря.
Другой весьма характерной чертой распределения барических центров в дни возникновения тайфунов является повышенная циклоничность в бассейне Средиземного моря, Передней
Азии и на юге Средней Азии. В поясе 30—40° с. ш. от 25 до
90° в. д. циклонов наблюдается в 16,3 раза больше, чем антициклонов. В бассейне Средиземного моря (включая северную
Италию, Испанию, Грецию и Северную Африку) от 10° з. д.
до 25° в. д. отношение циклонов к антициклонам равно 4,4.
Особенно резко выделяется область повышенной повторяемости циклонов на севере Средиземного моря и в Передней
Азии.
Антициклоны при возникновении тайфунов преобладают
в полосе, простирающейся от Азорских островов через Европу,
Украину, Казахстан до Байкала. В поясе между 45—55° с. ш.
от 0 до 105° в. д. отношение циклонов к антициклонам равно
0,56. Степень преобладания антициклонов в этой ^широтной полосе почти т а к а я же, как в Атлантике южнее 45° с. ш„ где
соответствующее отношение равно 0,54. Выделяется также область с преобладанием антициклонов на юге Японского моря и
на тех же широтах в Тихом океане. Наконец, четкая область
преобладания антициклонов отмечается в Арктике по линии север Гренландии — полюс — Аляска, где отношение циклонов
к антициклонам равно 0,83. Отметим еще раз, что отмеченные
черты в распределении барических центров в дни возникновения тайфунов сохраняются почти неизменными во все
месяцы.
Нами была рассмотрена также циркуляция над Евразией
при возникновении тайфунов по каталогу синоптических процессов Э. И. Исаева за 55 лет и по каталогу индексов циркуляции A. JI. Каца за 20 лет.
Результаты подсчетов по каталогу Исаева
приведены
в табл. 11. Преобладание зональных процессов в Евразии при
возникновении тайфунов из этой таблицы очевидно. Причем
типы, входящие в группу «г» и «д», очень схожи и представ122!
Таблица
II
Повторяемость типов синоптических процессов в апреле—сентябре
над Евразией при возникновении тайфунов
(по каталогу Исаева з а 55 лет [39])
Типы синоптических процессов
а
б
в
г
д
Повторяемость при возникновении тайфунов, % . . .
13,78
20,33
27,22
16,10
20,54
Отношение к общей повторяемости данного типа . . .
0,70
0,85
1,02
1,18
1,68
П р и м е ч а н и е . В таблице буквы означают следующие синоптические
процессы по классификации Э. А. Исаева:
а) меридиональные — антициклоничность на ETC (М а ц К ). с по-ва Канин
Нос на центр (М К ц), Атлантика-1-Таймыр (М а+т) J широтные — антициклон
на севере, циклон на континенте (Шб); нормальные — Канинский ( Н к ) , норвежский ( Н в ) .
б) меридиональные — с Карского моря на Среднюю Волгу (М К в), Гренландский (М г ), Норвежский (М а ), Скандинавский (М 0 ), с Гренландскогоморя на Исландию (М и ), Исландский и Карский (М и +к); широтные — Карский
(Шк), антициклоничность над Европой и ETC ( Ш а ц к ) , попятное движение
( Ш п ) ; нормальный — Шведский ( Н ш ) .
в) меридиональные — антициклоничность с Карского и Азорского морей
(Маз+к), от Скандинавии на Центр (М 0 ц), с Карского моря на Урал (М к у ),
вторжение с Баренцева и Карского морей (Мвк); нормальные — с Каминского
полуострова на Обь (Н 0 ), со Скандинавии на Балканы (Нб); широтный —
Азорский до Каспийского моря (Ш аз+Rj.
г) меридиональные — Азорское море 4-Баренцево море (М аз +б), с Карского моря на Башкирию (М К б); нормальные—Скандинавский + Азорский
(Нск+аз), Скандинавский (Н 0 ), Гренландское вторжение (Н г ); широтные —
Карский+Азорский (Ш к+а з), циклоничность с Азорского моря до Европы
(Шц„).
д) меридиональные — Баренцево море-(-Скандинавия
(Мб+ся); широтные— Азорский до Черного моря (Ш аз+ ч), Азорский по Европе и Азии (Шп),
Азорский до Малой Азии (Ш м ).
ляют, по существу, разновидности одного макросиноптического»
положения. Распределение барических образований в этих типах тождественно распределению, отраженному на рис. 36.
Д л я характеристики циркуляции на высотах были подсчитаны средние индексы циркуляции над Евразией по каталогу
Каца. Д л я этого были отобраны естественные синоптические
периоды, в течение которых происходило возникновение тайфунов Средние значения всех трех индексов для широтного пояса
35—70° с. ш. при возникновении тайфунов практически не отличаются от средних месячных значений. Это указывает на значительное развитие зональных процессов и соответствует зональному распределению барических центров в средних широтах..
Интересно здесь вновь отметить, что муссон в Индии, как указывает Рамасвами [192], бывает хорошо развит при высоком
индексе циркуляции в Азии и Тихом океане, а перебои его отмечаются при низком индексе циркуляции и при развитии
123
меридиональных процессов. Таким образом, благоприятные и неблагоприятные условия для возникновения тайфунов и для развития муссонов совпадают.
С другой стороны, средние значения индексов циркуляции
для пояса 52—72° с. ш. при возникновении тайфунов значительно
отличаются от средних (индекс меридиональное™ возрастает,
индекс зональности уменьшается). Общий индекс циркуляции
д л я этого пояса в два раза превышает общий индекс для пояса
35—70° с. ш. Это также находится в соответствии с более беспорядочным расположением барических центров разного знака
в более высоких широтах (см. врезку рис. 36).
Были подсчитаны также средние индексы циркуляции в зависимости от места возникновения тайфунов. Эти подсчеты
показали, что с удалением места возникновения тайфуна от
побережья Азии на восток, а также в более южные широты
общий индекс циркуляции и индекс меридиональное™ над Азией
возрастают в обеих широтных зонах.
А. А. Гире опубликовал интегральные кривые годовых аномалий форм циркуляции 3, М ь Мг для тихоокеанско-американского сектора за 1900—1954 г. Автором была построена аналогичная кривая для годовых чисел тайфунов по китайским данным о тайфунах [23], Сопоставление кривых показывает, что
повторяемость тайфунов следует (наиболее близко) за аномалией формы М.2 и противоположна аномалии формы 3. Это
противоречит тому, что было сказано выше о связи возникновения тайфунов с зональной циркуляцией. Однако к этому результату следует подходить осторожно, поскольку здесь сопоставляются не те формы циркуляции, которые действительно
наблюдались при возникновении тайфунов, а годовые аномалии
форм циркуляции и тайфунов вне зависимости от их совместной
повторяемости. Во всяком случае в низких и средних широтах
Тихого океана (до 55° с. ш.) при возникновении тайфунов преобладает зональная циркуляция. Само смещение субтропических
максимумов к полюсам характерно для периодов с высоким индексом циркуляции [68]. Поэтому данный результат сопоставления с формами циркуляции по Гирсу возможно отражает состояние циркуляции в высоких широтах (см., например, связь
с меридиональным индексом Каца для высоких широт).
Таким образом, при возникновении тайфунов наблюдаются
устойчивые отклонения от средней циркуляции в Тихом океане,
над Австралией и Евразией. По-видимому, нет связи между возникновением тайфунов и циркуляцией атмосферы в южном Индийском океане. Механизм рассмотренной связи состоит в том,
что возникновение тайфунов зависит от положения планетарных зон ветра, а последнее в значительной мере зависит от
взаимодействия циркуляции с горными массивами Азии, о чем
уже неоднократно шла речь выше.
124!
§ 5. Структура тропической атмосферы при возникновении
тайфунов
Итак, возникновение тайфунов тесно связано с развитием
летней муссонной циркуляции в Восточной Азии, а также, с макросиноптическими положениями во всей Евразии и Тихом
океане. Особый интерес в связи с этим представляют непосредственные исследования структуры тропической атмосферы при
возникновении тайфунов. Однако до настоящего времени такие
исследования практически почти невозможны из-за недостаточной густоты наблюдений в Тихом океане. В связи с этим был
предпринят косвенный анализ структуры тропической атмосферы при возникновении тайфунов, состоящий в анализе распределения точек возникновения тайфунов. Данные о точках
возникновения тайфунов имеются за большой ряд лет. Были собраны все оказавшиеся доступными данные о точках возникновения тайфунов, заново проанализированы и представлены
в построенных автором картах и диаграммах.
Д л я двадцати случаев возникновения тайфунов было проведено также исследование структуры тропической атмосферы
непосредственно по данным аэрологического зондирования.
Д л я анализа области возникновения тайфунов были использованы следующие материалы: атлас траекторий тайфунов за
1884—1955 гг. и некоторые статистические данные [23], карта
точек возникновения тайфунов за 20 лет [103], данные американской авиаразведки, данные о тропических циклонах в Тихом
и Индийском океанах. [182, 230—232]. На основании этих данных автором были построены карты и графики, характеризующие область возникновения тайфунов, представленные
на рис. 37.
Тайфуны возникают на 1—30° с. ш. и практически на любой
долготе Тихого океана от берегов Азии до берегов Северной
Америки. На 3° с. ш., показывают последние данные авиаразведки [175], ежегодно возникает несколько тайфунов. 21 марта
1956 г. было отмечено возникновение тайфуна на 1° с. ш. На 2°
с. ш. в этом тайфуне была отмечена скорость 38 м/сек., а на
5° с. ш. •— уже 80 м/сек. [175].
Однако несмотря на такой большой диапазон широт, под
которыми могут возникать тайфуны, основная масса тайфунов
возникает в более узкой зоне. На рис. 37 а приведены изоплеты
среднего распределения точек возникновения тайфунов по широтам в зависимости от времени. На этом рисунке видно, что возникновение тайфунов по широтам имеет хорошо выраженный
годовой ход: весной и летом область возникновения тайфунов
смещается к северу, а осенью — к югу. Этот весьма важный
факт указывает на тесную связь области возникновения тайфунов с циркуляционными факторами.
125!
0
о
0V о.v+*o+ о»
v
J
J
j(*+Xl)
120
128
Северное
'Or- 3)
S
VI
/V!yVt
I -r
/36 114 в.д.
i
40
Южное полушарие
i i i i i i i i J L
80
110
i
130
I In—II •
ISO 170 в.д.
полушарие
['лЛ
1 Й '
I I I I ( [ I I
I I I L__J I i I I I
I I I I I I I I I I
116 12f 132 110 148 108 116 124 132 110 148 в.д.
jfVlbVI/h/X)
л s '/
<o э5Г
0
s ^0
,ov о +
°8 J? г ti.
' ч I I I i t
l I I I l
120 teo 140 150 160 170 в. д.
I—I
108
v 1956г.
• 1957г
+ 1958г.
о 1959г.
120 160 160 120 80 в.д.
Рис. 37. а) Изоплеты числа
возникновений тайфунов за
1888—1955 гг.
(1 — линия, южнее и севернее
которой возникает 50% тайфунов;
2 — область, охватывающая 30%
возникновений тайфунов; 3 — область, охватывающая 60% возникновений тайфунов).
б) Точки возникновения тайфунов в 1956—1959 гг. в) Среднее месячное многолетнее распределение возникновений тайфунов. 1884—1955 г.
(/ — область, охватывающая 60% возникновений тайфунов, 2 — область, охватывающая 30% возникновений тайфунов).
г) Сумма распределения возникновений тайфунов по долготе за 1884—
1955 г. д) Распределение по долготе возникновений тайфунов
за 1884—1955 гг. по китайским данным (1) и 1940—1959 гг. по японским данным (2). е) Распределение по долготе возникновений тропических циклонов в Тихом и Индийском океанах по обе стороны от экватора (за единицу в каждом полушарии принята максимальная
повторяемость в 10-градусной долготной полосе соответствующего
полушария).
На этом рисунке видно также, что 40% тайфунов возникает
в широтном поясе шириной менее 400 км, а 60%! тайфунов —
в поясе шириной 800—500 км.
Такие ж е узкие зоны обнаруживаются по средним месячным
данным об области возникновения тайфунов (рис. 37 в). Так,
например, внутренняя изолиния, охватывающая 30% возникновения тайфунов, в июле и августе ограничивает лишь 15%' всей
площади, на которой возникают тайфуны. Внешняя ж е изолиния, охватывающая 60% тайфунов, ограничивает в те же месяцы лишь 45%' площади. Таким образом, наблюдается значительная концентрация точек возникновения тайфунов. Если
сравнить область возникновения тайфунов с областями циклогенеза во внетропических широтах, то концентрация возникновений тайфунов превышает концентрацию возникновений внетропических циклонов. По внешнему ж е виду эти области очень
схожи: возникновение внетропических циклонов также концентрируется вдоль вытянутых узких зон.
Помимо основной линии, вдоль которой возникают тайфуны,
направленной с западо-северо-запада на востоко-юго-восток,
наблюдается ответвление, направленное на востоко-северо-восток (рис. 37 е ) . Это либо свидетельствует о существовании двух
ветвей тропического фронта, либо может быть связано с возникновением тайфунов на пассатном фронте.
Возникновение тайфунов вдоль определенных линий характерно не только для средней картины, но и для конкретных лет.
На рис. 37 б приведены точки возникновения тайфунов за 1957—
1959 гг. по данным американской авиаразведки [175]. На этом
рисунке видно, что в течение одного года тайфуны возникают
вдоль очень узких зон.
Распределение тайфунов по меридианам более равномерно
и не обнаруживает ни хорошо выраженных узких зон, ни сезонного хода по долготе. На рис. 37 г приведено распределение
возникновений тайфунов по меридианам (среднее за 70 лет, по
китайским данным). Если не считать резкого уменьшения возникновения тайфунов на меридианах Филиппинского архипелага, то число их возникновения возрастает от Восточно-Китайского моря до 130° в. д. Д а л е е на 138° в. д. отмечается минимум. Он связан с тем, что указанная выше широтная ветвь, направленная на востоко-северо-восток, на этих долготах ослабевает. В более ж е южной широтной ветви распределение возникновения тайфунов по долготам остается равномерным.
Однако китайские данные менее репрезентативны в отношении распределения точек возникновения тайфунов по долготе.
Более репрезентативно распределение точек возникновений тайфунов по долготам по японским данным за последние десятилетия (рис. 37 д). На этом рисунке видно, что довольно значительный максимум приходится на 140—150° в. д. Однако карта
127!
фактического расположения мест возникновения тайфунов показывает, что плотность распределения точек возникновения
тайфунов одинакова на всех долготах, а на долготах 140—150°
в. д. тайфуны просто возникают на большем интервале широт.
Было проведено также сравнение распределения числа возникновения тропических циклонов по долготам по обе стороны
от экватора. На рис. 37 е приведено распределение числа возникновения тропических циклонов в Индийском и Тихом океанах. За единицу в каждом полушарии принято свое максимальное число возникновения тайфунов в каждой 10-градусной долготной полосе. Повторяемость тропических циклонов в других
меридиональных полосах выражена в долях от максимальной
повторяемости в 10-градусной долготной полосе данного полушария. Рисунок показывает, что максимуму в одном полушарии
соответствует минимум на тех же долготах в другом полушарии.
Этот факт интересен в связи с гипотезой о сезонном смещении
тропического фронта из полушария в полушарие. По-видимому,
в действительности имеет место более сложный процесс, чем
сезонные смещения тропического фронта в летнее полушарие.
Таким образом, распределение точек возникновения тайфунов показывает, что структура тропической атмосферы при
возникновении тайфунов характеризуется существованием узких
широтных зон, в которых происходит возникновение тайфунов.
Ширина этих зон во много раз уже ширины зоны, в которой
господствует пассат. Это обстоятельство подверждает возникновение тайфунов на тропическом фронте (в междутропической
зоне конвергенции).
Д л я исследования структуры тропической атмосферы при
возникновении тайфунов непосредственно по данным аэрологического зондирования был использован следующий метод. Положение зондирующих станций бралось не в зависимости от
географических координат, а в зависимости от их расстояния
до места возникновения тайфуна. Иными словами, были использованы подвижные координаты, в которых за начало всякий раз
принималось место возникновения тайфуна. Это позволило рассмотреть строение тропической атмосферы севернее и южнее
места возникновения тайфуна.
Были использованы данные о месте возникновения тайфунов
американской авиаразведки, базирующейся на островах Тихого
океана [175], и данные аэрологического зондирования, публикуемые в [247] за 1960 и 1961 n v З а два года отмечено 17. случаев, когда станции зондирования были одновременно севернее
и южнее места возникновения тайфуна на достаточно близких
меридианах.
По этим данным были подсчитаны средние разности метеорологических элементов , между станциями, расположенными
южнее и севернее места возникновения тайфуна, независимо от
128!
расстояния этих станций от места возникновения тайфунов. Результаты приведены в табл. 12. И з этой таблицы видно, что
среднее строение атмосферы севернее и южнее места возникновения тайфуна отнюдь не одинаково. Во-первых, это касается
температуры. Средние разности температуры положительны,
начиная с поверхности 850 мб до 150 мб, т. е. в тропосфере на
всех уровнях (кроме уровня моря) при возникновении тайфунов
теплый воздух расположен на севере. Наибольшие различия
температуры наблюдаются на поверхности 500 мб. Выше разности температуры сначала уменьшаются, а затем вновь возрастают на поверхности 150 мб.
Т а б л и ц а 12
Средние разности метеорологических элементов в р а й о н а х
севернее и ю ж н е е места возникновения т а й ф у н о в
Изобарическая поверхность, мб
Метеорологический
элемент
850
700
500
Температура, °С . . + 1,3 + 1 , 7 + 2 , 0
Относительная влаж+6
0 —14
ность, % • . . .
Высота
изобарических поверхностей,
—19
—9
м
+6
Направление ветра,
—127 —53
град.
. . . . —102
.
Скорость ветра, м/сек.
+2
+1
+1
Среднее направление
ветра южнее тайфуна, град. . . .
Средняя
скорость
ветра южнее тайфуна, м/сек. . .
400
300
250
+1,3
+0,8
+0,6
+ 1 , 2 +1,8
+14
+25
+26
+29
+49
—7
+2
—8
+2
+34
—1
+63
—4
+163
—9
200
150
—13
213
225
191
140
-142
126
103
046
10
10
8
9
9
12
15
19
Далее, южнее места возникновения тайфуна до 500 мб включительно наблюдаются западные ветры, выше — восточные.
Севернее места возникновения тайфуна от уровня моря до
150 мб наблюдаются восточные ветры. Иными словами, севернее
места возникновения тайфуна существует однородный восточный поток во всей тропосфере, а южнее — двухслойный поток
с западными ветрами внизу и восточными ветрами на высотах.
При этом важной особенностью является то, что скорость ветра
на нижних уровнях больше к северу, а на верхних уровнях —
к югу от места возникновения тайфуна, т. е. западные ветры
южнее места возникновения тайфуна слабее восточных ветров
на тех же уровнях на севере. Однако наибольшей скоростью
8
Заказ № 93
3027
обладают восточные ветры южнее места возникновения тайфуна,
наблюдающиеся на высотах над западным потоком.
Влажность южнее и севернее места возникновения тайфуна
до 500 мб практически одинакова.
Таким образом, среднее строение тропической атмосферы
севернее и южнее возникающего тайфуна существенно различается.
Кроме того, был построен меридиональный разрез, на котором станции объединялись в зависимости от расстояния до места возникновения тайфуна (рис. 38).
—Л
Рис. 38. Средний разрез тропической атмосферы
для 20 случаев возникновения тайфунов. .
1 — изотермы, 2 — изолинии относительной
влажности,
3 — раздел м е ж д у западными и восточными ветрами.
Разрез обнаруживает характерные черты фронтальной структуры. Севернее места возникновения тайфунов наблюдается
восточный пассат. Пассат занимает всю толщу тропосферы от
места возникновения тайфуна до. северной границы разреза.
Западные ветры, связанные с западным переносом умеренных
широт, лишь иногда наблюдаются севернее места возникновения тайфуна на высоте 12—15 км. .
Южнее тайфуна в нижней половине тропосферы наблюдаются западные ветры.
Отметим, что западные ветры, наблюдающиеся южнее, и
восточные ветры, — севернее места возникновения тайфуна,
нельзя смешивать с циклонической циркуляцией в области самого тайфуна. Радиус даже хорошо развитых тайфунов редко
превышает 300—400 км. В данном же случае тайфуны брались
на ранней стадии их возникновения, когда они не превышали
еще интенсивности тропических штормов. На этой стадии
радиус циркуляции, связанной с тайфуном, редко достигает
100 км. Между тем разрез охватывает расстояние, равное 7° широты к северу и 11° широты к югу от места возникновения тайфуна.
130!
Не следует также смешивать восточные ветры в нижней половине тропосферы с восточными ветрами на высотах над точкой, расположенной на 11° широты к югу от места возникновения тайфуна. Сюда вошли станции на островах Палау, Яп,
Трук, Понапе, Маджуро, т. е. станции, расположенные южнее
10° с. ш. На этих широтах не всякий восточный ветер является
пассатом. В данном случае восточные ветры южнее 10° с. ш.
в средней тропосфере отделены от восточных ветров южной периферии субтропического антициклона тропической депрессией
Рис. 39. Линии тока на поверхности 700 мб в 0 часов по гринвичскому времени 17 августа 1960 г. [91].
и поясом западных ветров. Эти восточные ветры являются результатом макромасштабных вихрей в самих западных ветрах.
Синоптический пример таких восточных ветров (не пассата)
можно видеть на карте линий тока на поверхности 700 мб
(рис. 39) [103] для одного из дней, вошедших в демонстрируемый разрез. При недостаточной густоте зондирования эти восточные ветры южнее 10° с. ш. могли быть приняты за пассат и
создалось бы впечатление, что тайфун возник в чисто восточном
пассатном потоке. С другой стороны, восточные ветры на высотах представляют собой продолжение пассата и непрерывно
переходят в восточные ветры в северных районах (см. рис. 38).
Генетическая связь этих восточных ветров с субтропическим
максимумом давления видна также из средних разностей высот
изобарических поверхностей 300—150 мб (табл. 12).
На разрезе (рис. 38) наблюдается наклон поверхности раздела между западными и восточными ветрами к экватору. Этот
9*
131
наклон отмечается также во всех отдельных случаях, когда
южнее тайфуна расположено несколько станций, причем на более удаленных станциях западные ветры переходят в восточные
на больших высотах. Тангенс угла наклона поверхности раздела
между западными и восточными ветрами в средней тропосфере
составляет около 0,01—0,014.
В зоне раздела между западными и восточными ветрами
отмечается увеличение горизонтального градиента температуры.
Разрыв температуры достигает здесь 1—2° С. При отраженных
на разрезе разрыве температуры и разрыве слагающих скорости, параллельных разделу, угол наклона по уравнению Маргулеса составляет 30', что находится в хорошем соответствии
с действительным наклоном раздела между западными и восточными ветрами на разрезе.
Н а д разделом между западными и восточными ветрами относительная влажность значительно возрастает. Это свидетельствует о развитии облачности над поверхностью раздела.
Чрезвычайно важной особенностью разреза является наличие
восточного струйного течения на высотах над западными ветрами над точкой, расположенной на 11° широты южнее тайфуна, т. е. над пунктами, расположенными несколько южнее
10° с. ш. (см. выше). В отдельных случаях скорость ветра достигала 50 м/сек. Существование восточного струйного течения
в Тихом океане отмечалось в литературе [211]. Насколько известно автору, связь между возникновением тайфунов и восточным струйным течением ранее не отмечалась. Существование
восточного струйного течения при возникновении тайфунов
представляет большой интерес с точки зрения механизма возникновения тайфунов. Известна роль струйных течений в циклогенезе внетропических широт.
Наличие восточных струйных течений при возникновении тайфунов позволяет думать об аналогичной их роли в возникновении
тайфунов.
Итак, наличие наклоненной к экватору поверхности раздела
между западными и восточными ветрами, совпадение ее действительного наклона с наклоном, определяемым уравнением
Маргулеса по действительному разрыву температуры и разрыву
скорости ветра на этой поверхности и, наконец, наличие восточного струйного течения над поверхностью раздела — все это несомненно свидетельствует о существовании фронтального раздела на ранней стадии развития тайфуна. Построенный разрез
является бесспорным аргументом в пользу реальности роли возмущений на тропическом фронте как «стартового механизма»
возникновения тайфунов.
Существует очевидное согласие между результатами анализа
распределения точек возникновения тайфунов и построенным
разрезом.
132!
В заключение остановимся кратко на выводах относительно
возникновения тайфунов, которые можно сделать на основании
рассмотренного материала. Существует большое число гипотез
относительно синоптического механизма, приводящего к возникновению тайфунов. К таким гипотезам относится гипотеза
о связи возникновения тайфунов с холодными вторжениями
в северном полушарии, а также гипотеза о связи с пассатом
южного полушария, в частности с холодными вторжениями из
южного полушария.
Однако эти синоптические гипотезы о возникновении тайфунов являются, видимо, умозрительными. Полученные автором
данные не согласуются с ними.
Приведем для примера объяснение возникновений тропических циклонов Педелаборда [67]: «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). Кроме того,
увеличению повторяемости тропических циклонов летом соответствует перемещение 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».
Выше уже говорилось, что при возникновении тайфунов не
наблюдается холодных вторжений. Напротив, возникновение
тайфунов происходит при зональном типе циркуляции. Однако
этот результат об отсутствии связи возникновения тайфунов
с холодными вторжениями, насколько известно автору, не находится в противоречии с результатом какого-либо другого исследования.
Все рассуждение Педелаборда о связи с холодными вторжениями и блокированиями, видимо, чисто умозрительно и не основано на какой-либо синоптической статистике.
Далее Педелаборд говорит о том, что возникновение тайфунов происходит не в междутропической зоне конвергенции,
а внутри пассата. Действительно, в последнее время были указаны случаи возникновения тайфунов внутри восточного потока
(см., например, Риля [88]). Ниже мы еще остановимся на возможном объяснении этих случаев. Однако они безусловно менее
часты, чем случаи возникновения тайфунов на тропическом
фронте (в междутропической зоне конвергенции). Анализ массового материала о возникновении тайфунов, проведенный автором, показал, что тайфуны возникают в существенно более
133!
узкой зоне, чем зона, в которой господствует пассат. Это говорит по меньшей мере о том, что возникновение тайфунов связано не с самим пассатом, а с некоторыми линиями внутри него.
Однако построенный разрез позволяет думать, что возникновение тайфунов связано именно с тропическим фронтом (междутропической зоной конвергенции).
Полученные результаты не согласуются также и с представлениями об участии пассата южного полушария в возникновении тайфунов. Напротив, все полученные результаты прямо или
косвенно свидетельствуют о связи возникновения тайфунов
с тропическим фронтом (междутропической зоной конвергенции) .
Подведем краткие итоги.
1. Средний годовой ход повторяемости тайфунов связан со
средним годовым ходом развития муссонной циркуляции в Азии.
Наиболее ярко эта связь проявляется в том, что период развитого летнего муссона (период от окончания сливовых дождей до
появления осенью западного струйного течения над севером
Индии) совпадает с периодом высокой и почти постоянной повторяемости тайфунов, в котором возникает большая часть годового числа тайфунов. При этом границы обоих периодов не
только совпадают, но имеют характер необычайно резких календарных особенностей.
Кроме того, годовой ход повторяемости тайфунов представляет собой несколько резких изменений повторяемости тайфунов (приблизительно вдвое) и эти изменения также совпадают с узловыми моментами в развитии муссонной циркуляции.
2. Годовая аномалия тайфунов создается главным образом
в период развитого летнего муссона и в значительной мере за
счет его длительности.
3. Годовое число тайфунов в высокой степени связано с началом летнего муссона в Азии (т. е. с началом юго-западного
муссона в Индии и сливовых дождей в Китае и Японии). Н о
к этому моменту (началу летнего муссона) возникает в среднем
лишь 7% годового числа тайфунов. Это определяет возможную
прогностическую ценность данной связи.
4. Годовой ход повторяемости антильских ураганов качественно схож с годовым ходом повторяемости тайфунов, но>
смещен относительно последнего приблизительно на один месяц..
Роль смещения планетарных зон ветра в возникновении тайфунов, а также то, что это смещение в Северной Америке происходит почти на месяц позже, позволяет сделать вывод, что именно»
характер сезонного смещения планетарных зон ветра в северном полушарии определяет различия в годовом ходе тайфунов
и антильских ураганов, а также меньшее число антильских ураганов.
134!
5. Устойчивые отклонения циркуляции от средней величины
при возникновении тайфунов наблюдаются в Тихом океане, над
Австралией и Евразией. При возникновении тайфунов субтропические антициклоны в Тихом океане смещаются к полюсам
в сравнении с их средним положением. Повышенная повторяемость циклонов наблюдается в Охотском море, над Азией в полосе 45—55° с. ш. к востоку от 105° в. д., над Средиземным морем. Повышенная повторяемость антициклонов наблюдается над
Азией и Европой в зоне 45—55° с. ш. к западу от 105° в. д. При
возникновении тайфунов отмечаются высокие индексы циркуляции над Евразией и Тихим океаном, а холодные вторжения не
отмечаются.
6. Д л я периодов возникновения тайфунов характерна непрерывная тропическая депрессия, распространяющаяся от центра
Тихого океана к Филиппинам, в Бирму и Индию, со многими
слабыми циклоническими вихрями. При этом пассат южного
полушария в Тихом океане обычно не достигает экватора.
У экватора в южном полушарии отмечаются слабые ветры
с преобладанием восточных румбов. Нередки вихри и непосредственно у экватора.
7. Не существует связи между колебаниями годовых чисел
тайфунов и числами Вольфа.
8. Тайфуны могут возникать на 0—30° с. ш. и практически
на всех долготах Тихого океана. Однако основная масса тайфунов (до 60%) как в среднем, так и в отдельные годы возникает
вдоль узких широтных зон шириною 800—600 км, что значительно меньше ширины зоны, в которой господствует пассат.
Густота расположения точек возникновения тайфунов в этих зонах значительно выше, чем под другими широтами.
9. Наблюдаются две широтные полосы, внутри которых наиболее часто происходит возникновение тайфунов. Эти полосы
проходят от острова Лусон на востоко-юго-восток и на востокосеверо-восток к 13—15 и 15—17° с. ш.
10. Существует четко выраженный годовой ход по широтам
возникновения тайфунов: весной и летом область максимума
возникновения тайфунов смещается к северу, осенью и зимой —
к югу. В августе максимум располагается на 17° с. ш., в ноябре — на 10° с. ш.
11. Распределение возникновения тайфунов по долготам
более равномерно, чем по широтам, в том смысле, что расположение точек возникновения тайфунов не обнаруживает сгущения вдоль каких-либо меридианов, а также в том смысле, что
не существует годового хода по долготам области возникновения тайфунов. Различия в числах возникновения тайфунов вдоль
отдельных меридианов зависит от интервала широт, на которых
возникают тайфуны на данном меридиане. Максимальное число
135!
возникновения тайфунов, считая по 10-градусным долготам, приходится на 140—150° в. д.
12. Сравнение распределения повторяемости возникновения
тропических циклонов по долготам в Тихом и Индийском океанах севернее и южнее экватора показало, что максимуму
в одном полушарии соответствует минимум на тех ж е долготах
в другом полушарии.
13. При возникновении тайфунов тропическая атмосфера характеризуется наличием разрыва в поле ветра и температуры
во всей толще тропосферы. Н а д поверхностью разрыва наблюдается восточное струйное течение.
Глава
VI
ОСНОВНЫЕ СТАДИИ РАЗВИТИЯ ЛЕТНЕЙ МУССОННОЙ
ЦИРКУЛЯЦИИ
§ 1. О перетекании пассата через экватор
Представление о перетекании пассата через экватор возникло
давно, и этот вопрос уже был рассмотрен в нашей литературе
[114]. Перетеканию пассата через экватор всегда придавалось
чрезвычайно большое значение в связи с циркуляцией атмосферы. Уже говорилось, что с перетеканием пассата через экватор связывался генезис юго-западного тропического муссона.
С ним связывался также генезис тропического фронта. Существенная роль приписывалась перетеканию пассата в процессе
обмена между полушариями.
В главе о тайфунах было показано, что при возникновении
тайфунов, т. е. тогда, когда можно ожидать существование тропического фронта и когда он действительно обнаруживается,
происходит одновременное аномальное смещение субтропических антициклонов к полюсам над Тихим океаном. Это обстоятельство, конечно, не способствует сближению пассатов, расстояние между центрами субтропических антициклонов на ежедневных синоптических картах при возникновении тайфунов
в среднем составляет около 8000 км( см. рис. 36). Расстояние
же между осями средних субтропических максимумов давления
в северном и южном Тихом океане в августе по карте
Д. И. Стехновского составляет около 5000 км. Уже из этого
следует, что при возникновении тайфунов нельзя говорить
о встрече пассатов буквально в синоптическом смысле. Климатологическое распределение тропических циклонов относительно
экватора в Тихом и Индийском океанах также плохо согласуется с мнением о проникновении пассатов из другого полушария (см. рис. 37 е).
137!
Уже было указано на то, что при возникновении тайфунов
на ежедневных синоптических картах в экваториальных широтах южного полушария в Тихом океане отмечаются слабые
ветры, чаще восточные с составляющей, направленной как к экватору, так и от экватора, а иногда даже западные. Нередко
также одновременно с возникновением тайфунов можно видеть
в экваториальной области отдельные вихревые образования. Эти
ветры в экваториальной области не реагируют немедленно на
смещение субтропических антициклонов, и, наоборот, они могут
значительно изменяться при неизменном положении субтропического антициклона. Поэтому, несмотря на то что ветры у экватора в южном Тихом океане при возникновении тайфунов
обычно так же, как и пассаты, восточные, их нельзя отождествить с пассатами, если под реальным (существующим на синоптических картах) пассатом понимать ветры по южной периферии субтропических антициклонов, эволюция которых определяется эволюцией этих антициклонов.
На рис. 39 был приведен синоптический пример восточных
ветров в приэкваториальных широтах северного полушария при
возникновении тайфунов. Эти восточные ветры северного полушария отделены от пассата северного полушария тропическим
фронтом с несколькими возникающими тайфунами и зоной экваториальных западных ветров. Эти восточные ветры у экватора
в северном полушарии, как уже говорилось раньше, не являются
пассатами.
Восточные ветры вблизи экватора в северном полушарии
южнее экваториальных западных ветров видны также на среднем разрезе тропической атмосферы при возникновении тайфунов (см. рис. 38). Таким образом, при возникновении тайфунов
у экватора, по-видимому, может существовать пояс восточных
ветров, захватывающий одновременно приэкваториальные широты южного и северного полушарий, который не является пассатным, а входит в состав экваториальный депрессии.
Объяснение преобладания западных или восточных ветров
у экватора, как антитриптических внизу и эйлерианских на высотах, данное С. П. Хромовым [115], по существу, также говорит
о том, что течения вблизи экватора не являются пассатными,
поскольку эти ветры связаны с распределением давления вдоль
экватора и вблизи него. Наиболее очевидно, что западные ветры
у экватора не связаны с пассатом, особенно тогда, когда они
наблюдаются уже в зимнем полушарии. Направление их движения в этом случае явно не согласуется с меридиональным направлением градиента давления на экваториальных перифериях
субтропических антициклонов независимо от того, являются ли
эти ветры эйлерианскими или псевдогеострофическими.
То, что восточные ветры у экватора не являются пассатом,
может показаться более сомнительным. Однако генезис этих
138!
восточных ветров неразрывно связан с генезисом западных ветров [115], подобно тому как связан генезис южных и северных
ветров в передней и тыловой частях циклонов умеренных широт.
По крайней мере экваториальные восточные ветры точно так же
не согласуются с направлением градиента давления в субтропических антициклонах, как и западные ветры, так как и те и другие направлены перпендикулярно к направлению градиента давления в субтропических антициклонах.
Таким образом, по-видимому, существует возможность соприкосновения не только пассата и экваториальных западных
ветров, но также и возможность соприкосновения пассата и
восточных экваториальных ветров. Возможно также, что случаи
возникновения тайфунов внутри восточного потока (не все эти
случаи достоверны), рассматривавшиеся всегда как случаи возникновения тайфунов внутри пассата, имели место как раз на
границе пассата и экваториальных восточных ветров и что бароклинные зоны и волны в восточном потоке в тропических широтах также связаны с границей пассатного течения и экваториальных восточных ветров.
Таким образом, перетекание пассата через экватор по крайней мере при возникновении тайфунов не имеет места.
Перетекание пассата через экватор нельзя считать очевидным и для средних данных, например, в Индийском океане.
На климатологических картах линий тока и результирующего
ветра перетекание пассата через экватор выражено вполне отчетливо. Это подтверждает карта Депермана (рис. 40) и др.
Однако, во-первых, на таких картах приводится результирующий ветер, по которому нельзя судить о линиях тока, о чем уже
говорилось выше; во-вторых, они скорее отражают некоторую
концепцию, чем само фактическое положение, хотя эти карты
безусловно основаны на определенных фактах (результирующем
ветре в ряде пунктов), но вырисованное на них поле ветра
представляет собой более чем простую интерполяцию между
пунктами наблюдений. Если обратиться к фактическому режиму
ветра на более густой сети станций, то перетекание пассата через экватор не будет столь очевидным.
Раманатан построил розы ветра на высоте 3 км в Индийском
океане в июле (упомянутые выше карты линий тока относятся
к уровню моря). Однако в июле западные экваториальные
ветры в северном Индийском океане на высоте 3 км выражены
не хуже, а лучше, чем на уровне моря. Поэтому если генезис
экваториальных западных ветров связан с пассатом южного полушария, то перетекание пассата и на высоте 3 км должно быть
выражено так же хорошо, как и на уровне моря. Однако Р а м а 1
натан получил, что на высоте 3 км в июле перетекание пассата
через экватор не происходит.
Раманатан проводил линии тока в явном противоречии
139!
с фактами. Он получил, что в южном полушарии пассат вообще не
достигает экватора. Уже на 10° ю. ш. в Индийском океане пассат выражен слабо. Во всяком случае, пассатный перенос к экватору даже на 10° ю. ш. явно недостаточен, чтобы быть источником для мощного западного переноса в северном Индийском
океане. Правда, более мощный поток к экватору обнаруживается уже над побережьем Африки между 10 и 5° ю. ш. Однако
под теми же долготами и на таком же расстоянии от экватора
Рис. 40. Результирующий перенос в Индийском океане и на западе
Тихого океана, по Дипперману [142].
в северном полушарии существует не менее сильный северный
поток. Следовательно, и этот поток в южном полушарии нельзя
трактовать как поток, направленный йз южного полушария
в северное. С другой стороны, вдоль всего экватора уже в южном полушарии намечаются западные ветры. Поэтому если и
можно проводить линии тока от пассата южного полушария
к западным экваториальным ветрам, то такие линии тока, конечно, следовало бы оставлять в южном полушарии, как показано на рис. 41 а. Еще более вероятны, на наш взгляд, линии
тока, представленные на рис. 41 б.
Наконец, в северном полушарии над Африкой и Передней
Азией существуют мощные северные и северо-западные потоки,
которых, очевидно, вполне достаточно для питания западных
ветров над всем северным Индийским океаном. Поэтому отделение указанных северных и северо-западных ветров тропическим
140!
фронтом от западных ветров над Индийским океаном, как это
сделано Раманатаном, а также проведение линий тока, из южного полушария в северное полушарие не является убедительным и необходимым.
Рис. 41. Вероятные линии тока в Индийском океане.
Данные, полученные Индоокеанской экспедицией, и новейшие климатические разработки также говорят не в пользу перетекания пассата через экватор в Индийском океане. По расчет
там Пишароти [187], летом поток водяного пара через западное
побережье Индии составляет 7,5 • 104 млн. тонн в день, а поток
141!
водяного, пара через экватор в. Аравийский залив равен 104 млн.
тонн в день. т. е. в 7,5 раза меньше. Далее, во время зрелого
муссона (в июле) мощность влажного слоя над Индией севернее 15° с. ш. равна почти 5 км. К югу толщина влажного слоя
уменьшается и над Коломбо составляет 1,5 км, а над Ганом
(73° в. д., 0,5° ю. ш.). — не более 1 км. Это говорит о том, что
источником влаги, переносимой индийским муссоном, является
северный Индийский океан. Колон показал [137], что летний югозападный поток на западе Индийского океана, наблюдающийся
в приземном слое, быстро изменяется с высотой на западный
поток с материка; даже на самом юге Индии поток на поверхности 850 мб в значительной мере африканского происхождения.
Более того, в юго-западном приземном течении отмечается значительная дивергенция скорости (усиление от 4—5 м/сек. на экваторе до 15 м/сек. на 10—15° с. ш. [149]) и, следовательно, этот
усиливающийся поток, хотя он и не противоречит классической
картине линий тока, не может питаться за счет воздуха, приходящего из южного полушария. Учитывая также, что вблизи
экватора в южном полушарии существует зона конвергенции,
естественно предположить, что и этот невысокий влажный слой
юго-западного течения появляется не из южного полушария,
а является результатом трансформации того же африканского
или азиатского воздуха северного полушария.
§ 2. Реален ли тропический фронт?
В последнее время реальность тропического фронта подвергается сомнению. Центральным моментом критических высказываний (см., например, Риля [88]) является то, что в тропиках
не наблюдается значительных контрастов температуры, а следовательно, и плотности воздуха. Поэтому считается, что фронтальные разделы между воздушными массами в тропиках невозможны.
Однако критика концепции тропического фронта на основании малости контрастов температуры является спорной в принципе, так как находится в противоречии с динамическими условиями существования фронтов в низких широтах. Если говорить
о стационарной поверхности раздела, то ее существование определяется разрывом температуры, разрывом ветра и параметром Кориолиса. Причем увеличение разрыва температуры
ведет к уменьшению угла наклона поверхности раздела, а увеличение разрыва ветра и параметра Кориолиса — к увеличению
угла наклона. С достаточной точностью тангенс угла наклона
стационарной поверхности численно определяется уравнением
Маргулеса в следующей упрощенной форме:
t g a = 4 s i n t p | f • Ю- 3 ,
142!
(4)
где а — угол наклона поверхности раздела; Av— разрыв ветра
на поверхности раздела; АТ — разрыв температуры; ср — широта.
Например,; пусть разрыв температуры составляет 10°, а разрыв ветра равен 20 м/сек. Тогда на полюсе t g a = 0,008 и
а = 0°28 / . Д л я того, чтобы наклон поверхности раздела остался
прежним под 1Т с. ш. при том же разрыве скорости 20 м/сек.,
нужно, чтобы разрыв температуры уменьшился во столько же
раз, во сколько уменьшится параметр Кориолиса. Следовательно, под 11° с. ш. ( s i n l l ° ~ 0 , 2 ) разрыв температуры должен
уменьшиться с 10 до 2°. Если же под 11° с. ш. сохранится прежний контраст температуры 10°, то угол наклона a = 0 ° 0,5', т. е.
в этом случае поверхность раздела будет представлять не фронтальную поверхность, а практически горизонтальную инверсионную поверхность. Действительно, такая поверхность имела бы
высоту 5 км на расстоянии 5000 км от места соприкосновения
ее с земной поверхностью.
Таким образом, в тропиках наличие большого контраста температуры должно приводить к превращению наклонных фронтальных поверхностей в почти горизонтальные инверсии. Наоборот, фронтальные поверхности в тропиках должны существовать при небольших контрастах температуры, а инверсии при
уменьшении контраста температуры — превращаться во фронтальные разделы. По мнению автора главным образом большим
контрастом температуры при недостаточно большом разрыве
ветра объясняется наличие пассатной инверсии в восточных
частях океанов, т. е. в тех районах, где существует приток
холодного воздуха по восточным перифериям субтропических
антициклонов и где отмечаются значительные контрасты температуры. Эти ж е пассатные инверсии, по-видимому, могут превращаться во фронтальные поверхности в западных районах океанов, где контраст температуры уменьшается. Известно, например, что слабые возмущения, возникающие в восточных районах
океанов, часто быстро усиливаются в западных частях океанов.
Важную роль в этом может играть уменьшение разрыва температуры и увеличение угла наклона поверхности раздела.
Далее, на небольшие контрасты температуры, равные 1—3°,
не могут не влиять значительные и быстрые воздействия со
стороны динамических факторов. Естественно, что фронтогенез
и фронтолиз в тропиках должны обладать большим своеобразием и сложностью. Поэтому не постепенное смещение, а неожиданное исчезновение зоны плохой погоды в одном месте и
появление ее в другом, часто отмечаемое в тропиках [225],
а также вообще зависимость плохой погоды почти исключительно от конвергенции еще не противоречат существованию
фронтов в тропиках.
Итак, критика тропического фронта, основанная на малости
контрастов температуры, безусловно, является спорной. Поэтому
143!
вопрос о реальности тропического фронта следует решать
на основе скорее эмпирического материала, чем на основе
только теории. В данной работе можно видеть ряд факторов,
прямо или косвенно подтверждающих реальность тропического
фронта.
Непосредственным фактом, подтверждающим реальность
тропического фронта, является разрез тропической атмосферы
при возникновении тайфунов (см. рис. 38), а также средние
разности основных параметров тропической атмосферы севернее и южнее места возникновения тайфуна (см. табл. 12).
Интересно, что наблюдаемые на построенном разрезе наклон
поверхности раздела и разрывы температуры и скорости ветра
согласуются с уравнением Маргулеса. Особый интерес представляет наличие восточного струйного течения, имеющего большое
сходство с фронтальными разделами внетропических широт.
