РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ВЕТРА НАД СЕВЕРНЫМ ПОЛУШАРИЕМ

ГЛАВНОЕ УПРАВЛЕНИЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЙ
П Р И СОВЕТЕ МИНИСТРОВ СССР
НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ
СЛУЖБЫ
ИНСТИТУТ
АЭРОКЛИМАТОЛОГИИ
И. Г.
ГУТЕРМАН
РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ВЕТРА
НАД СЕВЕРНЫМ ПОЛУШАРИЕМ
V
К
v
—
Б И Б Л ИО Т Е
Гч.
Ленинградского
Гидроматеиролвгичввкогв
И сьтитУта
гимиз
ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКОЕ
ИЗДАТЕЛЬСТВО
ЛЕНИНГРАД • 1965
УДК
551.55
АННОТАЦИЯ
В книге обобщаются наиболее полные современные данные
по распределению ветров над северным полушарием в свободной атмосфере.
Н а обнове обработки аэрологических наблюдений 252 станций северного полушария за период 1950—1959 гг. анализируются ветры -с помощью, карт на изобарических поверхностях
и вертикальных разрезов. Приводятся новые схемы средней
зональной и средней меридиональной циркуляции северного
полушария. Описываются основные климатические зоны струйных течений, их высота и ареал распространения, годовой х о д
и другие характеристики.
^
Подробно излагается методика аэроклиматической обработки ветра с применением статистических законов распределения. Обработка ветров на различных уровнях выполнена
с учетом прикладных задач для обслуживания различных отраслей народного хозяйства.
Книга рассчитана на специалистов метеорологов широкого
профиля, физиков и конструкторов, использующих в своих расчетах характеристики ветра. Может быть использована как
пособие по климатографии ветров студентами и аспирантами,
специализирующимися по общей и динамической метеорологии.
ПРЕДИСЛОВИЕ
i
уС момента выпуска первого в мире советского радиозонда
(1930 г.) накопилось огромное число аэрологических наблюдений в свободной атмосфере с данными о температуре, влажности
и ветре до высот 20—30 км.(На их основе к- настоящему времени
к а к в Советском Союзе, т а к и в других странах выполнены многие климатологические обобщения. Итогом их явились схемы
циркуляции, обзоры по строению и составу атмосферы Земли.
П а р а л л е л ь н о были сделаны теоретические обобщения, которые
позволили создать синоптические и гидродинамические методы
прогноза погодыу^В современных условиях службы прогнозов
имеются почти во всех странах мира, и, к а к известно, они широко используют данные о распределении температуры, давления, влажности и ветра по наблюдениям радиозондов.g
^ j Среди многих метеорологических элементов вете^кимеет особое значение. К а р т ы ветров за данный момент, а т а к ж е средние
месячные карты климатических характеристик ветра используются синоптиками д л я а н а л и з а и прогноза погоды. Не в меньшей мере учет характеристик ветра нужен и в народном хозяйстве, -например при обслуживании авиации, планировании
новых авиатрасс и т. д.I
Н а с т о я щ а я работа содержит наиболее подробные сведения
о режиме ветра н а д северным полушарием до высот 20—25 км.
Изучение р е ж и м а ветра позволило уточнить физические схемы
общей циркуляции атмосферы и получить новые, ранее неизвестные данные по климатографии ветров над северным полушарием/! В книге обобщен опыт работы автора главным образом
в Научно-исследовательском институте аэроклиматологии. Основные исходные материалы, как-то: справочники и атласы с ха1*
3
рактеристиками ветров, были опубликованы в течение 1957—
1963 гг. Вся статистическая обработка материалов была выполнена на счетно-аналитических перфорационных машинах и
отчасти на электронных машинах машинно-счетной фабрики
Н И И А К . При работе на счетно-аналитических машинах использовались массивы перфокарт по 80 колонкам, на которых данные о ветре набиты по определенному макету.
Н а д изучением режима ветров в свободной атмосфере многие годы совместно с автором работают С. И. Д у н а е в а ,
Е. П. Зверева и Т. А. Горланова. Они о к а з а л и большую помощь
и в данной работе, за что автор приносит им глубокую благодарность.