Безусловное подтверждение реальности тропического фронта
заключается в характере распределения точек возникновения
тайфунов (см. рис. 37). Действительно, возникновение подавляющего большинства тайфунов сконцентрировано в существенно более узкой зоне, чем зона, в которой господствует пассат. Эта узкая широтная зона испытывает сезонные смещения.
Внешний вид пространственного .распределения точек возникновения тайфунов ничем не отличается от областей возникновения внетропических циклонов. Эти особенности возникновения
тайфунов говорят о реальности тропического фронта.
В распределении переноса пара (см. рис. 15—18) существование тропического фронта также находит отражение в виде
резкого разграничения пассатного переноса пара и западного
экваториального, причем граница между пассатным и экваториальным переносами пара, как и зона возникновения тайфунов,
испытывает сезонные смещения.
Подтверждает реальность тропического фронта также следующее обстоятельство. Средний за 70 лет годовой ход повторяемости тайфунов по пятидневкам обнаруживает резкое возрастание (в два раза) повторяемости тайфунов с 20 июля
(см. рис. 32). С другой стороны, экваториальный западный перенос водяного пара смещается на север Южно-Китайского
моря и на запад Тихого океана на 15° с. ш. также во второй
половине июля. Это говорит о том, что указанные особенности
переноса водяного пара и годового хода возникновения тайфунов отражают одно и то же явление. Кроме того, в это же время
в Гонконге отмечается второй максимум осадков, а в Маниле —
резкое увеличение осадков (см. рис. 9 б, ж). Все это вместе
также подтверждает реальность тропического фронта.
Далее, в главе о тайфунах было показано существование
связи между возникновением тайфунов и крупными особенностями циркуляции атмосферы. Однако тайфуны представляют
144!
собой циркуляцию слишком малого масштаба, чтобы могла существовать связь между крупными чертами общей циркуляции
атмосферы и тайфунами, как таковыми. Связь между возникновением тайфунов и общей циркуляцией может быть лишь отражением связи между общей циркуляцией и тропическим фронтом, с которым связано возникновение тайфунов. Всюду выше,
следуя установившейся традиции, мы говорили о смещении
планетарных зон ветра или о смещении струйных течений
и ВФЗ. Однако правильнее было бы говорить о смещении главных фронтов. Например, именно смещение полярного фронта
с севера Индии в начале июня приводит к коренным изменениям циркуляции в северном полушарии и различным корреляциям, о которых говорилось раньше. Точно так же те крупные аномалии циркуляции, которые наблюдаются при возникновении тайфунов, обусловлены смещением тропического фронта
и его взаимодействием с полярным и арктическим фронтами.
Наличие связи между возникновением тайфунов и состоянием
общей циркуляции атмосферы является серьезным аргументом
в пользу реальности тропического фронта. С другой стороны,
это не менее веский аргумент в пользу возникновения тайфунов
на тропическом фронте.
Данные о возникновении тайфунов и о переносе водяного
пара позволяют также установить положение тропического
фронта. Остановимся на вопросе о положении тропического
фронта подробнее.
Под средним положением тропического фронта в Азии понимается среднее положение переднего края тропического муссона. Тропический фронт до сих пор проводился через Индию,
по бассейну Янцзы, через Желтое море, Восточно-Китайское
море к Марианским островам. Так проводился тропический
фронт, как и система тропического муссона, во всех учебниках
в СССР и за рубежом. Так же он проводится и во многих новейших работах. Положение тропического фронта по Лаутензаху приведено на рис. 19.
Относительно положения азиатской ветви тропического
фронта также появилось резко отличное мнение. Указывалось,
что положение тропического фронта (экваториальной линии
сдвига ветра), наблюдаемое на ежедневных синоптических картах, резко отличается от вышеуказанного положения на картах
средних линий тока. Вполне определенно критика прежнего положения тропического фронта и новое его положение сформулированы по крайней мере у двух авторов: Томпсона [225]
и Флона [148]. Концепция Томпсона не свободна от противоречий и мы на ней здесь не останавливаемся. Флон показал, что
экваториальные западные ветры южнее внутритропической зоны
конвергенции отделены от западных внетропических ветров пассатом, начиная с поверхности 700 мб. «В свете этих фактов,—
13 Заказ № 93
145
говорит Флой,
по-видимому, неправомерно соединять внутритропическую зону конвергенции над Индией, которая должна
продолжаться, частично прерываясь, через верхнюю Бирму,
Хайнань, Лусон и ее положение близ 10° с. ш. в центре Тихого океана, с тихоокеанской ветвью полярного фронта внутри
западных ветров над Китаем и Японией, которая начинается
в орографически обусловленной зоне конвергенции у восточного
края Тибета».
Положение тропического фронта, по данным, полученным
автором, совпадает с положением, указанным Флоном. Очевидно,
что среднее положение тропического фронта можно отождествить страницей между пассатным переносом пара и экваториальным западным переносом пара. Как видно из рассмотренных
ранее меридиональных профилей и карт западной и восточной
составляющих переноса пара (см. рис. 22—28 б), эта граница
в июле проходит от юга Марианских островов к Лусону, в ЮжноКитайское море на широтах южного Хайнаня.
Выше уже говорилось, что несмотря на большой диапазон
широт, под которыми могут возникать тайфуны, основная масса
тайфунов (до 60%) как в среднем, так и в отдельные годы
возникает вдоль узких почти широтно вытянутых зон шириной
600—800 км. Точки возникновения тайфунов в этих зонах расположены во много раз гуще, чем на других широтах
(см. рис. 37 а, в). Очевидно, что эти зоны возникновения тайфунов также можно отождествить со средним положением тропического фронта. Как видно на рис. 45, эта зона в июле проходит через юг Марианских островов к Лусону, в Южно-Китайское море южнее Хайнаня. Над Индией эта зона намечается
центрами тропических депрессий и проходит по северу Индии
и Бирме. Над внутренними горными районами Индокитая эта
зона размывается.
Таким образом, положения тропического фронта, определенные по переносу водяного пара и по точкам возникновения тайфунов, полностью совпадают.
Совпадение положений тропического фронта, определенное
двумя указанными путями, также говорит в пользу реальности
тропического фронта.
§ 3. Взаимодействие циркуляции атмосферы в тропических
и внетропических широтах Восточной Азии и основные стадии
развития муссонной циркуляции в Азии
Идея равноценности южных и северных воздействий и развития атмосферных процессов в результате их взаимодействия
развивалась Т. Г. Сарымсаковым, В. А. Бугаевым и В. А. Джорджио [94] на примере процессов в Средней Азии. В более общем
146!
виде эта идея высказывалась и раньше при развитии фронтологического анализа [1, 110]. Взаимодействие южных и северных
воздействий проявляется в виде сложного взаимодействия
арктического, полярного и тропического фронтов, определяющего развитие всего комплекса атмосферных явлений: периодов
осадков, ясной погоды, развития тайфунов, преобладающих течений и их смены, режима увлажнения и т. д. На основании
изложенного в предыдущих главах можно выделить несколько
крупных этапов в развитии этого взаимодействия и связанных
с ним атмосферных явлений.
Первый этап указанного взаимодействия протекает в феврале—апреле. Этот этап состоит во взаимодействии арктического фронта в Сибири, полярного фронта в Передней и Средней Азии и тропического фронта в южном полушарии. На этом
первом этапе главными являются следующие моменты: смещение ВФЗ из Передней Азии в Среднюю Азию, происходящее
в среднем в начале марта; начало восточного муссона на востоке Явы, отмечающееся в среднем 29 марта; муссонная смена
направлений ветра в нижнем слое атмосферы с северного и северо-западного, на южный и юго-восточный на юге Восточного
Китая, происходящая в среднем в начале апреля; начало восточного муссона на западе Явы, отмечаемое в среднем 28 апреля.
Можно предполагать, что взаимодействие арктического, полярного и тропического фронтов, определяющее указанные
главные моменты в развитии циркуляции в Азии, имеет следующий характер. Мощные и глубокие арктические вторжения приводят к смещению ВФЗ далеко на юг, в Переднюю Азию.
В связи с этим происходит аномальное смещение к югу аравийского субтропического антициклона, что в свою очередь в южном
полушарии приводит к интенсивному развитию экваториального
западного муссона. При этом отмечается холод и малое количество осадков весной в Средней Азии, а также происходит, по-видимому, увеличение длительности западного муссона и запоздание сухого восточного муссона на Яве. Происходит также
запоздание смещения восточно-азиатской ложбины на материк и связанной с этим смещением муссонной смены преобладающих ветров в приземном слое атмосферы в Восточной
Азии. •
При более умеренных холодных вторжениях в Средней Азии
и большей активности южных вторжений ВФЗ более устойчиво
сохраняется над Средней Азией, а восточный муссон на Яве
начинается раньше. Холодные вторжения над Восточной Азией
при этом также ослабевают, а макроложбина смещается на
континент в более раннее время и в более раннее время происходит муссонная смена преобладающих направлений ветра в нижнем слое атмосферы в Восточном Китае. При таком развитии
10*
147
взаимодействия южных и северных воздействий в Средней Азии
в весеннее время выпадает большое количество осадков. Можно
предполагать наличие обратной синхронной связи между количеством осадков весной в Средней Азии и на Яве.
Следующий этап взаимодействия южных и северных воздействий протекает в мае, июне и первой половине июля. На этом
этапе развитие процессов определяется взаимодействием арктического фронта, полярного фронта в Средней Азии или Казахстане и субтропиках Восточной Азии и тропического фронта
в северном полушарии. Основные моменты развития циркуляции в этот период следующие. В мае ВФЗ смещается на север
Средней Азии и юг Казахстана. При таком значительном смещении ВФЗ к северу в среднем в конце мая происходит скачкообразное смещение струйного течения с южного склона Тибета на северный. Вместе с этим смещением струйного течения
начинается юго-западный муссон в Индии и сливовые дожди
в Китае и Японии. Однако начало сливовых дождей в Китае
и Японии не сопровождается муссонной сменой ветра в этих
странах. В этот период на западе Тихого океана начинают возникать тайфуны, практически отсутствующие в предшествующий
период, а вблизи экватора начинает появляться западный перенос пара. До апреля такой перенос пара в северном полушарии,
видимо, отсутствует. Основными источниками водяного пара
для Восточной Азии в этот период являются Южно-Китайское
море и северный Индийский океан. Вклад Тихого океана в это
время минимален. Хотя на западе Тихого океана южнее 40° с. ш.
западный и восточный переносы пара равны, но восточный перенос сосредоточен южнее, а западный — севернее 15° с. ш. Югозападный перенос пара над Южно-Китайским морем в это время
в 10 раз и более превышает юго-восточный перенос. Юго-западный поток пара особенно возрастает в период сливовых дождей.
Начало второго этапа в развитии взаимодействия южных
и северных воздействий тесно связано с предшествующим этапом. При большей активности в предшествующий период северных воздействий смещение ВФЗ к северу запаздывает. В связи
с этим смещение струйного течения с южного склона Тибета на
северный происходит позже. Позже начинаются и юго-западный
муссон, и сливовые дожди. Менее интенсивно протекает тайфунная деятельность. Поток пара в Восточную Азию ослабевает. Напротив, при большей активности южных воздействий
происходит более раннее смещение ВФЗ к югу, раньше начинаются юго-западный муссон и сливовые дожди и сильнее развивается тайфунная деятельность. Отмечается особенно сильный поток водяного пара в Восточную Азию. Зависимость от
процессов в предшествующем периоде находит отражение в прямой- связи между весенними осадками в Средней Азии и осадками в начале лета во всей муссонной Азии.
148!
Большая активность северных воздействий в июне и июле —
устойчивость и сильное развитие охотского антициклона и развитие холодных вторжений в Средней Азии и на юге Казахстана — приводит к возникновению перебоев юго-западного муссона и смещению зоны сливовых дождей в более южные
широты, а также к ослаблению тайфунной деятельности. Большая активность южных воздействий приводит к обратному
результату.
Следующий этап протекает с середины июля до сентября.
В этот период происходит взаимодействие главным образом
между тропическим и полярным фронтами. В середине июля
ВФЗ смещается над всей Азией к северу наиболее далеко.
Одновременно с этим на юг Азии смещается тропический фронт.
В Восточном Китае, на юге Японии и на западе Тихого океана
на 30° с. ш. начинается летний субтропический муссон; в Южной Азии и на западе Тихого океана южнее 20° с. ш. начинается летний тропический муссон. Одновременно с летним
тропическим и субтропическим муссонами начинается главный
тайфунный сезон. В этот период происходит также изменение
режима увлажнения в Восточной Азии. Поток пара с севера
Индийского океана прекращается с исчезновением западного
внетропического переноса южнее Тибета. Главным источником
пара становится запад Тихого океана. В этот период, как
и в предшествующий, южнее 40° с. ш. западный и восточный
переносы пара равны. Однако в этот период восточный перенос
сосредоточен севернее, а западный — южнее 15° с. ш.
Преобладание южных воздействий в этот период приводит
к интенсивному развитию тайфунной деятельности и осадкам
на тропическом фронте на западе Тихого океана на широтах
северной части Филиппин и на юге Азии. В Средней Азии,
а также в субтропическом поясе Восточного Китая и в Южной
Японии при этом отмечается сухая погода. Преобладание северных воздействий приводит к смещению на юг зон тропического и субтропического муссонов, к ослаблению тайфунной
деятельности, к перебоям юго-западного муссона в Индии и возвратам сливовых дождей в Китае и Японии, а также к уменьшению осадков на юге Азии и увеличению осадков в Средней
Азии, в Восточном Китае и Японии. Этим обусловлена обратная связь между летними осадками в Средней Азии и летними
осадками в тропической Азии.
В конце сентября — в октябре процессы начинают развиваться в обратном направлении.
Подведем общие итоги.
1. Развитие муссонной циркуляции в Восточной Азии проявляется в сезонном смещении и взаимодействии главных фронтов (планетарных зон ветров); оно определяет все основные
метеорологические явления и процессы в Восточной Азии:
149!
•осадки и ясную погоду, перенос пара, тайфунную деятельность
и преобладающие течения.
2. Существенную роль в развитии муссонной циркуляции
в Восточной и Южной Азии играют синоптические процессы
•Средней Азии и их взаимодействие с Тибетом. Это проявляется
в том, что существуют связи между осадками в Средней Азии
и осадками во всей муссонной Азии, а также между положением ВФЗ над Средней Азией и положением ее относительно
Тибета.
3. Характер воздушных течений в тропосфере над Восточной
Азией и западом Тихого океана резко изменяется в середине
июля, когда на 20—35° с. ш. начинается летний субтропический муссон, а южнее 20° с. ш. начинается летний тропический
муссон.
Начало тропического и субтропического муссонов отчетливо выражено в резком изменении режима переноса пара,
в резком усилении тайфунной деятельности, в увеличении осадков на юге Восточной Азии, а также ясной погодой в субтропиках.
4. Глубокие вторжения ВФЗ в пределы Средней Азии летом
приводят к отступлению тропического муссона. Это находит отражение в обратной связи между осадками в Средней Азии и на
юге Восточной Азии летом, а также в восстановлении положения, характерного для предшествующего периода: возврат сливовых дождей, ослабление тайфунной деятельности и т. д.
5. Между началом перестройки циркуляции в начале июня
(смещение ВФЗ с южного склона Тибета на северный, начало
сливовых дождей и юго-западного, муссона), которая "широко
исследовалась в последнее время, и началом тропического и субтропического муссонов в середине июля существует связь, отражаемая корреляцией между числом тайфунов за год и нача-.
л о м указанной перестройки.
В свою очередь, начало перестройки в июне обнаруживает
связь с предшествующей аномалией положения ВФЗ над Средней Азией. Это находит отражение в связях между весенними
осадками в Средней Азии и осадками в начале лета во всей
муссонной Азии.
6. Возникновение тайфунов, имеющее место главным образом в периоды сильного развития тропического муссона, характеризуется существованием разрыва метеорологических элементов в тропической атмосфере, а также значительным отклонением синоптического положения почти во всем восточном
полушарии от климатологического среднего положения.
7. Сливовые дожди не связаны с экваториальной воздушной
массой, а тропический муссон и тропический фронт расположены значительно южнее бассейна Янцзы (в среднем в ЮжноКитайском море вблизи южного берега Хайнаня).
150!
8. Критика концепции тропического фронта на основании
малости температурных контрастов в тропиках в принципе
спорная. В пользу реальности тропического фронта говорят
следующие факты: а) разрыв ветра и температуры, характеризующий тропическую атмосферу при возникновении тайфунов;:
б) наличие узких зон (более узких, чем зона господства пассатов) , —! в которых возникает большая часть тайфунов, а такжесезонные колебания этих зон; в) наличие резкой границы
между пассатным и западным экваториальным переносами
пара; г) совпадение резкого сезонного смещения границы
между пассатным и экваториальным переносами пара с не менее резким возрастанием повторяемости тайфунов и увеличением осадков в Гонконге и Маниле; д) наличие связи между
возникновением тайфунов и крупными особенностями циркуляции атмосферы в восточном полушарии; е) совпадение положений тропического фронта, определенных по переносу водяного^
пара и по распределению точек возникновения тайфунов.
9. При возникновении тайфунов не происходит перетекания
пассата через экватор. На климатологических картах роз ветров в Индийском океане перетекание пассата через экватор
также не является очевидным. Оно не подтверждается и данными Индоокеанской экспедиции и новейшими климатологическими разработками.
Как западные, так и восточные ветры в экваториальных
широтах входят в состав'междутропической зоны конвергенции
и, по-видимому, могут быть не связаны непосредственно с пассатами. Восточные экваториальные ветры в северном полушарии иногда отделены от пассата тропическим фронтом и широкой зоной западных экваториальных ветров.
Глава
VII
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ МАКРОСИНОПТИЧЕСКИХ
ПРОЦЕССОВ В ТРОПОСФЕРЕ И СТРАТОСФЕРЕ
СЕВЕРНОГО ПОЛУШАРИЯ
•§ 1. Общие сведения. Типизация макропроцессов в стратосфере
В последние годы исследованию атмосферной циркуляции
в стратосфере уделяется большое внимание. Этому способствовали повышение потолка радиометеорологических наблюдений,
запуск метеорологических ракет и искусственных спутников
земли. Опубликовано немало работ, посвященных исследованию
распределения температуры и ветра в стратосфере. Большинство из них освещают строение атмосферы до высоты 30 км,
а некоторые — до 100 км. Установлено, что в тропосфере и стратосфере сезонные условия формирования температурного поля
различные. В тропосфере сезонное поле температуры определяется главным образом турбулентным теплообменом между
подстилающей поверхностью и атмосферой [69, 70, 76]. В стратосфере основная роль в формировании поля температуры принадлежит озону (7, 48, 183], обладающему способностью поглощать ультрафиолетовую радиацию Солнца и длинноволновое
излучение Земли. В зависимости от сезонной освещенности полушария, поглощающей способности озона и солнечной радиации формируется тот или иной режим температуры, а следовательно, и циркуляции в стратосфере.
Зимой в нижней половине стратосферы полоса сравнительно
высоких температур наблюдается в субтропической зоне, а полоса низких температур — в полярной области и экваториальной зоне. Поэтому зимой горизонтальные градиенты температуры в стратосфере аналогичны тропосферным и в северном
полушарии направлены в сторону высоких и низких широт [21,
28, 30, 37, 72, 76, 105 и др.]. Это обусловливает циклоническую
циркуляцию в умеренных и высоких широтах северного полу152!
шария. В субтропической зоне наблюдаются три антициклонических центра: над Тихим, Атлантическим океанами и над.
югом Азии.
Весной температура, а следовательно, и поле геопотенциалов,
в стратосфере подвержены значительным изменениям. С окончанием полярной ночи температура в стратосфере быстро повышается вследствие наличия озона. Поглощение лучистой
энергии озоном начинается в верхних слоях стратосферы, затем
распространяется вниз. Начинает перемещаться к северу стратосферный тихоокеанский максимум. В умеренных широтах:
еще наблюдается слабая циклоническая циркуляция, но иногда
может уже установиться антициклонический режим.
Летом типичное для тропосферы распределение температуры;
сохраняется до поверхности 200 мб. Выше поверхности 200 мбв результате радиационного прогрева температура воздуха в высоких широтах повышается больше, чем в умеренных и низких..
Поэтому горизонтальный градиент температуры около поверхности 200 мб меняется на противоположный. В целом он направлен из полярной области в сторону экваториальной зоны.
При этом наибольшие градиенты наблюдаются на поверхности;
100 мб, выше градиенты несколько уменьшаются. Изобарические поверхности повышаются, приполярный циклон заполняется и уходит вначале в умеренные, а затем в субтропические
широты. Над северными и умеренными широтами устанавливается летний режим циркуляции, характеризующийся устойчивым антициклоническим вихрем.
Осенью начинается разрушение стратосферного антициклона..
Оно идет медленно и продолжается до конца августа — начала
сентября. Нарушение восточного переноса начинается с появления одной или двух ложбин, направленных в сторону высоких широт. Вследствие этого центр антициклона смещается на
10—20° к югу и затем раздваивается. Через несколько дней:
после оформления ложбины в ее системе возникает частный,
циклон, который постепенно углубляется и перемещается к полюсу. Антициклонические центры смещаются к югу до 40° с. ш..
Смена летнего радиационного режима на зимний, который начинается после дня осеннего равноденствия, обусловливает более быстрое углубление полярного циклона. К концу октября;
полярная ночь распространяется от полюса до 80° с. ш. В Арктике устанавливается зимний режим циркуляции. Радиационное охлаждение воздуха вследствие излучения тепла водяным
паром, озоном и углекислым газом, составляющее на высотах
20—30 км 1—2° в день [57], приводит к дальнейшему понижению температуры и геопотенциала, к установлению циклонической циркуляции над большей частью северного полушария.
Однако лучистым теплообменом можно объяснить лишь,
общий характер сезонной циркуляции в стратосфере. Радио153!
зондовые и ракетные наблюдения последних лет показали, что
поля температуры, геопотенциала и ветра в стратосфере претерпевают резкие изменения не только в зависимости от сезонов года, но и внутри каждого из них, особенно в холодное
время года. По выводам работ X. П. Погосяна [71, 76], непериодические изменения температуры и ветра в стратосфере —
явление обычное. Иногда в течение нескольких суток температура здесь может повыситься или понизиться на 10—20° и более.
Многие исследователи уделяют внимание резкому потеплению в стратосфере Арктики зимой. Однако они дают самые разноречивые объяснения этому явлению. Обзор работ, посвященных зимним потеплениям в стратосфере, приводится ниже.
Исследованию внутрисезонных изменений геопотенциала посвящено много работ как в СССР, так и за границей. Так,
в работах [58, 76] приведены интересные графики ежедневного
изменения значения геопотенциала в центре полярного циклона
и антициклона на поверхности 10 мб. Анализ кривых показывает, что осенью циркуляция в стратосфере из года в год почти
аналогична, тогда как весной она подвергается резким изменениям. Приведенный в указанных работах цифровой материал
свидетельствует о том, что циклонический вихрь зимой на поверхности 10 мб располагается севернее 50° с. ш. с наибольшей
повторяемостью на севере Гренландии и Евразии. При этом
в 24% времени холодного полугодия он имеет два центра: один
над северной частью Азии, другой над Канадой.
Асимметричное расположение полярного циклона относительно полюса, частые его раздвоения и тем более резкие потепления в Арктике зимой нельзя объяснить с точки зрения лучистого теплообмена. Как показали результаты многочисленных
исследований [55, 58, 71, 72, 74, 75, 76 и др.], большую роль
в этом играют процессы, происходящие в тропосфере.
В работах [58, 76] на конкретных примерах показано, как
изменения структуры барического поля в тропосфере вызывают
аналогичные изменения и в стратосфере. Объективно с помощью индексов зональной (73) и меридиональной (/ м ) составляющих циркуляции, вычисленных по работе [43], эта связь
показана в работах [75, 76]. Результаты работ показывают, что
при развитии меридиональности атмосферные процессы распространяются снизу вверх. При этом большие значения /м на
высоких поверхностях появляются на 2—3 суток позже, чем на
поверхностях 300 и 200 мб.
Вычисленные скорости вертикального движения воздуха для
разных уровней оказались также одного порядка в стратосфере
и тропосфере. По знаку они примерно совпадают, а по интенсивности увеличиваются с высотой.
И, наконец, исследования, посвященные стратосферным потеплениям в Арктике [55, 72, 74], также показали, что большую
154!
роль в изменении температуры воздуха в нижней стратосфереиграют атмосферные процессы и поле температуры в тропосфере, формирующиеся под действием теплообмена с подстилающей поверхностью.
Однако появились исследования, показывающие существование и обратной связи. Так, в работе [63] показано, что усиление зональной циркуляции на поверхностях 200 и 300 мб наступает в среднем на 8—10 дней раньше, чем на поверхности;
500 мб, хотя иногда эта разница не превышает 1—2 дней.
Таким образом, эти и ряд других исследований последних
лет показывают, что процессы, протекающие в одной из сфер,,
находят вполне определенное отражение и в других сферах. Это
дает основание предполагать возможность использования данных о режиме циркуляции в стратосфере высоких и умеренных
широт для целей составления долгосрочных прогнозов погоды.
Так, в работе [235] показана связь между сроком наступления;
резких весенних потеплений в стратосфере над Арктикой и аномалией температуры последующего лета в северной части Японии. В тех случаях, когда очаг холода в тропосфере и нижней;
стратосфере в марте остается еще в районе полюса, а переход,
к весеннему режиму происходит медленно и завершается тольков мае, то последующее лето на севере Японии обычно бывает
холодным. И, наоборот, когда переход от зимнего холода к весеннему теплу в Арктическом бассейне совершается быстро и заканчивается уже в апреле, то лето — теплое. В этой же связи
получены автором указания о начале сезона весны, которые
также могут быть использованы для прогноза. При поздней
весне лето на севере Японии холодное, при ранней — теплое.
В другой работе [143] выявлена аналогичная связь между
сроком поворота ветра на восточный на поверхности 50 мб
в Шотландии и характером лета на юге Англии.
В СССР впервые особенности режима циркуляции в нижней стратосфере начали использовать для установления границ
естественных синоптических (е. с.) сезонов [61, 63] и выявления
особенностей в их развитии [34, 62, 104].
В работе С. Т. Пагава [61] показано, что в течение е. с. сезона в стратосфере наблюдается определенный тип термобарического поля, который меняется в следующем е. с. сезоне.
Выявлена связь между развитием атмосферных процессов
в смежных сезонах. Показано, что при затяжном и позднем переходе в нижней стратосфере над Арктикой от зимнего холода
к теплу весна на Европейской территории СССР и в Западной
Сибири теплая, а при ускоренном переходе — холодная. В работах [62 и 63] с помощью индексов зональной и меридиональной составляющих циркуляции показано наличие связи между
началом е. с. сезонов (предвестниками е. с. сезонов) и интенсивным возмущением зонального потока одновременно в тропосфере
155!
и нижней стратосфере. Кроме того, в работе [63] показано,
что значительные усиления зональной циркуляции в тропосфере и нижней стратосфере осенью с заблаговременностью
в среднем 22 дня предшествуют первому появлению циклонического вихря в стратосфере. Это и ряд других особенностей
структуры термобарического поля стратосферы в переходный
период дают некоторые прогностические указания о характере
наступающего е. с. сезона предзимья и о датах его наступления.
В работах [34, 104] получены прогностические зависимости
между особенностями циркуляции в нижней стратосфере и характером зимы [104] и осени [34] в основных районах сельскохозяйственного производства СССР.
Из приведенного выше краткого обзора видно, что учет особенностей циркуляции в стратосфере дает ценные указания для
долгосрочных прогнозов погоды большой заблаговременности.
Однако эти возможности пока неполностью вскрыты, во-первых,
потому, что еще не достаточен ряд наблюдений, и во-вторых,
из-за того, что исследования велись в основном по средним
месячным данным. Известно, что последние часто нивелируют
резкие особенности циркуляции, развивающиеся во времени,
затушевывают некоторые характерные для того или иного промежутка времени связи.
Настоящее исследование проводилось по сборно-кинематическим картам барических образований на поверхности 10 мб,
построенным нами по данным за 1958—1964 гг. Д л я этого использовались ежедневные карты» барической топографии на
уровне Ню, составленные в Западном Берлине [177] и в Центральном Институте Прогнозов (ныне ГМЦ СССР). Кроме
того, в работе были использованы также ежедневные карты
поверхностей 200 и 500 мб, ежедневные аномалии температуры
нижней половины тропосферы (ДЯшо) и аномалии средней
месячной температуры воздуха за тот же ряд лет, составленные
в ГМЦ СССР. При составлении сборно-кинематических карт
циклонических и антициклонических вихрей на уровне H w
центры их наносились на один бланк карты до тех пор, пока сохранялось определенное направление их смещения и знак барического поля на пространстве северного полушария.
Анализ построенных таким образом сборно-кинематических
карт показал, что стратосферные вихри не всегда малоподвижны, они часто смещаются с большими скоростями то в западном, то в восточном направлениях. О смещении стратосферного циклонического вихря указывается в работе В. Р. Дубенцова [29], где приводится карта главных путей перемещения
циклонических вихрей на изобарической поверхности 50 мб
в зимнее время года (октябрь—март). Приведенная карта показывает, что на уровне #50 циклонический вихрь перемещается
156!
вдоль большой оси депрессии из западного полушария в восточное и, наоборот, проходит вблизи полюса или несколько
южнее его через европейский сектор Арктики.
Наше исследование показало, что стратосферные вихри
смещаются чаще всего в западном и восточном направлениях,
но реже они движутся с севера на юг или с юга на север. Довольно часты и периоды их стационирования.
Продолжительность периодов, в течение которых сохранялось определенное направление смещения или стационарное
состояние стратосферных вихрей, оказалась различной. Ч а щ е
всего она колебалась в пределах 4—5 дней. Иногда периоды
стационирования ограничивались 1—3 сутками, после чего начиналось движение их в обратном направлении или возобновлялось их смещение в том же направлении. Тогда в первые дни
стационирования центр стратосферного вихря наносился нами
на старый бланк карты, а в последний день — на новый бланк,
считая, что именно с того района, где остановился вихрь, начинается его смещение в обратном направлении. Если же стратосферный вихрь стационировал в течение четырех суток и более, то его центр наносился на отдельный бланк карты. Иногда
начавшееся перемещение стратосферного вихря с западной или
восточной составляющей продолжалось около 20 дней и более.
В этих случаях резко менялось географическое положение их
центров. Они перемещались из одного сектора Арктики в другой. Тогда соседние сборно-кинематические карты отличались
друг от друга положением центра вихря и знаком барического
поля в том или ином районе северного полушария.
Таким путем весь рассматриваемый ряд лет (с января 1958
по июнь 1964 г.) был разбит на периоды, в течение которых
в нижней стратосфере (на уровне Ню) сохранялось географическое положение и направление перемещения стратосферных
вихрей и знак барического поля на пространстве северного полушария. Сравнение этих периодов с естественными синоптическими периодами (е. с. периодами) в тропосфере над первым
естественным синоптическим районом (е. с. районом) показало
их большое сходство.
Таблица
13
Повторяемость несоответствия начала е. с. периодов на поверхностях
500 и 10 мб при общем числе периодов 416
Несоответствие,
сутки
. . . .
Повторяемость,
%
—4
—3
—2
—1
0,2
2
10
23
0 + 1
32
19
+2
+3
+4
13
0,6
0,2
В табл. 13 приводится повторяемость (в процентах от общего числа сравниваемых е. с. периодов) несоответствия начала соответствующих периодов на уровнях Я 10 , над северным
157!
полушарием и Я5оо над первым е. с. районом 1 . Границы е. с.
периодов на поверхности 500 мб над первым е. с. районом определялись в процессе оперативной работы в отделе долгосрочных
прогнозов погоды ГМЦ СССР.
Данные табл. 13 показывают, что в большинстве случаев
(74%') начало периодов однородного характера циркуляции
в нижней стратосфере и нижней тропосфере совпадают или отличаются друг от друга на один день. Различия в д в а дня
(раньше или позднее) наблюдаются в 23% случаев, а различия
более двух дней — лишь в единичных случаях.
Т а б л и ц а 14
Количество е. с. периодов (%) различной продолжительности
на изобарических поверхностях 500 и 10 мб
Продолжительность е. с. периодов, сутки
4
5
6
7
10
28
38
23
8
500
21
39
28
10
8
3
1,5
и
О <4
9
—
0,5
Числ(
случа
Изобарическая
поверхность,
Мб
416
407
Интересен тот факт, что продолжительность указанных периодов также колеблется в одинаковых пределах (табл. 14).
Как в стратосфере, так и в тропосфере чаще всего (38 и 39%)
наблюдаются пятидневные периоды. Повторяемость четырехи шестидневных периодов примерно одинаковая и составляет
21—28% случаев; девятидневные периоды на уровне Н10 за
исследуемый ряд лет не наблюдались.
Данные табл. 13 и 14 показывают, что е. с. периоды проявляются не только в нижней тропосфере, но и в более высоких
слоях атмосферы. Можно полагать, что природа их кроется
в автоколебательном характере движения стратосферных вихрей, о котором будет идти речь ниже. В последующем изложении выделенные периоды однородного характера циркуляции
в стратосфере будем называть также е. с. периодами.
Анализ последовательных (во времени) сборно-кинематических карт положений стратосферных вихрей показал, что
действительно центры их на уровне Ям от периода к периоду
совершают колебательные движения. Схематически это изображено на рис. 42, где по горизонтали отмечена продолжительность в сутках определенного характера смещения зимнегоциклонического и летнего антициклонического вихря на уровне
Ню за 1958 г. Столбики, обращенные вверх схематически изо1 Под
первым е. с. районом понимается
30° з. д., 90° в. д., 35 и 70р с. ш.
158!
пространство,
ограниченное
бражают смещение указанных центров с западной составляющей 1 W, а столбики, обращенные вниз, — с восточной составляющей 2 Е. Отсутствие столбиков указывает на период
стационирования стратосферного вихря. Штриховкой показаны
периоды потеплений в стратосфере Арктики зимой и в переходное время года.
Из анализа рис. 42 следует, что чаще всего стратосферные
вихри, смещаясь в каком-то направлении в течение нескольких
суток, останавливаются, затем смещаются в обратном направлении, после этого опять стационируют несколько дней и снова
vi
' ' / '
"'t't'
e
151
311
1511 2811
I5III
ЗИП
151V
301V
/
tSV
31V
ISVI
30V/
/5VII
Д
" s
31VH
15VIII
31VIII
•
I5IX
30IX
15X
3IX
15X1
30X1
15X11 31X11
1358г
Рис. 42. Характер перемещения стратосферных вихрей за 1958 г.
меняют направление перемещения. Однако эта закономерность
в отдельных случаях нарушается, как было, например, в феврале, мае, июне, сентябре и ноябре 1958 г. Предварительное исследование этих случаев показало, что подобные нарушения
обычно наблюдаются при зимних потеплениях в стратосфере
Арктики (февраль и ноябрь 1958 г.) и при переходе циклонической циркуляции в стратосфере в антициклоническую и наоборот
(май и сентябрь 1958 г.). Во всех этих случаях наблюдалось
нарушение характерного для соответствующего времени года
стратосферного переноса над значительной территорией северного полушария. Только в июне 1958 г. не удалось обнаружить
заметных преобразований барического поля в стратосфере.
С целью проверки выявленной цикличности в поведении
стратосферных вихрей были подсчитаны матрицы вероятностей
1
К западной составляющей смещения отнесены случаи, когда центр
стратосферного вихря перемещался с запада на восток, с северо-запада на
юго-восток или с юго-запада на северо-восток.
2
К восточной составляющей смещения отнесены случаи, когда центр
стратосферного вихря перемещался с востока на запад, с северо-востока на
юго-запад или с юго-востока на северо-запад.
159!
смены направления перемещения стратосферных циклонических
и антициклонических вихрей. Периоды их стационирования условно обозначены соответственно через Zyo и AZ(S, периоды смещения с западной составляющей — через Z
иА
, периоды
Vw
Уж
смещения с восточной составляющей — через Z
и А
Уе
. Под-
УМ
счет вероятностей проводился для циклонических вихрей по
267 е. с. периодам, а для антициклонических вихрей по 141 е. с.
периоду. Не вошли в рассмотрение только 8 е. с. периодов, в течение которых стратосферные вихри смещались с севера на юг
или с юга на север. Остальные периоды рассматривались подряд без учета периодов потеплений и периодов перестроек
в стратосфере. Полученные результаты представлены в виде
следующих матриц:
0,15 0,41 0,44
^00
Zv
=
0,38 0,19 0,43
y
W0 ^ y ffW VWE =
OWE
Z \
Z/v
Zv
0,38 0,37 0,25
*E0 EW
EE
y
Аг
Az
OWE
=
00
Az
m
Лг
Az
Лг
Az
ww Л %Е
W
Е0 A*EW
Лг
0Е
ЕЕ
=
0,09
0,31
0,60
0,31
0,06
0,63
0,54
0,20
0,26
где первый индекс означает номер строки, второй — номер
столбца. Каждый из элементов этой матрицы показывает вероятность последовательного перехода стратосферных вихрей
из одного состояния в другое, если под последним понимать изменение направления их перемещения.
Из анализа переходных вероятностей первой матрицы видно,
что крайние его члены почти симметричны относительно диагональных и более чем в два раза превышают их.
Периоды со стационарным состоянием циклонического вихря
с вероятностью 0,41 сменяются периодами, характеризующимися
западной составляющей смещения и с вероятностью 0,44 — периодами, характеризующимися восточной составляющей смещения. Периоды с восточной составляющей смещения с вероятностью 0,38 сменяются периодами, характеризующимися стационарным состоянием циклонического вихря и с вероятностью
0,43 — периодами, характеризующимися движением его с восточной составляющей.
Почти одного порядка оказались вероятности перехода е. с.
периодов, характерных смещением циклонического вихря с восточной составляющей, в е. с. периоды со стационарным его состоянием (0,38) или в е. с. периоды с западной составляющей
его смещения (0,37).
160!
Очевидно, отсутствие строгой симметрии крайних членов
матрицы указывает на то, что иногда между западной и восточной составляющими смещения отсутствовали периоды стационирования или что они продолжались не более 1—2 суток (это
чаще всего наблюдалось). В последних случаях первый день
стационирования относился к предшествующему е. с. периоду,
а второй день — к последующему.
Повторение одного и того же состояния стратосферного
вихря в течение двух соседних е. с. периодов наблюдалось очень
редко. Циклонический вихрь из стационарного состояния переходил опять в стационарное (но в соседнем районе) лишь с вероятностью 0,15. Западная составляющая смещения сохранялась в двух соседних е. с. периодах с вероятностью 0,19, а восточная составляющая — с вероятностью 0,25. Детальный анализ
каждого из этих случаев (53 случая из 267) показал, что в преобладающем большинстве (39 случаев) однородный характер
смещения стратосферного вихря в двух или нескольких соседних е. с. периодах наблюдался при нарушении характерного,
для данного времени года, стратосферного переноса. Последнее
наблюдалось, как было указано выше, при потеплении в Арктике в холодное время года и при перестройке циркуляции
в стратосфере северного полушария в переходное время года.
Только в 5% (14 из 267) случаев однородный характер смещения в двух соседних е. с. периодах наблюдался при однородном
барическом поле в стратосфере.
Анализ вероятностной матрицы состояния антициклонического вихря показывает, что действительно в однородном барическом поле, характерном для летней стратосферы в северном
полушарии очень малы вероятности сохранения стационарного
состояния (0,09) или западной составляющей смещения (0,06)
в двух соседних е. с. периодах. Но сравнительно велики (0,26)
вероятности сохранения в течение двух и более е. с. периодов
восточной составляющей смещения. Антициклонический вихрь
из стационарного состояния начинает смещаться в восточном
направлении с вероятностью 0,60, а после западной составляющей смещения снова начинается восточная составляющая с вероятностью 0,63. Эти даные указывают на то, что в период господства восточной циркуляции в стратосфере северного полушария центр антициклонического вихря большей частью
смещается с восточной составляющей, хотя указанная выше
цикличность наблюдается и здесь.
С целью показать влияние выявленной цикличности в поведении стратосферных вихрей на развитие атмосферных процессов в тропосфере был проведен совместный анализ, ежедневных карт барической топографии поверхностей 500, 200 и 10 мб
за два года (1958 и 1959 гг.). Исследовались направление и
скорость смещения тропосферных барических
образований
13 Заказ № 93
161
& зависимости от направления перемещения стратосферных вихрей на поверхности 10 мб. Тропосферные барические образования
делились на две группы. К первой группе относились циклоны
и антициклоны, хорошо выраженные на всех высотах в тропосфере, включая и уровень НШ- Ко второй группе относились
барические образования, хорошо выраженные только в нижней
тропосфере (на уровне #500), которым на поверхности 200 мб
соответствовала фронтальная зона. Затем с помощью специальной масштабной линейки определялась скорость смещения каждого барического образования з а периоды, когда стратосферный вихрь cтaциoниpoвaл j смещался с западной или с восточной
составляющей. После этого вычислялась средняя скорость смещения барических центров на поверхности 500 мб за сутки и,
наконец, — средняя скорость их смещения для первой и второй
группы случаев. Результаты этих подсчетов представлены
в табл. 15.
Т а б л и ц а 15
Средняя скорость (км/сутки) смещения тропосферных
барических образований (на уровне Я 5 0 0 ) в зависимости от направления
перемещения стратосферных вихрей на уровне # 1 0 и характера
барического поля на уровне #200 (в знаменателе число случаев)
Направление перемещения вихрей на уровне Ни
Характер поля на уровне Яг00
W
стационарно.е
Е
Барический центр
350
112
290
119
250
128
Фронтальная зона
773
44
776
68
789
54
Даные таблицы показывают, что тропосферные барические
образования, простирающиеся до поверхности 200 мб, смещаются медленнее чем те, которые оформлены только в ее нижней половине. Скорость смещения центров тропосферных барических образований, достигающих по крайней мере уровня Я2оо
зависит от состояния стратосферных вихрей. Когда стратосферный вихрь смещается с западной составляющей тропосферные
барические образования смещаются быстрее (в среднем со скоростью 350 км в сутки). Несколько медленнее (в среднем 290 км
в сутки) они смещаются, когда стратосферный вихрь стационирует и, наконец,—еще медленнее (250 км в сутки), когда
•стратосферный вихрь смещается с восточной составляющей.
Скорость смещения центров тропосферных барических образований, которым соответствует на уровне #200 фронтальная зона,
162!
составляет в среднем около 800 км в сутки (773—779 км) независимо от состояния стратосферного вихря.
Исследование связи между направлением и перемещением
центров барических образований на уровнях Ню и #500 проводилось только для тех тропосферных барических центров, которые прослеживались во всей толще тропосферы и находились
вблизи центра стратосферного циклонического или антициклонического вихрей. Д л я этого был отобран 151 е. с. период
с резко выраженным характером смещения стратосферного
вихря. Из них в 38 е. с. периодах стратосферный вихрь смещался с западной составляющей, в 43 е. с. периодах он стационировал и в 70 е. с. периодах он смещался с восточной составляющей.
Т а б л и ц а 16
Связь (%) между направлением перемещения
барических центров на изобарических
поверхностях 10 и 500 мб
Направление
перемещения
вихрей
на поверхности
10 мб
W
Стационарное
Е
Направление перемещения
барических центров
на поверхности 500 мб
Общее
стационарное
Е
случаев
16
3
5
37
73
число
W
95
47
24
38
43
70
Результаты исследования показывают (табл. 16), что в случаях когда стратосферный вихрь смещается с западной составляющей, тропосферные барические образования, прослеживающиеся до высоких слоев и находящиеся вблизи стратосферных
центров, в 95% случаев смещаются в; том ж е направлении
и с большими скоростями, как было показано в табл. 15. Тропосферные барические центры, находящиеся вблизи центра
стратосферного вихря, смещающегося с восточной составляющей, в 73%' случаев смещаются также с восточной составляющей, а в 24% случаев — с западной составляющей.
Анализ последних случаев показал, что тропосферные барические центры смещаются с западной составляющей в том случае, если они расположены на северной периферии стратосферного циклонического вихря или на значительном расстоянии от
его центра. В тех случаях, когда стратосферный вихрь стационировал, тропосферные барические образования смещались
в 47%' случаев с западной составляющей, в 37% случаев с восточной составляющей и в 16% случаев тоже стационировали.
Поведение тропосферных барических образований зависило от
того, в какой части стратосферного вихря они находились.
10*
163
Выявленная зависимость между стратосферой и тропосферой
может быть использована при составлении периодных прогнозов погоды. В результате совместного анализа карт изобарических поверхностей 500, 200 и 10 мб можно получить указания
о степени устойчивости барического поля в тропосфере в течение е. с. периода, что очень важно для прогноза развития синоптических процессов, а следовательно, и погоды в приземных
слоях атмосферы.
Совместный анализ сборно-кинематических карт е. с. периодов на уровне Яю с картами аномалии температуры 1 нижнего
пятикилометрового слоя тропосферы ( А Я 5 Д ) з а соответствующие дни показал (табл. 17), что обычно к западу от центра
стратосферного циклонического вихря в тропосфере формируется изолированный очаг положительных
аномалий Н\
центр которого расположен севернее 60° с. ш.
Т а б л и ц а 17
Распределение (%) очагов аномалии fljoJjo в зависимости от состояния
и направления перемещения стратосферного вихря на уровне Яю
Состояние
стратосферного
вихря
zy
Az
Направление
Знак ДЯ500о от центра стратосферного вихря
Общее
перемещения
к западу
стратосферного
к востоку
число
случаев
вихря
+
W
0
88
Е
W
0
13
87.
84
16
31
13
87
83
17
30
Е
8
92
92
8
79
-
+
12
12
13
87
80
20
-
88
41
81
19
47
17-
83
65
Известно [84], что изолированные положительные очаги аномалии Яfooо, расположенные в высоких широтах северного полушария (с центром севернее 60° с. ш.), соответствуют высоким
малоподвижным антициклоническим образованиям в тропосфере (блокирующим антициклонам). Такой процесс обычно
устойчив во времени и наблюдается чаще всего в течение двух
и более е. с. периодов. Он является нарушением западно-восточного переноса и определяет сопряженное распределение аномалий Я®ооо над значительной частью северного полушария.
К востоку, юго-востоку и югу от такого антициклона, как правило, наблюдается интенсивная адвекция холода, приводящая
1 Способ составления и использования ежедневных карт изаномал Ншо
для долгосрочных прогнозов погоды изложен в работах [82—87].
164!
к формированию значительных отрицательных аномалий
Последнее способствует в свою очередь выносу тепла в более
восточных районах. К западу от такого изолированного очага,
положительных аномалий наблюдаются как положительные, так
и отрицательные аномалии Я'шо в зависимости от структуры
барического поля в тропосфере и нижней стратосфере.
Из анализа данных табл. 17 видно, что в случаях когда
циклонический вихрь на уровне Я 1 0 смещается с западной или
с восточной составляющей, то в преобладающем большинстве
(соответственно в 88 и 80%) случаев к западу от центра стратосферного вихря в тропосфере наблюдается изолированный
положительный очаг аномалии с центром севернее 60° с. ш.
При стационировании циклонического вихря в 87% случаев
к западу от его центра наблюдаются отрицательные значения
аномалии Я $ $ 0 , а к востоку — положительные значения. Из
работ [82, 84] известно, что такое распределение очагов аномалии Н\<$,о соответствует циклонической завихренности в тропосфере. Сравнение положений центров циклонических вихрей на
уровнях Я5оо, Я2оо и Ню для этих случаев показало, что действительно при указанном распределении очагов А#'$оо> циклоны
имеют почти вертикальную ось и малоподвижны во всей
толще тропосферы и в нижней стратосфере. В остальных случаях термическая структура барических образований в тропосфере и стратосфере разная. Подробное исследование распределения температуры в системе барических центров в тропосфере
и нижней стратосфере на отдельных уровнях проводится в работах [57, 58, 106, 122].
Из данных табл. 17 видно, что к западу от центра антициклонического вихря в 87—92%' случаев наблюдаются отрицательные аномалии Я ^ 0 , а к востоку в 83—92% случаев —
положительные. Лишь в отдельных случаях (8—17%) при
антициклонической циркуляции в стратосфере наблюдалась такая же термическая структура, как и в тропосфере, т. е. под
восточной периферией — отрицательные аномалии Я^ооо> а под
западной периферией — положительные.
Исследование связи между распределением очагов аномаи
лии
состоянием стратосферных вихрей велось также
с точки зрения устойчивости их во времени. Д л я выяснения
этого вопроса изучалось время установления характерного распределения очагов относительно начала е. с, периодов на
уровне Ню- Как показывают данные табл. 18, только в 45%
случаев характерное распределение очагов аномалии установилось одновременно с началом е. с. периодов на уровне Я ! 0 ,
а в остальных 55% случаев оно возникало раньше или позже
начала е. с. периодов на 1—3 дня. В работе [83] показано, что
характерное для е. с. периода в тропосфере поле изаномал
Льтъ
сохраняется, в течение большей его части. Небольшие
165!
изменения появляются в третий день е. с. периода, а за 1—2 дня
до конца е. с. периода происходит резкая перестройка этого
поля, после чего перестраивается и само барическое поле в тропосфере.
Т а б л и ц а 18
Повторяемость ( % ) несоответствия начала е. с. периодов на уровне Ню
и появления характерного распределения аномалии
Состояние
стратосферного
вихря
zy
Az
Направление перемещения
стратосферного
вихря
W
0
Е
Несоответствие, сутки
число
—3
-2
—1
0
1
2
3
случаев
—
15
2
12
19
17
22
15
17
15
4
5
2
41
47
25
29
58
37
3
65
10
19
39
54
16
10
13
7
3
31
30
51
9
10
4
79
45
14
9
2
293
2
1
0
3
3
Е
1
9
23
16
1
9
20
W
—
Общее
—
—
Просмотр соответствующего материала относительно е. с.
периодов на уровне Яю показал следующее. Когда циклонический вихрь в нижней стратосфере смещается с восточной составляющей, находящийся в тропосфере к западу от его центра,
изолированный очаг положительных аномалий Я ш о стационирует или смещается тоже с восточной составляющей, но с меньшими скоростями. К концу е. с. периода указанный очаг A/Zwoo
оказывается на южной периферии стратосферного циклона.
В это же время в тропосфере в тылу циклона, который находится на западной периферии этого очага, наблюдается адвекция холода. Это приводит к перестройке деформационного поля
и началу е. с. периода в тропосфере. Накопление холода к западу от центра стратосферного вихря способствует его стационированию, с чего начинается новый е. с. период на уровне Я 10 .
Следовательно, когда после смещения стратосферного вихря
с восточной составляющей наблюдается е. с. период со стационарным его состоянием, перестройка в тропосфере начинается
раньше, чем в стратосфере.
В периоде стационирования стратосферного вихря, барические образования в тропосфере и очаги аномалии Я ^ 0 смещаются с западной составляющей (см. табл. 16). По восточной
периферии тропосферных циклонов выносятся новые порции
166!
тепла. Меняется структура поля аномалии Яfjjj|0 под западной
периферией стратосферного вихря (он смещается в восточном
направлении). Начинается новый е. с. период на уровне НюС большими скоростями, но также с западной составляющей
смещаются барические центры в тропосфере и очаги аномалии
Н \ П о с л е д н е е приводит к перестройке термобарического
поля в тропосфере. Следовательно, е. с. период в тропосфере
в этих случаях начинается позже, чем в стратосфере.
В тех же случаях, когда стратосферный вихрь меняет направление перемещения без продолжительного периода стационирования, как правило, начало е. с. периодов в стратосфере
и тропосфере совпадает или отличается только на один день.
При этом очаги положительных аномалий # ш о почти всегда
находятся к западу от центра стратосферного вихря и перемещаются в соответствии с его смещением.
Совместный анализ ежедневных карт изаномал //jooo со
сборно-кинематическими картами е. с. периодов на уровне Н 1 0
показал также, что в тех случаях, когда стратосферный вихрь
смещается с севера на юг или с юга на север или когда его
центр находится над полюсом (циркумполярный вихрь) изолированных положительных очагов АЯщю
с центром севернее
60° с. ш. не наблюдается. Поле изаномал в этих случаях характеризуется смещающимися с запада на восток гребнями положительных и ложбинами отрицательных аномалий.
Д л я иллюстрации выявленной связи между процессами в тропосфере и стратосфере ниже приводятся совмещенные сборнокинематические карты положений центров стратосферных вихрей на уровне Н 1 0 и очагов положительных аномалий
расположенных севернее 60° с. ш. Д л я наглядности сборно-кинематические карты е. с. периодов на уровне Н10 были объединены в типы.
При осуществлении типа I стратосферный циклонический
вихрь находится над атлантическим сектором Арктики (между
меридианами 0 и 70° з. д.), а тихоокеанский, атлантический
и азиатский антициклонические центры располагаются в субтропических широтах. Над пространством северного полушария
господствует западный перенос (рис. 43) . В зависимости от направления перемещения стратосферного циклонического вихря
наблюдаются три разновидности типа I.
При типе 1а стратосферный циклонический вихрь стационирует над указанным сектором Арктики, при типе 16 он смещается с западной составляющей и при типе 1в он смещается
с восточной составляющей.
При всех разновидностях типа I в тропосфере наблюдается
-один очаг положительных аномалий
с центром севернее
60° с. ш. Он обычно располагается к западу от центра стратосферного циклонического вихря, когда последний смещается
167!
с западной составляющей, и к востоку от его центра, когда вихрь
стационирует. Однако в обоих случаях указанный очаг в течение е. с. периода смещается с западной составляющей (в северо-восточном, восточном и юго-восточном направлениях), распространяясь по площади на северные районы Европейской территории СССР (рис. 43 а) К
В е. с. периодах, когда стратосферный циклонический вихрь
смещается с восточной составляющей, очаг положительных аномалий Яшм тоже смещается в том же направлении (рис.43 6 ) .
Соответственно распространяются и соседние очаги отрицательных аномалий, расположенных севернее 60° с. ш. Очаги положительных и отрицательных аномалий, наблюдающиеся южнее
60° с. ш., смещаются с западной составляющей в соответствии
с общим переносом в нижней стратосфере и в верхней тропосфере.
Д л я упрощения, на сборные карты нами наносились только
траектории изолированных очагов положительных аномалий
Ншо > расположенных севернее 60° с. ш. Последние, как было
указано выше, определяют характер распределения аномалии
над значительной частью северного полушария и соответственно
характер барического [82] и термического [85] полей в приземных слоях тропосферы.
Типы II, III и IV отличаются от типа I лишь географическим
положением стратосферного циклонического вихря.
При осуществлении типа II, центр циклонического вихря находится над европейским сектором Арктики (между меридианами 0 и 90° в. д.), а тихоокеанский максимум несколько приподнимается к северу, к Берингову проливу.
Тип II также осуществляется в трех вариантах. Когда циклонический вихрь остается малоподвижным над указанным сектором (тип На) или смещается с западной составляющей (тип
116), соответствующий ему изолированный очаг положительных
аномалий Я^"о обычно смещается с западной составляющей
(рис. 44 а). Когда стратосферный циклонический вихрь смещается с восточной составляющей (тип Пв), то и очаг положительных аномалий смещается в том же направлении (рис. 44 6).
Однако во всех этих случаях под восточной периферией тихоокеанского максимума (над западной территорией Канады)
также наблюдается очаг положительных аномалии //fooo с центром севернее 60° с. ш.
При осуществлении типа III, центр стратосферного циклонанаблюдается над азиатским сектором Арктики (между меридианами 90 и 180° в. д.), а при осуществлении типа IV он рас1 На рис. 43' и на последующих сборных картах нанесены не все траектории стратосферного вихря и соответствующих им очагов ДЯ1000. так как.
они часто накладывались друг на друга.
"168
полагается над американским сектором Арктики (между меридианами 180ю в. д. и 70° з. д.). Сборная карта этих типов не приводится.
Тип V характеризуется процессом раздвоения стратосферного циклонического вихря. При этом один центр его смещается
над евразийской частью полушария, второй — над американской
частью. Тихоокеанский антициклон приподнимается на район
Аляски. Атлантический антициклон смещается с восточной составляющей и часто имеет хорошо развитый гребень, ориентированный на район Исландии (рис. 45). При этом раздвоенные
центры не всегда ведут себя согласованно. При смещении одного центра с западной составляющей второй стационирует или
смещается с восточной составляющей. Бывают и такие случаи,
когда оба центра смещаются в одном или в разных направлениях.
Как видно из рис. 45, при осуществлении типа V в тропосфере также наблюдаются два изолированных очага положительных аномалий Я^оо с центром севернее 60° с. ш. Один
очаг располагается над европейским сектором Арктики. Он смещается в большинстве случаев с западной составляющей, а второй очаг формируется обычно над американским сектором
Арктики и смещается чаще всего с восточной составляющей. Последний отделяется от первого очага значительными отрицательными значениями А Я ^ 0 .
Тип VI характеризуется выходом тихоокеанского или атлантического антициклонов в умеренные и северные широты, достигая иногда районов полюса. Это приводит к дальнейшему
размельчению циклонического вихря, возникновению трех и
более центров. Последние все смещаются с восточной или с западной составляющей, или в разных направлениях. При этом
нарушается колебательный характер движения циклонического
вихря, наблюдающегося зимой в стратосфере.
Тип VI осуществляется в трех вариантах. При первом варианте (тип Via) происходит выход тихоокеанского максимума
на американский сектор Арктики. Он обычно «путешествует»
над Канадским Архипелагом, доходит до Гренландии и возвращается обратно на район Алеутских островов (рис. 46 а).
Иногда антициклон смещается к восточным берегам Северной
Америки и превращается в гребень атлантического максимума.
Бывают и такие случаи, когда на район Канады и прилегающих
морей распространяется лишь гребень тихоокеанского максимума или сформировавшееся в нем ядро. Последнее распространяется до центральных районов Канады и возвращается
обратно. Иногда указанный гребень ориентирован на район
Восточной Сибири. Во всех указанных случаях в поле аномалии
#88о наблюдается одно- или двухцентровый очаг положительных аномалий, расположенный над Канадским Архипелагом и
169!
«<ц3«с
а >»
ю
<и кх
о,
u о.
S
м
Я . (мО
«
IЯ-ь
s.
м
£ 5a lо.
н
вs SO
fog
.Saj
Я
s «
7 I
ta Q
«л я £ S
t- a>
g J SS
H ° S
га !§ S
f- с ® 03
о. !
1
«
ta
м
оО)
sкtЯ
sш
s
3
Й® CD
и2
«s
оs аЭ to§
в я
о,
о
ю
и
я
Си
S а
Й
|
м
я«
ef
о
а я
>
с
s
н
to
н
о.
СО
га ej
К
а О.
«
га
к S
и
о
а) W
В" К
К в0J
н
га га
S
о о
№ VO
К о
« а)
О
я
а. 5
о о
ю чо
и >»
ю
о"
я
Си
с
s
Еcs' со
Си
•
га ё
со S
« К°
и х
U
К
сз та
S И
Н
ЕГ
%
к \о о
Ко
. а;3
О
И
О, йи
°
§
юg
U
СQ
О
я
а,
13
Заказ № 93
3075
Гренландией или над азиатским сектором Арктики. Очаг в течение всего периода осуществления типа VI устойчиво держится
над указанными районами, несколько мигрируя то в западном,
то в восточном направлении.
Н а д евразийским сектором полушария очаги положительных
аномалий располагаются как севернее, так и южнее 60° с. ш.
в зависимости от положения циклонических центров. Они обычно
не изолированы с юга и образуют чередующиеся системы ввиде
гребней положительных и ложбин отрицательных аномалий,
смещающихся с запада на восток.
Второй вариант типа VI (тип VI6) характеризуется усилением гребня атлантического максимума, в системе которого
устанавливается самостоятельная антициклоническая циркуляция над островами Великобритании, Исландии и над Норвежским морем. Сформировавшийся антициклон смещается над
территорией Западной, а иногда и Центральной Европы. Циклонические вихри переходят на азиатскую и американскую части
полушария (рис. 46 6).
В поле аномалии Я ш о изолированный очаг положительных
аномалий наблюдается под восточной периферией указанного
гребня или ядра и смещается с ними в восточном направлении.
Второй изолированный очаг положительных аномалий -^IOOO
наблюдается к западу от центра циклонического вихря, находящегося над американским сектором Арктики.
При третьем варианте типа VI (тип VIB) наблюдается одновременное смещение тихоокеанского и атлантического максимумов в высокие широты северного полушария (рис. 46 в).
Тихоокеанский максимум смещается на территорию Восточной
Сибири, доходит до Таймырского полуострова, затем поворачивает и через американский сектор Арктики уходит на район
Алеутских островов. В это ж е время в гребне атлантического
максимума
возникает
самостоятельный
антициклонический
центр, который т а к ж е совершает петлеобразную траекторию
над районами Гренландии и Исландии и, возвращаясь опять на
северные районы Атлантического океана, разрушается. Н а д
восточной Европой и западом Америки наблюдаются уходящие
в юго-западном направлении циклонические центры.
В поле аномалии Я щ о обнаруживаются два изолированных
очага положительных аномалий с центром севернее 60° с. ш.
Один очаг располагается над Гренландией и прилегающими
районами Канады, второй — над Беринговым проливом и прилегающими районами Аляски и Чукотки. Очаги смещаются то
с восточной, то с западной составляющей в соответствии со смещением стратосферных максимумов.
Все три варианта типа VI осуществляются при стратосферных потеплениях в Арктике. Н а анализе потеплений, наблюдавшихся в течение рассматриваемого периода, остановимся ниже.
178!
При осуществлении типа VII стратосферный антициклонический вихрь занимает Арктический бассейн. Он смещается то
с западной, то с восточной составляющей, переходя из одного
сектора Арктики в другой. В умеренных широтах северного полушария наблюдается циклоническая циркуляция, обусловленная отдельными неглубокими циклоническими вихрями, смещающимися в основном с восточной составляющей. При этом
восточный перенос устанавливается только в северных широтах;
в умеренных и южных широтах северного полушария господствует еще западный перенос, но значительно ослабевший
(рис. 47).
Тип VIII характеризуется установлением восточного переноса
над всем северным полушарием. Центр стратосферного антициклонического вихря мигрирует в районе полюса. Наблюдаются периоды стационирования и периоды смещения антициклонического вихря то с западной, то с восточной составляющей.
Однако траектории их смещения невелики, они обычно не выходят за пределы 75° с. ш. (рис. 48).
Изолированные очаги положительных аномалий располагаются, так ж е как и при типе VII, под восточной периферией
стратосферного антициклонического вихря. Положение очагов
меняется в связи с перемещением центра самого вихря. В соответствии с географическим положением изолированного положительного очага наблюдается сопряженное поле изаномал и на
остальном пространстве северного полушария. Различие заключается в том, что очаги положительных аномалий при типе VIII
менее интенсивны. И вообще поле изаномал при типе VIII менее контрастно, чем при всех остальных типах макроциркуляции
в стратосфере. Анализ интенсивности изолированных очагов
положительных аномалий
расположенных севернее 60°
с. ш., показал, что в зимнее и переходное время года интенсивность их чаще всего (в 62% случаев) колеблется от 16 до
36 дкм. Очень редко наблюдаются очаги интенсивности 4—8 и
40—48 дкм. Кроме того, из просмотра последовательных карт
изаномал Я дао за каждый день легко установить траекторию
их смещения. Обычно они смещаются из районов Атлантического и Тихого океанов. В летнее ж е время интенсивность изолированных очагов положительных аномалий Я^оо в 77%'случаев колеблется в пределах 8—16 дкм, как правило, они стационарны. Возникают очаги то над одним, то над другим сектором
Арктики, преимущественно под восточной периферией мигрирующегося стратосферного вихря. Часто такие образования наблюдаются над двумя соседними секторами Арктики. Можно
предполагать, что появление их над арктическим бассейном летом есть результат нисходящих движений теплого воздуха из
стратосферы.
Тип IX характеризуется раздвоением стратосферного анти10*
179
с
s
н
Си о
киз ко.
S
то »rj
М
ой)
к
В" кп
к^ жg
И
вW ° а)
0 а
1О* sо
о ч
ю
и «^
я
Си
циклонического вихря. При этом один центр возникает над евразийским сектором Арктики, второй— над американским.
В северных районах Атлантического и Тихого океанов появляются вначале ложбины, а затем частные циклоны (рис. 49).
Этот тип осуществляется обычно в переходный период перед
восстановлением в стратосфере зимнего циклонического режима
циркуляции. Оба антициклонических вихря, в период осуществления типа IX, смещаются в южном и юго-восточном направлениях, а затем направляются к западу или к востоку.
Изолированные очаги положительных аномалий Я||$ 0 с центром севернее 60° с. ш. наблюдаются редко и только в начале
периода раздваивания, а затем, когда антициклонические вихри
опускаются в более южные районы, поле аномалии Я|{$0 характеризуется смещающимися с запада на восток гребнями положительных и ложбинами отрицательных аномалий.
При осуществлении типа X раздвоенные антициклонические
центры уходят из европейского и американского секторов северного полушария на район Алеутских островов. Углубляющийся
циклонический вихрь из районов Аляски, перемещается на евразийский сектор Арктики (рис. 50). При осуществлении типа X
опять появляются изолированные очаги положительных аномалий
с центром севернее 60° с. ш., сопряженные по вертикали с положением центра стратосферного циклона.
Таким образом, после типа X восстанавливается в стратосфере зимний цик'лонический режим циркуляции.
Из работ [82, 84] известно, что положительным значениям
аномалии Я ^ 0 соответствуют в тропосфере высотный гребень
или антициклон (если очаг положительных аномалий изолирован), а отрицательным значениям — высотная ложбина или
циклон.
Просмотр сборных карт всех типов макроциркуляции в стратосфере показал, что в холодное время года очаги положительных аномалий
чаще всего концентрируются над атлантическим сектором Арктики, над Скандинавией и прилегающими
районами Баренцева моря и над Аляской, что соответствует сезонным малоподвижным гребням или блокирующим антициклонам в тропосфере (см. рис. 3). Н а д сопряженными районами,
которые остались пустыми на наших сборных картах (т. е. над
материками Европы, Азии и Америки), располагаются в большинстве случаев отрицательные аномалии Я ^ й или, что то ж е
самое, сезонные малоподвижные ложбины (см. рис. 3).
Изложенный выше материал показал, что в зависимости от
того,; малоподвижны ли стратосферные вихри или они смещаются с западной или восточной составляющей, циркуляция
в тропосфере и соответствующее ей распределение аномалии
Я 5 А над пространством северного полушария развивается поразному.
382!
X
с
к
Е—1
S м
о.
га .а
«
«В
Яs
s я
2й «s
ш
° gэ
ю
ОS
К
Он
Таблица
19
Повторяемость типов макроциркуляции в стратосфере северного полушария
с 1958 по 1964 г. (общее число е. с. периодов 416)
Тип макроциркуляции . . . .
Повторяемость,
%
I
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
12
18
2
7
11
14
10
22
4
2
В табл. 19 приводится общая повторяемость каждого типа
макроциркуляции на поверхности 10 мб с января 1958 г. noиюнь 1964 г. Из данных таблицы видно, что в стратосфере северного полушария чаще наблюдаются типы V I I I (22%) и I I
(18%). Частая повторяемость типа V I I I указывает на однородный характер циркуляции в летней стратосфере. Этого нельзя
сказать о режиме циркуляции в стратосфере зимой.
Данные табл. 19 показывают, что зимние типы циркуляции
(типы I—VI) очень неустойчивы как во времени, так и в пространстве. Как указывалось, наибольшую повторяемость имеют
типы II (18%) и I (12%), когда центр циклонического вихря
находится над европейским или атлантическим секторами Арктики. Очень редки случаи, когда центр стратосферного циклона
располагается над американским (4%) или азиатским сектором
(2%) Арктики (типы III и IV). Эти данные совпадают с выводами других авторов [29, 58, 72], занимавшихся исследованием
положения циклонического вихря в зимней стратосфере.
В работе [29] на рис. 1 приводится карта повторяемости циклонических центров на изобарической поверхности 50 мб в холодное время года (октябрь—март). На этом рисунке видно,
что на изобарической поверхности 50 мб в среднем за зимний
период область наибольшей повторяемости циклонов имеет вытянутую форму от северной части Западной Сибири через полюс
на Канадский Архипелаг с максимумом над Таймырским полуостровом.
Из приведенной в работе [58] табл. 1 следует, что и на более
высоких уровнях (30—10 мб) наибольшая повторяемость полярного циклона (31—27% всех дней холодного полугодия) наблюдается над северо-западом Азии и севером Европы и над прилегающими к ним арктическими морями. В этой же работе анализируются случаи раздвоения полярного циклона. Приведенная
статистика показывает, что двухцентровый циклонический вихрь
в стратосфере наблюдается в 24% дней зимнего полугодия. По
нашим подсчетам, раздвоение полярного циклона (тип V) наблюдалось в среднем в 11% случаев от общего числа е. с. периодов в году.
Исследованием остальных типов циркуляции в стратосфере
северного полушария занимались очень мало, хотя повторяемость некоторых из них (типов VI и VII) сравнительно велика
185
{соответственно 14 и 10%). Очень редко наблюдаются типы IX
(4%') и X (2%).
До сих пор изучение циркуляции на высоких уровнях велось
в основном с помощью средних месячных карт и разбора отдельных случаев. Поэтому недостаточно изучена последовательность преобразований макроциркуляции в стратосфере внутри
сезона и при переходе к следующему сезону. Настоящее исследование, проведенное нами с помощью сборно-кинематических
карт стратосферных вихрей, позволило выявить ряд особенностей в последовательном развитии типов макроциркуляции.
Остановимся подробно на особенностях крупномасштабных
преобразований в стратосфере во время потеплений в Арктике
и в переходное время года.
§ 2, Последовательность преобразований отдельных типов
макроциркуляций в стратосфере во время зимних потеплений
в Арктике
Существует ряд гипотез о причинах резких потеплений
в стратосфере над полярными и умеренными широтами зимой.
Одни авторы объясняют это изменением солнечной активности [81, 93, 181], другие — колебаниями лучистой энергии, поступающей на верхнюю границу атмосферы [207], озоном и нисходящими движениями воздуха и его адиабатическим нагреванием
[27, 207, 223, 237 и др.], адвекцией теплового воздуха из средних
широт [22, 36, 224] или д а ж е из теплого полушария [45], или
одновременным действием адвекции и нисходящих движений,
связанных с интенсивной циклонической и антициклонической
деятельностью и усиливающейся меридиональной циркуляцией
в тропосфере [55, 56, 72, 73, 223].
В работах [75, 76] с помощью объективных количественных
характеристик (индексов зональной и меридиональной циркуляции и характера вертикальных движений воздуха) показано,
что усиление меридиональной циркуляции происходит сначала
в тропосфере, затем в нижней и лишь позже в средней стратосфере. В работе [56] приведены расчеты адвективных, адиабатических и фактических изменений температуры на всех уровнях при стратосферных потеплениях в Арктике. Выполненные
расчеты показали, что главной причиной потеплений в стратосфере над Центральной Арктикой является интенсивный междуширотный обмен, происходящий при резко выраженных меридиональных преобразованиях термобарического поля в тропосфере и стратосфере.
Сравнение приведенных в указанных выше исследованиях
дат стратосферных потеплений в Арктике с началами'выделенных нами типов макроциркуляции на поверхности 10 мб пока186!
зало, что во время потеплений в стратосфере над умеренными
и высокими широтами северного полушария, осуществляются
типы V и VI. Причем начало потеплений, как правило, совпадает с типом V, а продолжительность их над Центральной Арктикой зависит от того, в каком направлении развивается гребень
тихоокеанского или атлантического максимумов, усиливающихся
после раздвоения циклонического вихря.
Исследования стратосферных потеплений в Центральной
Арктике проводились до сих пор главным образом по данным
отдельных станций, при этом анализировались резко выраженные случаи потеплений.
В настоящем исследовании сделана попытка дать анализ
макроциркуляции в стратосфере северного полушария, обусловливающей потепление в средних и высоких широтах в холодное время года (октябрь—февраль). Март не рассматривается,
так как иногда s этом месяце у ж е начинается перестройка стратосферы на летний режим. Кроме того, приведенные в литературе даты стратосферных потеплений приходятся именно на
период октябрь—февраль. С этой целью вначале по картам # ю
отбирались все случаи раздвоения стратосферного вихря. За
исследуемый ряд лет обнаружилось 14 случаев, когда стратосферный циклонический вихрь в холодное время года раздваивался. Анализ полей аномалии Я fgoo за несколько дней до раздвоения циклонического вихря показал, что перед осуществлением типа V в холодное время года в тропосфере начинается
резкое усиление меридиональности, обусловленное интенсивным
выносом тепла сначала с Атлантического, а затем с Тихого
океанов. В поле аномалий ЯЦооо это проявлялось формированием интенсивного очага положительных аномалий с центром
севернее 60° с. ш. Максимальная интенсивность указанных очагов и заблаговременность их появления над отдельными секторами Арктики представлена в табл. 20.
Данные таблицы показывают, что, как правило, с заблаговременностью 1—7 суток (в двух случаях это было за 9—12 суток) в тропосфере перед раздвоением циклонического вихря на
поверхности 10 мб над атлантическим или европейским секторами Арктики формируется очаг положительных аномалий
//?ооо интенсивностью 18—44 дкм. При этом в восточных и юговосточных районах усиливаются сопряженные очаги отрицательных аномалий тоже большой интенсивности. Последние в свою
очередь обусловливают интенсивный вынос тепла с Тихого
океана на американский и азиатский сектора Арктики. Таким
образом, устанавливается двухсторонняя адвекция тепла над
районом полюса. Через несколько дней над полюсом также появляются положительные аномалии Я ^ .
Как показывают данные табл. 20 в 8 (64%) случаях с заблаговременностью 0—2 суток до раздвоения циклонического
187!
Т а б л и ц а 19
Интенсивность (и) (дкм) очагов положительных аномалий Я^од
над отдельными секторами Арктики и заблаговременность
их появления (з) (дни) перед раздвоением стратосферного вихря
на поверхности 10 мб
Сектор Арктики
раздвоения
атлантический
европейский
азиатский
американский
циклонического
и
3
и
3
и
3
и
3
и
3
44
2
5
30
5
9
26
4
28
9
1960 г.
28
29
1
7
42
24
1
12
29
3
2
1
32
5
0
0
5
2
1
7
2
22
25
16
8
1
28
33
17
24
1961 г.
14
2
18
1
1
3
2
17
26
17
1962 г.
3
20
0
4
4
1
1
1
0
29
.4
28
26
8
5
12
1963 г.
6
7
2
4
3
12
5
2
2
2
0
4
4
21
1959 г. ,41
24
27
28
27
1
23
28
22
22
19
20
13
15
18
вихря
22/1
12/XI
28/1
7/XII
7/1
231X1
23/XII
12/Х
9/XI
15/XII
28/1
5/Х
8/XI
15/1
райор полюса
севернее 80°
1958 г.
вихря над северным полюсом появлялись положительные аномалии #1000, равные 8—33 дкм. В двух случаях положительные
аномалии Я|ооо н а Д Северным полюсом обнаруживались з а
5—7 суток до раздвоения, а в трех случаях (12/Х, 15/Х 11 19.61 г.
и 15/1 1963 г.) над указанным районом удерживались отрицательные аномалии как: до раздвоения стратосферного циклона,
так и после.
Исследование последующего развития процессов в стратосфере показало, что начавшаяся меридиональность в нижней
тропосфере через 1—3 суток распространяется на верхнюю тропосферу и нижнюю стратосферу. Появившиеся два центра окончательно разъединяются, отдаляясь друг от дру^а. Появляется
хорошо выраженное деформационное поле. Создаются благоприятные условия для развития гребня тихоокеанского или атлантического максимумов и для дальнейшего перемещения самих антициклонов или ядер над умеренными и высокими широтами. Таким образом, после типа V появляется тип VI. И з
выявленных нами 14 случаев раздвоения циклонического вихря
в 11 случаях (79%') над северным полушарием устанавливается
тип VI в том или ином варианте. Характерно то, что тип VI
не возникал или был очень слабо выражен именно в тех случаях, когда до и во время раздвоения циклонического вихря над
188
полюсом сохранялись отрицательные значения аномалии Н \
(12/Х и 15/XII 1961 г.) или они были небольшими положительными (до 5. дкм, например, 5/Х 1962 г.). В последних случаях
не обнаружены и потепления в стратосфере Арктики. Появившиеся два центра через 1—2 е. с. периода снова объединялись,
и тип VI не осуществлялся.
Во всех, остальных случаях за 1—3 дня до раздвоения стратосферного вихря в тропосфере устанавливалась полоса положительных аномалий # ш 0
от Атлантического океана через
полюс (или через район Канады и _ прилегающий сектор Арктики, как было, например, перед раздвоением, начавшимся
15/1 1963 г.) до Тихого океана. Появление второго циклонического центра формирует деформационное поле, которое способствует ослаблению основного западного переноса в стратосфере
и благоприятствует смещению тихоокеанского или атлантического максимумов в северные широты. Поэтому в следующем
е. с. периоде или через 2—3 е. с. периода начинается смещение
антициклона в высокие широты северного полушария. Период
«путешествия» антициклонов над умеренными и высокими широтами продолжается примерно в течение 3—7 е. с. периодов.
Циклонические вихри в это время размельчаются (появляются
3 центра и более) и продолжают смещаться в умеренные и
южные широты северного полушария. После типа VI обычно
возобновляется тип V, который является уже не процессом раздвоения стратосферного вихря, а наоборот, процессом его восстановления. Он приводит к тому, что в стратосфере устанавливается опять одноцентровый циклонический вихрь с центром над
тем или иным сектором северного полушария. Таким образом,
подтверждаются выводы работ [55, 56, 72, 73, 223] о том, что
стратосферным потеплениям предшествует интенсивная циклоническая деятельность в тропосфере, сопровождающаяся выносом тепла в высокие широты, и развитие резкой меридиональное™ как в тропосфере, так ь в стратосфере.
В табл. 21 приводятся даты и продолжительность существования типов V и VI, обусловливающих стратосферные потепления в умеренных и высоких широтах северного полушария в холодное время года за 1958—1963 гг.
Данные табл. 21 показывают, что потепление в зимней стратосфере происходит почти каждый год 1—3 раза и в основном
в январе — феврале и ноябре — декабре. З а рассматриваемый
ряд лет было отмечено 14 случаев потеплений. В девяти случаях они были интенсивными. Из них в восьми случаях на
уровне Яю наблюдалось смещение стратосферного антициклона
из района Алеутских островов через американский сектор Арктики на северную Америку и обратно-на район Тихого океана
(см. рис. 46 а ) . В декабре 1960 г. и в ноябре 1961 г. антициклон
смещался дальше на северные районы Атлантического океана
189!
Т а б л и ц а 19
Последовательность преобразования типов макроциркуляции,
обусловливающих зимние потепления в стратосфере северного полушария
(в числителе — даты осуществления типов, в знаменателе —
число е. с. периодов с данным типом)
Год
1958
Периоды потеплений
по типу V
Периоды потеплений
по типу VI
Периоды после потеплений
(восстановление типа V)
22—31/1
2
1—19/II
4
20—23/II
1
1—7/X
1
17/XI—11/XII
4
12—25/XII
3
15—23/1
2
24—27/1
1
28—31/1
1
1—25/II
5
26/II—1/III
1
7—10/ХП
1
11—31/XII
4
1—6/1—60
1
7—10/1
1
11—22/1
3
23—26/1
1
16/Х—12/XI
6
13—17/XI
1
23—29/XI"
1
30/XI—17/XII
3
18—22/XII
1
23/XII—7/1
3
8—24/1
3
25—28/1
1
9—14/XI
1
15—27/XI
3
28/XI—1/XII
1
28—31/1
1
1—19/11
4
8—16/XI
2
17/XI— 17/XII
7
18—25/XII
2
15—22/1
2
23/1—24/II
6
25/II—3/Ш
1
12—16/XI
1
1959
1960
1961
1962
1963
190
и превращался в гребень атлантического максимума. В одном
случае (февраль 1963 г.) интенсивное потепление на уровне Н 1 0
было обусловлено одновременным выходом тихоокеанского и
атлантического антициклонов на районы соответственно Восточной Сибири и Гренландии (см. рис. 46 в). В пяти случаях стратосферные потепления были слабыми. На уровне # ю они выражались гребнем тихоокеанского или атлантического максимума,
вытянутого к северу до полярного круга и даже севернее (октябрь 1958 г., декабрь, январь и февраль 1959 г. и январь
1960 г.).
Анализ данных табл. 21 показывает, что в стратосфере северного полушария в 86% случаев продолжительность зимних
потеплений колеблется от трех до семи е. с. периодов. В 75%'
случаев до потеплений и после них наблюдаются два циклонически? вихря на уровне Ню. Только в трех случаях (в октябре
1958 г., в январе 1959 г. и в октябре 1960 г.) отсутствовал хорошо выраженный двухцентровый циклон, но была вытянутая
над американским континентом ложбина. Как раз в этих случаях потепление по типу VI выражалось лишь развитием гребня,
смещения антициклона не наблюдалось.
Исследование полей аномалии #iooo
при осуществлении
типа VI показало, что распределение очагов аномалии в тропосфере зависит от того, над каким районом Арктики ориентирован стратосферный гребень.
При осуществлении типа Via, когда на поверхности 10 мб
наблюдается перемещение тихоокеанского максимума над районами полюса и над северной частью Америки, изолированный
очаг положительных аномалий Ящю большой интенсивности
наблюдается под восточной периферией этого смещающегося
антициклона. Н а д южной половиной северной Америки и северо-восточными районами Атлантического океана формируется
сопряженное поле отрицательных аномалий, а над Восточной
Европой — сопряженное поле положительных аномалий //!ооо«
При осуществлении типа V i a в слабом варианте, когда над
Аляской или Чукоткой наблюдается лишь гребень тихоокеанского максимума, изолированный положительный очаг аномалии Н\$,0 занимает лишь западные районы Канады. Над восточными районами Канады и над Гренландией наблюдается
сопряженное поле отрицательных аномалий
а над Севером Атлантического океана — поле положительных аномалий.
Н а д Европейским сектором полушария располагается изолированный очаг положительных аномалий Н \ с центром западнее стратосферного циклона, обусловливая сопряженное распределение аномалии в остальных районах восточного полушария.
При потеплениях, осуществляющихся по типу VI6, на поверхности 10 мб наблюдается развитие гребня атлантического
191!
максимума (октябрь 1958 г.) над умеренными и высокими широтами. При этом изолированный очаг положительных аномалий
Н\goo наблюдается под восточной периферией этого гребня, т. е.
над Европой. Тогда к востоку от Урала формируется сопряженное поле отрицательных аномалий.
Таким образом, если проанализировать все случаи потеплений в стратосфере зимой с точки зрения распределения очагов
тепла и холода в тропосфере над Европейской территорией
СССР и Западной Сибирью, то оказывается, что при потеплениях, происходящих по типам. Via и VIб, над указанными районами чаще формируются положительные значения аномалий
Нfooo- Только при слабых потеплениях, обусловленных лишь
развитием гребня тихоокеанского максимума, над северными
районами Европейской территории СССР и Западной Сибирью
формируются отрицательные аномалии Яшо- Когда стратосферные вихри смешаются с восточной (с западной) составляющей, отрицательные аномалии в указанных районах устойчивы
(быстро сменяются положительными их значениями).
Очень устойчивым было распределение очагов аномалии
в тропосфере в период стратосферных потеплений в феврале
1963 г. (тип VIB), когда тихоокеанский и атлантический максимумы одновременно смещались соответственно на территории
Восточной Сибири и Гренландии. В течение трех е. с. периодов
над всей Азиатской территорией СССР и над районами Гренландского и Норвежского морей наблюдались положительные
значения аномалии большой интенсивности, а над Европой —
отрицательные значения. Указанное распределение нарушилось
лишь тогда, когда тихоокеанский максимум перемещался на
американский сектор Арктики.
Имея в виду существующее соответствие между полями изаномал
и температурой воздуха в приземных слоях [85],
мы попытались выявить связь между распределением аномалии
средней месячной температуры воздуха и преобладающим в течение месяца характером циркуляции в стратосфере. Рассматривалось в основном холодное время года с периодами потеплений.
Приведенный выше материал показал, что зимой чаще всего
стратосферный циклонический вихрь наблюдается над атлантическим и европейским секторами Арктики. Несмотря на то что
изолированный очаг положительных аномалий Ящю наблюдается к западу от их центра, распределение аномалии /^шо
по знаку в сопряженных районах зависит от того, с какой составляющей смещается стратосферный вихрь. Поэтому при исследовании связи между особенностями барического поля
в стратосфере и распределением температуры в приземных слоях
тропосферы подсчитывалось количество е. с. периодов с западной составляющей смещения стратосферного вихря, с восточной
192!
составляющей и число е. с. периодов со стационарным его состоянием в течение месяца.
Обычно в течение календарного месяца наблюдается пятьшесть е. с. периодов, поэтому все рассматриваемые случаи были
разбиты на три группы. К первой группе относились случаи,
когда в течение месяца наблюдалось более трех е. с. периодов
с восточной составляющей смещения стратосферного циклонического вихря, ко второй группе, — когда около половины месяца наблюдалась восточная составляющая смещения стратосферного вихря, и к третьей группе, — когда в течение месяца
е. с. периодов с восточной циркуляцией было менее трех. Результат этого исследования представлен в табл. 22.
Т а б л и ц а 22
Связь (%) между количеством е. с. периодов с восточной составляющей
смещения стратосферного вихря и распределением аномалии
средней месячной температуры воздуха над Европейской
территорией СССР и Западной Сибирью
Тип
Число е. с.
циркуляпериодов
ции
с восточной
на уровне составляющей
п 10
смещения
I
И
VI
II
Распределение аномалии средней месячной
температуры воздуха
+
>3
3
<3
25
82
>3
3
<3
83
60
+
-
+
Общее
число
-
+
+-
ОКОЛО
нормы
случаев
25
6
25
7
4
17
86
14
—
—
—
—
—
25
6
—
—
—
20
—
—
6
,
—
20
100
17
—
3
6
5
Данные таблицы ясно свидетельствуют о существовании
синхронной связи между распределением аномалии средней месячной температуры воздуха в приземных слоях и состоянием
стратосферного вихря на поверхности 10 мб. Когда в течение
месяца в стратосфере преобладает восточная составляющая
смещения циклонического вихря, над Европейской территорией
СССР и Западной Сибирью в 86% случаев наблюдается отрицательная аномалия средней месячной температуры воздуха.
И, наоборот, когда в течение большей части месяца наблюдается
западная составляющая смещения циклонического вихря или
его стационирование, то в 82% случаев в указанных районах
средняя месячная температура воздуха положительная.
При стратосферных потеплениях по типу VI распределение
аномалии средней месячной температуры воздуха оказалось несколько иным. Когда в течение большей части месяца наблюдалась восточная составляющая смещения стратосферных вихрей, то в северной половине указанных районов формировалась
13
Заказ № 93
193
отрицательная аномалия средней месячной температуры воздуха, а в южной половине — положительная. Если же в течение
большей части месяца стратосферные вихри смещались с западной составляющей или стационировали, то над Европейской территорией СССР и Западной Сибирью наблюдалась положительная аномалия средней месячной температуры воздуха. Этот
вывод имеет большое практическое значение и может быть использован при составлении как периодных и декадных, так и
месячных прогнозов погоды.
В частности, при составлении месячных прогнозов погоды
могут быть использованы особенности барического поля в стратосфере при зимних потеплениях. Как было изложено выше,
стратосфера длительное время «готовится» перед потеплением.
Вначале начинается интенсивный вынос тепла в тропосфере,
затем стратосферный циклонический вихрь раздваивается и
только через несколько е. с. периодов наступает заметное меридиональное преобразование барического поля в стратосфере.
Последнее осуществляется довольно продолжительное время,
соответствующим образом перестраивая циркуляцию в тропосфере и нарушая цикличность в направлении перемещения
стратосферного циклонического вихря. Эти особенности перестройки стратосферы перед и во время потеплений позволяют
использовать выявленные выше связи при составлении месячных прогнозов погоды с определенной заблаговременностью,
которая будет зависеть от времени появления предвестников потеплений в стратосфере.
§ 3. Последовательность преобразований отдельных типов
макроциркуляции в стратосфере в переходное время года
В работе И. Г. Пчелко [79] подробно разбирается процесс
преобразования стратосферы на антициклонический режим весной 1958 и 1959 гг. Это исследование и ряд других показали,
что указанный переход от года к году осуществляется неодинаково и в разные сроки. По исследованию [236] в средних широтах переход стратосферы от циклонического режима к антициклоническому осуществляется в среднем 1 мая. Установившаяся
после этого антициклоническая циркуляция длится около
4,7 месяца. Переход стратосферы к зимнему циклоническому
режиму осуществляется в среднем 12 сентября и циклоническая
циркуляция длится примерно 7,3 месяца. Однако известно, что
процесс перехода осуществляется постепенно сверху вниз. В зависимости от того, какой уровень рассматривается и что принимается в качестве критерия перехода, эта дата у отдельных
авторов оказалась разной. Одни считают, что признаком перестройки стратосферы на летний режим является появление ан"194
тициклона в приполярных широтах, другие — появление его над
полюсом или севернее 80° с. ш.
В работе [26] предлагается принять в качестве критерия перехода циркуляции в стратосфере от зимнего режима к летнему
на данном уровне дату, когда центр стратосферного антициклона начинает устойчиво занимать более северное положение,
чем центр господствующего до этого циклона. Аналогично за
дату восстановления зимнего режима в стратосфере предполагается принять момент, когда диклон устойчиво занимает более
северное положение, чем антициклон. Приведенные в работе [26]
графики изменения во времени широты положения центров циклонов и антициклонов на поверхности 10 мб за 1958—1963 гг.
показывают, что действительно время перехода стратосферы на
антициклонический режим в отдельные годы разное. Так, в 1959
и 1961 гг. наблюдались ранние сроки перехода, а в 1958, 1960,
1962 и 1963 гг. — поздние. Авторы указанной статьи усматривают двухгодичную цикличность в сроках появления стратосферного антициклона и связывают ее с циклоническими колебаниями западного и восточного ветра в экваториальной стратосфере, выявленными A. JI. Кацем в работе [44].