Искренне благодарю д-ра геогр. наук А. П. Гальцова, д-ра
геогр. наук С. П.' Хромова, д-ра геогр. наук X. П. Погосяна и
д-ра физ.-мат. наук Л . С. Гандина, прочитавших монографию
в рукописи и сделавших ряд в а ж н ы х замечаний.
Глава
I
МЕТОДЫ АЭРОКЛИМАТИЧЕСКОЙ ОБРАБОТКИ
Н А Б Л Ю Д Е Н И Й НАД ВЕТРОМ И ХАРАКТЕРИСТИКА
ИСПОЛЬЗОВАННОГО МАТЕРИАЛА
§ 1. Основные климатические характеристики ветра
(9 В современных условиях деятельность человека еще во многом зависит от влияния различных метеорологических факторов,
среди которых н е м а л о в а ж н у ю роль играет ветер.
Распределение ветра и его изменчивость имеют очень сложный характер и обусловливаются многими причинами. Одной из
причин, от которой зависит режим ветра, является градиент
давления. Это основная сила, под влиянием которой перемещаются частицы воздуха. Изменение ветра с высотой, во времени
и пространстве происходит в связи с изменением температуры
воздуха, под влиянием которой формируется барическое поле.
Трение, возникающее при движении частиц воздуха в атмосфере,
деформирует линии тока, а различные горные препятствия на
пути потока обусловливают образование вихрей различного масдптаба.
В к а ж д ы й физический момент и над различными пунктами
значение ветра различное. Изменчивость его во времени и прос т р а н с т в е велика из-за постоянно наблюдаемой турбулентности
р а з л и ч н о г о м а с ш т а б а : циклонов, антициклонов или вихрей меньш е г о м а с ш т а б а . В результате этого имеет место постоянная
/смена ветра к а к по направлению, т а к и по скорости. Р а з м е р ы и
характер пульсаций ветра различны, тем не менее климатологиочески они могут бы^ь изучены и описаны.
, Т а к к а к ветер характеризуется величиной и направлением,
его рассматривают щ к вектор. Д в и ж е н и е воздуха обьшно бывает
трехмерным. Н о вертикальная компонента невелика/ш -едееь-йерассм^-тртй"аётся~. Распределение ветра исследуется либо в векторной форме, либо раздельно по скорости (величиной вектора)
5l
и направлению. Вторая форма представления характеристики
ветра наиболее распространена.
Ветер можно определить его полярными координатами: направлением ф и величиной v. Н а п р а в л е н и е в ы р а ж а е т с я в градусах, отсчитанных по часовой стрелке от севера, который обозначается нулем градусов. В метеорологии направление указывает, откуда переносится масса (откуда ветер д у е т ) . Величина
вектора ветра, т. е. его модуль или в обиходном употреблении
скорость ветра, может в ы р а ж а т ь с я в м/сек., км/час или узлах.
Например,
скорость
ветра,
в ы р а ж е н н а я в м/сек., равна
3,6 км/час, или 1,94 узла. (Узел — мера скорости, р а в н а я одной
миле в час, причем миля
1,85 км.)
t Остановимся несколько подробнее на основных характериетиках ветра, имеющих на практике различную степень распространения.
В атмосфере в р а щ а ю щ е й с я З е м л и наблюдается с л о ж н а я
система взаимосвязи воздушных течений, которая приводит
к большой изменчивости вектора ветра и к случайности в характере его распределения. Последнее обстоятельство позволяет
с достаточной д л я практических целей точностью применять
законы математической статистики к оценке характеристик ветра к а к к случайным в е л и ч и н а м / Д е й с т в и т е л ь н о , на фоне большой совокупности векторов за длительный промежуток времени
к а ж д ы й индивидуальный вектор представляет собой случайную
величину, принимающую то или иное значение в зависимости от
случайных обстоятельств. Поэтому представляется целесообразным д л я изучения климатического р е ж и м а ветра использовать
методы теории вероятностей и математической статистики. Д л я
этого по данным фактических наблюдений вычисляются только
основные параметры закону распределения, а все остальные
многочисленные производные климатические характеристики
ветра получаются с помощью известных законов распределения
случайных величин расчетным путем.