Сравнение выявленных в работе [26] дат перехода стратосферы (на уровне # ю ) на антициклонический режим с выявленными в настоящем исследовании типами макроциркуляции
на том же уровне показало, что даты перехода почти совпадают
с началом осуществления типа VI в весенний период. Разница
оказалась около 3—5 дней, только в двух случаях (в 1959 и
1963 гг.) она превышала 5 дней.
В табл. 23 приводятся даты последовательного осуществления отдельных типов макроциркуляции в стратосфере в теплое
время года. Из таблицы видно, что из года в год перестройка
стратосферы на летний режим осуществляется в определенной
последовательности. Во всех рассматриваемых годах перестройка начиналась с типа Via. Однако перед осуществлением типа
Via, так же как и при зимних потеплениях, циклонический
вихрь, располагающийся, как правило, над европейским сектором
Арктики (тип II), раздваивается; осуществляется тип V, формируется деформационное поле и через один—три е. с. периода
тихоокеанский антициклон смещается на район Канады, а иногда и Арктики. Циклонические центры постепенно ослабевают
и смещаются в умеренные широты Евразии и южные широты
Америки. Начинает осуществляться тип Via. Появление антициклона весной над высокими широтами считается началом перестройки. Действительно, появившись весной над умеренными
и высокими широтами северного полушария, тихоокеанский
максимум уже не исчезает. Он устойчиво держится над Канадой
и американским сектором Арктики в течение 2—8 е. с. периодов,
постепенно усиливаясь и смещаясь в более северные районы,
10*
195
Т а б л и ц а 19
Последовательность преобразований типов макроциркуляции летом
и в переходное время года (в числителе — дата начала типа,
в знаменателе — число е. с. периодов с данным типом)
Год
Типы
циркуляции
до перестройки
Типы
Типы циркуляции летом и в переходное время
циркуляции
после
V
Via
VII
VIII
X
X
перестройки
1958
II
28/IV
1
3/V
1
17/V
1
24/V 27/VIII 31/VIII
16
1
1
1959
II
26/11
1
2/III
6
3/IV
7
13/V
19
18/VIII
26/1II
1
6/IV
25/IV
6
23/V
16
19/VIII 31/VIII
2
1
4 / I X , тип I I
3
1/III
8
10/IV
6
9/V
18
14/VIII 27/VIII
2
2
5 / I X , тип I I
14/V
4
29/V
14
19/VIII 28/VIII
3
1
3 / I X , тип I
20/VIII
2
1960
II
1961
II
24/II
1
1962
II
17/ IV 2 6 / I V
2
2
1963
II
26/111
3
11/IV
7
15/V
4
4/VI
13
1964
II
3/III
2
13/III 23/1II
2
13
25 / V
3
1/IX
1
1/IX
2
10/IX, ТИП I I
9 / I X , тип I
14/1X, тип IV
но находясь все время в гребне, ориентированном с районов
Тихого океана. При этом сохраняется резко выраженная меридиональность в стратосфере и асимметричное расположение
относительно полюса циклонических и антициклонических полей.
Когда указанный антициклон располагается над полюсом и изолируется от южной антициклонической системы, появляется
тип VII. Как указывалось выше, тип VII характеризуется установлением восточной циркуляции над полярными областями и
северной половиной средней полосы, а над южной половиной
средней полосы и над субтропической зоной сохраняется еще
западная циркуляция, но намного ослабевшая. Период осуществления типа VII колеблется в широких пределах (от 1 до
13 е. с. периодов). В годы с ранним переходом стратосферы на
летний режим (1959, 1961 и 1964 гг.) продолжительность типа
VII больше, чем в годы с поздним переходом.
При осуществлении типа VII стратосферный антициклон все
время усиливается, оставаясь в районе полюса, и совершает
колебательные движения то с восточной, то с западной соста196
вляющей. В мае над всем полушарием устанавливается восточный перенос, начинается тип VIII; только в 1963 г. он начал
осуществляться с 4 июня. Продолжительность типа VIII очень
мало колеблется из года в год (от 13 до 18 е. с. периодов).
Как видно из табл. 23, во второй половине августа начинается раздвоение антициклонического вихря и осуществляется
тип IX. Затем оба антициклона спускаются в умеренные широты, на территорию Евразии и Америки, и далее уходят на
район Алеутских островов, уступая место циклоническим образованиям. Так осуществляется тип X. Продолжительность типов
IX и X небольшая (1—3 е. с. периода). В первой половине сентября в стратосфере снова устанавливается циклонический режим циркуляции. Чаще всего (три раза из шести) центр циклонического вихря располагался над европейским сектором Арктики (тип II), два раза — над атлантическим (тип I) и один
раз — над американским (тип IV).
Таким образом, если считать летним режимом циркуляции
период устойчивого господства восточного переноса над большей частью северного полушария, то оказывается, что он претерпевает две стадии развития. Первая стадия (тип VII), когда
восточный перенос устанавливается над частью северного полушария, и вторая стадия (тип VIII), когда он устанавливается
над всем полушарием.
В переходное время года, также наблюдаются две стадии
развития макроциркуляции. В весенний период первая стадия
характеризуется раздвоением стратосферного циклонического
вихря, а вторая стадия — выходом тихоокеанского максимума
в умеренные и высокие широты. В осенний период первая стадия характеризуется раздвоением стратосферного антициклонического вихря, а вторая стадия — перемещением антициклонических центров над умеренными широтами и появлением циклонической циркуляции над полярными областями.
Таким образом, видно, что во все рассмотренные годы в стратосфере северного полушария происходило последовательное
преобразование типов:
—I
II — V — VI — VII — VIII — IX — X - —II .
—IV
Эти особенности перестройки стратосферы в переходное время года также могут быть использованы при составлении долгосрочных прогнозов погоды. Как указывалось в обзоре, такие
исследования уже ведутся, однако возможности их еще далеко
не исчерпаны.
Подведем краткие итоги.
1. Периоды однородного характера циркуляции над пространством северного полушария (е. с. периоды) проявляются
197!
не только в тропосфере, но и в стратосфере. Начало их в нижней тропосфере и в нижней стратосфере в большинстве случаев
совпадает или отличается друг от друга на один день. Продолжительность указанных периодов также колеблется в одинаковых пределах: как в стратосфере, так и в тропосфере чаще всего
наблюдаются 4—6-дневные периоды.
2. Центры стратосферных вихрей от периода к периоду совершают автоколебательные движения. Смещаясь в западном
направлении в течение нескольких суток, стратосферные вихри
останавливаются, затем смещаются в обратном направлении,
после этого опять стационируют несколько дней и снова меняют
направление перемещения. Нарушение цикличности движения
стратосферных вихрей наблюдается при зимних потеплениях
в стратосфере Арктики и при переходе циркуляции в стратосфере из циклонического состояния в антициклоническое и наоборот.
3. Барические образования в тропосфере развиваются поразному в зависимости от направления перемещения стратосферных вихрей. Когда стратосферные вихри смещаются с западной составляющей, тропосферные барические образования,
находящиеся вблизи стратосферных центров, смещаются быстрее и тоже в западном направлении. Когда стратосферные вихри
стационируют, тропосферные барические образования смещаются медленнее тоже в западном направлении. При смещении стратосферных вихрей с восточной составляющей тропосферные барические образования, находящиеся вблизи их
центров, смещаются сравнительно медленно, но в восточном
направлении. Следовательно, совместный анализ карт изобарических поверхностей 500, 200 и 10 мб дает указание о степени
устойчивости барического поля в тропосфере в течение е. с. периода.
4. Существует определенное соотношение между направлением перемещения стратосферных вихрей и положением тропосферных очагов тепла и холода или тропосферных ложбин и
гребней. Когда циклонический вихрь на уровне Ню смещается
с западной или восточной составляющей, то в преобладающем
большинстве случаев к западу от его центра в тропосфере наблюдается изолированный очаг положительных аномалий с центром севернее 60°, чему соответствует высотный гребень или
антициклон.
При стационировании циклонического вихря к западу от его
центра в тропосфере наблюдаются отрицательные значения аномалии Я 5 % или высотная ложбина, а к востоку положительные значения Я'too или высотный гребень.
К западу от центра антициклонического вихря в тропосфере
наблюдаются отрицательные аномалии / / fooo или ложбина,
а к востоку — положительные аномалии или гребень.
198!
5. В стратосфере северного полушария выявлены 10 типов
макроциркулядии. Зимние типы циркуляции очень неустойчивы
как во времени, так и в пространстве. Наибольшую повторяемость имеют случаи, когда центр циклонического вихря находится над европейским или атлантическим секторами Арктики.
Очень редки случаи, когда стратосферный циклонический вихрь
наблюдается над американским или азиатским сектором Арктики.
6. При зимних потеплениях в стратосфере над Арктикой •
наблюдается раздвоение циклонического вихря и выход антициклона в умеренные и высокие широты. Такому раздвоению
предшествует двусторонняя адвекция тепла в тропосфере с Атлантического и Тихого океанов на район полюса.
7. Выявлена синхронная связь между распределением аномалии средней месячной температуры воздуха в приземных
слоях и состоянием стратосферного вихря на поверхности 10 мб.
Когда в течение месяца в стратосфере преобладает восточная
составляющая смещения циклонического вихря, то над Европейской территорией СССР и Западной Сибирью наблюдается отрицательная аномалия средней месячной температуры воздуха.
И наоборот, когда в течение большей части месяца наблюдается
западная составляющая смещения циклонического вихря или
его стационирование, то в указанных районах средняя месячная температура воздуха положительна.
8. При зимних стратосферных потеплениях распределение
аномалии средней месячной температуры воздуха иное: а) если
в течение большей части месяца в период стратосферных потеплений наблюдается восточная составляющая смещения стратосферных вихрей, то в северной половине Европейской территории СССР и Западной Сибири формируется отрицательная аномалия средней месячной температуры, а в южной половине —
положительная; б) если же при стратосферных потеплениях
в течение большей части месяца стратосферные вихри смещаются с западной составляющей или стационируют, то над
указанными районами наблюдается положительная аномалия
средней месячной температуры.
9. Летний режим циркуляции в стратосфере северного полушария претерпевает две стадии развития. Первая стадия, когда
восточный перенос устанавливается над частью северного полушария, и вторая стадия, когда он устанавливается над всем
полушарием.
В переходное время года также наблюдаются две стадии
развития макроциркуляции. В весенний период первая стадия
характеризуется раздвоением стратосферного циклонического
вихря, а вторая стадия — выходом тихоокеанского максимума
в умеренные и высокие широты. В осенний период первая стадия
характеризуется раздвоением стратосферного антициклониче199!
ского вихря, а вторая стадия — перемещением антициклонических центров над умеренными широтами и появлением циклонической циркуляции над полярными областями.
10. Изложенные выше выводы могут быть использованы при
составлении как периодных и декадных, так и месячных прогнозов погоды.
§ 4. Развитие полярного циклонического вихря и характер весны
в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке
Эволюция полярного циклонического вихря и его ложбин
тесно связана не только с стратосферной циркуляцией, как это
показано в предыдущих параграфах, но также и с явлениями
в приземных слоях воздуха. Покажем это на примере изучения
устойчивых переходов температуры воздуха через 0°, характеризующих особенности весеннего сезона.
Средние даты таких переходов в южных районах Сибири
и Дальнего Востока приходятся на апрель. В Приморском Крае
и южных районах Хабаровского края (южнее 40° с.' ш.) они отмечаются в начале месяца, где в апреле наибольший для всей
рассматриваемой территории радиационный баланс земной поверхности (4—6 ккал/см 2 ). В северных районах Сибири и Д а л ь него Востока приток тепла в апреле очень мал, не превышает
2 шал /см 2 [11]. Здесь устойчивые переходы температуры воздуха через 0° наблюдаются только в мае. Наряду с радиационными факторами в весенних переходах большое значение имеет
адвекция теплых масс воздуха с запада. Так, на ст. Богучаны,
расположенной западнее ст. Витим, переход температуры через
0° осуществляется на девять дней раньше, чем на ст. Витим,
хотя широта и высота этих станций над уровнем моря примерно
одна и та же. Аналогичное соотношение в датах перехода наблюдается также между Нижне-Удинским и Бомнаком. Кроме
адвекции и радиации, на сроках перехода сказывается и влияние
местоположения станции.
Более поздние сроки перехода отмечаются на станциях, расположенных сравнительно на больших высотах над уровнем
моря и в глубоких котловинах, в которых затрудняется обмен
воздушными массами: В верховьях Индигирки, например, переход температуры через 0° осуществляется 10—11 мая, а в Вилюйске значительно ранее, 4 мая (ст. Оймякон находится на.
высоте 670 м над ур. м. и окружена горами, а ст. Вилюйск
расположена на равнине). Ярким примером влияния подстилающей поверхности и рельефа на сроки перехода являются прибрежные районы Охотского моря. Этот холодный водный бассейн сильно понижает температуру воздуха на прибрежных
станциях и способствует образованию обильных туманов, умень200!
шающих солнечный прогрев. Разница в датах перехода между
береговыми станциями (Охотск и Аян) и материковыми (Учур
и Усть-Мая) составляет 10—13 дней.
В отдельные годы сроки переходов значительно отличаются
от многолетних. Наибольшая изменчивость характерна для Среднесибирского плоскогорья, Предбайкалья, Забайкалья и долины
Енисея. Повторяемость отклонений дат переходов от многолетней нормы в интервале 0 ± 5 дней в этих районах составляет
30—50%, т. е. довольно часто отклонения превышают 5 дней.
Наиболее ранние даты осуществляются в среднем на 10—
15 дней раньше средних многолетних, а в юго-западных районах— на 20—25 дней. Скорость распространения тепла к северу и северо-востоку при ранних переходах неодинакова. Если
в Игарке, расположенной севернее Туруханска на 200 км, переход через 0° осуществляется на месяц позднее, чем в Туруханске, то в Усть-Олое — на 10 дней позднее, чем в Якутске,
в то время как расстояние по прямой между ними примерно
в 1500 км. Интенсивный вынос тепла в северо-восточном направлении связан с перемещением теплых воздушных масс по
периферии ленско-колымского гребня, остатки которого еще сохраняются ранней весной.
Самые поздние даты отличаются от средних на 10—15 дней.
Запаздывание до 20 дней наблюдается в бассейне Енисея и на
западном побережье Охотского моря. Характерной особенностью
поздних переходов является различное направление термических
градиентов в западных и восточных районах рассматриваемой
территории. В Восточной Сибири понижение температуры воздуха, а следовательно, и изменение дат переходов, происходит
с юга на север, на Дальнем Востоке — с запада на восток. Если
ранние даты перехода осуществлялись в условиях ослабленных
температурных контрастов между покрытыми снегом материком
и льдами Охотским морем, то поздние даты приходятся на май,
когда континент интенсивно прогревается, а Охотское море еще
покрыто льдом. Естественно, что это сказывается на характере
переходов в большинстве районов Дальнего Востока.
По 87 станциям Восточной Сибири и Дальнего Востока
с 1936 г. по методике, предложенной Д. А. Педь [64], устанавливались даты переходов в отдельные годы. Отклонения этих
дат от многолетних классифицировались на ранние, нормальные
и поздние таким образом, что в каждый класс входило 33,3%
всех случаев, наблюдавшихся на данной станции. В районах
Среднесибирского плоскогорья, Енисея и Ангары, т. е. в районах с большой изменчивостью температур, в классе нормальных
переходов среднее отклонение от многолетних составляет ± 5 —
6 дней, на остальной территории ± 2 — 4 дня. Поскольку для
этой территории имелся небольшой ряд аэрологических наблюдений, целесообразно разделить все годы на случаи с ранними
201!
и поздними переходами. К случаям с ранними переходами отнесены годы, когда ранние переходы вместе с нормальными
осуществились более чем на 75% территории, в случаях с поздними переходами отмечается такое же соотношение поздних
и нормальных переходов. При осреднении термических, барических и циркуляционных характеристик по этим двум группам
выявились существенные различия, что позволяет говорить о реальности двух установленных типов переходов. В группу ранних
переходов вошли: 1938—1940, 1945—1949, 1953, 1959, 1961,
1962 гг. К поздним переходам отнесены: 1936, 1937, 1941, 1942,
1950—1952, 1954—1956, 1958, 1960, 1963, 1964 гг.
Д л я установления зависимости характера переходов с эволюцией полярного вихря была выделена территория Сибири и
Дальнего Востока к югу от 60° с. ш., между 90 и 150° в. д., т. е.
наиболее важная в сельскохозяйственном отношении территория.
Полярный циклонический вихрь в апреле на_поверхности
500 мб располагается над полюсом. От него отходят к югу три
ложбины, направленные на Баффинову Землю, Скандинавию
и Якутию. На АТюо наиболее ярко выражены две последние,
кроме того, прослеживается смещение всей депрессии в сторону
Евразии. В отдельные годы положение барических полей значительно отличается от многолетних.
Как показало исследование, положение полярного вихря, определяющего циркуляцию северного полушария, различно в годы
с ранними и поздними датами переходов температуры воздуха
через 0°. Положение самого центра на поверхности 500 мб
не всегда является показательным для его перемещения. Во-первых, потому что судить о центре вихря приходится по первой
замкнутой изогипсе, которая нередко очерчивает довольно большие площади; во-вторых, потому что полярный вихрь часто бывает двухцентровым: один центр располагается над советским
сектором Арктики, другой над крайним северо-востоком Америки. С высотой наблюдается смещение последнего в сторону
Азии. Например, в 1958—1960 и 1964 гг. более глубокий центр
вихря на АТ500 находится над крайним северо-востоком Америки,
в то же время на АТюо основной центр расположен в стороне
Азиатского континента. В таких случаях можно говорить о наклонном расположении оси вихря в сторону Азии. Смещение
полярного вихря в стратосфере по отношению к тропосфере уже
отмечалось в литературе [56, 71].
О перемещении полярного вихря можно судить по изаномалам поверхности 500 мб. Если сравнить осредненные карты
аномалий АТ500 апрелей для лет с ранними и поздними переходами температуры воздуха через 0°, то они характеризуются
противоположными полями изаномал: в случае ранних переходов на территории Сибири преобладают положительные отклонения, а над Северной Америкой—отрицательные (рис. 51); при
202
,
поздних переходах над большей частью Сибири располагаются
отрицательные изаномалы, а над Северной Америкой — положительные (рис. 52). Следовательно, в годы с ранними переходами
над территорией Сибири наблюдается повышение высот изобарических поверхностей, что приводит к заполнению Ленской
80
100
20
40
120
60
140
160
80
100
Рис. 51. Средние значения дя500 для лет с ранними переходами температуры через 0°.
ложбины и к широтному переносу воздушных масс. Смещение
полярного вихря в годы с поздними переходами в сторону Азии
способствует меридиональной перестройке над этим районом.
Изменение геопотенциала в годы с ранними и поздними
переходами различно и в северной части Тихого океана. В годы
с поздними переходами в этом районе наблюдаются положительные отклонения от нормы высот поверхности 500 мб, в годы
с ранними — отрицательные отклонения.
Смещение полярного вихря в сторону Азии и повышение
изобарических поверхностей в северной части Тихого океана
203!
вызывает увеличение барических градиентов в южной части Азиатской территории СССР. Следовательно, в годы с поздними
переходами в апреле интенсивность переноса должна быть значительно больше, чем в годы с ранними переходами. Измерение
интенсивности переноса было произведено по той же территории
80
100
20
40
120
60
140
160
80
100
Рис. 52. Средние значения Affsoo для лет с поздними переходами температуры через 0°.
Сибири и Дальнего Востока, которая была выделена для исследования дат устойчивого перехода температуры воздуха, через 0°.
На широтах 60° (<pi) и 40° (<р2) по семи точкам было подсчитано
среднее значение геопотенциалов по средним месячным картам
А Т О О за апрель. Барический градиент — Ар вычислялся по форили
муле —
(табл. 24).
5
Как видно из табл. 24, в годы с поздними переходами, т. е.
при смещении полярного вихря в сторону Азии, барические
градиенты значительно больше, чем в годы с ранними перехо204!
Т а б л и ц а 24
Величины барических градиентов для групп ранних и поздних
переходов температуры воздуха через 0°
Год
Др дкм/1° меридиана
Год
Ранние п ереходы
1947
1948
1949
1953
1959
1961
1962
Среднее
0,96
1,28
1,11
0,92
1,43
1,75
1,47
1,27
Др дкм/1° меридиана
Поздние переходы
1950
1951
1952
1954
1955
1956
1958
1960
1963
1964
Среднее
1,50
1,15
1,65
1,44
1,56
1,80
1,65
1,55
1,89
2,14
1,63
дами. Необходимо отметить возрастание барических градиентов
за последние годы. Так, величины градиентов в 1961—1964 гг.
наибольшие для соответствующих групп. В литературе [43] отмечалось усиление циркуляции за последние годы. Изменение
планетарного индекса зональной циркуляции по Е. Н. Блиновой
также свидетельствует об этом факте. Среднее значение индекса
за 1947—1960 гг. на АТ500 апреля составляет 35,6 а за 1961—
1964 гг. — 39,1. Однако в годы с поздними переходами величины
барических градиентов намного превышают соответствующие
величины в годы с ранними переходами и в эту эпоху повышенного зонального переноса.
Для измерения интенсивности циркуляции нами были подсчитаны также индексы А. Л. Каца [43] (табл. 25).
Как видно из табл. 25, наиболее существенная разница
между двумя группами переходов выявляется индексом зональности. Величина последнего при преобладании западной циркуляции и в том и в другом случае зависит от густоты изогипс
или от величины барических градиентов. В тех случаях, когда
полярный вихрь опускается в более южные широты, как в годы
с поздними переходами, происходит сгущение изогипс в южных
районах Сибири и Дальнего Востока и увеличивается количество
воздуха, протекающего в единицу времени над указанным районом.
В работах, появившихся в последнее время [34, 61, 62], выявлена зависимость между особенностями термобарических полей в стратосфере и синоптическими процессами у поверхности
земли.
205
Т а б л и ц а 24
Индексы циркуляции за апрель для групп ранних и поздних переходов
(в дкм/1° меридиана)
Год
'
Год
'а
7
з
'м
Псэздние перех оды
р<шние перехо цы
1947
1948
1949
1953
1959
1961
1962
0,95
1,35
1,15
1,00
1,50
1,70
1,50
0,51
0,36
0,48
0,47
0,17
0,39
0,17
Среднее
1,31
0,36
1950
1951
1952
1954
1955
1956
1958
1960
1963
1964
Среднее
1,60
1,20
1,70
1,50
1,50
1,95
1,70
1,75
1,90
2,15
0,18
0,41
0,21
0,24
0,36
0,52
0,40
0,38
0,14
0,11
1,70
0,30
Исследование полярного вихря на АТюо за 1958—1964 гг.
показало, что между положением вихря в апреле и характером
приземной температуры воздуха существует определенная взаимосвязь. В годы поздних переходов центры вихря на АТюо сконцентрированы в основном над Таймыром, а высотная фронтальная зона в этих случаях окаймляет ложбину, направленную
на континент. Для примера рассмотрим карту АТюо за апрель
1960 г. Этот год, по нашей терминологии, относится к поздним
переходам (рис. 53). Полярный вихрь значительно смещен на
континент, что обусловливает в умеренных и высоких широтах
Сибири (севернее 50° с. ш.) интенсивно развитую меридиональную циркуляцию.
В более южных широтах наблюдается ложбина над Италией, гребни над Забайкальем и Скалистыми горами в Америке.
В случае ранних переходов температуры воздуха через 0°
либо центр стратосферного циклонического вихря расположен
в высоких широтах Арктики (при этом значительного углубления ложбины на континенте не наблюдается), либо высотная
депрессия является двухцентровой, вытянутой в широтном направлении. Поэтому, хотя вихрь и смещен на континент, основные воздушные массы перемещаются также вдоль широт.
На рис. 54 представлено расположение барических полей на
АТюо в апреле 1961 г., когда переходы через 0° осуществились
в южных районах Сибири раньше нормы. Один центр вихря
находится над Баренцевым морем, другой — над районами среднего течения Лены и Алдана. Над югом Западной Сибири рас206
положен слабый гребень. В южных широтах северного полушария преобладает широтная циркуляция.
Изучая положение высотной фронтальной зоны по направлению изогипсы 544, характерной для сезона весны [109], можно
заметить, что при поздних переходах оси ВФЗ располагаются
компактно и протягиваются от южной оконечности озера Байкал
80
100
20
40
120
60
140
160
80
100
Рис. 53. Карта АТюо за апрель 1960 г.
далее к востоку примерно по 45° с. ш. При ранних переходах
положение осей ВФЗ над территорией Сибири и Дальнего Востока изменчиво. Например, в 1953 г. изогипса 544 проходила
от низовьев Оби до Хоккайдо, а в 1947 г. — по южным районам
Западной Сибири, через Северный Китай к Тихому океану южнее Японских островов. Смещение полярного вихря на континент
Азии в годы поздних переходов, по-видимому, является столь
решающим фактором, что приводит к одинаковой во всех случаях перестройке фронтальной зоны. При ранних переходах,
как было показано выше, полярный вихрь на АТюо либо может
207!
быть смещен в высокие широты Арктики, либо может иметь два
центра, которые располагаются в горизонтальном направлении.
Такой двойственный характер перестройки в стратосфере приводит к более разнообразному положению высотной фронтальной зоны.
Направление ВФЗ на АТ500 определяет перемещение воздушных масс у земной поверхности. В годы с ранними переходами
80
ЮО
20
40
120
60
140
160
80
100
Рис. 54. Карта АТюо за апрель 1961 г.
температуры воздуха через 0° на территории Средней Азии располагается высотный гребень, ось которого направлена на Енисей. В результате создаются благоприятные условия для выноса
теплых воздушных масс из южных широт по западной и северной периферии гребня. У поверхности земли наблюдается выход
среднеазиатских циклонов и довольно интенсивная циклоническая деятельность над северо-западом Сибири. Для южных районов Сибири характерно перемещение антициклонов из Казахстана, вслед за которыми поступают теплые воздушные массы.
Данный тип синоптических процессов приводит к формирова208!
нию положительной аномалии температуры воздуха в апреле
на территории Сибири и Дальнего Востока.
В годы с поздними переходами температуры воздуха через
0° высотная ложбина значительно углублена на континент, отсюда неоднократные вторжения холодных воздушных масс из
Арктического бассейна. Циклоническая деятельность на севере
Сибири развита слабо. Значительно интенсивнее, чем в годы
с ранними переходами, протекает антициклогенез над Японскими островами. Вторжения арктических масс воздуха определяют преобладающую отрицательную аномалию температуры
воздуха в апреле.
В результате проведенных исследований можно сделать следующие выводы.
1. Характер весны в Сибири и на Дальнем Востоке, т. е.
время осуществления ранних или поздних переходов температуры воздуха через 0° в апреле, связан с положением и эволюцией полярного циклонического вихря в тропосфере. Смещение
вихря в сторону Азии определяет поздние сроки перёхода, отрицательные отклонения от нормы геопотенциала на поверхности
500 мб и увеличение барических градиентов в средней тропосфере в южных районах Сибири и Дальнего Востока. Наоборот,
смещение полярного вихря в сторону Америки приводит к преобладанию широтных процессов, небольших скоростей переноса
в средней тропосфере и определяет положительную аномалию
средней месячной температуры, что в конечном итоге вызывает
установление ранних сроков перехода температуры воздуха
через 0°. На АТ500 при ранних переходах наблюдаются положительные отклонения геопотенциала от нормы.
2. Циркуляция в верхней тропосфере и нижней стратосфере
характеризуется общей тенденцией к смещению центра полярного вихря на уровне 100 мб в сторону Азиатского материка.
Однако в годы с поздними переходами на АТюо центры вихря
располагаются над Таймыром, а в годы с ранними переходами
центр вихря обычно наблюдается в высоких широтах Арктики
или имеется двухцентровая депрессия с широтным переносом
над Евразией. Следовательно, характер устойчивых переходов
температуры воздуха через 0° связан с определенной перестройкой не только в тропосфере, но и в нижних слоях стратосферы.
15
Заказ № 93 3107
Глава
VIII
РОЛЬ ПОДСТИЛАЮЩЕЙ ПОВЕРХНОСТИ
В ФОРМИРОВАНИИ АНОМАЛИЙ ЦИРКУЛЯЦИИ
АТМОСФЕРЫ
В настоящее время нет необходимости доказывать роль притока тепла от подстилающей поверхности в атмосферу в формировании особенностей атмосферной циркуляции — она общеизвестна. Вместе с тем следует отметить, что при практическом
решении этого вопроса встречается ряд принципиальных трудностей. Главные из них заключаются в следующем.
1. Пока еще нет возможности точно (или достаточно точно)
учесть количество поступающего в атмосферу тепла от подстилающей поверхности.
2. До сих пор не выяснен механизм преобразования поступающего в атмосферу тепла в конкретные формы атмосферной
циркуляции.
3. Огромные акватории океанов — основных источников тепла
и влаги — остаются неосвещенными фактическими наблюдениями.
В силу указанных причин при решении данной задачи приходится ограничиваться лишь некоторыми отдельными ее аспектами.
В данной главе рассматривается главным образом влияние
температуры северной части Атлантического океана на эволюцию термобарического поля атмосферы над Европой и показывается роль подстилающей поверхности в возникновении резких
нарушений «нормальной» циркуляции атмосферы — блокирующих антициклонов.
Следует иметь в виду, что излагаемые ниже результаты получены на основании анализа средних месячных значений метеорологических элементов.
210!
§ 1. Меридиональный градиент температуры воды в Северной
Атлантике и высотное термобарическое поле атмосферы
Анализ поля аномалии температуры воды северной части
Атлантического океана показывает, что оно, как правило, достаточно однородно в пространстве и устойчиво во времени.
Однородность поля сказывается в том, что отрицательной или
положительной аномалией температуры заняты одновременно
большие пространства. Границей раздела положительной и отрицательной аномалии температуры воды, как правило, служит
ось Северо-Атлантического течения. Таким образом, знаки аномалии температуры в районах, лежащих к северу и югу от этого
течения, обычно противоположны.
Вместе с тем аномалии температуры воды в океане очень
устойчивы, что объясняется большой тепловой инерцией океана.
Учитывая эти обстоятельства, рассмотрим два противоположных случая распределения аномалии температуры воды и сопутствующие им особенности атмосферных процессов над акваторией океана и прилегающими районами. К первой группе отнесем месяцы, когда в северных районах океана наблюдается
отрицательная аномалия температуры воды, а в южных — положительная. Ко второй группе отнесем месяцы, когда в северных
районах наблюдается положительная аномалия, а в южных —
отрицательная.
Нетрудно представить, что при первом распределении в атмосфере должна создаваться усиленная зональная циркуляция,
а при втором — ослабленная. Здесь полезно провести аналогию
с интенсивностью глобальной зональной циркуляции зимой и летом, которая определяется величиной градиента температуры
экватор — полюс. Зимой этот градиент больше, в результате чего
создается более интенсивная зональная циркуляция, а летом
ослабленный градиент обусловливает менее интенсивную циркуляцию.
В работе [95] рассматривалась связь аномалий средних месячных значений геопотенциалов Я70о, Н 500 , H i m и Я|§§0 вдоль
Европейского побережья Атлантического океана с аномалией
температуры воды в океане на материале за 25 месяцев. Результаты оказались следующие. При положительной аномалии температуры воды в северных районах океана и отрицательной
в южных (ослабленный меридиональный градиент температуры)
аномалия высот всех вышеуказанных поверхностей над Норвежским морем оказалась положительной, в южных районах
побережья — отрицательной. Наоборот, при отрицательной аномалии температуры воды в северных районах океана и положительной в южных над Норвежским морем аномалии высот изобарических поверхностей оказались отрицательными, а в южных районах побережья — положительными. Детальный анализ
14*
211
отдельных месяцев показал, что лучше всего отмеченные особенности распределения высот изобарических поверхностей в зависимости от типа распределения аномалии температуры воды наблюдаются в холодное время года и для поверхностей / / ш о
и # а , т. е. для аномалий высот относительных геопотенциалов.
Позднее эти выводы были проверены на другом, более обширном материале. Так, по картам давления на уровне 3 км
за 1932—1939 гг., изданным Бюро погоды США, были подсчитаны средние месячные значения давления на уровне 3 км над
всей акваторией северной части Атлантики и прилегающими
к ней районами Америки и Европы в широтной зоне 45—75° с. ш.
В соответствии с вышеуказанными распределениями аномалии
температуры воды в океане были построены карты аномалий
давления для этого уровня по всей указанной территории.
Оказалось, что в первой группе (при увеличенном меридиональном градиенте температуры воды в океане) над северовосточными районами океана была отрицательная аномалия давления, достигающая к северо-востоку от Исландии 2,5 мб, а
в юго-восточных — положительная, достигающая у Пиренейского
полуострова 2,0 мб. Во второй группе распределение оказалось
противоположным: на северо-востоке океана наблюдалась положительная аномалия (до 1,0 мб), а на юго-востоке—отрицательная (до 0,6 мб).
Таким образом, в первой группе лет над восточной частью
океана и Европой в атмосфере наблюдалась усиленная зональная циркуляция, во второй — ослабленная.
Очень важно отметить, что указанные различия в интенсивности зонального переноса наблюдаются к востоку от той части
океана, где учитывалась аномалия температуры воды. По мере
удаления к западу эти различия уменьшаются и на континенте
Америки исчезают совсем.
Об этом свидетельствует тот факт, что в обеих группах месяцев там одинаково часто наблюдаются как положительные, так и
отрицательные аномалии давления. Объяснить это можно только
тем, что в силу господствующего в умеренных широтах глобального западного переноса влияние океана не может распространяться к западу от него.
Таким образом, особенности барического поля атмосферы над
восточной частью Атлантического океана и Европой обусловлены термическим воздействием океана.
Аналогичные результаты были получены и на более современном материале (январь, февраль, декабрь 1947—1960 гг.).
За этот ряд лет для характеристики меридионального градиента
температуры воды в океане были использованы наблюдения
за температурой воды на стационарных кораблях погоды А
(62° с. ш., 33° з. д.) и J (52° с. ш., 20° з. д.). Замена площадной
характеристики температуры воды ее значениями на указанных
212!
кораблях представляется вполне допустимой, так как аномалии
температуры воды как в северных, так и в южных районах
океана являются достаточно однородными.
По вышеуказанным данным были определены месяцы, в которых на корабле А (северный район) наблюдалась положительная или отрицательная аномалия температуры воды.
Для этих групп месяцев были построены средние карты средних месячных значений OTfooo для восточной половины Северной Атлантики, а также для Европы и Западной Сибири.
При отрицательной аномалии температуры воды на корабле
А, над северными районами океана и над Норвежским морем
наблюдаются отрицательные аномалии #щ) 0 . Это, естественно,
означает ослабление высотного гребня, обычно наблюдающегося
зимой в данном районе, в его северной части. В южных районах
океана,.наоборот, наблюдаются положительные аномалии / / f t v
свидетельствующие об усилении здесь гребня. Такая деформация
поля указывает на увеличение меридионального градиента температуры в нижней половине тропосферы, а следовательно, на
усиление западного переноса над востоком океана и над западом
Европы. Усиление выноса теплого воздуха с океана на континент Европы должно сопровождаться повышением здесь температуры и приводить к заполнению климатической высотной ложбины, обычно располагающейся зимой над востоком Европы.
Такой процесс наблюдается в действительности, о чем свидетельствуют положительные аномалии температуры над северными районами Европейской территории СССР и над северозападом Западной Сибири.
Из изложенного следует, что при наличии отрицательной
аномалии температуры воды в северных районах океана над
Европой формируются процессы интенсивного западного переноса.
При положительной аномалии температуры воды на севере
океана структура высотного термобарического поля существенно отличается от только что рассмотренной. В данном случае атлантический высотный гребень на севере развит сильнее,
чем это наблюдается на картах средних многолетних значений
геопотенциала. Об этом свидетельствует положительная аномалия
в северных районах океана и над Баренцевым
морем, которая достигает значения 2—3 дкм.
Усиление высотного гребня в его северной части приводит
к меридиональному преобразованию барического поля. В результате западный поток теплого воздуха с океана на материк
Европы ослабевает и туда открывается доступ холодному арктическому воздуху, что приводит к углублению ложбины, обычно
наблюдающейся в это время года. Отрицательная аномалия
ЯЙНо, достигающая 2—3 дкм, наблюдается над Европой и Западной Сибирью.
213!
Рассмотренные деформации барического поля, наблюдающиеся при описанных распределениях аномалии температуры
воды океана, на первый взгляд могут показаться несущественными, так как абсолютные значения аномалий Я ^ о не превышают 2—3 дкм. Однако два обстоятельства убеждают в том,
что это не так.
Во-первых, совпадение знаков аномалии температуры воды
океана и Я^оо н а Д н и м достигает 70—75%, а над континентом
такой же величины достигает совпадение противоположных
знаков. Наличие отрицательной связи над материком объясняется, как уже отмечалось, тем, что при отрицательной аномалии температуры воды на севере океана наблюдается интенсивный вынос теплого морского воздуха на Европу и происходит
заполнение климатической ложбины, а при положительной
аномалии, наоборот, ее углубление.
Во-вторых, изменчивость высоты относительного геопотенциала над океаном вообще сравнительно невелика. Так, над северо-востоком Атлантического океана средняя многолетняя
аномалия средних месячных значений относительного геопотенциала Яшм составляет в зимние месяцы всего лишь 3,2 дкм.
Аномалии над океаном, непревышающие 4 дкм, наблюдаются
в 72%, а 6 дкм — в 94% случаев.
Из сказанного следует, что аномалии высот относительного
геопотенциала, возникающие благодаря термическому влиянию
океана, достаточно велики для этих районов.
Учитывая принципиальную важность выводов данного параграфа о том, что эволюция высотного термобарического поля
атмосферы происходит именно над океаном, остановимся еще
на одном доказательстве, рассмотрев движение гребней относительного геопотенциала над океаном.
§ 2. Эволюция гребней относительного геопотенциала
над океаном
В зимнее время года воздух, поступающий на океан с континента, как правило, холоднее воды. Так, по данным стационарных кораблей погоды, расположенных в Северной Атлантике,
температура воды в 91—97% случаев выше температуры воздуха. Над открытой водной поверхностью происходит очень быстрый прогрев воздуха. Уже на первых 100—200 км пути воздуха
над океаном его температура становится близкой к температуре
воды. За сутки воздух может прогреться на 25—30°. Благодаря
интенсивной конвекции трансформация охватывает практически
всю тропосферу.
Особенности этой трансформации при различной температуре
воды в океане можно изучить, проанализировав движение греб214!
ней относительного геопотенциала. Очевидно, что особенности
трансформации правильнее всего надо изучать, определяя изменения температуры индивидуальной частицы воздуха. Однако
такой путь, несмотря на его кажущуюся убедительность, мало
что дает для выяснения возникающих при этом особенностей
термобарического поля атмосферы. Вместе с тем, изучая эволюцию гребней относительного гесяютенциала, можно выяснить
степень развития меридиональности или зональности атмосферных процессов при различных полях температуры подстилающей
поверхности, над которой перемещаются гребни.
Д а ж е беглый просмотр ежедневных карт относительного геопотенциала позволяет установить, что в зимнее время года при
движении над океаном вершины гребня по мере продвижения
в глубь океана смещаются в более северные районы, а при движении над холодной поверхностью Европейского материка опускаются в более южные широты.
Подробный анализ траекторий гребней относительного геопотенциала
при различной температуре воды на севере
Атлантического океана произведен в работе [96]. В ней был
применен следующий метод анализа. По ежедневным картам
относительного геопотенциала #нню н а территории Северной
Атлантики и Европы ото дня ко дню отмечалось последовательное положение точек пересечения гребней с изогипсой 532 дкм.
Изогипса 532 дкм выбрана потому, что зимой она, как правило,
располагается над северными районами Атлантического океана
и, согласно данным Ю. Б. Храброва [109], находится в области
высотной планетарной зоны. Соединяя последовательные точки
линиями, можно получить траектории движения гребней, а по*
ним судить о степени развития меридиональности атмосферного
процесса над данной территорией.
Вполне понятно, что траектории гребней не есть траектории
движущихся индивидуальных частиц воздуха, и тем не менее
по ним можно судить о характере трансформации. Для того чтобы наглядно представить справедливость такого заключения,
можно привести следующий хорошо известный пример из повседневной жизни. У входных дверей современных зданий зимой
включаются калориферы, нагревающие поступающий в здание
холодный воздух. Причем температура воздуха тем выше, чем
выше температура калорифера. При этом температура воздуха,
измеряемая вблизи калорифера, зависит от его температуры,
несмотря на то что непрерывно поступают все новые и новые
порции воздуха.
Вернемся теперь к рассмотрению особенностей эволюции
гребней относительного геопотенциала. Траектории гребней анализировались для двух противоположных распределений температуры воды в северных районах океана (для отрицательной
температуры и положительной).
215!
Оказалось, что в подавляющем большинстве случаев гребни
возникали над западными районами океана и при дальнейшем
движении на восток их вершины смещались в более северные
районы почти параллельно изотермам воды. При этом в тех
случаях, когда на севере океана наблюдалась отрицательная
аномалия температуры воды, смещение к северу было менее
значительным, чем в тех случаях, когда она была положительной.
Как только гребни вступали на материк Европы, их вершины начинали смещаться к югу. Причем в первом случае (при
•отрицательной аномалии температуры воды на севере океана)
это смещение происходит более медленно, чем во втором. Это
обстоятельство можно объяснить тем, что в первом случае поток
теплого воздуха с океана более интенсивный, чем во втором.
В результате при отрицательной аномалии температуры воды
на севере океана над Европой наблюдается интенсивный зональный перенос, а при положительной — формируются меридиональные процессы.
Изложенные особенности эволюции гребней относительного
геопотенциала проявляются на средних месячных картах аномалий в том, что на них в месяцы с отрицательной аномалией
температуры воды в северных районах океана здесь наблюдается отрицательная аномалия высоты, а над Европой — положительная, т. е. происходит заполнение европейской климатической ложбины. При положительной аномалии температуры
воды в северных районах океана здесь наблюдается положительная аномалия высот, а над Европой—отрицательная, т. е.
происходит углубление европейской климатической ложбины.
Изложенные особенности эволюции высотного термобарического поля должны сказаться и на развитии приземных синоптических процессов, рассмотрению которых посвящен следующий
параграф.
§ 3. Аномалия температуры воды в океане и приземные
синоптические процессы
Особенности высотного термобарического поля, возникающие
под воздействием температурного поля океана, должны определенным образом отразиться и на развитии приземных синоптических процессов. Причем эти особенности должны прежде
всего обнаружиться в холодное время года, когда идет интенсивный приток тепла от океанической поверхности в атмосферу.
Для рассмотрения данного вопроса удобно воспользоваться понятием зон дивергенции и конвергенции в области высотной
фронтальной зоны. Каким же образом с этой точки зрения
можно представить связь приземных синоптических процессов
с особенностями деформации высотной фронтальной зоны, про216!
исходящими под воздействием подстилающей поверхности..
На средних многолетних картах барической топографии за зимнее время года над Атлантическим океаном располагается гребень высокого давления, изогипсы в системе которого идут параллельно изотермам воды океана.
На западной периферии этого гребня, как правило, существует зона дивергенции, а на восточной — конвергенции.
При наличии отрицательной аномалии температуры воды,
в северных районах и положительной в южных должна происходить следующая деформация высотной фронтальной зоны.
Вершина высотного гребня должна опуститься к югу, а изогипсы у его основания подняться к северу. В результате дивергенция на западной периферии гребня должна ослабеть, а на'
восточной, наоборот, возникнуть. При положительной аномалии
температуры воды на севере и отрицательной на юге должна:
наблюдаться обратная картина: на западной периферии должна
усилиться дивергенция, а на восточной — конвергенция. Кроме
того, в последнем случае вершина гребня должна сместиться
в более северном (по сравнению с нормальным) направлении1
и, следовательно, циклоны должны смещаться по более северным траекториям.
Из сказанного нетрудно понять, что в первом случае в западной половине океана условия для циклогенеза ухудшаются,,
а в восточной становятся более благоприятными, чем средние
многолетние. Во втором случае условия должны быть обратными. Кроме этого, при усилении гребня, наблюдающемся при
положительной аномалии температуры воды, циклоны должны
перемещаться по более северным районам не только по сравнению с предыдущими случаями, но и по сравнению со средними многолетними условиями.
Эти положения были подробно изучены на обширном фактическом материале за 1889—1939 гг. Соответствующие выводы
можно сделать на основании рис. 55. На этом рисунке приведенаразность повторяемости центров циклонов (в процентах от средней многолетней) при отрицательной и положительной аномалиях температур воды за все четыре сезона года. Как видно»
из рисунка, влияние вышеизложенных особенностей деформаций высотного поля на приземные синоптические процессы полностью подтверждаются обширным фактическим материалом..
Важно отметить и другую особенность, наблюдаемую в распределении повторяемости центров приземных циклонов. Наиболеерезкая разница повторяемости циклонов наблюдается в зимниемесяцы, а в летние она практически отсутствует. Это также
можно рассматривать как доказательство существенного влияния температурного поля океана на атмосферу. Такое влияниенаиболее ярко проявляется именно зимой, когда происходит интенсивный прогрев движущегося над океаном воздуха.
217!
От особенностей распределения температуры воды в океане
должна также зависеть интенсивность зональной и меридиональной циркуляции у поверхности земли. Этот вопрос рассмотрен в работе [98]. В ней были вычислены весовые коэффициенты
для индексов зональной и меридиональной циркуляции над ат.лантико-европейским сектором при аномалиях температуры воды
Рис. 55.