Основными п а р а м е т р а м и случайного двумерного вектора
ветра являются:
1) средний результирующий вектор_ Vr, составляющие которого по ортогональным осям х, у суть Vx, Vy;
2) квадратические отклонения о х , сгу, характеризующие степень изменчивости (рассеяния) составляющих векторов ветра
по осям х, у относительно средних их значений Vx, Vy;
3) коэффициент корреляции г м е ж д у составляющими вектора
ветра, характеризующий степень их взаимной зависимости [19].
Таким образом, случайный двумерный вектор характеризуется пятью параметрами: Vx, Vy, ax, ay, г. Характеристики
vr = \vr\ = Vvl+v2y,
(1)
0= a r c t g ^ ,
(2)
(3)
называются соответственно модулем результирующего вектора,
направлением результирующего вектора и векторным квадратическим отклонением. Последний параметр д а е т меру рассеяния
отдельных векторов относительно результирующего.
Если fi(v)—плотность
вероятности случайного вектора,
а Ы 0 * ) и h(vv) — п л о т н о с т и вероятности его составляющих, то
у к а з а н н ы е параметры определяются к а к интегралы:
ОО
v
x
=
J
(4)
vxf2(vx)dvx>
—• 0 0
00
v
y
=
(5)
j
— со
со
о2= J ( v
— 00
x
-V
x
Jf
2
(v
x
)dv
x
,
,
(6)
оо
4
=
(7)
' ( О у - Ъ У / а Щ ^ у
— со
со
r
(vy -
= TV~S
X
У — OO
/
i
d
v
v
(8)
В тех случаях, когда рассматривается распределение только
модулей векторов ветра, иначе говоря, скоростей ветра, то вводятся другие климатические характеристики ветра, как-то: средняя с к а л я р н а я скорость
00
v,=
J v f ( v ) d v \
о
(9)
и скалярное квадратическое отклонение 0 S или дисперсия скалярной скорости Gs2
оо'
= j\v-Vs)
0
2
f(v)dv,
(10)
где f{v) — плотность вероятности скорости ветра.
Средняя с к а л я р н а я скорость ветра Vs наиболее простая и
распространенная характеристика. Она не учитывает изменения
скорости в различных м а с ш т а б а х времени и пространства. Поэтому дополнительно, помимо средней скорости, применяются
еще и дифференцированные значения скорости — распределение
7l
различных ее значений, выраженное в процентах или числом случаев. Распределение скоростей в ы р а ж а е т с я через повторяемость
f(v)dv, т. е. через вероятность того, что скорости л е ж а т в предел а х от а до v + dv. Иногда пользуются интегральной вероятностью P ( v ^ V ) , показывающей, что скорость ветра будет равна
з а д а н н о м у значению У или больше его.
С к а л я р н о е квадратическое отклонение (Xs характеризует рассеяние скоростей ветра относительно среднего значения Vs.
Ч а с т о возникает з а д а ч а определить вероятность (повторяемость) направлений ветров, заключенных в заданных интервал а х углов (румбов),
(И)
где П р в ы р а ж а е т вероятность направлений ветров, попадающих
внутрь данного сектора (румба) с интервалом углов q>i, фг, равным
, где k — число румбов. Таким образом, ширина сектора
фг — Ф1 б^дет определяться числом румбов k. .
Обычно наряду с повторяемостью ветров по направлению вычисляют т а к ж е среднюю скорость ветров в к а ж д о м румбе розы
ветров. Она подсчитывается из совокупности модулей векторов,
заключенных внутри данного интервала углов, принятого д л я
группирования по направлениям,
р>
(12)
где f s ( v р ) — п л о т н о с т ь вероятности модулей ветра внутри данного румба. Упомянутые выше две характеристики ветра, повторяемость скоростей в румбе и средняя скорость в румбе порознь
лишь частично о т р а ж а ю т перенос масс воздуха. Более употребительной характеристикой переноса является комплексная роза
ветров, которая, помимо повторяемости направлений ветров в заданных интервалах углов (например, при 8-румбовой розе интервал р а в е н т . е. 45°, при 16-румбовой
jg-, т. е. 22,5° и т. д.),
содержит д л я к а ж д о г о румба еще повторяемость скоростей по
заданным градациям.
Наконец, наиболее "обобщенной климатической характеристикой распределения ветров является результирующий вектор VrОн показывает среднее, или наиболее вероятное, направление
переноса 0 и его величину Vr=\Vr\
за период, по которому проведено осреднение всей совокупности многолетних данных. Эта ха8l
рактеристика учитывает одновременно изменение направлений и
скоростей ветров
2 - со
=
(13)
f)dvd<?.
00
Непрерывность функций f(v), т а к ж е к а к / 4 (Ф) и г|)(о, ф), очевидна, ибо в природе вектор ветра может принимать любые значения по модулю v и направлению ф. Но возможности численного счета ограничены, и в практической работе мы вынуждены
пользоваться конечными значениями функций и их разностей.
Поэтому интегрирование заменяется суммированием дискретных
значений аргументов, причем интервалы м е ж д у ними выбираются с учетом точности наблюдений, с одной стороны, и исходя из требований практики к решению той или иной задачи,
с другой.
П о этой причине на практике формулы (1) — (13) д л я вычисления климатических характеристик ветра заменяются формул а м и , в которых непрерывное интегрирование заменено суммированием. Это означает, что наблюдения ветра за многолетний
период статистически о б р а б а т ы в а ю т с я по формулам, д а ю щ и м
приближение к истинным климатическим п а р а м е т р а м .
Статистические формулы, применяющиеся д л я вычисления
основных характеристик ветра, следующие:
п
п
1
п
=
1
1
п
=
1
^'соз?,,
(15)
п
.as)
З н а к составляющей индивидуального вектора ветра определ я е т с я не тригонометрическими правилами, а в соответствии
с табл. 1, т а к к а к за направление ветра в метеорологии принято
б р а т ь азимут точки горизонта, откуда ветер дует.
Таблица
1
Знаки составляющих результирующего вектора ветра
Знак
0—90
90—180
180—270
270—360
—
+
+
vx.
Знак ® yt .
+
+
9l
У ж е указывалось, что для характеристики полного переноса
масс воздуха недостаточно знать результирующий вектор ветра,
пропорционально которому происходит лишь средний перенос.
В а ж н о т а к ж е иметь представление о возможных пределах колебаний или рассеяния векторов ветра внутри данной совокупности
наблюдений, определяющих пульсационный перенос масс.
Д л я этого в аэроклиматологии применяется известная из статистики характеристика рассеяния — среднее векторное квадратическое отклонение сг. Она показывает степень рассеяния отдельных векторов ветра относительно среднего результирующего вектора. Среднее векторное квадратическое отклонение
в сопоставлении со средним результирующим вектором по модулю непосредственным образом характеризует в пределах
многолетнего периода характер макротурбулентности, т. е. возмущенность циркуляции атмосферы. В условиях большой возмущенное™ циркуляции атмосферы среднее векторное квадратическое отклонение соизмеримо с величиной среднего результирующего вектора или превышает ее. При устойчивых процессах
во времени соотношение обратное/
И з в ы р а ж е н и я (3) видно, что д л я подсчета сг необходимо
знать средние квадратические отклонения по осям координат
(<тж, ау) обеих компонент результирующего вектора ( V x и Vy).
Если предварительно все индивидуальные значения ветра были
р а з л о ж е н ы на компоненты, то а х и а у находятся следующим образом;
г
(17)
(18)
Среднее векторное квадратическое отклонение можно вычислить непосредственно без р а з л о ж е н и я векторов на составляющие, имея величину среднего к в а д р а т а скорости ветра. Обозначим через AVi векторное отклонение Vi— Vr индивидуального
ветра от среднего результирующего. Т а к к а к
п
1
п
1
10
/
п
1
п
то
42
- f - 21 ^ + 4 - 2 *1 ' Окончательно дисперсия векторного квадратического отклонения
02
= ®S-V?
(19)
и векторное квадратическое отклонение
з — J/^v 2 — V j .
(20)
Таким образом, векторное квадратическое отклонение ветра
равно корню квадратному из разности м е ж д у средним квадратом скорости и к в а д р а т о м скорости (модуля) среднего результирующего вектора.