Разность
повторяемостей циклонов зимой (а), весной (б),
летом (а) и осенью (г).
в различных районах Северной Атлантики. Для того чтобы
учесть влияние циркуляционных факторов, в уравнения в качестве параметров были включены также индексы зональной и меридиональной циркуляции над азиатским и американским секторами северного полушария. Индексы зональной и меридиональной циркуляции подсчитывались по средним месячным
картам приземного давления над северным полушарием за зим•218
ние месяцы 1895—1930 гг. За эти же годы были взяты и аномалии температуры воды в океане. Индексы зональной и меридиональной циркуляции вычислялись в широтной зоне 45—
70° с. ш. раздельно по каждому сектору северного полушария:
азиатскому (между 60 и 150° в. д.), американскому (между 140
и 50° з. д.) и атлантико-европейскому (между 40° з. д. и 50°в. д.).
Таким образом, решались уравнения вида
где U — индексы зональной и меридиональной циркуляции над
атлантико-европейским сектором, I h — индексы зональной и меридиональной циркуляции над азиатским и американским секторами северного полушария; а и Ъ—весовые коэффициенты;
At— аномалия температуры воды в следующих областях:
Область
Координаты
Область
G
J
L
N
63—68° С. Ш. 20—30° з. д.
0—10
60—64
10—20
55—60
20—30
50-55
Е
н
Координаты
50—55° с. ш. 30—50° з. д.
60—63
10—20
58—60
3—10
55-60
20—30
к
м
Для сопоставимости величин весовых коэффициентов а и Ь,.
значения At и / были нормированы.
Значения весовых коэффициентов для индексов зональной
( / / ) и меридиональной (h r ) циркуляции над атлантико-европейским сектором при аномалиях температуры воды и индексах
зональной и меридиональной циркуляции над азиатским (1\ и h }
и американским (/ 3 и U) секторами приведены в табл. 26.
Т а б л и ц а 2&
Значения весовых коэффициентов
Дt
Индекс
Е
а
н
J
к
L
Л
—0,123
0,013
—0,081
—0,163
0,188
—0,141
h
0,034
0,018
0,087
—0,119
0,143
—0,051
h
h
Л
Lt
Индекс
М
N
h
h
—0,041
0,069
0,324
0,107
0,254
0,109
h
—0,062
-0,011
—0,139
0,048
—0,041
—0,029
219!
Как показывают данные таблицы, порядок величин весовых
коэффициентов для температуры воды и для индексов циркуляции один и тот же. Отсюда можно сделать косвенное заключение, что степень влияния этих факторов эквивалентна. Иными
словами, в формировании меридионального градиента давления
над атлантико-европейским сектором одинаковую роль играет
как температурное поле северной Атлантики, так и циркуляция
воздуха в других секторах полушария. Характерно, что весовые коэффициенты для индекса зональной циркуляции при аномалиях температуры воды почти во всех областях отрицательны.
Исключение составляют области К и N, лежащие на юго-востоке рассматриваемого района. Интерпретировать полученные
результаты можно следующим образом: чем ниже температура
воды на севере океана и выше на юге, тем сильнее развит западный перенос в атмосфере над атлантико-европейским сектором северного полушария.
Как уже отмечалось, относительно большие коэффициенты
для индекса зональной циркуляции над атлантико-европейским
сектором наблюдаются при индексах зональной же циркуляции
в других секторах полушария. Это является следствием того,
что зональная циркуляция одновременно усиливается или ослабевает над всем полушарием под влиянием факторов планетарного масштаба.
Меридиональная циркуляция над атлантико-европейским сектором меньше зависит от циркуляции в других районах. Особенно это относится к меридиональной циркуляции над американским сектором, коэффициент для которой оказался минимальным. Вероятно, именно в этом случае наиболее существенно
сказывается преобразующая роль океанической поверхности,
под влиянием которой меридиональная циркуляция приобретает
определенные черты независимо от ее особенностей в американском секторе.
Весовые коэффициенты для индекса меридиональной циркуляции над атлантико-европейским сектором при аномалиях температуры воды в северо-западных областях океана положительны, в юго-восточных отрицательны.
Их числовые значения, как правило, больше значений коэффициентов при индексах меридиональной циркуляции над азиатским и американским секторами.
Таким образом, данные анализируемой таблицы также подтверждают реальность рассмотренной выше схемы возникновения зональной и меридиональной циркуляции над атлантико-европейским сектором под влиянием температурного поля северной части Атлантического океана.
Особенностями температурного поля подстилающей поверхности можно объяснить и более резкие нарушения нормальной
циркуляции атмосферы — явления блокирования.
220!
§ 4. Роль подстилающей поверхности в формировании
блокирующих антициклонов
Явление блокирования представляет собой резкое нарушение
преобладающего в умеренных широтах северного полушария
западного потока. Обычно блокирование принято связывать
с возникновением мощных антициклонов в высоких широтах
или глубоких циклонов в низких широтах. Процесс блокирования, как правило, охватывает всю нижнюю половину тропосферы.
При возникновении указанных барических образований
происходит раздвоение высотной фронтальной зоны (или интенсивного западного потока) и, больше того, на южной периферии антициклона или на северной периферии циклона может
возникнуть восточный поток.
С блокированием обычно связаны резкие аномалии погоды,
поэтому изучению этого явления уделяется очень большое внимание. Тем не менее до настоящего времени нет еще единого
взгляда на причину возникновения блокирования: одни исследователи связывают его с эволюцией струйных течений, другие — с неустойчивостью потока и т. д.
Вместе с тем изучение повторяемости блокирующих антициклонов в различных физико-географических районах и в различные сезоны года показывает, что блокирование связано
с определенными особенностями температурного поля подстилающей поверхности.
Под блокирующими антициклонами принято понимать высокие антициклоны, формирующиеся в умеренных широтах и стационирующие в районах возникновения не меньше 2—3 дней.
Первое наиболее подробное климатическое описание блокирующих антициклонов дал Рекс [194]. На материале за 14 лет
(1932—1940 и 1945—1949 гг.) он определил продолжительность
и географическую локализацию блокирующих антициклонов
в различные сезоны года. Блокирующие антициклоны, как правило, возникают над северо-востоком Атлантического океана
и над Норвежским морем между 35° з. д. и 10° в. д. (в 82 случаях из 114) и реже над Тихим океаном (в 32 случаях). Нередки
случаи, когда блокирующие антициклоны возникают в районе
Исландской климатической депрессии. Брезовский [131] пришел
к аналогичным выводам, проанализировав материалы приземных синоптических карт за 70 лет (с 1881 по 1950 г.).
В. Г. Семенов |97] изучил частоту возникновения блокирующих антициклонов по картам барической топографии АТ500
и приземным синоптическим картам за зиму и лето 1949—
1959 гг. При этом ставилась задача выяснить, где чаще всего
над северным полушарием возникают блокирующие антициклоны, а также определить продолжительность их существования,
221!
зависимость местоположений формирования антициклонов от
сезонов года и др.
Под блокирующим антициклоном в упомянутой работе подразумевался антициклон, удовлетворявший следующим условиям: 1) центр антициклона должен находиться в пределах
широтной зоны 40—80° с. ш.; 2) антициклон должен стационировать в районе зарождения не меньше 2 дней; 3) антициклон
не должен ослабевать в результате разрушения высотных гребней из-за адвекции холода в их южную часть.
с. ш.
Рис. 56. Частота возникновения блокирующих антициклонов
на уровне 500 мб за 1949—1959 гг.
а — зима
(декабрь—январь,
февраль),
август).
б —лето
(июнь,
июль,
Всего за указанный период было отмечено 267 случаев возникновения блокирующих антициклонов, удовлетворивших вышеуказанным условиям.
Частота возникновения блокирующих антициклонов в различных районах северного полушария приведена на рис. 56. Как
видно из рисунка, зимой блокирующие антициклоны чаще всего
возникают над восточными районами Атлантического и Тихого
океанов, к востоку от теплых океанических течений. Летом возникновение их, наоборот, чаще происходит над континентами.
Исключением являются антициклоны, возникающие зимой в районе Уральского хребта.
Проведенный анализ таких случаев показывает, что формирование блокирующих антициклонов над Уралом происходит
в результате интенсивной адвекции теплого воздуха с Черного
моря.
Атмосферные процессы, предшествующие возникновению
блокирующих антициклонов над Уралом, развиваются следующим образом. За два-три дня до возникновения антициклона
222!
над Уралом в Атлантическом океане начинает развиваться
мощный высотный гребень, а во многих случаях — блокирующий
антициклон. По восточной периферии этих барических образований на Центральную Европу или в район Черного моря начинает осуществляться адвекция , холода. В результате этого
там формируется глубокая ложбина, по восточной периферии
которой и происходит адвекция тепла в район Урала — в район
формирования блокирующего антициклона.
Возвращаясь к характерной картине распределения антициклонов в зимний и летний периоды, нетрудно заметить, что блокирующие антициклоны имеют тенденцию возникать над относительно теплой для данного сезона года подстилающей поверхностью. Вертикальная структура и продолжительность существования блокирующих антициклонов также указывает на влияние температурного поля подстилающей поверхности на их возникновение. Так, зимой над океанами, а летом над материками
антициклоны у поверхности земли, как правило, выражены слабее, чем в более высоких слоях. Указанная особенность наблюдается в 35—40% случаев, а обратная ей — всего в 2—4%.
Средняя продолжительность существования антициклонов над
океанами зимой составляет 6,6 суток, а над материками —
5,8 суток; летом соответственно 4,8 и 6,0 суток.
Эти данные показывают, что зимой над океанами, а летом
над материками создаются более благоприятные условия для
возникновения и существования блокирующих антициклонов.
Влияние температуры подстилающей поверхности на формирование флокирующих антициклонов показано также в работе
Самнера [219], детально изучившего процессы блокирования над
Атлантическим океаном. Он показал, что блокирование над Атлантическим океаном в основном связано с формированием антициклонов, несмотря на близость этого района к области климатической исландской депрессии. Так, подавляющее большинство блоков возникает в зоне 60° з. д.—40° в. д. и 50—60° с. ш.
Отметим, наконец, что в работе Риля и др. [196], явившейся
обобщением результатов многих исследований блокирующих
эффектов, подчеркивается следующее: «устойчивые блокирующие антициклоны образуются не в любых местах северного полушария, а лишь в особых географических районах — в восточных частях океанов в средних и высоких широтах. Большой
первичный максимум располагается над Британскими островами
и Скандинавией, а вторичный максимум — над восточной частью
Тихого океана и Аляской. Сезон наибольшей повторяемости блокирующих максимумов приходится на зиму и раннюю
весну».
Таким образом, приведенные сведения определенно указывают на значительную роль температурного поля подстилающей
поверхности в формировании блокирующих антициклонов.
223!
Рассмотрим, как же можно объяснить возникновение блокирующих антициклонов особенностями температурного поля подстилающей поверхности.
§ 5. Механизм формирования блокирующих антициклонов
Итак, из предыдущего можно установить, что блокирующие
антициклоны возникают главным образом над теми районами,
где подстилающая поверхность в данном сезоне оказывается
более теплой, чем в окружающих. Зимой это восточные районы
океанов (теплые океанические течения), а летом — материки.
Как же происходит процесс возникновения блокирующих
антициклонов под термическим воздействием подстилающей поверхности? Почему зимой блоки возникают над теплыми океаническими течениями? Для ответа на эти вопросы обратимся
к рис. 56, где представлено: 1) распределение частоты возникновения блоков на различных долготах северного полушария
по данным Рекса [194]; 2) средняя многолетняя температура
воздуха в январе на 60° с. ш. (вблизи этой широты чаще всего
возникают блокирующие антициклоны); 3) разности температуры на 40-й и 60-й параллелях на различных долготах.
На рисунке видны две важные особенности: во-первых,
в районах наиболее частого формирования блокирующих антициклонов наблюдается наиболее высокая температура воды в северных широтах; во-вторых, в этих районах наблюдается минимальная разница температуры воды в северных и более южных
широтах. О степени «перегретости» воздуха на севере указанных районов можно судить по изаномалам — отклонениям температуры в различных точках, лежащих на различных меридианах определенной параллели от средней температуры для
всей данной широты. Так, согласно наиболее современным и полным данным Е. С. Рубинштейн [90], температура воздуха зимой
над Норвежским морем выше соответствующих среднеширотных ее значений на 20—24°, а над Тихим океаном у берегов
Америки на 12°.
Интересно отметить следующее обстоятельство. Как уже отмечалось, из 114 случаев формирования блокирующих антициклонов, рассмотренных Рексом [194], 82 наблюдались над Атлантическим океаном и 32 над Тихим. Поэтому можно считать,
что частота возникновения блокирующих антициклонов пропорциональна степени «перегретости» воздуха в данном районе.
Как же связаны эти факты между собой? В силу того что
над теплой океанической поверхностью зимой происходит интенсивное вертикальное перемешивание воздуха, температурные
особенности поля подстилающей поверхности быстро передаются во всю нижнюю половину тропосферы. Поэтому зимой
224!
над теплыми океаническими течениями даже на средних многолетних картах барической топографии отмечаются высотные
гребни. Это обстоятельство показывает, что именно здесь наиболее часто наблюдается тенденция к образованию высотных
гребней. Совершенно очевидно, что интенсивность гребней
в свете сказанного должна находиться в прямой зависимости
от температуры воды в северных широтах: чем она выше, тем
более интенсивным должен быть высотный гребень. Следовательно, первым необходимым условием для возникновения блокирующих антициклонов должна быть высокая температура
п
0
П I LIL
IN
I II
I
120 150 180 150 120 90
•*-в.д.
З.д,
З.д.
'I I I I М
60 30
I II I 11
0
—<
30
I
I
60 90 120
в.д.
•в.д-.
Рис. 57. Число блокирующих антициклонов (п), средняя температура
воздуха в январе вдоль параллели 60° с. ш. (t) и разность температур
воздуха в январе на параллелях 40 и 60° с. ш. (М).
воды в северных районах. Справедливость этого утверждения
и подтверждает приведенное выше распределение частоты возникновения блокирующих антициклонов.
Другим не менее важным условием развития блокирующих
антициклонов должно быть меридиональное преобразование
поля температуры подстилающей поверхности, т. е. с повышением температуры в северных районах должно происходить ее
понижение в южных. Наиболее заметное преобразование легче
всего может осуществляться в тех районах, где разница температуры подстилающей поверхности в высоких и низких широтах минимальна. Такая минимальная разница температуры
в высоких и низких широтах на северном полушарии зимой
наблюдается в областях теплых океанических течений. Как
видно из рис. 57, на нулевом меридиане разность температур
на 40-й и 60-й параллелях составляет всего 5°, в то время как
в центральных районах материков она достигает 28—30°.
Поэтому достаточно даже небольшого повышения температуры
15
Заказ № 93
225
на севере и понижения ее на юге, чтобы произошло существенное меридиональное преобразование поля температуры. Следовательно, зимой именно над теплыми океаническими течениями
создаются наиболее благоприятные условия для возникновения
блокирующих антициклонов. И, действительно, как можно было
видеть из рис. 56, именно здесь и возникают эти антициклоны.
Чтобы более наглядно представить процесс возникновения
блокирующего антициклона, рассмотрим конкретный пример.
Одним из очень ярких случаев формирования процесса блокирования явилось возникновение мощного высотного антициклона над югом Скандинавии и Норвежским морем в первых
числах января 1955 г. Этот случай примечателен еще й тем, что
блокирующий антициклон возник после продолжительного и интенсивного зонального переноса.
Развитие предшествующих блокированию синоптических процессов происходило следующим образом. В последней декаде
декабря 1954 г. по северным районам Атлантического океана
перемещались в восточном направлении хорошо развитые циклоны, а на высотах наблюдался интенсивный западный поток.
Система приземных ветров, связанная с быстро перемещающимися циклонами, была очень неустойчивой, поэтому никакой
сколько-нибудь заметной адвекции теплого или холодного воздуха не было. 1 января 1955 г. над югом Скандинавии началось
формирование мощного высотного антициклона. Высота изобарической поверхности 500 мб в его центре возросла до 568,
а затем до 572 дкм, что для данного времени года в этом районе
представляет исключительно аномальное явление.
Интересно также отметить, что формирование антициклона
у поверхности земли произошло позже, чем на высотах. В дальнейшем центры этих антициклонов совместились и сместились
в район Исландии. Кульминационная станция блокирования наступила 3 января, после чего антициклон стал ослабевать и разрушаться.
Для выяснения особенностей эволюции температурного поля
подстилающей поверхности, предшествовавшей возникновению
блокирующего антициклона, обратимся к рис. 58. На этом рисунке приведен ход температуры воды в океане, по данным
стационарных кораблей погоды, расположенных в северной
Атлантике, и значений относительного геопотенциала //jJJoo на
тех же кораблях.
Как видно из рисунка, в конце декабря в западных и югозападных районах океана (корабли погоды В и С), несмотря
на крайнюю неустойчивость ветрового режима, происходило неуклонное понижение температуры воды. В Норвежском море
(корабль погоды М) в районе формирования блокирующегоантициклона, наоборот, температура воды неуклонно повышалась. В результате к моменту наступления кульминационной
226!
стадии блокирования (3 января) температура воды в районе
корабля М оказалась несколько выше, чем в районе корабля С,
хотя последний расположен значительно юго-западнее.
В соответствии с изложенной перестройкой температурного
поля океанической подстилающей поверхности происходила перестройка и поля средней температуры нижнего пятикилометрового слоя атмосферы. Это хорошо подтверждается рис. 58, на
usoo
"1000
23 25 27 29 31 2 4 6
Декабрь
Январь
1
-2
Рис. 58. Ход осредненной по скользящим
трехдневкам температуры воды (1) и относительного геопотенциала (2) по данным
стационарных кораблей погоды.А, В, С, I и М.
котором видно, что изменение высоты
происходит достаточно согласованно с изменением температуры воды.
С 5 января в районе корабля погоды С началось повышение
температуры воды, а в районе корабля погоды М — понижение.
В результате температура воды в районе корабля С снова стала
выше, чем в районе корабля погоды М, а изотермы приняли
более широтное направление. Это привело к ослаблению блокирования, и в дальнейшем здесь установился интенсивный западный поток.
14*
227
Следует отметить, что фактические изменения высоты //хооо,
приведенные на последнем рисунке, больше тех, которые были
бы обусловлены изменениями температуры подстилающей поверхности. Здесь, вероятно, сказывается неучтенная роль адвекции в самой атмосфере. Не отрицая роли адвекции, тем не менее
можно показать,что роль температуры подстилающей поверхности в данном случае более значительна. Для этого необходимо
вычислить температуру на поверхности 500 мб в центре антициклона, обусловленную адвекцией и сравнить ее с фактической
температурой.
По фактическим картам барической топографии были вычислены траектории воздушных частиц, которые за сутки попадали
в центр блокирующего антициклона (в район корабля погоды
М). Затем в начальных точках этих траекторий находилась
температура воздуха на высоте АТ500 и считалось, что эта температура через сутки перенесется в центр антициклона. Расчет
показал, что в центре антициклона (над кораблем погоды М)
30 декабря температура должна быть •—19°, 31 декабря, 1 и
2 января —21°, а 3 января (кульминационная стадия развития
блокирующего антициклона) —24°. Фактическая же температура
была 30 и 31 декабря —23°, 1 января —24°, а 2 и 3 января она
повысилась снова до —23°. Соответственно температура воды
с 1 по 3 января повышалась с 7 до 7,8°. Иными словами, ход
фактической температуры воздуха на //500 повторял ход температуры воды, а не адвективной температуры.
Таким образом, приведенные данные о фактической частоте
возникновения блокирующих антициклонов, продолжительности
их существования над материками и океанами зимой и летом,
а также анализ рассмотренного примера показывают важную
роль температуры подстилающей поверхности в формировании
такого аномального процесса как блокирование.
Глава
IX
ГОРИЗОНТАЛЬНЫЙ ПЕРЕНОС ВОЗДУХА И ПОЛЯ
ТЕМПЕРАТУРЫ И ОСАДКОВ
Рассмотренные в предыдущей главе особенности синоптических процессов, возникающие под влиянием подстилающей поверхности, должны найти свое отражение и в характере погоды.
Однако хорошо известно, что функциональной связи между синоптическими процессами и условиями погоды нет. Также известно, что температура воздуха и осадки в умеренных широтах
тесно связаны с особенностями горизонтального переноса тепла
и влаги в атмосфере.
Изучению данного вопроса посвящена настоящая глава.
§ I. Методика расчета горизонтального переноса в атмосфере
К настоящему времени выполнено много работ, посвященных изучению горизонтального переноса различных субстанций
в атмосфере.
Вопросами перераспределения массы воздуха между различными районами земного шара у нас занимались В. В. Шулейкин [128], Н. А. Белинский [9], Н. Л. Вызова [13], Д. И. Стехновский [100] и др. В этих работах перераспределение массы
воздуха между различными районами земного шара в основном
определилось через изменение приземного давления в этих
районах.
Такая методика безусловно правильна, однако она не дает
возможности оценить интенсивность самого обмена. В самом
деле над изучаемыми районами может происходить интенсивный
горизонтальный перенос воздуха, однако он может и не сопровождаться изменением давления в этих районах. Наоборот, при
сравнительно слабом обмене давление может сильно вырасти
даже за короткие промежутки времени.
Несколько ближе к решению вопроса количественного учета
229!
горизонтального переноса воздуха стоит работа Хена [160]. В ней
изучался меридиональный обмен воздуха над Западной Европой по картам барической топографии АТ 5 0 0. Но хорошо известно, что на разных уровнях в атмосфере направления воздушных потоков могут существенно различаться. Поэтому учет переноса только на каком-либо одном уровне является недостаточным.
Особенно много работ выполнено по исследованию переноса
тепла. Их вообще можно разделить на две большие группы.
Первая из них (особенно многочисленная) исходит из представлений о макротурбулентном обмене [33, 60, 128 и др.], вторая
группа учитывает адвективный перенос [12, 80, 96 и др.]. Результаты работ первой группы в значительной степени зависят от
выбора величины коэффициента макротурбулентного обмена.
Вместе с тем следует отметить, что этот коэффициент непосредственно не измеряется и поэтому до настоящего времени нет
его общепризнанного значения. Больше того, этот коэффициент
может меняться в широких пределах в зависимости от циркуляционных условий того или иного физико-географического района и даже в сравнительно однородных условиях. Так, по данным Меллера [176], коэффициент обмена над Северной Атлантикой (к северу от 30° с. ш.) меняется от 0,5 до
1,0 • 108 г/см-сек., достигая максимальных значений в районе
Атлантического течения.
Наконец, следует отметить, что методика, основанная на
представлениях макротурбулентного обмена, может быть применима только для расчетов средних многолетних значений.
Определять по ней перенос в конкретных синоптических ситуациях, изучение которых составляет предмет настоящей книги,
невозможно.
Изучение особенностей горизонтального переноса при конкретных синоптических ситуациях (при различных аномалиях
циркуляции) наиболее целесообразно вести, используя непосредственные данные об интенсивности горизонтального переноса
в атмосфере, как это сделано в работах [80, 96] для переноса
тепла и в работах [12, 41] для переноса влаги.
С переносом воздуха связан конвективный перенос тепла,
влаги, пыли и других субстанций в атмосфере. Следовательно,
зная количество переносимого воздуха, можно легко рассчитать
перенос любой из указанных величин.
Один из наиболее удобных практических методов расчета
был предложен в работе [46]. В этой работе расчет переносимой
в горизонтальном направлении массы водуха через любую вертикальную плоскость рассчитывается по следующему соотношению:
М - - у (ft-а).
230!
(5)
где М — масса воздуха, переносимая за 1 сек. через выбранную
плоскость, z — высота плоскости, pi и р2—_средние по высоте z
значения давления на краях плоскости, I — среднее значение
параметра Кориолиса.
Формула получена при замене фактического ветра геострофическим, что для процессов крупного масштаба вполне допустимо.
На основании этой формулы был рассчитан перенос массы
воздуха за зимние месяцы 1947—1960 гг. Количество переносимой массы воздуха через различные сечения, охватывающие
акваторию Северной Атлантики, было скоррелировано с разностью температуры воды на стационарных кораблях погоды А
и J, характеризующей меридиональный градиент температуры
воды в Северной Атлантике (табл. 27).
Т а б л и ц а 27
Коэффициенты корреляции м е ж д у количеством переносимой влаги
и разностью температуры воды
Слой, км
Разрез
Восточная граница океана (Тромсе —
Эмден)
Северная граница океана (стационарный корабль В Тромсе) . .
Южная граница океана (Лаген —
Эмден)
Западная граница океана (стационарный корабль В — Лаос) . . .
0-1,5
1,5-3
3-5
0,65
0,62
0,65
0,47
0,37
0,31
—0,28
—0,29
—0,45
—0,14
—0,13
—0,08
Данные таблицы показывают, что значения коэффициентов
корреляции для различных границ колеблются в широких пределах. Наиболее тесная прямая связь наблюдается между меридиональным градиентом температуры воды и потоком воздуха
через восточную границу океана. Она означает, чем больше
меридиональный градиент температуры воды, тем интенсивней
перенос воздуха с океана на материк Европы. Иными словами,
здесь выполняется та же зависимость, что и для глобальной
циркуляции: чем больше градиент температуры экватор — полюс,
тем интенсивней зональный перенос в умеренных широтах.
Здесь разница заключается лишь в масштабах явлений; в последнем случае речь идет о сезонных' особенностях среднего
многолетнего режима, а в первом — об аномалиях циркуляции
в одном и том же зимнем сезоне.
Для северной и южной границ океана связь оказалась слабее, чем для восточной. Это и понятно, так как над океаном
господствует восточный перенос. Почти полное отсутствие связи
231!
между переносом воздуха через западную границу океана и меридиональным градиентом температуры воды может свидетельствовать только о том, что интенсивность воздушного потока,
поступающего на Европу, регулируется именно океаном, его
температурным полем. В самом деле, согласно развиваемой
в данной главе концепции, океан не может оказывать влияние
на воздушные потоки к западу от него, так как в этих районах
господствует западный перенос. Обоснование физической реальности изложенных связей можно провести следующим образом. По данным о температуре воды на упомянутых стационарных кораблях погоды А и J и приземного давления были
вычислены составляющие скорости ветра, перпендикулярные
линии, соединяющей эти корабли, на высоте абсолютного геопотенциала Я 5 0 0 . По фактическим высотам # 5 0 0 на этих же
кораблях были определены аналогичные составляющие скорости
геострофического ветра. По полученным таким образом скоростям был вычислен коэффициент корреляции. Он оказался
равным 0,88, что указывает на существование довольно тесной
связи.
Следует отметить, что вычисленные скорости примерно на
10% оказались меньше фактических, снятых непосредственно
с карт барической топографии. Объясняется это тем, что разность температуры воды и воздуха на севере океана (в районе
корабля погоды А) больше соответствующей разности в его
южных районах (в районе корабля погоды J). Поэтому фактическая разность приземной температуры воздуха, а следовательно, и всего слоя больше разности температуры воды. В результате вычисленные скорости оказались меньше фактических.
Другая причина заключается в том, что вертикальный градиент
температуры воздуха на севере океана больше, чем на юге
(примерно на 0,07°), так как поступивший на океан воздух
в северном районе не успевает еще прогреться во всей своей
толще.
Наконец, физическую реальность влияния океана на интенсивность переноса воздуха можно подтвердить следующими соображениями. Предположим, что аналогичная связь существует
не только над теплой для данного сезона года океанической поверхностью, но и над материковой. Иными словами, если установленная связь сохраняется независимо от географического положения района и свойств его подстилающей поверхности, то
значит влияния последней просто нет. Для того чтобы выяснить
этот вопрос, так же как и при составлении табл. 27, были прокоррелированы разности средней месячной температуры за январь, февраль и декабрь на станциях Воронеж и Усть-Цильма
(они расположены примерно на тех же широтах, что и корабли
погоды J и А) с потоком воздуха через разрезы Мурманск —
Одесса и Салехард — Астрахань (табл. 28).
232!
Как видно, связи в табл. 28 оказались хуже (особенно'
в нижнем слое), чем в табл. 27. Почему же здесь характер связи
оказался иным, чем для океанического района^;
Т а б л и ц а 28
Коэффициенты корреляции м е ж д у разностью
средней месячной температуры
и потоком воздуха
Слой, км
Разрезы
0-1,5
1,5-3
3-5
Мурманск — Одесса . .
0,18
0,31
0,48
С а л е х а р д — Астрахань
0,14
0,25
0,38
Дело именно в том, что зимой влияние температуры океанической поверхности на атмосферу совершенно иное, чем влияние температуры поверхности материка. Над материком температура воздуха зимой формируется главным образом под влиянием адвекции и радиационного охлаждения, в то время как
над океаном идет интенсивный прогрев. Поэтому над материком
зимой часто возникают инверсии и поле приземной температуры
не может влиять на особенности переноса воздуха.
Об огромном различии трансформирующей роли океанической и материковой поверхности на характер воздушных потоков
можно судить по коэффициентам корреляции между потоками
воздуха, проходящими над океаном и материком. Первый поток
вычислялся по данным для разрезов Лаген —корабль погоды В
(западная граница рассматриваемой в настоящей главе части
Северной Атлантики) и Тропосс — Эмден (восточная граница),
второй — по данным для разрезов Мурманск — Одесса (западная граница Европейской территории СССР) и Салехард —
Астрахань (восточная граница). Первый коэффициент оказался
равным 0,15, а второй 0,78. Это означает, что интенсивность воздушного потока, уходящего с океана на восток, практически не
зависит от интенсивности потока, поступающего на океан, в то
время как над материком они достаточно тесно связаны между
собой. Отсюда видна огромная преобразующая роль океанической поверхности. Эти результаты наряду с вышеприведенным
показывают, что причины возникновения тех.или иных особенностей атмосферных процессов, в том числе горизонтального переноса воздуха над Европой, следует искать в особенностях температурного поля Северной Атлантики.
233!
§ 2. Горизонтальный перенос тепла с океана и температура
воздуха на Европейской территории СССР
К настоящему времени выполнено много исследований, в которых рассматривается распределение аномалий температуры
воздуха в различных районах земного шара и, в частности, над
Атлантическим океаном и Европой. Так, Г. Р. Брегман [10], развивая идею академика В. В. Шулейкина, показал, что температура воды в Северной Атлантике и температура воздуха в Европе колеблются в противоположных фазах: отрицательной
аномалии в океане соответствует положительная аномалия
в Европе и, наоборот, положительной аномалии в океане соответствует отрицательная аномалия в Европе. Г. Я. Вангенгейм [15] построил типовые карты распределения аномалии температуры воздуха над океаном и Европой при различных формах
циркуляции. Так, при западном типе циркуляции в северных
районах океана наблюдается отрицательная аномалия температуры, а над Европой — положительная. При восточном типе
(меридиональная форма циркуляции) в северных районах океана наблюдается положительная аномалия, а над Европой —
отрицательная.
Т. В. Покровская [78], изучавшая теплые и холодные зимы
в связи с глобальным распределением температуры воздуха,
показала, что положительная аномалия воздуха над континентом
•формируется, как правило, при увеличенном по сравнению с нормой градиенте температуры в северной Атлантике, а отрицательная^—при ослабленном. Аналогичные выводы можно найти
в работах [96, 46].
Наиболее интересным в этих работах является вывод о том,
что указанные связи лучше всего выполняются в холодное время
года, а летом практически исчезают. Так, зимой различие средних месячных температур воздуха над Европейской территорией
СССР в месяцы, когда на севере океана наблюдалась отрицательная аномалия температуры воды, достигает 6—7°. А в летние
месяцы этого различия почти нет (0,5—-1,0°). Особенно наглядно
влияние времени года заметно в частоте осуществления указанных связей. Так, зимой противоположные знаки аномалии температуры воды на севере океана и температуры воздуха в северо-западных районах Европейской территории СССР наблюдаются в 80—85% случаев, а летом (июль) лишь 45—55% случаев, т. е. летом связь практически отсутствует.
Из сказанного нетрудно понять, что характер изложенных
связей в первую очередь определяется тепловым влиянием
•океана.
Еще одно доказательство реальности влияния поля температуры океанической поверхности на температуру воздуха в районах, лежащих к востоку от океана, можно найти в работе [98].
234!
В ней были вычислены весовые коэффициенты для температуры воздуха в Мус-Фактори (Канада), Стиккисхоулъмуре
(Исландия), Кристиансанне (Норвегия), Вологде, Москве и Иркутске при аномалиях температуры воды в упоминавшихся
выше областях Северной Атлантики Е, G, Н, J, К, L, М, N и индексах зональной и меридиональной циркуляции в азиатском,
американском и атлантико-европейском секторах северного полушария.
в
-—-з.д
4*——в.д
•
Рис. 59. Весовые коэффициенты при аномалии температуры воды (а) и при индексе
зональной циркуляции (в).
На рис. 59 приведены значения весовых коэффициентов при
аномалии температуры воды в северном районе океана (область
G) и индексе зональной циркуляции в атлантико-европейском
секторе. На рисунке долгота упомянутых станций нанесена по
оси абсцисс, а весовые коэффициенты — по оси ординат.
Как видно на рисунке, коэффициенты при аномалии температуры воды для аномалии температуры воздуха на различных
станциях различаются между собой не только по величине,
но и по знаку. Они минимальны для аномалий температуры воздуха в Мус-Фактори и Иркутске и максимальны для аномалии
температуры воздуха в Стиккисхоульмуре, Кристиансане и Вологде. Важно отметить, что над океаном они положительны,
а в Европе отрицательны. Они указывают на наличие прямой
связи между аномалиями температуры воды и воздуха в океане
235!
и на наличие обратной связи между аномалиями температуры
воды и воздуха в Европе.
Малые значения коэффициентов для аномалий температуры
воздуха в Мус-Фактори и Иркутске вполне закономерны, так
как влияние океана не распространяется в эти районы. Таким
образом, рассматриваемые данные также подтверждают реальность связей, которые найдены в указанных выше работах.
Весьма примечательно и то, что характер связи не изменился с введением в управнения циркуляционных факторов
(индексов циркуляции).
Из рис. 59 можно сделать и другое важное заключение: небольшая величина коэффициента при индексе зональной циркуляции над атлантико-европейским сектором для аномалии
температуры воздуха в Америке указывает, как и следовало
ожидать, на отсутствие связи между этими величинами. Обратная связь над океаном (отрицательный коэффициент в Стиккисхоульмуре) также закономерна и объяснена в предыдущем параграфе. Прямая связь для Европы и Сибири вытекает из общеизвестного факта влияния адвективного переноса воздуха
на температуру в этих районах. Причем можно с достаточной
достоверностью утверждать, что основную роль играют потоки
тепла, идущие с океана.
Для доказательства этого утверждения рассмотрим связь
температуры воздуха на Европейской территории СССР с потоками тепла через различные ее границы.
Горизонтальный перенос тепла можно вычислить на основании формулы (5), помножив переносимую через сечение массу
воздуха на его удельную теплоемкость при постоянном давлении
ср и абсолютную температуру Т. Тогда поток тепла Q через заданное вертикальное сечение можно определить по формуле
Q = CpT-?-(P2-Pi).
(6)
Эта формула учитывает только средний адвективный перенос
тепла и не учитывает турбулентного переноса. Однако, как показано в работе [96], турбулентный перенос при расчетах по
средним месячным данным составляет в большинстве случаев
10—15% полного потока, т. е. основную роль играет адвективный перенос.
По формуле (6) был вычислен перенос тепла в нижнем пятикилометровом слое через границы Европейской территории
СССР, а также через атлантическое побережье Европы за зимние месяцы 1956—1962 гг. Потоки тепла были прокоррелированы с аномалией средней месячной температуры воздуха на
22 станциях, расположенных на Европейской территории СССР.
Результаты приведены в табл. 29.
236!
Т а б л и ц а 24
Коэффициенты корреляции м е ж д у потоками тепла в слое 0—5 км
и температурой воздуха
Разрез
Станция
3 о
ft s
Е- CD
Мурманск . . .
Кемь
Архангельск . .
Нарьян-Мар . .
Ленинград
Минск . . . .
Москва . . . .
Вологда . . .
Казань . . . .
Сыктывкар
Чердынь , . .
Свердловск . .
Киев
Курск . . . .
Одесса . . . .
Астрахань . . .
Ростов-на-Дону ,
Саратов . . .
Оренбург . . .
Уральск. . . .
Ханты-Мансийск
Салехард . . .
,49
,63
51
24
62
,49
,56
,53
,40
38
,39
,51
,39
42
,13
34
37
47
44
38
40
;is
I »
К О
я о.
S S
S о
0,38
0,64
0,52
0,19
0,70
0,77
0,75
0,70
0,71
0,48
0,33
0,73
0,70
0,75
0,51
0,58
0,68
0,78
0,57
—0,17
0,09
0,48
0,15
—0,20
—0,29
0,61
-0,11
—0,30
0,02
—0,06
—0,04
0,04
—0,09
—0,23
—0,24
—0,05
—0,14
—0,06
—0,25
—0,13
—0,08
—0,07
—0,13
—0,10
ч
О
—0,63
—0,53
—0,44
—0,16
—0,42
—0,31
—0,29
—0,33
—0,02
—0,06
0,06
0,02
—0,18
—0,20
0,06
0,18
0,05
—0,08
0,05
0,08
0,11
0,02
0,13
—0,29
—0,11
0,12
—0,35
—0,42
—0,43
—0,37
-0,51
—0,21
—0,031
—0,61
—0,37
—0,45
—0,28
—0,48
—0,54
—0,54
—0,42
—0,48
—0,32
0,06
Как видно из таблицы, коэффициенты корреляции между
температурой «воздуха и потоками тепла через различные разрезы колеблются в достаточно большом интервале. Так, связь
потока тепла через атлантическое побережье Европы с температурой воздуха на Европейской территории СССР всюду положительная и наиболее тесная в северо-западных районах.
Коэффициенты корреляции достигают 0,62—0,63. Поток тепла непосредственно через западную границу Европейской территории СССР (разрез Мурманск—Одесса) еще
более существенно влияет на температуру воздуха. Усиление
связи по сравнению с предыдущей можно объяснить следующим
образом. Поток тепла, поступающий на континент непосредственно через береговую линию, может быть направлен как
строго на восток, так и на юго-восток или северо-восток.
В тех случаях, когда поток направлен на северо-восток, в юговосточных районах Европейской территории СССР обычно
237
наблюдается антициклон, в области которого происходит интенсивное выхолаживание и формируется отрицательная аномалия
температуры воздуха. В тех случаях, когда поток направлен
на юго-восток, области высокого давления, как правило, формируются над северными районами Европейской территории СССР
и здесь возникает также отрицательная аномалия температуры
воздуха. Описанные синоптические процессы приводят к противоположным эффектам, в результате чего и ухудшается связь
между потоком тепла и температурой воздуха в юго-восточных и северо-восточных районах Европейской территории
СССР.
Влияние потоков тепла, проходящих через северную и южную
границы Европейской территории СССР, на температуру воздуха оказалось значительно слабее, чем потоков тепла, проходящих через западную границу. Так, корреляция между потоком тепла через разрез Мурманск—Салехард и температурой
воздуха в большинстве районов практически отсутствует. Лишь
в крайних северо-восточных районах коэффициенты корреляции
достигают— 0,30. Отрицательные значения коэффициентов корреляции надо понимать следующим образом. При принятом
в вычислениях направлении обхода контура для вычисления
потоков тепла отрицательные значения получаются тогда, когда
поток тепла имеет северную составляющую, а положительные,—
когда поток тепла имеет южную составляющую.
Таким образом, положительная аномалия температуры, как и
следовало ожидать, формируется при южных потоках, а отрицательная— при северных. В этом, конечно, ничего нового нет,
однако обращает на себя внимание то обстоятельство, что само'
влияние переноса через северную границу оказалось сравни1
тельно слабым.
Синоптический опыт также подтверждает, что далеко не
всегда с северными потоками связано формирование отрицательной аномалии температуры воздуха. Можно привести многопримеров того, что при северных потоках наблюдается положительная аномалия температуры воздуха. Кроме того, надо иметь
в виду, что северные потоки, наблюдающиеся в северных райог
нах ETC, могут не распространяться далеко к югу.
Рассмотрим перенос тепла через южную границу по разрезу
Одесса—Астрахань. Здесь обнаруживается на первый взгляд
совершенно непонятная картина: в районах, непосредственно'
прилегающих к рассматриваемой границе, связь практически отсутствует, а по мере удаления на север усиливается отрицательная связь (на Кольском полуострове коэффициенты корреляции
достигают —0,53, •—0,63). Отсутствие связи для южных и восточных районов можно объяснить следующим образом. Положительная аномалия температуры формируется там не только
при юго-западных потоках, но и при северо-западных, когда над
238!
Западной Европой наблюдается интенсивный западный перенос.
С синоптической точки зрения этот интенсивный перенос сопровождается наличием теплого антициклона над Центральной
Европой. На восточной периферии этого антициклона, т. е. над
южными районами ETC, наблюдаются северо-западные потоки,
но они теплые. Поэтому здесь и отсутствует непосредственная
связь аномалии температуры воздуха с направлением переноса
тепла через южную границу, т. е. через разрез Одесса—
Астрахань.
Наличие достаточно тесной обратной связи переноса тепла
через эту границу с аномалией воздуха над северо-западными
районами ETC также объясняется следующими хорошо известными особенностями синоптических процессов. Интенсивный
вынос воздуха через южную границу ETC обычно связан
с устойчивым антициклогенезом над Скандинавией (с так называемыми скандинавскими вторжениями). В этих антициклонических областях и формируется отрицательная аномалия температуры. Таким образом, особенности переноса тепла через
южную границу ETC являются не причиной формирования
той или иной аномалии температуры воздуха, а сопутствующим фактором (индикатором) более крупных атмосферных процессов.
Рассмотрим, наконец, связь аномалии температуры воздуха
с потоком тепла через восточную границу ETC, т. е. через разрез Салехард—Астрахань. Как видно из таблицы, почти для
всей территории (за исключением Крайнего Севера) наблюдается
обратная и достаточно заметная связь. Данный результат на
первый взгляд может показаться совершенно неожиданным
и необъяснимым. В самом деле поток тепла через восточную
границу ETC по отношению к ней является всегда уходящим,
так как здесь всегда наблюдается западный перенос. Поэтому
этот поток фактически не может оказывать какого-либо влияния
на формирование температуры воздуха на ETC. Однако последняя связь объясняется тем, что потоки тепла через западную
границу ETC (разрез Мурманск—Одесса) и восточную (разрез
Салехард—Астрахань) достаточно тесно коррелируются между
собой. Таким образом, связь между потоком тепла через восточную границу ETC и температурой воздуха над ETC можно рассматривать как следствие другого физически реального процесса— потока тепла через западную границу ETC.
Подводя итог рассмотренным материалам, можно утверждать, что основную роль в формировании температуры на ETC
играют потоки тепла, идущие с океана. Поэтому для наиболее
обоснованного прогноза поля температуры надо в первую очередь изучать структуру и особенности атмосферных процессов,
развивающихся над океаном.
239!
§ 3. Горизонтальный перенос влаги и месячные суммы осадков
на Европейской территории СССР
В настоящее время можно считать уже доказанным, что поля
осадков на Европейской территории СССР, особенно в холодное
время года, формируются за счет внешнего влагооборота, т. е.
за счет влаги, поступающей на данную территорию извне.
Следовательно, для расчета поступающей на Европейскую
территорию СССР влаги можно применить ту же методику, что
и для расчета переноса тепла, изложенную в предыдущем параграфе. Для этой цели необходимо переносимую через заданное сечение массу воздуха помножить на удельную влажность.
Таким образом, расчетная формула будет иметь вид
R—q-j-Gs
—
Pi).
где R — количество переносимой влаги через выделенное вертикальное сечение; q — удельная влажность.
Расчет по этой формуле учитывает только адвективную составляющую переноса, поэтому возникает необходимость оценить
роль этой составляющей по сравнению с турбулентной составляющей. Такая оценка была произведена по данным за январь
1962 и 1963 гг.
Расчеты производились на основании ежедневных, средних
пентадных, средних декадных и средних месячных данных
о давлении и удельной влажности на уровне моря и на высотах
1,5, 3, 5 км, т. е. перенос определялся послойно в слоях 0—1,5,
1,5—3 и 3—5 км. В вышележащих слоях расчеты производить
не имеет смысла, так как там влажность исчезающе мала, особенно зимой.
Для удобства анализа полученных данных изменение влагосодержания на Европейской территории СССР, происходящее
за счет горизонтального переноса влаги, выражено в единицах
измерения осадков, т. е. в миллиметрах водяного столба.
В табл. 30 помещены следующие данные: R — изменение влагосодержания, вычисленное по ежедневным' данным (за счет
полного переноса), R5,
R31— среднее изменение влагосодержания, вычисленное соответственно по пятидневным, декадным
и месячным данным (адвективная составляющая), AR — среднее
абсолютное отклонение адвективной составляющей от влагонакопления за счет полного переноса (турбулентная составляющая) , б — относительное отклонение.
Из таблицы прежде всего видно, что соотношение междуадвективной и турбулентной составляющими горизонтального
переноса влаги существенным образом зависит от абсолютной
величины полного потока. Чем больше величина полного потока,
тем значительнее роль адвективной составляющей. Так, в январе
240!
ч
ю
t^
см
СО
г—1
IQJ
о
СО
СО
ю
СО
" "
S
IQ;
£
<А
а
Л :
О.