Коэффициент к о р р е л я ц и и ' г , средняя с к а л я р н а я скорость Vs
и скалярное квадратическое отклонение a s к а к приближение
к в ы р а ж е н и я м (8) — (10) вычисляются по формулам:
*= i
л
У - Г 2I
-
(г*
л
п
^ = 4 - 2 ® ! .
У
Vy)'
(21)
(22)
4 - 2 {Vi-Vs? = V v ] - V l .
(23)
1
В формулах (14) — (23) п — число наблюдений (объем выборки).
К а к у ж е было отмечено, при изучении ветра в векторной
форме используется средний результирующий вектор Vr; Он мож е т быть вычислен несколькими путями. Наиболее естественный
путь—.сложение вЬех индивидуальных векторов ветра и* по формуле (16). Во избежание путаницы следует подчеркнуть, что
средняя месячная скорость Vs и модуль среднего результирующего вектора Vr=Wr\
не тождественны: м е ж д у ними имеет место
соотношение V s ~^V r . Сложение всех векторов может быть выполнено на планшете с градусными делениями или с помощью транспортира и листа миллиметровки. Такой способ графического слож е н и я векторов очень трудоемок и применим при малой выборке.
Наиболее удобен аналитический способ вычисления среднего
И
результирующего ветра, при котором все индивидуальные векторы предварительно р а с к л а д ы в а ю т с я на составляющие по осям
координат. При этом с положительным направлением оси х (касательная к кругу широты) совпадает западное направление
ветра, а с положительным направлением оси у (касательная к направлению меридиана) — южное. В этом случае величина среднего результирующего ветра находится по формуле (1), а его
направление 0 — по формуле 1 (2).
W Пользуюсь средней скоростью ветра и величиной (модулем)
среднего результирующего вектора за многолетний период,
можно получить еще одну характеристику — устойчивость ветров во времени (q), т. е. величину, показывающую относительную степень колебаний направлений ветра во времени. Эта характеристика в климатологии применяется сравнительно давно.
Устойчивость среднего результирующего вектора q равна отношению модуля среднего результирующего вектора к средней
скалярной скорости ветра и в ы р а ж а е т с я в процентах
Я = -у-s • 100%-
(24)
Устойчивость ветра может колебаться от 0 до 100%. Нулевые
значения устойчивости q будут характеризовать условия, когда
все направления ветров равновероятны и распределение скоростей в различных направлениях одинаковое. Тогда геометрическая результирующая всех векторов равна нулю, т. е. W = 0 и отношение Vr к Vs т о ж е обращается в нуль. В этих условиях разброс ветров вокруг результирующего (нуля) наибольший. В природе, к а к мы увидим, такие «симметричные» условия распределения ветров редки и ч а щ е всего результирующий вектор W
д а ж е за достаточно многолетний период осреднения не равен
нулю, поэтому обычно устойчивость <7>0.
По мере сужения кривой распределения ветров по направлению и соответственно дифференциации распределения скорости
по различным направлениям величина устойчивости ветра q будет возрастать. Это соответствует приближению Vr к Vs. Например, очень часто наблюдается т а к а я роза ветров, в которой
редко встречающиеся направления ветров имеют и наименьшие
средние скорости, и более узкий спектр скоростей по данному
направлению, а ветры, имеющие по направлению большую повторяемость, наоборот, имеют самые большие средние скорости
и наиболее широкий спектр скоростей.
Наибольшей устойчивостью (<7-»-100%) будут характеризоваться условия, когда ветры в течение исследуемого периода
весьма постоянны. Тогда средний результирующий вектор приб л и ж а е т с я по величине к средней скорости, т. е. Vr-+Vs\
при
V r = V s <7=100%. В областях с перманентно
существующими
12l
струйными течениями величина устойчивости ветров велика и
приближается к 80—100%', а в областях, где наблюдается значительная миграция П В Ф З в широтном или долготном направлении, устойчивость ветров не превышает 20—40%. С высотой
устойчивость возрастает, несмотря на одновременный рост скалярной скорости ветра, что говорит о меньшей изменчивости направлений ветров. Исключительно м а л а устойчивость ветров
q на границе западных ветров умеренных широт и восточных
ветров пассатов (см. г л а в ы II и I I I ) .