а
в
Я
К
•s
3
№
со
о"
см"
о
оо
СМ
о"
о"
со
да
Tf
о*
со
со"
со"
о
о"
о
о*
со"
со"
см
ю
СО
см
см
о
со
о
о
о
о
СО
о
оо
см
о
о
о
-
»—»
05
со"
1—1
ю
о"
ю.
см
о
о
о
ю
1С
со
см
о
о
о
о
1—<
СО
СО
05
Л
о.
а
га
Я
С*
со_
см"
ю
оо".
со
to
to
о"
о
о"
Т—1
о
so"
да
СО
ю
1—1
о."
СП
да
г^
г—t
см
см
см
со
оо"
la;
•ф.
о
см
t-о
см
00
да"
to.
о"
о;
ю
см
см
о
о
о
о
со"
• о"
I"*
У—1
Ж
Заказ № 93
о"
о
СО
см
-ф
см"
Ж
17
о"
(N
ж
а
S'
ж
О?
<1
lO
г-Г
ю
см
оо
(N
Ж
о
/2
оо
ю
о
T—-I
11;
1
г-•
го
Et
«
в
3
х
4
о
С
см
о
о
00
iq;
•1—Г'
см"
,—t •
о
о
t^
х
а)
о.
да
I—1
о
оо
СО
см
1
см
41,2
я
СО
1а; -
fо
со
ж
и
S
-Я
QJ
<э
о"
ю
ю
оо
со
СО
см
ж
S
Ctr
<J
24^
1962 г. турбулентный перенос во всем пятикилометровом слое
составляет всего 19,2%, а в январе 1963 г.— уже 51,5%.
Второй вывод, который можно сделать из анализа данных
таблицы, заключается в том, что при больших значениях полного
потока (январь 1962 г.) с увеличением интервала осреднения
роль адвективного переноса увеличивается: адвективный перенос, вычисленный по средним пятидневным значениям, отличается от полного потока на 23%;, а вычисленный по средним
месячным —на 19,2%. Однако при малых значениях полного
потока этого не наблюдается.
Наконец, данные таблицы позволяют заключить, что абсолютная величина турбулентного потока с высотой уменьшается.
Однако это уменьшение связано с ослаблением общего переноса,
а не с возрастанием роли адвективного потока. Само собой
разумеется, что сделанные выводы следует рассматривать как
предварительные, так как они получены на небольшом материале.
; Интересно сравнить приведенные в табл. 30 значения влаги
с фактическими осадками за рассматриваемые месяцы. Такое
сравнение можно сделать, если предположить, что вся пришедшая (и оставшаяся) влага выпадает над данной территорией
в виде осадков. Это предположение для зимних месяцев вполне
допустимо, так как роль местного испарения и изменения влагосодержания воздуха зимой невелики.
Как видно из таблицы, в течение января 1962 г. на 1 см2
поступило 38 мм влаги, а среднее фактическое количество осадков составило 37,7 мм. В январе 1963 г. влаги поступило 23,5 мм,
а фактически выпало 32,6 мм.
Мы далеки от мысли считать такое поразительное совпадение закономерностью. Однако совпадение порядка вычисленных и фактических осадков говорит в пользу рассматриваемого
здесь метода расчета.
В заключение подведем краткие итоги.
: Формирование полей температуры и осадков над Европейской территорией СССР происходит под влиянием потоков тепла
и влаги, идущих главным образом со стороны Атлантического
океана.
Интенсивность этих потоков в свою очередь зависит от степени развития европейской климатической ложбины и смежного
с ней атлантического гребня. При ослаблении атлантического
гребня и заполнении европейской ложбины на Европейскую территорию СССР усиливается приток теплого воздуха и происходит формирование положительной аномалии температуры воздуха. Наоборот, при усилении гребня и углублении ложбины на
Европейскую территорию СССР открывается доступ холодному
арктическому воздуху, в результате чего там формируется отрицательная аномалия температуры воздуха.
242!
Связь полей осадков с особенностями горизонтального переноса влаги более сложная. Здесь требуется учет влияния вертикальных движений, стратификации атмосферы и др.
Тем не менее изложенные в настоящей главе результаты
показывают, что при уверенном прогнозе поля воздушных течений (к чему сейчас стремятся гидродинамические методы)
можно достаточно точно предсказать поле средних месячных
сумм осадков, и особенно поле аномалии средней месячной температуры воздуха.
3141!
Глава
X
О КАЛЕНДАРНЫХ ОСОБЕННОСТЯХ ХОДА ТЕМПЕРАТУРЫ
ВОЗДУХА В УМЕРЕННЫХ ШИРОТАХ
Длительные и значительные погодные аномалии тесно связаны с местоположением и интенсивностью околополярного циклонического вихря (см. гл. VII) и особенно с характером
квазистационарных тропосферных ложбин и гребней, простирающихся далеко к югу и являющихся областями меридионального обмена масс воздуха. Естественно предположить, что
каждому типичному состоянию околополярного циклонического
вихря и его ложбин соответствует определенный порядок обмена воздушных масс между севером и югом, точнее говоря,
определенная последовательность этапов такого обмена.
Можно предположить также, что наиболее упорядоченная
временная последовательность похолоданий и потеплений, являющаяся отражением обмена воздушных масс между севером
и югом, ярче выражена в области климатических (сезонных)
ложбин и гребней, т. е. связана с определенными физико-географическими районами. Изучение календарных особенностей погоды на земном шаре может способствовать прояснению многих
важных сторон общей циркуляции атмосферы.
Наиболее регулярные изменения погоды и режима ветра, как
известно, наблюдаются в тропической и муссонной зонах (см.
гл. II—VI). Предстоит выяснить также, связаны ли эти колебания с календарными особенностями погоды в умеренных широтах или последние представляют собой продукт развития процессов перераспределения тепла непосредственно в умеренных
широтах в сложных условиях непрерывно меняющегося баланса
тепла. Важно выяснить также зависимость календарных особенностей погоды от распределения месячных или сезонных аномалий температуры воздуха.
О существовании «излюбленных» периодов похолоданий и
потеплений в различное время года известно главным образом
244!
из народных примет, например «черемушкины холода» весной,
«бабье лето» осенью, «крещенские морозы» зимой и т. п. В разных географических районах нашей страны похолодания и потепления,.^ которых говорят народные приметы, происходят
в различные сроки. Что же касается повторяемости такого рода
явлений, то, хотя подробных специальных исследований на•эту
тему не проводилось, известно, что они наблюдаются не каждый
год и далеко не в определенные сроки.
Принимая во внимание, что статистическая обработка требует большого ряда наблюдений, было признано целесообразным исследовать приземную температуру воздуха, наблюдения
за которой производятся давно и поведение которой наиболее
тесно связано с характером циркуляции в средней тропосфере.
Для средних месячных выводов с большой степенью точности
справедливо утверждение, что крупная положительная аномалия
температуры воздуха связана в умеренных широтах с восточной
частью квазистационарной ложбины, а отрицательная — с ее западной частью. Что касается месяцев, в которых наблюдаются
значения аномалии температуры воздуха, близкие к норме, то
такие значения аномалии формируются либо за счет чередования
высотных ложбин и гребней (т. е. за счет отсутствия устойчивой
квазистационарной ложбины), либо, при потоках, близких к нормальному западно-восточному переносу. Следовательно, изучая
экстремальные в температурном отношении месяцы, мы можем
рассчитывать получить более четкую картину повторяемости календарных особенностей погоды.
В 1963—1964 гг. группой сотрудников Центрального института прогнозов в составе 3. Г. Блинниковой, Л. Г. Борисовой,
Е. И. Борисовой, X. X. Рафаиловой, Т. В. Сидоченко, Г. И. Туркенич, Б. Г. Хесиной, Е. А. Чистяковой, А. И. Штабовой и
Г. М. Шушевской под руководством автора было выполнено
динамико-климатологическое исследование волн холода и тепла
в Москве.
В качестве исходного материала использовались графики
средней суточной температуры воздуха за все месяцы с 1879
по 1963 г. Авторами были установлены природообразные объективные критерии для отбора волн холода и тепла и для типизации месяцев.
В упомянутых исследованиях авторы попытались найти и
новый подход к решению вопроса о месячном прогнозе хода
температуры воздуха и погодных условий в целом. Как известно, несмотря на крайнюю актуальность этой проблемы, решение ее продвигается весьма медленно. В практике долгосрочного прогнозирования до настоящего времени используются
ритмы, т. е. установленные на большом историческом материале
характерные синоптические процессы, повторяющиеся через
определенные промежутки времени. Однако механизм подобных
1/ 2 17
Заказ № 93
24^
повторений неизвестен, а обеспеченность прогностических приемов такого рода очень невелика. Возникает необходимость либо
отыскать пути решительного улучшения оправдываемое™ ритмов, либо разработать новые принципиальные основы для прогноза хода погоды внутри месяца.
Прежде всего выяснено, что ход температуры воздуха в теплых, холодных или нормальных месяцах, как правило, отличается определенными особенностями, связанными, очевидно,
с развитием макропроцессов на обширных территориях. Поэтому все месяцы исследуемых лет отнесены нами к одной из
трех групп — теплые, холодные и умеренные (нормальные). Специально выработанные критерии позволяют отнести любой месяц
к группе холодных, теплых или нормальных месяцев таким образом, что учитывается климат данного района. Общий принцип выработки критериев заключался в том, что каждая группа
приблизительно состоит из -g-всех месяцев, которые рассматривались. Однако в целях удобства использования данных материалов для обслуживания населения крупных физико-географических районов в последующем критерии были несколько округлены. Пользуясь данными критериями и значениями аномалии
средней месячной температуры воздуха, легко отнести конкретный месяц конкретного года в какую-либо группу.
Следующим этапом работы было составление ежедневных
графиков средней суточной температуры воздуха и некоторых
других явлений погоды для многих станций Советского Союза.
Графики средней суточной температуры воздуха создавались
помесячно для каждой станции в среднем для 80—85 прошедших лет. Д о настоящего времени таким образом обработаны
наблюдения 13 метеорологических станций Советского Союза.
Затем средние суточные температуры за каждый день осреднялись отдельно для теплых, холодных и умеренных (нормальных) месяцев. В результате получились осредненные и в какой-то мере типичные кривые хода температуры воздуха во всех
трех перечисленных группах месяцев по всем станциям.
Специальные исследования показали, что полученные кривые отображают в среднем ход температуры в 70% всех месяцев, вошедших в данную группу лет. Полученные кривые явились основным материалом для изучения распределения волн
холода и тепла отдельно в теплых, холодных и умеренных (нормальных) месяцах. Для каждого месяца и разумеется на каждой станции отыскивался сглаженный ход и строились соответственные кривые температуры воздуха отдельно для теплых,
холодных и. нормальных месяцев. Сглаживание проводилось
обычным методом гистограмм.
Определение интенсивности похолоданий и потеплений проводилось с помощью величины разности между сглаженными и
246!
фактическими значениями температуры в конкретный день. Отметим, что большинство авторов пользовались сглаженными
значениями, построенными по данным климатологических справочников последнего издания. Поскольку ряды лет, использованные в справочнике и в настоящем исследовании, различны, естественно, что и сглаженные значения несколько
отличаются друг от друга. Однако эти различия не превышают
0,2—0,3°.
Что касается критерия для определения самих волн холода
и тепла, то, стремясь учесть климатические особенности данного
района и времени года, за критерии интенсивности волны холода или тепла была принята удвоенная величина среднего
квадратического отклонения аномалии средней месячной температуры на данной станции 2а. Величина 2а приблизительно
равна средней пятидневной изменчивости температуры воздуха
в данном месяце.
Для того чтобы исключить из рассмотрения кратковременные похолодания и потепления, критерий для определения волн
холода и тепла был дополнен обязательным условием сохранения интенсивного похолодания или потепления в течение не
менее двух дней.
В тех случаях, когда интенсивные потепления или похолодания, удовлетворяющие критерию At>2o, перебиваются не
больше чем одним днем с относительно умеренной погодой,
такие похолодания или потепления считались за одну волну
холода или тепла.
В приложении представлены значения а дня каждого месяца. Некоторая часть указанных величин заимствована из
работы [5]. Основной фактический материал данного исследования был получен сотрудниками УГМС.
Отклонения температуры в определенные календарные сроки
от сглаженных ее значений, полученных методом гистрограмм,
составляют нередко 2° и более. Такие отклонения нельзя при*
знать случайными исходя из известных критериев статистики,
учитывая, что был рассмотрен длинный ряд наблюдений (более
80 лет) и что все значительные отклонения температуры совпадают с повышенным числом похолоданий или потеплений в тот
же самый календарный период.
Для примера приведен график средней суточной температуры в теплых маях по Свердловску и повторяемость волн
тепла по дням в том же месяце (рис. 60 и 61). Согласно критерию, рассмотренному выше, за волну тепла принимался факт
отклонения средней суточной температуры воздуха от значений
многолетней нормы для данных суток на 4,4°, наблюдавшихся
не менее двух дней кряду. Как видно из сопоставления кривых,
каждая календарная особенность хода температуры отражается в повторяемости волн тепла. Ниже будет показано, что
247!
календарные особенности погоды проявляются однозначно на целой группе станций и, следовательно, характерны для целого района. Не может быть и речи о случайности подобных явлений (разумеется, в рамках исследованного ряда лет). Наоборот, можно
говорить о более или менее случайных отклонениях от типичной
кривой хода температуры в тех или иных месяцах. Очевидно
г
Рис. 60. Средняя суточная температура воздуха в теплых маях (1) и сглаженные значения средней суточной температуры. Свердловск.
осреднение по большому числу лет (в Свердловске исследование
проведено на материалах с 1879 по 1963 г.) неизбежно снивелировало интенсивность потеплений и похолоданий. Однако видно,
%
°
1
3
5
7
9.
11
13
15 17
Май
19
21
23
25
27
29
31
Рис. 61. Повторяемость (%) волн тепла в теплых маях. Свердловск.
что интенсивность похолодания в середине теплого мая в Свердловске достигает более 2°, в то время как сглаженная норма за
это время увеличивается не более чем на 0,5°. Потепление к началу третьей декады достигает 5°, в то время как норма за это
время увеличивается только на 1,5°. Но. самый разительный
пример календарной особенности виден в конце мая, когда
в Свердловске обычно (в теплых маях разумеется) холодает
по сравнению с началом третьей декады на 3,5°, в то время как
норма увеличивается более чем на 1,5°. Естественно, что в конце
месяца увеличивается повторяемость волн холода и резко убывает повторяемость волн тепла.
:
248!
Перейдем к рассмотрению распределения календарных особенностей по территории. При сопоставлении дат календарных
особенностей по различным станциям отчетливо проявляется
их распространение во времени из одних географических районов в другие. При этом похолодания обычно начинаются на севере или северо-западе и продвигаются к югу, а потепления
начинаются на юге или на западе (зимой) и продвигаются к северу или востоку.
Однако летом потепления могут начинаться (во времени)
не с крайнего юга, а с более северных районов, так как в это
43
36
13
Рис.
36
62.
Изохроны майского
(холодные май).
64
потепления
время года южные районы СССР являются очагами формирования теплых воздушных масс. Аналогично зимой похолодание
может начаться не с самых северных районов, а несколько
южнее, что означает, что к югу двинулся холодный воздух,
сформировавшийся на месте. Чаще бывают, конечно, случаи,
когда похолодания формируются за счет холодного воздуха из
Арктики, тогда похолодание отмечается и в крайних северных
районах. Аналогично, если теплый воздух распространяется
со Средиземного моря или с Балканского полуострова, то потепление отмечается самыми южными станциями Европейской территории СССР.
На рис. 62 представлены изохроны майского потепления
(для холодных маев) западного происхождения, связанного
с прохождением и выносом теплого воздуха в теплых секторах
циклонов, перемещающихся вдоль северных берегов Европы.
На рис. 63 представлена изохрона потепления в нормальных
февралях, происходящего во второй и третьей пятидневках. Это
15
Заказ № 93
249
потепление вызвано адвекцией теплого воздуха с Балканского
полуострова.
В холодных январях характерно интенсивное похолодание,
приходящее с северо-востока в третьей пятидневке (рис. 64).
Рис. 63. Изохроны февральского потепления
(нормальные феврали).
Рис. 64. Изохроны январского похолодания
(холодные январи).
Это похолодание обусловлено ультраполярными процессами,
которые наблюдаются довольно редко. Более обычны похолодания, распространяющиеся с северо-запада, например похолодание в начале теплых июней (рис. 65).
250!
Похолодания летом обычно «исчезают» в жарких юго-восточных районах Европейской территории СССР и проследить
их здесь становится трудно.' Причиной этого явления служит
трансформация холодного воздуха, особенно заметная, если холодный воздух летом продвигается вместе с антициклоном.;
Точно так же потепления^ зимой становятся все мен^е заметными, распространяясь к востоку, где теплый воздух постепенно
выхолаживается.
Поскольку составление типовых кривых по ряду УГМС задержалось, в настоящее время можно провести лишь предварительный анализ материала.
, .
Рис. 65. Изохроны июньского похолодания
: (тецлые июни). '
•
В табл. 31 приведены наиболее вероятные даты потеплений или похолоданий, прослеживающихся на. всей Европейской
территории СССР или на более ограниченном участке этой
территории.
Данные табл. 31—36 использовались и для построения приведенных выше карт изохрон. Календарные особенности на
двух западносибирских станциях, помещенных в конце каждой
таблицы, говорят о некотором отклонении во времени метеорологических явлений, проходящих в Западной Сибири, по
сравнению с такими же явлениями, проходящими на Европейской территории СССР.
Такие отклонения давно известны метеорологам. Авторы
данной монографии предполагают в дальнейшем сопоставить
календарные особенности хода погоды, происходящие в муссонных районах Азии (см. гл. III), с аналогичными явлениями над
территорией СССР.
. .
; ;
17*
2.51
00 OS О I O l O O r t O O ^ locn
СМ СМ СО I<MCOCO<M<M<MCM <мсм
<М
СО ^ ю
•и
s
•ч
ю
со
Ь
' . О •— О Оэ
СО СО
C<3CO<M<MCO — —
<о
3
4
с
<L>
н
а
о
о
о
о
S
о
:S
я
а.
X
2
X
В"
S
чСО
а]
а.
«
4
к
5
S
се
ВТ
о
ч
о
X
о
!Е
si
<у
S
Е
=с
CJ
а.
'К
'О
а.
00
<м
со ь- ю <м -ф си а1
<M<M<MCMCM см<м
t->co
СО со СООО OiCOCOi—
<M<MIMCO<M (MCMIMIM
.—
oo сою
CD CD
<м<м
сосм
CMCM
о
о о
<м
со
coco
00 05 со со
^НСОСО Ю
<м<мсм CNCMCN <М<М
<М<М~Ф i i o I m s o c o o : <мсо
<MCM<M
I <M I<M <MCM<M<M <M<M
o i i 1 " l i O t O t D O O O H spco
I i— i— i— CM <M <M CM 1—1—
ОЭ C5i—
1 1 1 1 «CO <M<M<MCO
Tf Ю CO Ю CD
см <м см <м <м <м <м I I cmcs
n ' t ^ | —^fcOOincON (NN
f - coco
CM <M <M
o—>CoS1
СОЮЮ II <м<м<м
O N S II II II II сосм
оси
смсмсм
<М <М СО СП СО | Tf тК Ю ]
1--
05000
00 со<м
00 05 0
<МС0<М
см <м см
(МСМСО
сосососо
|сосог}<ю
|
ю
с^соi—I i—I
t—I I—I l— >—I I rHH l— —
i 1 I ,—
I I I I I I I COCO-* I 0005
CM I <M !M <M CO i— CO <M CM " 1—1-1
t~о
см со
ЮЮО I -Ф 00 1— 1—
см<м<м I <м <МСОСО<М
<м<м
I I I2°>2 I
з I t^ Ь-Ю ^ I Ю O)'
CO<MCOI>t--l>COCO
4
о
яо
5
ев
я
и
я й
« a
a) си
Ч Л О
Ч
®
НЮ
a g ию
в; к 5 я о. о >1 ш со м а,
OhCQS^S^U^UO
252!
CM CO I CM 05CO
CMCM I <M<M<MCM
ч
СО
- и
S о.
о «
hie
' J3
о
CJ
Я . (ч
ч>>
a; Й
cu> ix о ^ «д ио4 A 0.>>
к
« со
о
и
s
2я 4к g® Э
X. 0« о,ш
я 0
>, и m
со a.<u
со a. о Э"
С
О
ОчгаS t<*e,
о Ы и О Е—• Ю
n
3
s
Ю1ю 1
см см со ю о СМ I t— 1 ю
см см см см см см 1. см 1 смсм 1—I—
со100
СО со
С
О1СОСОсм ю со
1—
1 1со1—С
—1100
—
<M I (NINOI-HPI
<M I C4C4(MW(N(N
i СООТi — i Ю CO
СО T-ОТОТОСООО O O F» —
00 00
СМ СМ СМ СМ СО СМ СМ СО СО см со см см
Ю СМ Ю СО О О CM CM
СО Tf смсм
смсмсмсмсмсмсмсмсмсмсм с^со
1
—
1
1
—
1
ЮГ-Г-СОСОСОГ-ОТСОО»-
ЮСО
оо 1 СОЮ
— 1см —
l - l - —— — CM T—'
см смотгсм
00 1—
I O T O C M O смсм
—
1
Ю Ю OO 00
00ОТ00ОТОТОТ1
1
1
—
I
II 11—1 C
M—
CM
Ю 0 0 0 0 CM СО 1—1i—'ОТО ОТ 0 0 0 0
СО Ю TP
cot-~
смсм
СМ со СО
СО
см смсм I1 co^f
смсм 11см
с^оо 00 СО 00 о
осо
ог^отюоооооосм смсм
см»—и—«см — — — см
1 см
СО 00 О OTB-OOT^OOTCMR
1
—
I1
—
1
О
СО СО -Ф — 'Ф
см см см см см см см
—
см см
ОТ Ю Ю СО "Ф ^ СМ
СО Ю
ГЧГНГНГНГНГН С
М
С
М
t-1о о
coco
от
00 00
см 1—11—1
С
Оt ЮЮ
1—
1—11—1
Ь- t-
о
2
в
• о)
^
0)
Яи«
-яJ3 иУ
Св
i s s S s
Й
С
П
Ч
•а о t=[0
И Н -V — а я
эИ
со
— се со о- к о я
сц,°
си
сп & о>
>1в а а а
£о а.
со
Ю
ю ю ю со оо со ооотоо
смсмсмсмсмсмсмсмсм
00
см
са Ipa ч
и оа • ч
„ С
_О
Л О Ч >1
S
2
я
О
йй
Я
Еt=t*D Я С
я«
8 яО
со я о со со а , я
a
X У О. СО О. <U CLs> о .
я
S SJ3 н Q-„2
GUJ3 >ч
;>» СО C
СO
О С
Ю
»Нсо О со
О оО
c u m S ^ c S i ^ ^ u u o НЮ
253!
2
S
<м
см о
ca
•а!
со t—ю со со со со со : СО 00 0 0
см см см <м <м см см <м<М см <м <м
-км со см
I rf СО
0)0>
CM<M<M<MCMC<I
^соююогаю-
' см
co-
о о
<м см
см —
CD N
<M010)(N-0
ООО. o o
см —I .-и cm см
см см, coco
OJOIOICTJNCOOCO .00 lO lOlO
ЮЮЮ® I CO
о<м
О Оз <м<м
' <м
№
0—
I II I 0I0<M
<M 0CM
COICOо нIcoco
I СЧСМ
C
M<M
C<O
O<—
Ю
<M
MCC
M
MI<M
<MCЮ
O CO
CO—I 'O
— I coco
csmOr-iioiM'tio
о
со
<м<м
Ю
СОЮСОСО Icoco
ИНГ-'<М —1 I .-ЧМ <М
<D<ONO<DOOO
СП I ю оо
<м <м 1 <м <м
О
ОО СО СО СО СО 1—
ь-1 <М I 1О
1-" 1 —1 г—»
00
см <м
т—о—11—<<М>—<»—С
'М
CDCOt-»COCOt~-CT>CO
СО СО О OS CD t-
coco oooo
П tH
• ш ss
ffl О О- ч
к я г- ч*о « га
И
s
M
О се мО,СиQJя <ио я
Й a ce О^ .р».сесСО
s s .5я» яЯ
s xСьч
есея юю сьa Sо сеа,
а.
о
CU Ш ^ !*Г< S t^tsTO U О НЮ
254!
о1Мн
о>
cq и
о :C
в лЧ
ч
о
мJ и<1>сегт4 л ш
Sо ч >>
• я 5Э мя Ия- о„ мя„с внс £ м «га
я
сие чл ®мЯ~! < " а ^, в а 1 )_« Sо о.
о га
я
я
я
к
а.
о га се ш о.Н
И
U r t S ^ S ^ K U U O
s
s
— CM ЮГОCO — СМСМ
CM CM CM — CM (M <MCM
CM
oot^coco
T^-T--COCM
CM CM CM CM
CO CM
CM CM
rot~-
смсм
см см
11—I
гого
— У—4
icomincocot»
1ь^юсо
—I 1 1 1—
I I 1 1 — 1—I 1 1 1 1 1—1
СО^Н
—
1
1
—
1
ЮСОЮЮЬ^СМГО — СО — 1
ЮСО
о
•ФЮЮОО^ГОГОООООО
I—I»—(I—I R—I CM 1—1—I—I T—< CM
СМ СМ СМ СМ — СО СО СО ю
LOLOCDLOCOCON
1—1 см ГОГО —см Ю Ю о ; ю
см см — — см см см см со см
оо го
со СО ю ь - ю
гого
f - 00
смсм
coco
сою
CM CM
М. 100 сосм
о 1 °° С
см —см 1 — — см
со
C0C0 1 «
| со го
t00 ь смсм см 1 смсм см см
о с м — смсмсм — 1
смсм см см см см см 1
I ООО-ФСМГОГООГО
I СМ—СМСМ — — СМ —
СОЮЮ I Й'^'^'МСММ
ГО
го
|
I
—
см см
1 1
1: 1
смсм
coco
о
со ч
О Qj
4
S <u03~
g
>1
4 ><
Й
со
» »я
Й: оЯ'3 S 3, я Я
со 3 У 5
о Я
£ ч 3 я X У а. со d, щ a; S О.
s s S s cvg. « в я л о , о со
ЛfflS
§
О НИ
ЮЮГО00 со со
СМ СМ 1-1 СМ СМ СМ
t-- оо t - оо оо оо см
— СО I
см— I смсмсм
OOOOOCOCOr
ОСОЬ-ООЮ-ФЮ
СО
о
tj . СО Ч
• : и fa
S - CL> „ • B O f t
2о
' >> я
5 • л о' ч >* со
» S » я И Я Я Н е£Ю Я
со
о Я
4 ц а со я оmсо со а, я s &
-S S я
3 а
S х о >i co о-«
я и*>•
о. о со
нш
255!
га
.Я
я
ч
\o
я
н в
3
^ о з о з о о с о с о о о з юсо
СМ О) CM CM СМ <М СО CM см<М
OCONO^'t IО I I
2
S
н
ЮСО^'ФСОЮЮОЮОО) "Ф CD
<M<M<M<M<M<MCM<M<MCO<M смсм
в
ВС
о
ч
о
X
О.
и
о
и
XI
я
в
о
=я
л
о.
X
3
в
аг
в
4
о
=я
4)
о
3ь
at
=с
5
о.
и
©
3
в
н
w
о
о.
^юю
оо
см см см C
M IM
оо оо о> со;
ю ю
СПОЗ N ОЗ оо
I1 00
см<мсм <м <м<М
—«СМоою СО
ОЗ1—
—
I 1<1>-н
»—<
г—1
I—1 г—1
<<М<М COCO
оcoco
о
ОО
ОО
со
соОсо со
со
Ю
С
М
С
М I <м см с--со о со о
< см со со со со со
-ф ЮСО<м 00 ОСО СООЗ Оз 1 1
<м<м<мсм<м<мСОСМ<м<мсм 1 1
со те тс со смсо ЮСО -ф
(-»<-— — т—
—
J. <<м1
—
г1
—
1—
т1
—
<1смсм 1
—
1 т—1
СО<МСО
1 <мСО 0000 00 00
ю смсм ем <м см см о
<М
<м53 1<м<м <мсм см см см см <м
г-<
О
•ф —
1—1
1Ч
1М
—
I <——
! <1 1
Т-Н <м
t—1
»—I—
юсо
ОООООЗСООООО^ОО I 00 оо ОЗ N
<м<м<м<м<мем<мсм 1 <м смСМ<м
смсм
t- С
О1
—
r—i| |г—<
1—
СО I I т—1—
о с о с о I СО ICO'*— С^-Ф
(МСМСМ I <М I <M<MCM<MCM
« ОЗЮСО оо f—
Оз
см
ососоооюсмсо^Ф
— t-^
СМ<М<М--|
<М<М<М<М<М<МСМ
О) СО CD 00
см см cs см
СМСОЮ
юююсо
ОЗоо
<м <м
N
<м I—1
ОЗ о
с» t-<м <м
<м см
г—1
1 1
V
<и
ч
о
<о
в
я
X
г ОИ
CQ С-.
и
га о a ч
S3 чф га
о ч >
га
Р
чю
3 «
галУ5га«огагаа.я
о в
ь!чЕВк"а.<па,а><1> g o .
я я ® я в.£ >.гагагао, о га
H O Q ^ t ^ C S t ^ M U O O НЮ
256!
м
а
ш
и
са о о3з шч
•а
о
мк я—
е(\о
и Е- Ч
о я •га Км о «
гаа. я
-я э
X'
др^Х^сло-азси
я я j i яя сцч >»
>.
га
гасага
га
га
о-а. о га
НЮ
2
S
СОю
00 CM IM — 00 -Ф CM
— CMCM<M<M<MCM
см см
г-
о — со со см а> о сл — о —
СМСМСМ — < М — С М — С М — С М
ол-м
СМСМ
gjeJ
о
CMt--CM — СОСОСМЮЮ
aw
a>
3
я
л
4
я
5
Q.
О
— о о с п оо ю
1—I 1 1 «—< 1 . 1-е т-^
со | - - о
Ю-Ф
rf^f
смсм
I I
00 О О 00 ЮЮ 1 С-Ю 1 t см со со-смсмсм 1 см см 1 см
—
СОЮ 1 1
СО |1ЮСО
———
I ч со
1—1—
( 1—
— 1 1
С
со со IСО СОоо О CM 00
S
a.
«
и
и
СПtсм см
см
—
см ——
ЮСО
о
се
п.
СО t— СО СО
см см см см
(--Ю
смсм
CMCMC0 смсосм
--S
св
о.
к
4«
»S
Я
5
<и
ч
с
о
S«
о
с
00 о ю оо — ю
см СОсм —см см см |
со со ю 05
I
1
1
< — ^СМСМ
1-нt-- t^CM00 00 00
tСМ
<СМ—
см 1—1 — —
см
О— 00
1
—
1— —
CD
CM СО —
I —о
1 coco 00
о о—
1I —
см см
Tf -ф
I Tf Ю 00
I СМСМСМ OJO)
со
см
^OOlNOi
смсосмсмсм
— см
смсм с м см см.
00 1С О
О
COO г» ю оо о 1 — О СП О).
смсм см см — см 1 смсм см см
ЮСО оо СОО ЮСО
>—< СО
—
I<
см СМ Ю
[
1
се
«
Я
ее
<ц
о.
3
н
к
I ю - t со
1 смсм см
coi^co
——— 1
т С Ю Ю см
оо
см 11
см
<мCM
t-» 00
Оо
СОСО
со
см см
f-^OOfTfco СМ СП
см см см см
см см см см
СОЮСОЮ^ — Ю ю - ю
— см —
CMCM^iracOTf^t;
со t--
S
о
О)
4
о
ю
5
се
X
л
шов.
О) 5CD
О Ч >>
я ® в « и .0
-s f.
ЯД"Йв«ОЦ«о,Я
ш
ч
се
о.
я s ® к о . ° >> се се со а . 0 се
eucaSt^CS^Sstfuuo нЮ
я
л
5 «и
я ч
п О о.
5
л о ч
g я я н с(*о
Л О СО СЗ
" Он со о. а> а>
ч
я
I s Ч >> се се m р- си.
я а,,
о
НЙ
257!
Такие связи уже обнаружены ими для системы Средняя
Азия—Урал. Можно предположить, что с определенным сдвигом во времени календарные особенности погоды в Средней
Азии связаны с особенностями погоды в более северных широтах. Поскольку, однако, показано, что ход погоды в Средней
Азии тесно связан с особыми явлениями в погоде Юго-Восточной Азии, можно ожидать, что особые явления, регулярно наблюдающиеся в тропических широтах, трансформируются и
передаются и в более умеренные широты. Механизм такой передачи, частично раскрытый в данной монографии, весьма существен для понимания всего комплекса погодных условий, возникающих в умеренных широтах.
Подведем краткие итоги.
1. В очагах положительных, отрицательных средних месячных аномалий температуры воздуха и в переходных зонах
между ними существует определенная последовательность хода
температуры воздуха и связанных с нею других явлений погоды.
2. Повторяемость отдельных календарных особенностей может достигать (с учетом температурных аномалий всего месяца)
70% и выше.
3. Календарные особенности погоды связаны с характером
циркуляции в средних широтах, а именно, с положением, интенсивностью и устойчивостью в пространстве тропосферных ложбин и гребней.
4. Календарные особенности погоды не наблюдаются изолированно на какой-либо одной метеорологической станции, а характерны для всего физико-географического района.
5. Скорость распространения похолоданий и потеплений,
являющихся календарными особенностями, по территории данного физико-географического района приблизительно равна
средней скорости перемещения конкретных воздушных масс
в данное время года.
Глава
XI
ОБЪЕКТИВНЫЙ СПОСОБ ПРОГНОЗА СРЕДНЕЙ
МЕСЯЧНОЙ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОЗДУХА
С ИСПОЛЬЗОВАНИЕМ ДАННЫХ ПО СЕВЕРНОМУ
ПОЛУШАРИЮ 1
§ 1. Критерий аналогичности сравниваемых полей
В предыдущих главах были изложены результаты исследования разнообразных сторон взаимосвязи между положением и
интенсивностью квазистационарных ложбин и гребней в умеренных широтах и сопутствующих им особенностей циркуляции
и погоды в тропиках, на экваторе и в умеренных широтах.
Было бы логично статистически связать все эти явления уравнениями множественной корреляции и таким образом попытаться решить задачу о долгосрочном прогнозе погоды. Это,
несомненно, наиболее реальный путь решения задачи. Однако
составление таких уравнений возможно только в том случае,
если исследование всех особенностей циркуляции проведены настолько подробно, что последние могут быть описаны числом,
и если эти характерные числа могут быть получены в оперативном порядке любым прогностическим центром.
В настоящее время уровень исследований общей циркуляции"
атмосферы недостаточно высок, хотя можно предположить, что
он значительно повысится в ближайшее время. Кроме того, еще
слишком коротки ряды аэрологических наблюдений, особенно
стратосферных. Длинные ряды наблюдений по многим районам
имеются лишь по приземным данным, в частности, по температуре воздуха.
Известно, что аномалия температуры воздуха за тот или
иной промежуток времени является интегральным отображением
1
Исследование данного вопроса проведено Ю. Б. Храбровым, С. А. Машковичем и X. X. Рафаиловой.
259!
взаимодействия всех факторов, обусловливающих общую циркуляцию атмосферы. Поэтому изучение прогностических зависимостей начнем с анализа полей аномалии средней месячной
температуры воздуха. Однако средние значения аномалии температуры за большой промежуток времени (порядка одного месяца и более) в двух или нескольких одноименных месяцах
разных лет не всегда являются отражением однотипных макропроцессов, развивающихся в одной и той же последовательности. Однотипные макропроцессы, развиваясь даже в разной
последовательности, внутри одноименных месяцев разных лег
могут дать в среднем аналогичное распределение аномалии на
большом пространстве. Но аналогичное распределение аномалии
метеорологических полей на большом пространстве обусловливает в свою очередь в последующем сходное развитие макроциркуляции. Подобная взаимосвязь лежит в основе принципа
аналогичности давно используемого в практике составления
долгосрочных прогнозов погоды.
Д о последнего времени для характеристики степени, аналогичности применялись визуальные способы оценки и сравнение
проводилось на ограниченном районе. Это вносило большой
субъективизм в выборе аналога и, естественно, приводило
к противоречивым выводам относительно использования их
в прогностической практике. Однако в последние годы появился
ряд работ, предлагающих объективные критерии установления
аналогичности метеорологических полей.
Впервые JI. А. Вительс (18, 19] сделал попытку ввести объективный критерий для выявления степени сходства синоптических процессов. Позже в исследованиях, посвященных выявлению ритмической деятельности в атмосфере [118, 125 и др.],
в качестве критерия аналогичности принималось совпадение
сравниваемых полей по знаку на площади более 58% рассматриваемой территории.
По способу, предложенному в работе [65], наряду с качественными показателями аналогичности сравниваемых полей
использовались также некоторые количественные показатели,
в том числе величина и ход во времени индекса зональной циркуляции над северным полушарием.
В работе [3] использован индекс аналогичности f . По предложенному в этой работе способу вначале вычисляется аналогичность в отдельных точках сравниваемых полей по формуле
где б — разность значений сравниваемых элементов в данной
точке, а — среднее квадратичеекое отклонение рассматриваемого
элемента в данной точке.
260!
Для всего поля средняя аналогичность вычисляется путем
осреднения полученных результатов по всей площади со,
ш
Практически вместо интеграла берется сумма по точкам, равномерно распределенным по территории.
Более удобным для вычисления и близким к качественному
коэффициенту корреляции является критерий аналогичности,
использованный в работе Н. А. Багрова [4], параметр р. Он вычисляется по формуле
где п\ — количество станций, на которых сравниваемые поля
совпадают по знаку, п2 — количество станций, на которых
сравниваемые поля не совпадают по знаку.
Параметр р колеблется от —1 до + 1 . При этом, если р = 0,
то между сравниваемыми полями качественная связь отсутствует, при р > 0 связь прямая, а при р < 0 обратная. Хотя
параметр р получил широкое применение, он имеет свои недостатки — не дает оценку сходства полей по интенсивности.
В работах [16, 35] предлагается способ подбора аналога
к данному процессу при помощи электронной вычислительной
машины «Погода» по параметрам р, р 9 и р^. Величина р характеризует качественное сходство сравниваемых полей (совпадение по знаку), а параметры
и р х —геометрическое их сходство, т. е. сходство полей по положению осей гребней и ложбин,
центров циклонов и антициклонов. Значения рф и рд, рассчитываются по следующим формулам:
_
П
Ч + ~
П
Г -
_
Я
Х4-~ПХ-
где nf+, nf_, /г х + , пх_—число
случаев совпадения и несовпадения по знаку составляющих меридионального (п ¥ ) и зонального (пх) потоков в двух сравниваемых полях геопотенциалов.
Процессы считаются аналогичными, если р 9 ^ 0 , 4 , а р х ^ 0 , 6 .
Этот метод также не дает характеристику интенсивности отдельных элементов сравниваемых полей.
В работе [66] наряду с параметрами
и рх используется
также индекс циркуляции Iw-Е, вычисленный для характерного
района, и некоторые другие параметры. Результаты этой работы, а также ранее выполненных работ [87, 126] показали, что
чем большая территория, для которой выявляется исходная
аналогичность метеорологических полей, тем лучшее сходство сравниваемых полей наблюдается в будущем. Кроме того,
261!
результаты исследований [25, 65, 66, 127 и др.] показали, что
степень аналогичности сравниваемых полей выявляется тем полнее, чем большее число параметров характеризуют эти поля.
В данной работе для выбора критерия аналогичности полей
аномалии средней месячной температуры воздуха (At) над
северным полушарием анализируются пять параметров, которые
могут наиболее полно характеризовать особенности сравниваемых полей как качественно, так и количественно.
1) г — коэффициент корреляции между сравниваемыми полями, который вычисляется по известной формуле
N
^i(xl
_
— x)(yi
_
— y)
•
г=
(7)
Г
V
\т
\т
2= 1
t=1
4
'
ТЛ2
где Xi и Уг — значения аномалии средней месячной температуры
в отдельных пунктах сравниваемых полей, х и у—значения
аномалии средней месячной температуры, осредненные по всем
пунктам сравниваемых полей, N — общее число рассматриваемых станций на территории северного полушария.
2) К — площадь совпадения полей аномалии средней месячной температуры воздуха по знаку, вычисляется по формуле
(8)
где п+ — количество станций, на которых знак Д t совпадает,.
N —общее число всех станций.
3) А — площадь совпадений полей At по величине с допустимой ошибкой, не превышающей 2°, вычисляется по формуле
N
'
где я / — означает выполнение неравенства
| *
г
- у
г
| - 2 < 0 .
(9)
Здесь хг и Уг имеют те же значения, что и в формуле (7).
Значение п' вычисляется для каждой станции. Если п'^. О,
то считается, что значения At на данной станции в сравниваемых полях по величине совпадают, а если п' > 0, то значения
At по величине не совпадают. Затем определяется 2/г+' (количество станций, на которых аномалии по величине совпадают)
и подсчитывается площадь совпадений (Л) от общего, числа N
станций.
4) В — площадь совпадения полей At.no величине с допустимой ошибкой, не превышающей а на соответствующей станции.
262!
Здесь а—среднее квадратическое
числяется по известной формуле [5]
отклонение,
которое
вы-
N
/=1
где AU — значения At на каждой станции, At — среднее значение At на данной станции за весь ряд наблюдений. Параметр
В вычисляется аналогично параметру А с той лишь разницей,
что | Xi—tji | сравнивается с величиной сг для данной станции,
в
N
здесь п+ означает выполнение неравенства
(И)
5) С' — средняя величина расхождения
мыми полями. Она вычисляется по формуле
между сравнивае-
N
2
\xi—yi\
С = ^ ! _
.
(12)
При программировании всех операций счета на электронной
вычислительной машине «М-20» оказалось удобным вычислять
обратную величину среднего расхбждения по формуле
С=
.
(13)
1=1
В формулах (11) и (12) обозначения те же, что и в формуле (7).
При выполнении настоящей работы использовались аномалии средней месячной температуры воздуха за январь—октябрь
1881—1961 гг. по 132 пунктам северного полушария, равномерно
распределенным по территории.
По специальной программе, составленной для электронной
вычислительной машины «М-20» вычислялись указанные пять
параметров по всем 132 пунктам северного полушария и
отдельно по 66 пунктам СССР. Выявлялась степень аналогичности между исходным месяцем и остальными 80 месяцами рассматриваемого ряда наблюдений. При этом для каждого
месяца выбирались девять лучших аналогов по убывающим
значениям параметра г по территории северного полушария и
девять лучших аналогов по территории СССР. Процедура
сравнения всех месяцев поочередно со всеми остальными месяцами ряда выполнялась на электронной вычислительной машине
263!
«М-20» в течение 1 часа 40 мин. При таком способе подбора
аналогов каждая пара аналогичных месяцев выявляется дважды,
поэтому при исследовании эти два случая считались как один.
Например, случай с аналогичностью сравниваемых полей в январях 1881 и 1888 гг. и в январях 1888 и 1881 гг. принимается
за один случай. Указанный способ отбора позволяет выбрать все
возможные комбинации сходных карт At исследуемого ряда.
С целью выявления природной повторяемости аналогичных
полей At над северным полушарием наряду с девятью лучшими
значениями г дополнительно для каждого месяца выдавались
еще все остальные (71) коэффициенты корреляции, вычисленные
Рис. 66. Кривая распределения степени аналогичности полей температуры над северным полушарием в январе по величине коэффициента корреляции (г).
между каждым исходным и всеми остальными месяцами. Результат анализа этого материала для всех январей (всего
6400 случаев) представлен графически на рис. 66.
При построении графика по оси абсцисс откладывались значения г, а по оси ординат — число случаев (в процентах) с величиной г, находящейся в данном интервале.
Анализ кривой на рис. 66 показывает, что в приррде неаналогичных полей аномалии средней месячной температуры воздуха больше, чем аналогичных и обратных. В большинстве случаев г колеблется в пределах ±0,30. Максимальные положительные значения г в январе составили 0,64, а максимальные
отрицательные значения равны —0,72. Причем почти одинаково
редко отмечаются как большие положительные, так и, большие
отрицательные значения г. Это свидетельствует о том, что совершенно идентичных полей в природе не существует и, очевидно, чем больше положительные значения г, тем большее
сходство между сравниваемыми полями. Однако до сих пор не
известен интервал значений г, которые могут служить критерием аналогичности, и не известно, достаточен ли вообще только
264!
один параметр для характеристики степени сходства сравниваемых полей. С целью выяснения этого вопроса нами проведен совместный анализ всех значений коэффициентов корреляции г > 0,30 с остальными четырьмя параметрами (К, А, В
и С) для января и июля. Для удобства анализа значения параметров разбиты на градации. В табл. 37 приводится связь
между параметрами г и К.
Т а б л и ц а 37
Связь ( % ) м е ж д у параметрами г и К н а д северным полушарием
в январе и июле
к
т
Общее
число
случаев
Месяц
0,81-0,90 0,71-0,80 0,66-0,70 0,60-0,65 0,56—0,59 <0,55
0,66—0,70
0,61—0,65
0,56-0,60
0,51—0,55
0,45—0,50
0,41—0,44
0,36—0,40
0,31—0,35
I
VII
I
VII
—
6
—
I
VII
—
70
;
—
7
I
VII
50
—
12
100
—
—
—
_
,
—
6
33
39
15
29
6
7
7:
28
3
23
40
30
37
4
17'
1
30
24
20
5
21
1
•
29
—
6
2
—
17
2
6
37
22
:
2
—
—
11
21
—
—
—
22
43
—
.