Чтобы вычислить климатические, характеристики ветра за
многолетний период по многим станциям мира или д а ж е северного полушария, необходимо ввести в современные машины
огромную информацию. Подсчет всех характеристик ветра
с использованием всей совокупности наблюдений практически
стал невозможным. Поэтому д л я уменьшения объема работы по
подсчету данных на основе всей совокупности применяется методика группировки по румбам. Это позволяет сразу уменьшить
число вычислений в -j-
1
р а з при числе румбов, равном k.
Суть метода группировки состоит в том, что из всего числа
наблюдений п предварительно получается повторяемость направлений ветра П р % по k румбам, а затем вычисляется средняя
скорость ветров У р или повторяемость скоростей по г р а д а ц и я м
д л я к а ж д о г о румба.
Достаточно точный подсчет климатических параметров ветра
(результирующего вектора, его составляющих, векторного квадратического отклонения, а т а к ж е коэффициента корреляции
м е ж д у обеими составляющими ветра vx и vy) может быть сделан
при группировке ветров по 12 румбам через 30°, а внутри румба
по г р а д а ц и я м скорости через 5 м/сек. О б р а з е ц такой климатической сводки ветров, сгруппированных по 12 румбам по форме,
рекомендованной Всемирной метеорологической организацией
[121], приводится в табл. 2.
Весьма распространена т а к ж е методика климатической обработки ветров группировкой их по 8 румбам, хотя она обеспечивает несколько меньшую точность в подсчете характеристик.
Известна приближенная форма определения результирующего вектора ветра, предложенная Л а м б е р т о м [12]. Здесь предполагается, что м е ж д у скоростью и направлением ветра отсутствует корреляционная зависимость и что средняя скорость одинакова д л я всех румбов, имеющих различную частность. При
этом средняя скорость в румбе берется равной средней скалярной скорости F s . Справедливость такого допущения оправдана
при симметричной розе ветров. В действительности часто имеет
место другое распределение-ветров, поэтому более точным является подсчет результирующего с учетом средней скорости
в к а ж д о м румбе.
13
v
Таблица
2
Распределение ветров по градациям скорости при группировке их
по 12 румбам
Свердловск, 1,5 км, январь
-
Румбы
X
Интервал
скорости,
м/сек.
0—4
5-9
10—14
15—19
20—24
25—29
30—34
35—39
Итого
случаев
Средняя
скорость,
м/сек
2
4
3
5
6
8
7
9
10
ll
12
са
си
Интервал, град.
ю
11
СО
СО
5
18-
10
1
34
i
-1
1
9
6
2
2
20
LO
Г—
Ю
о
i
•чг
i
6
2
1
6
8
9
9
2
2
1
3
2
1
1
8
юО
С
11
СО
2
LO
а>
1t
со
p-i
5
7 14
12 15
4 8
2 4
5
1
29
16
6,9 9,7 6,7
ю
со
11
СО
25
52
ю
IM
<м
11
СО
-
1
4
27
43
29
9
3
115
V
ю
ю
СМ
11
СО
СМ
У?
оо
СМ
I1
CD
СМ
4
40
46 1
40
20
17
5
1
33
42
37
36
12
4
173
171
6
1Л
со
11
со
см
ю
^
со
1
со
со
7
43
51
37
18
1
32
34
16
5
1
8
1
о
а
CJ
03
40
246
273
178
99
' 48
11
2
1.
165
ч
89
897
9 , 4 8 , 8 10,8 1?,4 11,9 14,2 14,7 12,4 10,8
§ 2. Вычисление климатических характеристик ветра
с применением группировки по 8 румбам
В Советском Союзе при аэроклиматической обработке ветра
принята группировка по 8 румбам, т. е. по 45° в к а ж д о м . Суть
этой методики состоит в том, что вся совокупность ветров вначале группируется по 8 румбам с получением повторяемости П р
направлений ветров и их средних скоростей У р в румбах. В дальнейшем считается, что совокупность восьми векторов V v , совмещ а е м ы х с серединой румбов, и соответствующих им повторяемостей П р имеет характер распределения, близкий к х а р а к теру распределения векторов ветра по исходной выборке.