1
—
48
36
'
7
I
VII
I
VII
67
50
33
I
VII
I
VII
100
—
4
8
—
'
27
14
3
2
54
41
3
ю
9
10
43
38
22
18
57
12:
9
6
77
74
27
48
14
10
17
8
71
89
.
Из данных табл. 37 видно, что максимальные значения г
между сравниваемыми полями в январе составляют 0,61—0,64,
а в июле 0,66—0,70. Таким высоким значениям г во всех случаях соответствуют значения К более 0,66. Коэффициентам корреляции 0,56—0,60 в 88% случаев в январе и в 100% случаев
в июле соответствуют также значения К более 0,66. Коэффициентам корреляции 0,51—0 ; 55 в 88% случаев в январе и
в 100% случаев в июле соответствуют значения К более 0,60.
Даже коэффициентам корреляции 0,31—0,35 в 69% случаев
в январе и в 82% случаев в июле соответствуют значения К
более 0,60, что указывает на совпадение полей At по знаку на
265!
территории, занимающей 60% северного полушария или более.
Данные табл. 37 показывают, что параметр К — плохая характеристика степени аналогичности сравниваемых полей. Высоким значениям г, как правило, соответствуют высокие значения К, но обратная зависимость не всегда наблюдается, т. е.
высоким значениям К не всегда соответствуют высокие значения г. Из литературы известно, что случай, когда площадь совпадений полей At по знаку занимает 60% рассматриваемой территории, многими авторами принят за критерий аналогичности.
Синоптическая практика показала приемлемость этого критерия.
Данные табл. 37 показывают, что в 88% случаев в январе и
в 90% случаев в июле значения ^ > 0 , 6 0 соответствуют
г>0,45.
Т а б л и ц а 38
Связь (о/о) м е ж д у параметрами г и А н а д северным полушарием
в январе и июле
А
г
0,66-0,70
0,61—0,65
0,56—0,60
0,51-0,55
0,45—0,50
0,41—0,44
0,36—0,40
0,31—0,35
Месяц
0,81-0,90 0,71-0,80 0,66-0,70 0,60-0,65 0,56-0,59 «СО,55
I
VII
—
100
!
— '
,—
— !
-г
1
I
VII
—
50
50
33
50
I
VII
18
100
35
—
I
VII
—
15
93
26
7
I
VII
19
68
17
32
35'
11
18
—
— ;
— '
—
I
VII
14
66
9
32
33
23
2
21
—
I
VII
6
49
25
47
29
4
17
23
—
8
57
23
39
25
4
г
VII
7
:
_
—
•
—
17
•
—
—
—
12
—
22'
15;
;. — .
—
—
.
—
17
2
15
17
27
—
•—•
:
27
14
54
41
43
38
—
—
2
6
2
—
—
;
—
:
__
35
•
;
Общее
число
случаев
.
77
74
71
89
В табл. 38 приводится связь между параметрами г и А.
Из данных таблицы видно, что коэффициентам корреляции г
более 0,60 во всех случаях как в январе, так и в июле соответствуют значения А тоже более 0,60. Интересно, что в июле даже
коэффициентам корреляции 0,31—0,35 в 100% случаев соответ266!
ствуют значения А более 0,60. Это подтверждает известный
в климатологии вывод о том, что амплитуда колебаний аномалий
средней месячной температуры воздуха в июле не велика, она
меньше, чем во всех других месяцах. Параметр А в январе
оказался более чувствительным, чем в июле. Коэффициентам
корреляции 0,45—0,50 в январе соответствуют значения А более
0,60 в 71% случаев, а коэффициентам корреляции 0,41—0,44 —
уже только в 56% случаев. Следовательно, при значениях коэффициентов корреляции г < 0,45 аналогичность полей по параметру А в большинстве случаев наблюдается лишь на площади,
занимающей менее 60% рассматриваемой территории.
Т а б л и ц а 39
Связь ( % ) м е ж д у параметрами г и В н а д северным полушарием
в январе и июле
т
в
Общее
Месяц
ЧИСЛО
0,81-0,90 0,71-0,80 0,66-0,70 0,60-0,65 0,56-0,59 <0,55
0,66—0,70
0,61—0,65
0,56—0,60
0,51—0,55
0,45—0,50
0,41—0,44
0,36—0,40
0,31—0,35
I
VII
I
VII
—
I
VII
—
I
VII
50
—
6
50
50
33
29
35
100
—
7
'
—
50
—
—
17
50
—
2
—
_
—
—
—
—
—
12
18
случаев
6
2
17
2
19
7
30
57
19
21
18
14
7
—
27
14
I
VII
—
24
10
22
19
24
32
19
29
11
10
54
41
I
VII
—
14
10
14
16
39
32
12
16
21
26
43
38
I
VII
10
—
—
21
8
29
38
15
19
25
35
77
74
I
VII
—
15
5
18
15
25
27
17
19
25
34
71
89
В табл, 39 приводится связь между параметрами г я В.
Из данных таблицы видно, что коэффициентам корреляции
0,45—0,50 в 70% случаев в январе и в 61% случаев в июле соответствуют значения В более 0,60. Коэффициентам корреляции
менее 0,41 лишь в 60% случаев в январе и в 58% случаев
в июле соответствуют значения В более 0,60.
267!
Таким образом, данные табл. 37—39 показывают, что при
совпадении полей At как по знаку, так и по величине на площади, занимающей 60% и более рассматриваемой территории,
коэффициенты корреляции между ними в большинстве случаев
превышают 0,45. Следовательно, по параметрам К, А и В показателем аналогичности сравниваемых полёй могут быть их
значения > 0 , 6 0 при г > 0,45.
В табл. 40 приводится сравнение параметров г и С. Данные
этой таблицы подтверждают вывод, полученный выше, о том,
что амплитуда колебаний At в июле от года к году на одной и
той же станции меньше, чем в других месяцах, и поэтому средняя величина расхождения между сравниваемыми полями
также мала. Следовательно, обратная величина выявленного
расхождения, т. е. параметр С, наоборот, велика. Коэффициентам корреляции более 0,50 в июле во всех рассмотренных
случаях соответствовали большие значения параметра С, которые колебались в пределах от 0,71 до 0,98. Даже при коэффициентах корреляции 0,45—0,50 величина С не опускалась
ниже 0,60. И только при коэффициентах корреляции 0,31—0,35
она доходила до 0,51—0,55.
В январе этот параметр имеет низкие значения, что свидетельствует о большой амплитуде колебаний At от года к году
на одних и тех же станциях. Как видно из данных табл. 40,
при коэффициентах корреляции 0,61—0,65 в 83% случаев величина С оказалась равной 0,35 и более. При коэффициентах
корреляции 0,45—0,50 значения С > 0 , 3 5 наблюдались в 67%
случаев, а при коэффициенте корреляции 0,36—0,40 — лишь
в 46% случаев. Следовательно, по параметру С показателем
аналогичности могут быть величины С > 0,35 при г > 0,45.
В табл. 41 приводятся данные аналогичного сравнения коэффициента корреляции г с остальными показателями аналогичности для территории СССР. Из таблицы видно, что максимальные положительные значения г между сравниваемыми полями
на территории СССР в январе могут быть в пределах 0,71—0,75.
При этом значения других параметров могут достигать 0,91—
0,95. Однако довольно часто (от 21 до 46%) наблюдались случаи, когда при высоких г (более 0,50) значения других параметров не превышали 0,55. Коэффициентам корреляции 0,45—
0,50 лишь в 38% случаев соответствуют значения А > 0 60 и
в 53% случаев — значения 5 > 0 , 6 0 . Даже коэффициентам корреляции 0,56—0,60 лишь в 32% случаев соответствуют значения
А >0,60.
Данные табл. 41 показывают, что высокий коэффициент корреляции сам по себе еще не является достаточным критерием
хорошей аналогичности. Это подтверждается также и данными
табл. 42, в которой приводится сравнение параметров г и С для
территории СССР. В отдельных случаях даже при коэффициен268!
zr ч ее
3 Ц £
оrj £s* 4
CM
tDCM
f^CM
н
INH
Tfi—I
Ю-^"
CO 00
-ФСО
t^O
ю
от
I-H ОТ
t-00
0Z'0>
S&'o—IS'O
ое'о-эг'о
^
I
« I - *— |
f-S'O-IS'O
CM I
i—l
О
CO
I
I
ОТ I
1-H I
<№'0—SB'O
t-- 1
rt< I
CO
CO
I
I
t~- I
CO I
Sfr'o—Ifr'O
00
Ю
I
CO I
^
0S'0-9fr'0
CM |
I
t-
1С
I
|
SS'O-IS'O
00
CM
CO
2
1
я
I
I
О
CO
I
I
о
CO
ОТ I
CO I
О
CO
I
I
о
CO
"ф
I
—
I
CM I
— Ю
[2
IS
I CM
09'0-9S'0
1 - й
9'0-I9'0
I
CD
CM
OZ'O-99'O
CM
08'0-U'0
CM
CO
CO
1—< <
1—1 •
Ю
CO
06'0-I8'0
i'0-T6'0
M
о
15
Заказ № 93
1
>
»—< i
>
Ю
CO
1—1
>
о
CO
o"
1
1
CD
CO
o"
I
1
CO
o"
1
1
CO
Ю
o"
o"
o"
t—1 '
>
Ю
Ю
o~
1
1
T—1
о
Ю
o"
o"
(—(—
>
>
>
.
1
1
Ю
.
о
1
. 1
^
о
о"
1
1
со
со
o"
о" ,
"
>
ю
со
о"
1
1
1—1
СО
о" . .
269
Т а б л и ц а 24
Связь ( % ) м е ж д у параметрами г, К, А и В н а д территорией С С С Р
в январе
К, А и В
т
0,71—0,75
а.
н
0J
S
nj
О.
Л
С
ю
сГ
t1
53
о
К
А
В
7
0,66—0,70
К
А
В
0,61—0,65
К
А
В
0,56—0,60
К
А
В
0,51—0,55
К
А
В
0,45—0,50
К
А
В
!
ОО
о"
23
7
31
,
17
17
7
7
14
—
.
8
3
•
5,
5
3
21
—
—
7
3
11
—
2
0,41—0,44
К
А
В
0,36—0,40
К
А
В
,
К
А
В
, ,
0,31—0,35
о
о"
1
—
—
О
LO
О
О
о"
1
f-
о"
11
Ю
<£>
О
ю
<о
о
!
о
<£>
О
23
23
15
16
16
8
15
15
15
—
25
17
42
8
25
8
50
14
43
8
17
17
7
29
14
7
21
7
32
12
16
27
8
16
41
16
19
Общее
число
случаев
О
[
to
LO
О
ю
о
V/
8
8
8
46
16
13
13
13
25
8
8
17
33
8
12
12
12
7
7
—
15
29
22
14
14
14
16
12
32
8
22
12
6
46
19
37
37
37
21
10
14
7
21
11
21
46
26
57
57
57
31
14
23
18
3
13
19
21
16
14
55
27
62
62
62
20
3
18
20
18
12
5
4
9
8
7
10
7
15
13
17
57
32
60
60
60
©
.
6
2
28
7
23
•
4
2
4
27
7
18
24
4
13
22
13
27
7
18
11
16
56
27
45
45
45
3
18
21
12
18
12
15
9
21
9
15
21
15
9
25
46
31
33
33
33
тах: корреляции 0,71—0,75 параметр С может быть очень низким, порядка 0,21—0,25, а при коэффициенте корреляции
0,61—0,65 — даже менее 0,20.
Коэффициентам корреляции
0,45—0,50 лишь в 51% случаев соответствуют значения С > 0 , 3 5 .
Таким образом, из анализа рассматриваемого материала
следует, что в качестве критерия аналогичности двух сравниваемых полей можно принять следующие значения параметров:
г > 0,45, К > 0,60, А > 0,60, В > 0,60, С > 0,35.
Очевидно, только удовлетворение всех этих условий одновременно дает указание на хорошее сходство сравниваемых
полей. Эти показатели могут быть приемлемы для любого времени года и для любой территории.
270
Т а б л и ц а 42
Связь ( % ) м е ж д у параметрами г и С над территорией СССР в январе
С (от—до)
г
0,71—0,75
0,66—0,70
0,61—0,65
0,56—0,60
0,51—0,55
0,45—0,50
0,41—0,44
0,36—0,40
0,31—0,35
0,56
0,60
0,51
0,55
0,46
0,50
0,41
0,45
0,35
0,40
0,30
0,34
0,26
0,30
0,21
0,25
8
23
25
8
25
22
13
23
13
3
9
12
15
17
36
16
19
27
25
18
12
15
8
7
19
21
6
27
25
21
23
17
14
27
12
18
17
22
21
8
8
14
12
12
16
21
22
19
—
—
—
—
—
—
—
5
2
11
2
2
2
—
2
3
2
—
—
—
—
—
6
Общее
числе!
<0,20 случаев
—
7
8
7
7
5
2
6
13
12
14
37
57
62
60
45
33
В качестве примера на рис. 67 а и б приведены две аналогичные карты At (январей 1881 и 1888 гг.) с нижними пределами принятых нами показателей аналогичности.
Значения параметров между распределением At на приведенных картах для территории северного полушария составляют: г = 0 , 4 5 , / ( = 0 , 6 8 , 4 = 0 , 6 4 , 5 = 0 , 6 4 , С=0,39.
Сравнивая эти карты, видим, что расхождения наблюдаются
лишь в отдельных небольших районах. Очевидно, чем больше
значения параметров, тем лучшее сходство между сравниваемыми полями. На рис. 68 приводится пример аналогичности полей At (в январях 1898 и 1932 гг.) с высокими значениями параметров: г=0,63, /С=0,84, Л = 0,67, 5 = 0,70, С=0,41. Сравнение
этих карт показывает хорошее их сходство на пространстве всего
северного полушария.
Выявленный критерий аналогичности по пяти параметрам
позволяет достаточно объективно определить сходство полей
метеорологических элементов как по знаку, так и по интенсивности отдельных его элементов и дает возможность применить
современную счетно-вычислительную технику для подбора ана;лога, а следовательно, для учета предшествующей истории
в развитии циркуляции, в формировании будущей аномалии
температуры и пр. Этому вопросу посвящена вторая часть данной работы.
§ 2. Прогностические зависимости
Еще Б. П. Мультановский [54] при составлении прогнозов
погоды на сезон использовал принцип аналогичности. В отобранных аналогах он изучал последовательность смены типов процессов в периоде, соответствующем сезону, на который составлялся прогноз. Позже этому вопросу было посвящено много
18*
271
u
DO
00
001
s
a
'—'
,o o,
u
00
X
R
a.
a
a
я
«
и
«CD
aj
Я
И
л
S
Е-
С
О
S*
X
О,"
н
о
Я СО
«
aj оГ
О. 3
о я
л
ч
a; 0)
н
s- Я
<u
Ч о
о ч
U о
О к
Я
<N
«
и
S
Е-
О
„
П)
га
a
X
а
ч
>»
«3 я
СО
о
m "-1
3
о. ч
ее
н
cd S
о
О. к
<о я
со
с
Е
0)
S-
СD
Я
Я
а)
Я
о
ч
к
н
О
t-:
СО
о
я
о.
S
<
N
>
C
O
СГ
>
00
Оз
00
<u
в
ж
s-
4
о
к
>.
ч
m
о
m
о.
п)
О.
<u
к
s
ш
я
о
ч
м
о
Я
Q.
исследований, однако результаты их оказались весьма разноречивыми.
В одних работах [16, 25, 42, 65, 66, 87] было показано, что
после хорошей аналогичности в исходном отрезке времени наблюдается сходство полей и в следующем отрезке времени, но
с несколько убывающей степенью аналогичности. Примерно
такой же вывод получен в работе Л. И. Мамонтовой [53], посвященной выявлению существования инерции в сохранении
знака аномалии средней месячной температуры воздуха от месяца к месяцу. Л. И. Мамонтова показала, что на территории
СССР знак аномалии средней месячной температуры воздуха
сохраняется по крайней мере в течение двух месяцев.
Результаты других исследований [3, 59, 124] показали, что
после исходных аналогичных полей следуют, как правило,
неаналогичные поля и, наоборот, при отсутствии аналогичности
в исходном отрезке времени в последующем они более сходны.
И, наконец, третья группа исследований [20, 118, 126, 127
и др.] доказала существование ритмичности (чаще всего трехи пятимесячной) в осуществлении аналогичных положений. Разноречивость выводов, на наш взгляд, объясняется тем, что до
сих пор во многих из указанных работ исследования проводились на ограниченной территории, чаще всего над Европейской
территорией СССР и Западной Сибирью, а привлекались для
этой цели лишь качественные критерии аналогичности. Только
в последнее время появились работы [65, 66, 87], в которых
используются данные со всего северного полушария, а исходная
аналогичность определяется не только качественными, но и количественными показателями. Характерно, что результаты этих
исследований в основном согласованы между собой. Сущность
их заключается в том, что исходная аналогичность полей влечет
за собой большое сходство и в последующем отрезке времени.
Рассмотрим результаты нашего исследования по этому вопросу. Исследование начиналось с выявления роли ближайшей
«истории» на формирование аномалии средней месячной температуры последующих месяцев. Для этого были отобраны все
случаи, когда над северным полушарием наблюдалось сходство
в распределении At в исходных январях, удовлетворяющих
принятым показателям
аналогичности: г^г 0,45,
/(>0,60,.
А > 0 , 6 0 , В > 0 , 6 0 и С > 0 , 3 5 . Таких случаев оказалось 70. Очевидно, при указанных показателях аналогичности над северным
полушарием в целом над отдельными его секторами не всегда
наблюдалось хорошее сходство. Поэтому дополнительно было
учтено состояние аналогичности полей At отдельно над территорией СССР по тем же показателям и над Атлантикой по
показателю К. Сходство полей At над территорией СССР в последующих месяцах определялось только по параметру К. Исследовалась аналогичность полей At в последующих февра276!
(MO
(NCO
CT>О CON
СЧ CO CO
CO TP >o CO
сосм -=J*co
1 1
1
®8
1—1S
01
1
o
1—t
1 ~ 1
52 1 = 1
05
1
1
1
О CO CDS
юо>
| со ^ co
юга со |
Ю—< CO 1
S'l
1
1
—it~- 05C0
—< —i CO
o o
o o
coco coco
o~o" o"o"
AW A V
Все условия аналогичности имеются
Отсутствует одно или
несколько из принятых условий аналогичности
над территорией СССР
Состояние аналогичности
февраль
I
Аналогичность по К
апрель
—
лях, мартах и апрелях. Ре- SJ
33*0>
зультат исследования пред«я
ставлен в табл. 43.
^ g
Данные таблицы покач jp
69'0-93'0
зывают, что из 11 случаев,
^ £
когда в исходных январях н §
69'0-09'0
аналогичность наблюдалась
я и>
над северным полушарием
в целом и над территорией
5д
6Z'0-0Z'0
СССР и Атлантикой в частности, в 91% случаев в поSjg
SS'O >
следующих февралях и в
в®
82% случаев в мартах соответствующих лет также на6S'0-99'0
>>со
блюдалось сходство в расо.
пределении аномалии средчд
•А
s
ней месячной температуры
я^
69'0-09'0
с^
о
воздуха на площади 60% и
C
D
более
территории г СССР
^о"
6l'0-0i'0
(параметр К > 0 , 6 0 ) . В аплД
релях соответствующих лет
g.
аналогичность на территоS9'0>
в д,
рии
СССР
наблюдалась
0А\
лишь в 36% случаев.
в к.
63' 0-93'0
Из 17 случаев, когда над
*
северным
полушарием
и
5 5.
территорией СССР имелись
gg
69'0-09'0
все условия аналогичности,
я *
а над Атлантикой они от«я
сутствовали, в последующих
§
ei'o-oi'o
февралях сходство (по К)
s |
над территорией СССР на,я- а
8Э£ЬЛ1ГЭ
OlfDHh ЭЭ1П90
блюдалось лишь в 18% слу§ |
чаев, в апрелях — в 24%
§.§,
jjosHMreifiy
случаев, а в мартах анало.§.§
У{ OU ихоон
гичность отсутствовала.
* ч
-hHJOIfUHB ЧНЭПЭ10
В тех случаях, когда в ис1в
ходных январях отсутствов |
вало одно или несколько из
§ g,
принятых условий аналогич£ 8
ности на территории СССР,
ч
то только в 33% случаев
феврали, в 11% случаев
о
и
марты и в 45% случаев
13
последующие апрели сра«
S
вниваемых лет оказались
ч
о
аналогичными
(700,60).
£
277!
Когда же условия аналогичности в исходных январях не удовлетворялись над территорией СССР и над Атлантическим
океаном одновременно, то в последующих февралях и мартах
отсутствовало сходство, а в апрелях оно наблюдалось лишь
в 33% случаев. Следовательно, только при наличии всех условий
аналогичности в исходных январях над пространством северного
полушария в целом, а также над территорией СССР и над Атлантическим океаном аналогичное распределение аномалии At
наблюдается только в последующих двух месяцах сравниваемых
лет. Однако были и такие случаи, когда, несмотря на хорошую
аналогичность в исходных январях, по всем показателям над
северным полушарием в целом и над СССР и Атлантикой в частности последующие феврали (в 9% случаев) и марты (в 18%
случаев) соответствующих лет все ж е были неаналогичными.
Более глубокий анализ каждого из этих случаев показал, что
в 50% из них аналогичность по параметру К над Америкой
была ниже 0,60. Таким образом, из изложенного следует,
что только хорошее сходство в распределении At как по величине, так и по знаку и обязательно над всем северным полушарием обусловливает аналогичное распределение полей At
по крайней мере в последующих двух месяцах соответствующих лет.
Возникает вопрос, могла ли неаналогичность в распределении At в третьем месяце (в апреле) наблюдаться из-за того, что
апрель и январь относятся к разным сезонам. Чтобы ответить
на этот вопрос, была исследована степень аналогичности в распределении At в апрелях тех лет, в которых наблюдалось хорошее сходство в зимних же сезонах, но с заблаговременностью
два месяца, т. е. в февралях.
Т а б л и ц а 44
Количество (% ) аналогичных апрелей по параметру К при наличии всех
показателей аналогичности н а д северным полушарием и над СССР
в исходных февралях
Степень аналогичности по К
Атлантика
Америка
К >0,60
К >0,60
К <0,60
К <
0,60
К >
0,60
к<0,60
Аналогичность по К в апреле
Общее число
случаев
0,70-0,79
0,60-0,69
0,56-0,59
<0,55
16
13
56
12
19
11
9
18
37
36
5
—
20
—
80
7
—
29
43
28
В качестве исходных месяцев брались феврали тех лет, в которых наблюдалось аналогичное распределение At по всем показателям над северным полушарием в целом и над отдель278!
"
зз'о>
сентябрь
ОСto
63'0-99'0
о о
о о
1
—
<1
—
1
11
69'0-09'0
КД
1 1
ei'o-oi'o
05
1]
1
33'0>
о — о—
ГН ОО)
У—*
63'0-93'0
11
СООО
6i'0-0i'0
05
случаев
69*0—09*0
1
|0
1
1
по К
над Америкой
1
—
т< О О
О<
—
1
—
1
1
—
1
по К
аналогичности
(21
« 5
g |
>2 g
"
IS 205
аналогичности
ja
я
о §"
Ǥ
* «
J3
6i'0-0i'0
Степень
_з*
t- (М ЮЮ
C
N
C
M емю
над Атлантикой
'eg
| «
8 *
и g
g«
^ р,
я
о
69'0-09'0
Общее число
^
§,«
к |
§«
я о
Аналогичность по К
§•!§
юсч счоо
Ю(М гнн
||
>,©•
gA\
ООЮ ООО
— ^ Ю —'
69'0-99'0
99'0 >
август
^
ч ^
^
нн д
go
оо~
*<=
|А
' g^
g§
5®
1U;
октябрь
а
Степень
ными его секторами, включая
и американский сектор. Исследование показало (табл. 44),
что, несмотря на различия сезонов, после аналогичных февралей- в 69% случаев апрели'
соответствующих лет также
были весьма сходными. Следовательно, разница сезонов не
повлияла на последующее распределение At. Полученные выше выводы проверялись по
данным исходных июлей. Отбирались все случаи, когда
в исходных июлях сравниваемых лет наблюдались все уеловия аналогичности над северным полушарием и над территорией СССР. Таких случаев
оказалось 39. Во всех этих годах определялась степень аналогичности по К над Атлантическим океаном и над Америкой в исходных июлях и над
территорией СССР в последующих августах, сентябрях и октябрях (табл. 45).
Из данных таблицы видно,
что из 11 случаев, когда наблюдалась аналогичность над
всем северным полушарием и
над отдельными его секторами,
в 82% случаев последующие
августы и сентябри и только
в 27% случаев октябри сравниваемых лет также были аналогичными ( / О 0,60). Из 9 случаев, когда в исходных июлях
аналогичность
отсутствовала
только над Америкой (/С<0,60),
в 78% случаев в последующих
августах, в 33% случаев в октябрях и только в 11 % случаев
в сентябрях наблюдалось сходство полей At на площади, занимающей 60% и более территории СССР. Когда в исход-
о о о о
со со со со
о"о~ о" о"
AW A\v
о
со
о"
л\
о
соо"
V
279!
ных июлях отсутствовала аналогичность над Атлантикой (8 случаев) или над Атлантикой и Америкой одновременно (11 случаев), не было ее и в последующих августах и сентябрях,
а в октябрях сходство полей на площади, занимающей
60% и более территории СССР, наблюдалось в 64% случаев.
Таким образом, данные табл. 45 подтверждают полученный
выше вывод о том, что только хорошее сходство в распределении аномалии средней месячной температуры воздуха как по
знаку, так и по величине над всем северным полушарием и над
отдельными его секторами обусловливает аналогичное распределение полей над территорией СССР в целом в последующих
двух месяцах. Этот вывод может быть использован при составлении долгосрочных прогнозов погоды с месячной и с нулевой
заблаговременностью.
Чтобы показать достаточность выявленных показателей аналогичности, было проведено дополнительное исследование. Посмотрим, наблюдается ли сходство в распределении М над территорией СССР, хотя бы в ближайшем месяце, если удовлетворяются все условия аналогичности в исходных месяцах только
над той же территорией. Для этого отбирались случаи, когда
в исходных январях степень аналогичности над территорией
СССР характеризовалась следующими показателями: г > 0 , 5 0 ,
К>0,60,
А > 0 , 6 0 , В > 0 , 6 0 и С > 0,35. При этом над северным полушарием отсутствовало одно или несколько из принятых критериев аналогичности. Анализ этого материала при различных градациях г над территорией СССР представлен
в табл. 46.
Таблица46
Количество (%) аналогичных февралей по параметру К при следующих
показателях аналогичности в январе над территорией СССР:
г > 0 , 5 0 , К >0,60,
Л > 0,60, В > 0 , 6 0 , С > 0 , 3 5
Степень
аналогичности
по г
в январе
Общее
число
случаев
0,70—0,79
0,60—0,69
0,50—0,59
4
7
25
Аналогичность по К в феврале
0,80-0,89
— .
8
0,70-0,79
0,60-0,69
25
14
25
14
4
—
0,56-0,59
—
4
<0,55
50
72
84
Из данных таблицы видно, что из четырех случаев, когда
коэффициенты корреляции г между полями At в сравниваемых
январях составляли 0,70—0,79, в последующих февралях соответствующих лет только в 50% случаев аналогичность по К
была > 0,60, а когда коэффициенты корреляции в исходных
январях составляли 0,50—0,59, последующие феврали были аналогичны всего лишь в 12% случаев.
280!
В табл. 47 приводится результат анализа тех случаев, когда
степень аналогичности в исходных январях над северным полушарием характеризовалась низкими значениями коэффициентов
корреляции (0,44 > г > 0 , 3 1 ) при значениях параметров (К, Л
и В) > 0 , 6 0 . При этом параметр С чаще всего был меньше принятого критерия (0,35), а над территорией СССР отсутствовало
одно или несколько из принятых условий аналогичности.
Т а б л и ц а 47
Количество ( % ) аналогичных февралей и мартов по параметру К
при следующих показателях аналогичности в январе н а д северным
полушарием: 0,44 > г > 0,31, К > 0,60, А > 0,60, В > 0,06
,39 > г > 0 , 3 1
Итого
над СССР
Аналогичность по К
февраль
март
a
t
о 5
>0,60 <0,59 >0,60 <0,59
Все условия аналогичности имеются
Отсутствует одно или
несколько из принятых условий аналогичности
12
33
67
17
83
15
33
67
13
87
Все условия аналогичности имеются
Отсутствует одно или
несколько из принятых условий аналогичности
13
со
0,44 > г > 0 , 4 0
Состояние аналогичности
о
о
69
7
93
со
Степень
аналогичности по г
над северным
полушарием
в градациях
66
21
79
68
16
84
29
69
32
Данные табл. 47 показывают, что после таких январей (всего
69 случаев) последующие феврали были аналогичными лишь
в 32% случаев, а марты — только в 16% случаев.
Данные табл. 46 и 47 подтверждают высказанную выше
мысль о том, что аналогичное распределение аномалии средней
месячной температуры воздуха в сравниваемых годах в течение
продолжительного времени (порядка 1—2 месяцев) может наблюдаться только в том случае, если в исходном отрезке времени наблюдается наилучшее сходство рассматриваемых полей
по крайней мере на территории всего северного полушария.
Физическая сущность этого явления, очевидно, такова, что создавшийся аналогичный фон термического поля на пространстве
северного полушария в одноименном месяце различных лет приводит в последующих месяцах к аналогичным формам преобразования макроциркуляции, что в свою очередь обусловливает
281!
аналогичное распределение аномалии температуры в последующих месяцах.
Известно [53], зто исходный фон термического поля при большой интенсивности очагов аномалии сохраняется по распределению знака лишь на один ближайший месяц.
Т а б л и ц а 48
Количество случаев (%) сохранения знака в распределении аномалии
средней месячной температуры воздуха в последующих двух месяцах
при следующих показателях аналогичности в исходных январях и июлях
над северным полушарием: г > 0 , 4 5 , К > 0,60, А > 0,60, В > 0,60, С > 0,35
Сохранение знака аномалии
Исходный месяц
Январь
Июль
Последующие месяцы 60% территории 59% территории
и менее
и более
Февраль
Март
Август
Сентябрь
73
18
69
6
27
82
31
94
Общее число
случаев
11
11
16
16
Данные табл. 48 позволяют проанализировать степень сохранения исходного распределения At по знаку на территории
СССР в последующих двух месяцах при хорошей аналогичности
сравниваемых полей в исходных январях и июлях над всем северным полушарием. Во всех рассмотренных случаях распределение At в последующих двух месяцах соответствующих лет
были аналогичными.
Результат анализа показал, что после аналогичных январей
такое же распределение At (по знаку) сохраняется в последующих февралях в 73% случаев, а в мартах всего в 18% случаев.
Хотя марты соответствующих лет между собой и были аналогичными, но распределения аномалии как по знаку, так и по
интенсивности отличались от соответствующего распределения
в исходных январях. После аналогичного распределения аномалии At в исходных июлях, такое ж е распределение At по
знаку сохранялось в последующих августах соответствующих
лет в 69% случаев, а в сентябрях только в 6% случаев, хотя все
сентябри соответствующих лет между собой были аналогичными. Следовательно, можно полагать, что имеет место не
инерция в сохранении существующего в исходном месяце характера распределения At в последующие два месяца, а инерция в развитии циркуляции в одном и том же направлении.
Создавшийся аналогичный фон термического поля в одноименных месяцах различных лет обусловливает одинаковую последовательность в развитии макроциркуляции на пространстве
северного полушария, а последняя приводит к аналогичному
282!
распределению аномалии температуры в последующих двух
месяцах этих же лет. Однако, как показал анализ материала,
степень аналогичности от исходного месяца к последующим
убывает, поэтому в третьем месяце после исходного обнаруживаются уже большие изменения в распределении At, что и приводит к нарушению аналогичности в последовательном развитии
процессов в сравниваемых годах.
Небезынтересным является вопрос о формировании аналогичных положений через определенные промежутки времени
после хорошего сходства полей в исходных одноименных месяцах двух сравниваемых лет.
Для выяснения этого вопроса были проанализированы все
6 месяцев предшествующих июлю. Отбирались случаи, когда
распределение At в исходных месяцах сравниваемых лет удовлетворяли всем принятым ранее условиям аналогичности над
северным полушарием и над территорией СССР. В этих же годах определялась степень аналогичности по К в исходных месяцах над Атлантикой и Америкой и в последующих июлях
над территорией СССР. Исследование материала показало
(табл. 49), что после хорошей аналогичности в распределении At
над всем северным полушарием в целом и над отдельными его
секторами в исходных январях последующие июли соответствующих лет аналогичны лишь в 47% случаев ( / ( > 0 , 6 0 ) .
После аналогичных февралей июли оказались сходными в 50%
случаев, после аналогичных мартов—в 77% , после аналогичных
апрелей — в 47%, после маев — в 88% и после аналогичных
июней — в 75% случаев. Таким образом, данные табл. 49 еще
раз подтверждают приведенный выше вывод о том, что хорошее
сходство в распределении At над всем северным полушарием
в исходных месяцах сравниваемых лет с достаточной вероятностью (75—88%) обеспечивает аналогичное распределение At
на пространстве, занимающем 60% и более территории СССР,
в последующие два месяца.
При таком подходе к исследованию из 6 месяцев предшествующих июлю только хорошее сходство полей At в мартах
дает указание на возможность (с вероятностью 0,77) формирования аналогичного распределения At в последующих июлях
сравниваемых лет. Выявленная особенность не является неожиданной. Из работы [8] известно, что атмосферные процессы, наблюдающиеся в марте, с вероятностью 0,62 повторяются в июле.
Этот вывод может быть также использован при составлении
прогноза на месяц с большой заблаговременностью.
Очевидно, только на основании этих данных нельзя обобщать
этот вывод для остальных месяцев. Возможно для других месяцев выявится другая закономерность в осуществлении аналогичных положений. Это явится предметом последующих исследований.
283!
Т а б л и ц а 24
Количество ( % ) аналогичных июлей по параметру К при наличии всех
показателей аналогичности над северным полушарием и н а д СССР
в предшествующих шести месяцах
Предшествующий
месяц
Атлантика
Январь
К > 0,60
К <0,60
Февраль
/с > о , б о
/С<0,60
Март
К > 0,60
/<<0,60
Апрель
К >0,60
/<•<0,60
Май
/<>0,60
К
Июнь
<0,60
К > 0,60
/<<0,60
284
Америка
К
>0,60
/«0,60
Аналогичность по К
в последующем июле
Общее число
случаев
Степень аналогичности по К
0,800,89
0,700,79
13
5
8
20
.
0,600,69
< 0,59
• —
31
20
53
60
8
/<>0,60
/«0,60
7
6
—
14
17
29
17
57
66
К >0,60
/«0,60
16
10
—
13
20
37
30
50
50
/<>0,60
/«0,60
5
6
—
20
33
80
67
13
10
—
—
62
50
23
50
10
8
10
/«0,60
20
— •
70
100
К
17
53
100
К
>0,60
/«0,60
К
>0,60
15
_
12
35
5
—
—
—
/<>0,60
/«0,60
7
7
—
14
29
14
71
72
/<>0,60
/«0,60
17
8
—
—
53
25
12
75
/<>0,60
/«0,60
33
67
19
—
—
5
95
/<>0,60
/«0,60
4
63
—
. —
— • •
25
100
к>0,60
6
—
,—
25
100
75
>0,60
/<<0,60
/«0,60
6
29
3
8
8
12
_
Из изложенного вытекают следующие выводы.
1. Для выявления наилучшего сходства между сравниваемыми полями метеорологических элементов нельзя ограничиться
одним показателем аналогичности. Необходима оценка аналогичности по нескольким параметрам, учитывающим распределение метеорологических элементов как по знаку, так и по интенсивности.
2. Для оценки исходной аналогичности недостаточно ограничиться малыми районами или только территорией северного
полушария по средним характеристикам. Необходимо учитывать
аналогичность над всей территорией северного полушария в целом и над его секторами.
3. Исходная аналогичность по всем показателям над северным полушарием в целом и над его секторами дает сходство
в распределении аномалии средней месячной температуры воздуха- на площади, занимающей 60% и более территории СССР
( р > 0 , 2 0 ) в ближайшие два месяца.
15
Заказ № 93 3183
ЛИТЕРАТУРА
1. А л и с о в Б. П. Климатические области зарубежных стран. Географгиз, М., 1950.
2. А р а к о в а. Азиатский муссон и сливовые дожди (яп. яз.) 5, № 3, 1958.
3. Б а г р о в Н. А. Аналогичность полей метеорологических элементов. Труды
ЦИПа, вып. 46 (73), 1956.
4. Б а г р о в Н. А. Аналогичность метеорологических полей и оценка прогнозов. Труды ЦИПа, вып. 74, 1959.
5. Б а г р о в Н. А., Ш а б у н и н а Т. А. Изменчивость средних месячных
температур на территории Северной Евразии. Труды ЦИПа, вып. 46
(73), 1956.
6. Б а р а б а ш к и н а А. П., Л е с к о в а Е. А. Исследование тайфунов, выходящих на Японское море и Приморский край. Труды ДВНИГМИ,
вып. 3, 1958.
7. Б о ж к о в Р. Д. Вертикальное распределение озона в земной атмосфере.
Метеорология и гидрология, № 10, 1965.
8. Б о р и с о в а Л. Г. Климатическая связь синоптических процессов. Труды
ЦИПа, вып. 71, 1958.
9. Б е л и н с к и й Н. А. Использование некоторых особенностей атмосферных процессов для долгосрочных прогнозов. Гидрометеоиздат, Л., 1957.
10. Б р е г м а н Г. Р. Атлантические влияния на процессы вскрытия и замерзания рек. Труды ГГИ, вып. 10, Л.—М., 1940.
11. Б у д ы к о М. И. Тепловой баланс северного полушария. Труды ГГО,
вып. 18 (80), 1949.
12. Б у р ц е в А. Н. Элементы влагооборота на Европейской территории
СССР. Труды ЦИПа, вып. 38 (65), 1955.
13. Б ы з о в а Н. Л. Влияние сезонного переноса масс воздуха на движение
земной оси. ДАН СССР, т. 58, № 3, 1947.
14. В а д а т и. Климат Японии (яп. яз.). Токио. 1960.
15. В а н г е н г е й м Г. Я. Основы макроциркуляционного метода долгосрочных прогнозов для Арктики. Труды ААНИИ, т. 34, 1952.
16. В а с ю к о в К. А., З в е р е в Н. И., П е д ь Д. А. Использование принципа аналогичности при прогнозе синоптических процессов и погоды на
пять суток. Труды ЦИПа, вып. 116, 1962.
17. В и т в и ц к и й Г. Н. Климаты зарубежной Азии. Географгиз, М., 1960.
18. В и т е л ь с Л. А. К методике подбора аналогов в долгосрочных прогнозах
погоды. Метеорология и гидрология, № 3, 1948.
19. В и т е л ь с Л. А. Групповые характеристики аналогов. Метеорология и
гидрология, № 4, 1948.
20. В и т е л ь с Л. А. Об инерции и ритмичности температурных аномалий.
Вопросы методики долгосрочных прогнозов. Гидрометеоиздат, Л., 1946.
21. Г а й г е р о в С. С. Вопросы аэрологического строения циркуляции климата свободной атмосферы Центральной Арктики и Антарктики. Метеорология, № 4, Изд. АН СССР, М„ 1962.
286!
22. Г а й г е р о в С. С. О зимних потеплениях в стратосфере Центральной
Арктики. Труды ЦАО, вып. 41, 1962.
23. Г а о Ю - с и , Ц з э н Ю - э н ь . Карты траекторий тайфунов и некоторые
статистические данные (кит. яз.). Пекин, 1957.
24. Г и р е А. А. Основы долгосрочных прогнозов. Гидрометеоиздат, Л., 1960.
25. Г р и ц е н к о М. В., Д м и т р и е в а Ю. Н. К вопросу о подборе аналогов. Труды ЦИПа, вып. 87, 1959.
26. Г р о м о в а Г. Г. и К н я з е в а В. И. О двухлетней цикличности в сроках формирования летнего стратосферного антициклона. Метеорология
и гидрология, № 6, 1964.
27. Д у б е н ц о в В. Р. Воздушные течения в стратосфере. Метеорология
и гидрология, № 11, 1959.
28. Д у б е н ц о в В. Р. Основные особенности распределения температуры
в атмосфере в различные сезоны (в слое 0—100 км). Метеорология и гидрология, № 9, 1961.
29. Д у б е н ц о в В. Р., Н а т а л е н к о в а Л. М. Зимний стратосферный полярный вихрь, его положение и перемещение. Труды ЦИПа, вып. 137,
1964.
30. Д у б е н ц о в В. Р. Воздушные течения и распределение температуры ,
в стратосфере и мезосфере. Гидрометеоиздат, М., 1965.
31. Е Д у - ч ж э н , С е Г у а н - д а о . Успехи исследования циркуляции атмосферы за 10 лет существования КНР (кит. яз.) «Цисян сюэбао», т. 30,
№ 3, 1959.
32. Е Д у - ч ж э н , Ч ж у Б а о - ч ж е н ь . Вопросы циркуляции атмосферы.
Гидрометеоиздат, Л., 1961.
33. Е р ш о в а Н. Д. О влиянии Мирового океана на климаты материков.
Изв. АН СССР, сер. геогр. и геофиз., № 2—3, 19Э8.
34. 3 а х а р о в а Н. М. Прогностическое значение некоторых особенностей
термобарических полей в нижней стратосфере. Метеорология и гидрология, № 11, 1965.
35. 3 в е р е в Н. И., П е д ь Д. А. Определение аналогичности полей метеорологических элементов при помощи электронной вычислительной машины «Погода». Метеорология и гидрология, № 10, 1960.
36. 3 у б я н Г. Д. О междуширотном обмене теплых и холодных масс воздуха в стратосфере зимой. Метеорология и гидрология, № 1, 1959.
37. 3 у б я н Г. Д. Синоптико-аэрологическое исследование верхней тропосферы
и нижней стратосферы. Гидрометеоиздат, Л., 1961.
38. И л ь и н с к и й O . K . Основные черты летней циркуляции тропосферы над
умеренными широтами Восточной Азии. Труды первой научной конференции по общей циркуляции атмосферы, М., 1962.
39. И с а е в Э. А. Каталог синоптических процессов над Атлантическим океаном и Евразией. Гидрометеоиздат, Л., 1960.
40. И с и м а р у . Центры действия атмосферы на Дальнем Востоке (яп. яз.).
Tenki, т. 4, № 10, 1957.
41. К а ш и н К. И. и П о г о с я н X. П. О влагообороте в атмосфере. Сб.
«Вопросы гидрометеорологической эффективности полезащитного лесоразведения. Гидрометеоиздат. Л., 1950.
42. К а ш и н К. И., П а г а в а С. Т. Исследование значительных месячных
аномалий температуры воздуха над Европейской территорией СССР.
Гидрометеоиздат, Л., 1959.
43. К а ц А. Л. Сезонные изменения общей циркуляции атмосферы и долгосрочные прогнозы. Гидрометеоиздат, Л., 1960.
44. К а ц А. Л. Двухлетняя цикличность в экваториальной стратосфере и общая циркуляция атмосферы. Метеорология и гидрология, № 6, 1964.
45. К а ц А. Л. Воздушные потоки в тропосфере и стратосфере тропической
зоны и их связь с общей циркуляцией атмосферы. Труды ДВНИГМИ,
вып. 16, 1964.
46. К а ц А. Л. и М о р с к о й Г. И., С е м е н о в В. Г. Формирование круп14*
287
47.
48.
49.
50.
51.
52.
53.
54.
55.
56.
57.
58.
59.
60.
61.
62.
63.
64.
65.
66.
67.
68.
69.
70.
71.
72.
73.
ных аномалий температуры воздуха на территории СССР в зимние месяцы. Труды ЦИПа, вып. 49, 1957.
К и ё с и . Сезон сливовых дождей (яп. яз.) «Тэммон то кисё», т. 28,
№ 6, 1962.
К о н д р а т ь е в К. Я., Ф и л и п о в и ч О. П. Тепловой режим верхних
слоев атмосферы. Гидрометеоиздат, JL, 1959.
К у р а с и м а . Муссоны (II). Сливовые дожди в Японии и в долине Янцзы (яп. яз.). «Тэммон то кисё», № 6, 1958.
Л и С я н ь - ч ж и . Обобщенное учение о происхождении тайфунов «Цисяи
Сюэбао», 27, № 2, 1956 (кит. яз.).
Л у В о . Климат Китая (кит. яз.). Пекин, 1954.
Л ю К у а н - н а н ь , У Х у а н - с ю н ь . Границы естественных синоптических сезонов и особенности летних сезонов за последние 5 лет (кит. яз.1).
«Цисян сюэбао», т. 27, № 3, 1956.
М а м о н т о в а Л. И. Инерция аномалий средних месячных температур
воздуха на территории СССР. Метеорология и гидрология, № 2, 1949.
М у л ь т а н о в с к и й Б. П. Основные положения синоптического метода
долгосрочных прогнозов погоды. Ч. 1, изд. ЦУЕГМС, М., 1930.
П а в л о в с к а я А. А. Потепление в стратосфере Арктики в январе 1958 г.
Материалы конференции по итогам МГГ (1960) и метеорологического
изучения Антарктиды (1959). Гидрометеоиздат, 1961.
П а в л о в с к а я А. А. Внутрисезонные изменения атмосферной циркуляции в верхней тропосфере и нижней стратосфере. Труды ЦИПа, вып. 104,.
1961.
П а в л о в с к а я А. А. Изменения температуры в стратосфере в системе
барических образований зимой. Труды ЦИПа, вып. 128, 1963.
П а в л о в с к а я А. А. Связь между процессами в тропосфере и нижней
стратосфере. Труды ЦИПа, вып. 137, 1964.
П а г а в а С. Т. Значение аналога при составлении долгосрочных прогнозов. Метеорология и гидрология, № 5, 1949.
П а г а в а С. Т. Влияние тепловых потоков в атмосфере на формирование естественных синоптических сезонов. Труды ЦИПа, вып. 50, 1953.
П а г а в а С. Т. Об использовании данных наблюдений в стратосфере при
анализе естественных синоптических сезонов. Метеорология и гидрология,
№ 11, 1964.
П а г а в а С. Т. Предвестники сезонов в нижней стратосфере. Метеорология и гидрология, № 9, 1965.
П а г а в а С. Т. Особенности циркуляции атмосферы в предзимье. Метеорология и гидрология, № 1, 1966.
П е д ь Д. А. Об определении дат устойчивого перехода температуры воздуха через определенные градации. Метеорология и гидрология, № 10,
1951.
П е д ь Д. А., А л ь т в е р г е р Р. М. О прогнозе циркуляционных особенностей макропроцессов. Труды ЦИПа, вып. 64, 1958.
П е д ь Д. А. Способ прогноза общего характера погоды на месяц. Труды
ЦИПа, вып. 139, 1965.
П е д е л а б о р д П. Муссоны. ИЛ, М., 1963.
П е т е р с е н С. Анализ и прогноз погоды. Гидрометеоиздат, Л., 1961.
П о г о с я н X. П. Сезонные колебания общей циркуляции атмосферы.
Труды ЦИПа, вып. 1 (28), 1947.
П о г о с я н X. П. Общая циркуляция атмосферы. Гидрометеоиздат, Л.,
1959.
П о г о с я н X. П. Струйные течения в атмосфере. Гидрометеоиздат, Л.,
I960'.
П о г о с я н X. П. Сезонные и внутрисезонные изменения температуры
и воздушных течений в стратосфере. Труды ЦИПа, вып. 104, 1961.
П о г о с я н X. П., Ш а б е л ь н и к о в а М. В. Эволюция струйных течений при меридиональных преобразованиях термобарического поля. Труды
ЦИПа, вып. 104, 1961.
288!
74. П о г о с я н X. П., П а в л о в с к а я А. А. Некоторые особенности циркуляции воздуха в стратосфере северного полушария. Метеорология
и гидрология, № 6, 1964.
75. П о г о с я н X. П., П а в л о в с к а я А. А., Ш а б е л ь н и к о в а М. В.
Взаимосвязь процессов в тропосфере и стратосфере северного полушария.
ГиДрометеоиздат, Л., 1965.
76. П о г о с я н X. П. Сезонные и внутрисезонные изменения температуры,
геопотенциала и атмосферной циркуляции в стратосфере. Изд-во «Наука»,
М„ 1965.
77. П о г о с я н X. П., П а в л о в с к а я А. А. Роль тропосферных вихрей во
внутрисезонных изменениях температуры и ветра в стратосфере. Труды
ЦИПа, вып. 144, 1965.
78. П о к р о в с к а я Т. В. Аномалии температуры воздуха в январе на континенте Евразии в связи с распределением температуры на земном шаре.
Труды ГГО, вып. 65 (127), 1956.
79. П ч е л к о И. Г. Об образовании и эволюции стратосферного антициклона в северном полушарии. Метеорология и гидрология, № 12, 1959.
80. Р а к и п о в а А. Р. Метод расчета адвекции тепла при атмосферных макропроцессах. Труды ГГО, вып. 66, 1956.
81. Р а к и п о в а JI. Р. О взаимодействии солнечной активности на общуюциркуляцию атмосферы. Труды ГГО, вып. 87, 1959.
82. Р а ф а и л о в а X. X. Применение ежедневных карт аномалии ОТ toooк прогнозам на три дня. Труды ЦИПа, вып. 64, 1958.
83. Р а ф а и л о в а X. X. Применение закономерностей изменения аномалии
OTJOOO К прогнозу приземного барического поля тенденции следующего'
е. с. периода. Труды ЦИПа, вып. 74, 1959.
84. Р а ф а и л о в а X. X. Прогноз барического поля на каждые из трех дней.
Труды ЦИПа, вып. 97, 1960.
85. Р а ф а и л о в а X. X. Об особенностях связи между аномалиями Н foooи температуры воздуха и использование ее для прогноза температуры
на каждые из трех дней. Труды ЦИПа, вып. 119, 1962.
86. Р а ф а и л о в а X. X. Изучение преемственности полей аномалии ОТ]оо»
с помощью цепей Маркова для прогноза средней месячной температуры
воздуха. Труды ЦИПа, вып. 115, 1962.
87. Р а ф а и л о в а X. X. Использование аналогичности в распределении
очагов аномалии Яшоо Для прогноза средней месячной температуры воздуха над Европейской территорией СССР и Западной Сибирью. ТрудыЦИПа, вып. 124, 1963.
88. Р и л ь Г. Тропическая метеорология. ИЛ, М., 1963.
89. Р о с с б и К. Природа общей циркуляции в нижней части атмосферы..
Сб. «Атмосферы Земли и планет», ИЛ., М., 1951.
90. Р у б и н ш т е й н Е. С. О влиянии распределения океанов и суши на:
температуру воздуха. Изв. ВГО, т. 95, вып. 4, 1953.
91. С а б у р о . Тайфуны в августе 1960 г. (яп. яз.). Tenki, т. 8, № 11, 1961.
92. С а б у р о. Общая циркуляция атмосферы в сезон сливовых дождей(яп. яз.). Tenki, т. 9, № 1, 1962.
93. С а з о н о в Б. И. Высотные барические образования и солнечная активность. Гидрометеоиздат, Л., 1964.
94. С а р ы м с а к о в Т. Г., Б у г а е в В. А., Д ж о р д Ж и о В. А. К формированию погоды над Средней Азией. ДАН СССР, т. I, VIII, № 9, 1947.
95. С е м е н о в В. Г. О связи интенсивности атмосферной циркуляции с температурой подстилающей поверхности. Метеорология и гидрология, № 1,.
1952.
96. С е м е н о в В. Г. Влияние Атлантического океана на режим температуры и осадков на Европейской территории СССР. Гидрометеоиздат, 1960.
97. С е м е н о в В. Г. К вопросу о влиянии подстилающей поверхности на>
циркуляцию атмосферы. Метеорология и гидрология, № 6, 1961.
289!
98. С е м е н о в В. Г. К оценке влияния температуры океана и атмосферной
циркуляции на температуру воздуха. Метеорология и гидрология, № 4,
L963.
99. Синоптические процессы Средней Азии. Ташкент, 1957.
100. С т е х н о в с к и й Д. И. Барическое поле земного шара. Гидрометеоиздат, М., 1962.
101. С т р е м о у с о в Н. В. К вопросу о синоптических процессах восточной
части азиатского материка и прилегающих морей. Ж. «Геофизика», т. 5,
№ 2, 19315.
102. Т а о Ш и - я н ь . О связи сливовых дождей в восточной Азии с сезонными изменениями высотной циркуляции над Евразией (кит. яз.). «Цисян
сюэбао», т. 29, № 2, 1956.
103. Т о м о ю к и . Статистическое исследование тайфунов в западной части
Тихого океан (яп. яз.). Tenki, т. 8, № 10, 1961.
104. Т у р к е т т и 3. Л. Учет особенностей термобарического поля нижней
стратосферы при составлении сезонных прогнозов погоды. Метеорология
и гидрология, № 10, 1965.
105. У р а н о в а Л. А. Сезонные особенности строения нижней стратосферы
(изосферы) в высоких и умеренных широтах. Метеорология и гидрология, № 3, 1963.
106. У р а н о в а Л. А. Структура стратосферных циклонов и антициклонов
по сезонам. Труды ЦИП, вып. 146, 1965.
107. X е с и н а Б. Г. Оперативная оправдываемость реперных процессов на
сентябрь. Труды ЦИПа, вып. 115, 1962.
108. Х р а б р о в Ю. Б., З и н о в ь е в а Л. М. Численный прогноз поля H soo
на следующий синоптический период и возможности его уточнения. Труды
Гидрометцентра СССР, № 154, 1966.
109. X р а б р о в Ю. Б. Методика составления прогнозов погоды на 3—7 дней.
Гидрометеоиздат, 1959.
110. Х р о м о в С. П. От Дове к синоптике. Ж . «Геофизика», 1932.
111. Х р о м о в С. П. К вопросу о трансформации тропических циклонов
в умеренных широтах. Метеорология и гидрология, № 4, 1940.
112. Х р о м о в С. П. Основы синоптической метеорологии. Гидрометеоиздат,
Л., 1948.
113. Х р о м о в С. П. Муссон как географическая реальность. Изв. ВГО,
№ 3', 1950.
114. Х р о м о в С. П. Муссоны в общей циркуляции атмосферы. Сб. «Воейков
и современные проблемы климатологии». Гидрометеоиздат, Л., 1956.
115. Х р о м о в С. П. К вопросу о характере междутропической зоны конвергенции. Изв. ВГО, № 2, 1960.
116. Х р о м о в С. П. Типы приземного распределения ветра вблизи экватора.
Изв. ВГО, № 2, 1961.
117. Х р о м о в С. П. Наблюдения над облаками и осадками в тропических
океанах. Изв. ВГО, № 3', 1961.
118. Ц е п к а н о в а Е. И., Х е с и н а Б. Г. Учет предшествующего развития
атмосферных процессов и распределения элементов погоды при составлении месячных прогнозов погоды. Труды ЦИПа, вып. 71, 1958.
119. Ч е л п а н о в а О. М. Средняя Азия. Климат СССР, вып. 3. Гидрометеоиздат, Л., 1963.
120. Ч э н ь Ш и - с ю н ь . Климат Китая. ИЛ., М., 1961.
121. Ч ж а н Ц з и - ц з я . Многолетние изменения повторяемости тайфунов
и их связь с эпохальными преобразованиями форм атмосферной циркуляции. Метеорология и гидрология, № 11, 1958; также «Цисян сюэбао»,
т., 29, № 2; также Труды ГГО, вып. 90, 1960.
122. Ш а б е л ь н и к о в а М. В. Изменение температурного поля в стратосфере летом в системе барических образований. Труды ЦИПа, вып. 128,
1963.
123. Щ и Ц з ю - а н ь , С ю Г у н ь . Предварительное исследование долгосроч290!
ных прогнозов летних осадков в среднем и нижнем бассейнах Янцзы.
«Цисян сюэбао», т. 32, № 2, 1962.
124. Ш и ш к о в В. Г. Роль некоторых признаков текущего естественного
синоптического периода для прогноза следующего естественного синоптического периода. Метеорология и гидрология, № 4, 1956.
125. Ш и ш к о в В. Г. О некоторых закономерностях в развитии атмосферных процессов. Метеорология и гидрология, № 7, 1957.
126. Ш и ш к о в В. Г. Исследование аналогичных положений в атмосферной
циркуляции и погоде. Труды ЦИПа, вып. 89, 1960.
127. Ш и ш к о в В. Г. Значение аналога по атмосферным процессам и погоде
для прогноза аномалии средней месячной температуры воздуха. Труды
ЦИПа, вып. 124, 1963.
128. Ш у л е й к и н В. В. Физика моря. Изд. АН СССР, М., 1953.
129. А1 g u е. The cyclones of the Far East. Manila. 1904.
130. B e n t o n , E s t o q u e . Water vapor transfer over the North American
continent. Journ. Met., vol. 11, No 6, 1954.
131. B r e z o w s k y H., F l o h n H., R e s s p P. Some remarks on the climatology of blocking action. Tellus, vol. 3, 1953.
132. B r y s o n , L o w r y . Scientific Papers, No 1, Dept. Met., Univ. Wisconsin, 1956.
133. C h a n g P i n - c h e n . Chinese air mass analysis. Mem. Inst. Met. Academia Siniea, vol. 15, No 3, 1948.
134. C h i n P. Tropical cyclones in the Western Pacific and China Sea area
from 1884 to 1955. Roy. al Obs. Hong Kong, 1958.
135. C h u C o - c h i n . Southeast monsoon and rainfall in China. Coll. Sci.
Pap., 1949.
136. C l a x t o n . The climate of Hong Kong. Roy. Obs. Hong Kong, 1931.
137. C o l o n . On the interaction.
138. C r a d d o c k . An analysis of the slower temperature Variation at Kew
Observatory by means of mutualy exclusive band pass filters, 1957. Symposium of tropical meteorology, WMO/JUGG, Rotorua, 1963.
139. C r y , H a g g a r d , W h i t e . North Atlantic tropical cyclones. Technical
Paper No 36, U.S. Dept Com. Weather Bur., 1959.
140. D а о S h i - у e n. The relationships between May-Yu in the Far East and
the behavior of circulation over Asia. Acta Meteorologica Sinica, vol. 22,
No 2, 1968.
141. D a o S h i - y e n , C h e n L u - s h u n . The structure of the general circulation in summer. 75th Anniversary Volume of Journ. Soc. Japan, 1957.
142. D e p p e r m a n . The mean transport of air in the Indian and South Pacific
oceans. Manila, 1935.
143. E b d о n R. A. 100 mb temperature and contour patterns. January to
April 1962 and 1964. Weather, vol. 20, No 3, London, 1965.
144. F l o h n H. Indianner-sonner-Altweibersommer. Meteor. Rundsch. vol. 1,
1947.
145. F l o h n H. Verbreitung und Ursache der Witterungsregelfalle. „Wetterung und Klima in Mitteleuropa". Forsch. Deutsch. Laneskde, 78, 1954.
146. F l o h n H. Large-scale aspects of the "summer monsoon" in South and
East Asia. Journ. Met. Soc. Japan. 75th Anniversary Volume, 1957.
147. F l o h n H. Recent investigations on the mechanism of the summer monsoon of Southern and Eastern Asia. "Monsoon of the World". India Met.
Dept, New Delhi, 1958.
148. F l o h n H. Monsoon winds and the general circulation. Monsoon of the
World. India Met. Dept, New Delhi, 1958.
149. F l o h n H. The tropical easterly jet stream. Symposium of tropical meteorology, WMO/JUGG, Rotorua, 1963.
150. F l o h n H. Zur Interpretation und Zaumlihen Verteilungs Statistiter Parameter der Hohenwindverteilung. Beitr. Phys. Atm., 1964.
151. F l o h n H., O e c k l . Water vapor flux during the summer rains over
Japan and Korea. Geophys. Mag., vol. 27, No 4, 1956.
291!
"152. F r o c k . Atlas of 620 typhoon tracks for 1899—1918. Shanghai, 1920.
153. F r o s t R., S t e p h e n s o n P. Mean streamlines and isotacjis at standard
pressure levels over the Indian and West Pacific oceans and adjacent land
areas. Great Brit. Met. Off. Geophys. Mem., No 109, 1965.
"154. F u l t z D. A. Preliminary report on experiments with thermal produced
lateral mixing in a rotating hemispheric, shell of liquid. J. Met., vol. 1, 1949.
155. G a r b e 1. Tropical and equatorial meteorology, 1947.
156. G o d s o n W. L., W i l s o n С. V. The structure of the Arctic winter
stratosphere over a ten-year period. Canadian Met. Mem. No 11, 1963.
157. H a r e . The dynamic aspects of climatology. Geografiska Annaler, arg.
XXXIX, No 2—3, Stockholm, 1957.
158. H e a s t i e H., S t e p h e n s o n P. Upper winds over the world. Great
Brit. Met. Off., Geophys. Mem. No 103, I960.
159. H i d e R. Some experiments of thermal convection in a rotating fluid.
Quart. J. Roy. Met. Soc., vol. 79, 1953.
160. H о h n R. Meridionalen Massen- und Warmeaustausch in der Troposphare
uber Mitteleurope. Zs. Met., H. 8 u. 9, 1949.
161. H s i S h u - y i n g . Water vapor transport and water balance over the
Eastern China. Acta Met. Sinica, v. 29, No. 1, 1958.
162. I n a g а к i T. On the long rains in "Bai-u" pressure pattern except in
"Bai-u" season. Tenki, vol. 5, No 1, 1958.
163. J o r d a n , H o T e - c h u n . Variation in the annual frequency of tropical
cyclones 1886—1958. Month. Weath. Rev., vol. 90, No 4, 1962.
164. К а о Y u - s h i . General circulation of the lower atmosphere over the Far
East. Mem. Inst. Met. Acad. Sinica, v. 16, No 1, 1948.
165. K i n o s h i t a . On the relation between Okhotsk Sea anticyclone and water
temperature in Bai-u season. Oceanography and Meteorology, vol. 10,
No 191, 1960.
166. К о j i m a T. Statistics of Bai-u for civil users. Tenki, No 2.
167. K o t e s w a r a m . The easterly jet stream in the tropics. Tellus, vol. 9,
No 1, 1958.
>168. K r i s h n a m u r t i T. The subtropical jet stream of' winter. J. Met., vol. 18,
No 2, 1961.
169. К u о H. L. Energy releasing process and stability of thermally driven
motions in rotating fluids. J. Met., vol. 13, No 1, 1956.
170. К u о H. L. Finite amplitude three-demensional harmonic waves in a baroclinic atmosphere. J. Met., vol. 16, No 5, 1959.
171. К u о H. L. Forced amd free meridional circulation in the atmosphere.
J. Met., vol. 13, No 6, 1956.
172. L a u t e n s a c h H. 1st in Ostasien der Sommermonsun der Hauptniederschlags in Siid- und Ostasien. Peterm. Mitt., Nr 94, 1950.
173. L a u t e n s a c h H. Der hochsommerliche Monsun in Siid- und Ostasien.
Peterm. Mitt., Nr 94, 1950.
174. L i n Т. C. Rainfall variability of China. J. Geogr. Soc. China, vol. 8,
1937.
175. Mariners Weather Log, 1960—1962.
176. M o i l e r . Eine Berechnung des horizontalen Grossaustausch fiber dem
Atlantischen Ozean. Arch. Met. Geophys. Biokl., Ser. A, Bd 2, H. 1, 1950.
177. Meteorologische Abhandlungen Institute fur Meteorologie und Geophysik
der Freien Universitat. Berlin.
178. M u к a i. Water vapor transfer over Japan. J. Met. Res., vol. 13, No 7, 1961.
179. M u к a i. Water vapor transfer over the nothern hemisphere. J. Met. Res.,
vol. 14, No 5, 1962.
180. M u r a k a m i T. The general circulation and water vapor balance over
the Far East during the rainy season. Geophys. Mag., vol. 29, No 2, 1959.
181. M u r g a t r o y d R. Winds and temperatures between 20 km and 100 km.
A review. Quart. J, Roy. Met. Soc., vol. 83, No 358, 1957.
182. N e w n h a m. Hurricanes and tropical revolving storms. Great Brit. Met.
Off., Geophys. Mem., vol. 2, No 19, 1922.
292!
183. О h г i n g G. The radiation budget of the stratosphere. J. Met., vol. 15,.
No 5, 1958.
184. O l i v e r M. Recent change in the concept of the broadscale wind pressure patterns of the tropics. J. Geogr., vol. 53, No 8, 1954.
185. O k a d a T. The Bai-u or rainy season in Japan. Bull. Cent. Met. Obs..
Japan, vol. 1, No 5, 1910.
186. Pacific Science Congress. IX Session, 1959.
187. P h i l l i p s N. A. The general circulation of the atmosphere: a numerical;
experiment. Quart. J. Roy. Met. Soc., vol. 82, 1956.
188. P i s h a r o t y . Monsoon pulses. "Symposium of tropical meteorology, Rotorua, 1963".
189. R a m a g e C. Hurricane development. J. Met., vol. 16, No 3, 1959.
190. R a n i a k r i s h n a n . Indian J. Met. Geophys., vol. 4, No 2, 1953.
191. R a m а к r i s h n a n, R a o. Non- depressional rain in peninsular India..
"Mousoon of the world". India. Met. Dept. New Dehli, 1960.
192. R a m a s w a m y . Breaks in the Indian summer monsoon as a phenomenon,
of interaction between the easterly and the subtropical jet streams. Tellus,.
vol. 14, No 3, 1962.
193. R a m d a s L., J a g a n a t h a n , R a o , G o p a l . Prediction of the dateof establishment of southwest monsoon along the west coast of India.
Indian. J. Met. Geophys., vol. 5, 1954.
194. R e x D. F. Blocking action in the middle troposphere and its effect,
upon regional climate. Tellus, vol. 2, No 3, 4, 1950.
195. R i e h l H., Y e h Т. C. The intensity of the net meridional circulation..
Quart. J. Roy. Met. Soc., vol. 76, 1950.
196. R i e h l H. a. o. Forecasting in middle latitudes. Met. Monographs, vol. 1,.
No 5, 1952.
197. R o s s b y C. G. On the distribution of angular velocity in gaseous envelopes under the influence of large-scale horizontal processes. Bull. Am.
Met. Soc., vol. 28, No 2, 1947.
198. R o s s b y C. G. The scientific basis of modern meteorology. "Handbook;
• of Meteorology", 1945.
199. S a d l e r J. Utilization of meteorological satellite cloud data in tropical
meteorology. "Symposium on Rocket and Satellite Meteorology", 1962.
200. S a d l e y J. TYROS observations over the East North Pacific ocean. Sym-posium of Tropical Meteorology. Rotorua. 1963.
201. S a d l e r J. Tropical cyclones of the Eastern North Pacific as revealed!
by TUROS observations. J. Appl. Met., vol. 3, No 4, 1964.
202. S a l t z m a n B. Equations governing the energetics of the large scales,
of atmospheric turbulence in the domain of wave number. J. Met., vol. 14,
1957.
203. S a l t z m a n B. On the maintenance of the large scale quasi-permanent:
disturbances in the atmosphere. Tellus, vol. 11, 1959.
204. S u l t z m a n B. Hemispheric kinetic energy transfer spectrum. Tellus,.
vol. 12, 1960.
205. S a l t z m a n В., T e w e l e s . Further statistic concerning energy exchange.,
Tellus, vol. 16, No 4, 1964.
206. S a w y e r . Memorandum on the tropical front. Met. Rep., No 10, British;
Met. Off., 1952.
207. S c h e r h a g R. Die explosionsartigen stratospharen Warmungen des Spat-•
winters 1951-52. Ber. Deutsch. Wett. U.S.-Zone, Bd 6, Nr 38, 1952.
208. S c h e r h a g R. Ober die Luftdruck, Temperatur und Windschwangen in;
der Stratosphare, 1959.
209. S c h m i d t , v a n d e r V e c h t . East monsoon fluctuations in Java and5
Madura during the period 18801—1940. Verhand. Djaw. Met. Geof. Indonesia,.
No 43, 1952.
210. S e r a s e F. Relatively high stratosphere temperature of February 1951.
Met. Mag., vol. 82, 1953.
211. Stuff members of the section of synoptic and dynamic meteorology, Aca293!
-demia Sinica. On the general circulation over Eastern Asia. (I—III). Tellus, vol. 9, No 4, vol. 10, No 1, 3, 1958.
212. S t a r r V. P. Further statistic concerning the general circulation. Tellus.
vol. 11, No 4, 1959,
213. S t a r r V. P. Trends of thoughts concerning meteorological research.
Geofisica Рига e Applicata, vol. 43, No 11, 1959.
214. S t a r r V. P. What constitutes our new outlook on the general circulation. J. Met. Soc. Japan, vol. 36, No 5, 1958.
215. S t u r r V., P e i x o t o J. The hemispheric water vapor flux of water
vapor and its applications for the mechanics of the general circulation.
Arch. Met. Geophys. Biokl. Ser. A, B, 14, H. 2, 1964.
216. S t a r b u c h L. Statistics of typhoons and tropical depressions in the
western Pacific -and China Sea area. Roy. Obs. Hong Kong, 1951.
217. S u d a K - , A s a k u r a T. A study on the unusual "Bai-u" season in 1954
by means of nothern hemisphere upper air mean charts. J. Met. Soc.
Japan, vol. 33, No 2, 1955.
218. S a w e r J. Notes on the possible physical causes of long-term weather
anomalies. WMO, No 162.
219. S u m n e r E. J. A study of blocking in the Atlantic-European sector of
the Nothern Hemisphere. Quart. J. Roy. Met. Soc., vol. 80, No 345, 1954.
220. S u t c l i f f e , B a n n o n . Seasonal changes in upper air conditions in the
Miditerranean—Middle East area. Sci. Proc. Intern. Ass. Met. X Gen.
Ass., Rome, 1954.
221. S y o n o S. On the formation of tropical cyclones. Tellus, vol. 5, No 2,
1953.
222. T a o S h i - y e n . The mean surface air circulation over China. Mem. Inst.
Met., Academia Sinica, vol. 15, No 14, 1948:
223. T e w e l e s S. Anomalous warming of the stratosphere over North America in early 1957. Monthly Weather Review, vol. 86, No 10, 1958.
224. T e w e l e s S., F i n g e r F. G. An abrupt change in stratospheric circulation beginning in mid-January 1958. Monthly Weather Review, vol. 86,
No 1, 1958.
225. T h o m p s o n . The general circulation over South-East Asia and the Weast
Pacific. Quart. J. Roy. Met. Soc., vol. 77, No 334, 1951.
226. Tropical meteorology. WMO Bulletin, vol. XIV, 1965.
227. T u C h a n g - w a n g . The air mass of China. Memoirs of the National
Research Institute of Meteorology, vol. 12, No 2, 1938.
228. T и C h a n g - w a n g , H w a n g S u - s u n g . The advance and retreat
of summer monsoon in China. Met. Mag. No 12, 1944.
' 229. T u c k e r J. B. Evidence of a mean meridional circulation in atmosphere
from surface wind observations. Quart. J. Roy. Met. Soc., vol. 83, 1957.
230. V i s h e r. Notes of typhoons with charts of normal and Tracks. Monthly
Weather Review, vol. 50, No 11, 1922.
231. V i s h e r . Tropical cyclones in Australia and the South Pacific and Indian
oceans. Monthly Weather Review, vol. 50, No 6, 1922.
232. V i s h e r . Tropical cyclones in the Northeast Pacific between Hawaii and
Mexico. Monthly Weather Review, vol. 50, No 6, 1922.
233. V i t e к V. On the theory of equatorial zonal flow. Stud. Geophys. Geodet.,
vol. 6, No 3, 1962.
234. W a l k e r G. Some applications to seasonal foreshadowing. Mem. Roy.
Met. Soc., vol. Ill, No 24.
235. W a d a H. A study on the behaviour of the polar vortex and its application to long-range weather forecasting. Geophys. Mag., vol. 31, No 2,
1962.
236. W e b b W. Z. Stratospheric solar response. J. Atm. Sci., vol. 21, No 6, 1964.
237. W e x l e r H., M o r e l a n d W. Winds and temperatures. in the arctic
stratosphere. "Polar Atmosphere Symposium", pt 1, Oslo, 1958.
294!
238. W i s s m a 11 H. Begleitwerte zu einer Niederschlagkarte von China. Z. Ges.
Erkunde, Berlin, 1937.
239. Y e h Т. C., D а о S. Y., L i M. S. The abrupt change of circulation over
the northern hemisphere during June and October. "Atmosphere and Sea
in Motion", 1959.
240. Y i n M.' A synoptic-aerologic study of the onset of the summer monsoon
over India and Burma. J. Met., vol. 16, No 2, 1949.
241. Агроклиматический атлас северного полушария, т. I. Гидрометеоиздат,
242. Атлас теплового баланса земного шара, под ред. М. И. Б у д ы к о. 1963.
243. Водный кадастр СССР, том В, вып. 7, 1940.
244. Данные об осадках в Китае, (кит. яз.). Пекин, 1955.
245. Климатологический справочник СССР, вып. 19, часть 11. Ташкент, 1954.
246. Climatic Records of Japan and the Far East area. Tokyo, 1954.
247. Nothern Hemisphere Weather Tabulations. Daily Bulletin, U.S., 1957—1962.
ПРИЛОЖЕНИЕ
Средние квадратические отклонения ( а ) средних месячных значений
температуры воздуха
Пункт
Архангельск
Вологда . .
Сыктывкар .
Усть-Цильма
Кола . . .
Таллин . .
Рига . . .
Вильнюс . .
Ленинград .
Петрозаводск
Новгород .
Горький
.
Курск . . .
Москва .
Минск .
Киев . . .
Львов . . .
Ужгород . .
Одесса . .
Луганск . .
Ялта . . .
Кишенев . .
Волгоград .
Ростов-на-Дону
Астрахань .
Краснодар .
Сочи . . .
Грозный . .
Пятигорск ,
Тбилиси . .
Батуми . .
Баку . . .
Ереван . .
Казань . .
Саратов . .
Оренбург .
Пермь. . .
Свердловск .
Тургай . .
Кустанай .
Целиноград
Темир . . .
Казалинск ,
Джамбул .
Балхаш . .
296
III
VI
IV
4 , 1 3.8 3.1 2,5 2.4 2.4
4 . 1 3.9 2,5 2,4 2.3 1,8
4.0
4.8
1.9
3,8
3.6
3,8
4,2 4.1
4,2 3.8
4.2
4,9
3.0
3,8
3.4
4.1 Ь 1
2.5
3,9
2,7
3,0
2.7
2.6
3,4
3.0
2.8
3.5 2.1
Ь 1 2.4
3.7 2.5
3,7 2.7
3.2 2.6
3 . 3 2.4
3,1 2,3
3.0 2,1
3.6 2.5
2.7 1,9
3.1 2.2
4.3 3,5
3.6 2 , 2
3.7 2,5
3,1 1.5
2.4 1,
2.5 2 , 2
2 , 6 2,Г 2,0
3.8
3.2
3.9
3,7
3.7
3.2
3,0
2,9
3.3
2.5
3.0
3.6
3.3
3.5
2,9
2.4
2.6
2,4 2,7 1.7
2 , 8 2.5 2,2
2,3 1,9 2 , 0
2 , 1 2 , 0 1,6
2 , 1 2 , 0 1.8
2,3 2 , 1 1,6
2,1 1,9 1.5
2,3 2 , 2 1,7
2.3 2 , 1 1.7
2.4 2,5 2Д
2 , 2 2.4 2,0
2.4 2.4 1,9
2,1
2,1
2,1
2,0
2,1
2,0
VIII
IX
2,3 1,6 2 , 2
1,7 1.4 2,2
1,7 1.5 2 . 3
2 , 0 1.5 2 , 2
1,0 1,4 1.4
1.3 1,3 2 , 0
1.5 1,3 1,8
1.4 1,2 2,1
1,2
2,1
1,8
2,2
1.6
2,1
1.8
2.4
1.8
1.8
1,9
1.6
1,2
1,7
1,9
1,6
1,6
2.4
1.7 1,7
1,Г 2,2
1.6
2,1
2.7
•1,4 2 . 5
1,6 1.6
1.4 2,0
1,2 2 , 0
2 , 1 1.8
2 , 1 1.6
2 , 0 1,6
1,Г 1,5
1,7 1,4
2,1 2,1
1.5 1.5
2 , 1 1,9
2 , 0 2.3
1,9 1,9
1.6 1,7
1.4 1.6
1,2 1,1
1.5 1.5
1,4 1.4
1.4
1.5
2,1
2,2
1,5
1,3
1.3
1.4
1,4
1.8 1,2 1,1 1,3
2,0
2,0 1,! 1,7 1,1 1,0
1,!
2.1 1,! 1.6 1,4 1.3
1.5 1,5 1,5 1,0 0.9
3.4 3.5 2.5 2 . 6 2 . 6
3,3 4,4 2.6 2,4
3,3 3," 3.2 2,9
3,2 3.6 2,6 2,4
3 . 1 3.1 2 , 2 2.4
3.2 3.9 3,7 3,3
3 , " 3,3 3.3 2,8
3,3
3.5 3.2
3.7 4," 3,6 2,7
3.8 4.8 3,3 2.5
2.8 3 . 3 2, 2 , 0
2.1 3,0 3,0 2.2
VII
1,2
1,3
1,0
2.3
2.4 2 , 2
2,1
2,6
2,2
2,0
2,1
1,8
2 , 06
Ь
1,3 •
1.8 1,4
1,1 1,4
7
1,2
1.6
1.4
1,7
1,9
1,9
1.5
1,7
1.3 2,1
1.4 2,1
1.7 2 . 3
1.5 2 , 0
1.5 2 , 0
0,9 1.4 1,9
1,4 1,7 2,1
1,7 2 , 1 2 , 6
1,3 1.7 2 , 0
1,3 1.6 2 , 1
1,7 1,9 2 , 3
1.7 2 , 2 2 , 8
1.3 1,6 2 , 1
1,9 2 , 0 2 , 0
1.4 1,6 1,8
1,0
1,8 1,9 1,9
2 , 2 1.5 1,7
1.4 1.5 1,6
1,7 1.3 1,6
1,6 1,9 2 , 2
2; 0 1,8 2,1
1,3
1.5
1,6
1.6
1,6
1,3 1.5
1,0 1.3
1,7 1.6
1,6 1.4
1.8
1,8
1,8
1,9
III
Пункт
Семипалатинск .
Алма-Ата . . .
Фрунзе . . . .
Красноводск .
Кизыл-Арват . .
Ашхабад . . . .
Байрам-Али . .
Чарджоу . . .
Душанбе . . . .
Ташкент . . . .
Турткуль . . . .
Салехард . . .
Сургут . . . .
Омск
Тобольск . . . .
Томск
Барнаул . . . .
Диксон . . . .
Хатанга
. . . .
Челюскин, мыс . .
Туруханск . . .
Ессей
Красноярск . . .
Ярцево . . . .
Ербогачен . . .
Иркутск . . . .
Братск . . . .
Чита
Керчинский залив
Кюсюр . . . .
Верхоянск . . .
Олекминск . . .
Якутск . . . .
Ерофей Павлович
Экимчад . . . .
Благовещенск . .
Хабаровск . . .
Николаевск-наАмуре . . . .
Аян . . . . .
Владивосток .
АлександровскСахалинский
Корсаков . . .
Средне-Колымск .
.Зырянка . . . .
Охотск . . . .
Анадырь . . . .
Ключи . . . .
ПетропавловскКамчатский . .
IV
4,0 4,6 3.4 2,5 2,0
2,7 2,2 1,7
Ь 1 3.4
3,3 2,9 2,2 1.5
, 0 1,9 1,5 1.4
Ь 12 22,9
1,5 1,2
Ь 2,9 2.5
2,4 1.5 1,2
2,"
1.6 1,2
Ь 2 2,6 2.3
2.4 1,6 1.7
2,2
Ь 8 2,9 2,0
Ь 46 1.6
3.5 3 , 3 2,7 - 1.5
2.6 8 1.5
3.6
Ь 2.8
4,0 4.6 Ч
2,6
2,4
3,4
3,4
3,6
3.6 3.2 2,0
Ь 2 2,0
3 6 1:1 2.4 2.4
2,1
3.1
* ч
2,9 2.5 1,8
4.8 3.5 3.3 1,4
3,2 2,2
4,
4.4 3, Ч
3.0
1.6
4,3 4.7 2,8 2.3
4.6 5.0 Ч 2,9 2,1
4.7 4.2 3.2 2.5 1,7
5.8 4.1 3,4 2.6 1,9
f ' ° 4.5 3.6
2,2 1,6
3,7 2.9 2.7 1,8 1,2
. 3 2 , 6 1,8 1.4
Ь 4 32.6
3.2
2.8 1,9 1,3
2.7 2,8 2,9 1.7 1.3
2.8 4,8 5.4 3.1 2,6
4.6 3.4 3.7 2 . 8 1.5
5.3 5.3 3.5 2,6 М
4,3 3, 2,9 2.5 Ь 8
2,6 2.8 1,99
23,3
'3
2.4 2.5 • 1.4
1,7
З Д 2.7 2.3 •
2 , 6 2,4 2,2 1.6 1,7
1.5
3.2 2.2 2,3 1,6 1,1
1,8 2.3 2.1 6 1.7
2.5 2,0 1,8 Ь
1,0 1,0
!:.
7
3.0
3.6
4.3
4.7
3.1
5,1
1.7
VI
VIII
1,8 1 . 7
1,3 1,6 1,6
1.3 1.5 1 , 6
1.4 1,4 1 , 3
1,0
1,2
1,2
1,2
1:1
1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
1,0
1.3
1.3
1,0
1.4
1.3
1.8
1.4 1,1 1,2
2.4 2,1 1 , 8
2.3 2 , 0 1,8
1,7 1,9 1 , 5
2,0 1,8 1 . 5
1,7 1.6 1 . 4
1,6
1,6
1,6
1,6
XI
IX
1,6
1,4
1,4
2.5 2.3 2 , 0
0,9 0,9 0 , 8
2.4 2,7 1 , 7
2,2 2.4 1 , 7
1,4 1,7 1 . 6
2,0 1,9 1 , 6
1,7 1.7 1 , 2
1,0 1.3 1,1
1,3 1.4 1,0
1.3 1.4 1,0
0,9 1,0 1 . 3
1,2 2,1 1,6
1.7
1,1
1.5
1,9
2,0
1,9
1.8
1.6
1.5
2,2
2,1
3,2
2.6
2,1
2,5
2,2
2,2
2,2
3.2
2.4
2.5
3.6
2,1
2.3
2,6
1.7
2,0
XII
2,7 3,9
2.5 3.3
2 . 6 3.5
1,7 2.4
2 , 0 3,1
Ь 2 3.1
2,4 3,0
2.3 3.2
2 , 0 2,9
2.4 3.5
2 , 6 3,9
3.5 4.6
3.4 4.3
3.5 3.7
3,7 3.6
3 , 0 4.4
3,2 4,2
3,2 4.7
4,0 4,9
I ' 6 3.8
5.5
3,2 5,2
4,0 5,0
3,2 5.5
3,2 4.9
4,0
2.6 Ь
8
1.3 1,3
1.4 1,2 !;?
1,2 1,3 1,1
1,2 1,3 1 . 3
3.0 2 , 88
1.8 2.5 t>
1,6 2.6 2 , 8
3,8
2.5
3 , 3 2.5 4,0
3.4
2,1
4.8
3.2 3,7
2 , 9 3,2
1,8 2.7 2.9
1,9 2.3 3 . 0
1.6 2,3 2 . 6
1,5 2.1 2.4
1,4 1,3 1,2
1.4 1.3 0,9
1,0 1,5 1,2
3
Ь
1,8
1,2
3,0 3.5
3.6 3.6
1.5 2,2
1,2
2,0 2 , 6
1.6
2,1
1,6
1,6
1.6
1.4
1,7
1.4 1.5
2,1 2,0 1.2 1,3 1,2
2.4 1.6 1,1 1,2 1.5
2,
VII
1.4
1.8
2,6 2,9 3,0 1.4 1.5
2,6 2,7 2.4 3,5 1.5 1,5
3,0 2,6 2,1 1,2 1,4 1,3
4,6 3,9 3,4 1.8 1,4 1,1
2," 1,6 1,0 0 . 8 0,7 0.9
1.4
1,2
1,6
1,6
0,9
0,8
0,9
1,0 1,5 1,0 0,5 0,5 0,5 1,0 0 , 5 0,5
1,1 1,
2,0
3.1
4,4
4,4
Ь8
,6 2 . 8 3,0
1,7
4.4
§:»
1,2
>г 2.2
1,0 1,0 14* 297
ОГЛАВЛЕНИЕ
Введение .
Глава
.
стр.
.
I. О причинах длительных аномалий погоды
.
. . . . . .
Глава II. Новые взгляды на общую циркуляцию атмосферы . . . .
Г л а в а II. Новые взгляды на общую циркуляцию атмосферы . . .
§ 2. Изменение принципиальных воззрений на муссонную циркуляцию
§ 3. Новые эмпирические данные о тропической циркуляции . . .
Г л а в а III. Связь между периодами осадков в различных районах
Восточной Азии
§ 1. Новые эмпирические данные об общей циркуляции атмосферы
в Восточной Азии
§ 2, Особенности годового хода осадков в тропических и субтропических широтах Азии
§ 3. Связь между весенними дождями в Средней Азии, сливовыми
дождями в Японии и Китае и муссонными дождями в Индии
§ 4. Синоптический
механизм
наступления весенних дождей
в Средней Азии, сливовых дождей в Китае и Японии, югозападного муссона в Индии и восточного муссона на Яве .
Г л а в а IV. Перенос водяного пара в Восточной Азии
§ 1. Метод расчета и использованные данные
§ 2. Зональные и меридиональные составляющие переноса водяного пара в слое 900—500 мб
§ 3. Зональные и меридиональные составляющие переноса водя-,
ного пара на изобарических поверхностях 850, 700, 500 мб
§ 4. Перенос водяного пара и основные воздушные массы в Восточной Азии
§ 5. Результирующий перенос пара в слое 900—500 мб
§ 6. Баланс переноса пара в слое 900—500 мб над Восточным
Китаем
Г л а в а V. Связь тайфунной деятельности с циркуляцией атмосферы
в Восточнбй Азии
.
§ 1. Данные о тайфунах
§ 2. Солнечная активность и колебания годового числа тайфунов
§ 3. Связь между тайфунной деятельностью и развитием летней
муссонной циркуляции в Восточной Азии
§ 4. Особенности макросиноптического положения при возникновении тайфунов
§ 5. Структура тропической атмосферы при возникновении тайфунов
298!
3
6
17
17
24
26
33
34
41
45
52
58
58
60
68
69
88
93
101
101
105
107
117
125
Глава
§1.
§ 2.
§ 3.
VI. Основные стадии развития летней муссонной циркуляции
0 перетекании пассата через экватор . . .
Реален ли тропический фронт?
Взаимодействие циркуляции атмосферы в тропических и внетропических широтах Восточной Азии и основные стадии развития муссонной циркуляции в Азии
Г л а в а VII. Взаимодействие макроскопических процессов в тропосфере и стратосфере северного полушария
§ 1. Общие сведения. Типизация макропроцессов в стратосфере
§ 2. Последовательность преобразований отдельных типов макроциркуляции в стратосфере во время зимних потеплений
в Арктике
§ 3. Последовательность преобразований отдельных типов макроциркуляции в стратосфере в переходное время года . . . .
§ 4. Развитие полярного циклонического вихря и характер весны
в Восточной Сибири и на Дальнем Востоке
Г л а в а VIII. Роль подстилающей поверхности в формировании аномалии циркуляции атмосферы
§ 1. Меридиональный градиент температуры воды в Северной
Атлантике и высотное термобарическое поле атмосферы . .
§ 2. Эволюция гребней относительного геопотенциала над океаном
§ 3. Аномалия температуры воды в океане и приземные синоптические процессы
§ 4. Роль подстилающей поверхности в формировании блокирующих антициклонов
§ 5. Механизм формирования блокирующих антициклонов . . .
Г л а в а IX. Горизонтальный перенос воздуха и поля температуры
и осадков
. . . . . . .
§ 1. Методика расчета горизонтального переноса в атмосфере . .
§ 2. Горизонтальный перенос тепла с океана и температура воздуха на Европейской территории СССР
§ 3. Горизонтальный перенос влаги и месячные суммы осадков
на Европейской территории СССР
137
137
142
146
152
152
. 186
194
200
210
211
214
216
221
224
229
229
234
240
Г л а в а X. О календарных особенностях хода температуры воздуха
в умеренных широтах .
244
Г л а в а XI. Объективный способ прогноза средней месячной температуры воздуха с использованием данных по северному полушарию
§ 1. Критерий аналогичности сравниваемых полей
§ 2. Прогностические зависимости
259
259
271
Литература
Приложение
286
296
: .
. .
- .
Бурлуцкий Рубен Федорович
Рафаилова Хая Хизгиловна
Семенов Виктор Гаврилович
Храброе Юрий Борисович
КОЛЕБАНИЯ ОБЩЕЙ ЦИРКУЛЯЦИИ
АТМОСФЕРЫ И Д О Л Г О С Р О Ч Н Ы Е
ПРОГНОЗЫ п о г о д ы
Редактор Л. И. Штанникова
Оформление А. А. Ежова
Художественный редактор В. А. Е в т и х и е в
Технический редактор И. К< Грейвер
Корректор К. И, Р о з и н о в а
Сдано в набор 21/1 1967 г. Подписано к печати
24/IV 1967 г.
Бумага 60X 90Vi6.
Бум. л. 9,375.
Печ. л. 18,75. Уч.-изд. л. 19,42. Тираж 1500 экз.
М-22122. Индекс МЛ-125. Гидрометеорологическое
издательство. Ленинград, B-63, 2-я линия, д. № 23.
Заказ № 93.
Цена 1 р. 32 к.
Ленинградская типография № 8 Главполиграфпрома
Комитета по печати при Совете Министров СССР.
Ленинград, Прачечный пер., д. 6