Поэтому климатические характеристики вычисляются по формулам:
8
V
x
= ^VpTIpsinh.
1
(25)
8
=
14
1
(26)
СО
<3
за
ч
vo
а
Е-
со
со
о
2
,-Г
о. -ф
§
S-
см
СО
ю
00
О)
И
о
о
и со
0
<о
£
>>
ь.
о
ю
со
о о§
|
^
СО
ю
о
о.
01
R
о
UJ
ВС СМ
3
4
;т
°
се
S3
а
V
н
CM*
S
аз
а>
ч
а
л
а.
с
и
в
х
ВС
со
см
см
см
X
Я
я
со
о
о
ч
га
ft
и
- о
00 00
2
а<
О.
и к
и S.
CU
'3 ч S
га
ч
га
ft
я гаи
ft 0)
ft
CU си ч0J
н 2
я о н
S
ч
ВС
Г
ю
I СМ №
Ю
СМ о
см"
8.
см
см
ч
с«
ш
8
и
со
со
Й н
д
IO
S
г
ЕС
ч
га
S
н
о
00
«
=к
Я
=г
л
4
a
S
C4
о.
с
св
X
и
ss
нз
•Ф оэ
см
см
ю
ч
о
И
X
3
a
ю
S
СО
О.
«
<и
S
ио.
ее
га
ft
О.
и
ю см
t-T
CM
ев
о>
«
см
ст>
см
I g со
>>
о.
1
СО
ю
и
аГ
я
я
<и
ч га
ч и
я \о
га я
л
а.
а, S
и 0!
О
и >>
S
си
га а,
В Ч A
га s <и
к?
А,
га
гаи 0)
я
и яя
<Х
ш<
л О,
X
га
<И Ч
Ю
CD
ч
S си C1J QСО
S Н
я . о н а. га
А
S X
и К
s
a
ч
о
X
S
I
ю
со
3
я
и
isr
КС
°
см
см
Ю
U
со о
СО
со
со
со
о
о.
«
о
а
0
N
см
см
8
ю Й п
см п О
ю
со
CQ
8
о
о.
н
см
о
о CQ.
о>
сч см
ь М
ю
ю
о
о
СО
о
х
s
к
03
и
о
р
со
ю.
(М
m
а>
(N
о
со _оо о
со со
СО
05
см
со
со
см
са
2
со
о
aT-« со
&
8
ю
о о
о
со S
СО СО
00
о
о.
со
са
т—<
ю
со
те
со
ю
со
ю
о
,-i тоw
—с соо
о
ч
га
с.
ч
га
ft
и
ч
.га
а.
<и
си
я
я
<и
ч га
я
ю
га
О. a
Я
га
ft
Я
си.
а) S
а> я
я га
Ч я
о СО
ч
га
са
а, '
.л
—
Ю <и
ц
н
3
со
О X,
О. S
О
к d
ft га
я
<0
Я
о
S
>>
Я
л
1) я
4) и
яЧ ли
>> » а, со
и ю
,S
га
а S
сса
а,
л я CD
ч
03 <ц яя
S
и
га
ш
С
О
га
Е
15l
' K = V r t + V
=
e
2
y ,
2 Op
s
9 = arctg X f - ,
у
in h j
(27)
y= l/"2(^pc ospjllp-i?»,
(28)
(29)
8
'= тЗгу 2i (F,p -
0
V*) ('Vy
p-
Vy)
1
П
Р=
(30)
Jt«y \ 2
8
v%=2^pnP.
1
(31)
,
(32)
причем везде
— 1 ) 4 5 ° — а з и м у т середины k-ro румба; д л я
северного румба Pi = 0, д л я северо-восточного р 2 = 4 5 ° и т. д., д л я
северо-западного румба р 8 = 3 1 5 ° (см. табл. 3).
В формулах (25) — (32) П р означает доли единицы. Но при
обработке данных и особенно в практике их использования П Р
удобнее в ы р а ж а т ь в процентах. В таком случае все формулы
(25) — (32) д о л ж н ы с о д е р ж а т ь перед знаком суммы ( 2 ) множ и т е л ь '/шоЛ е г к о видеть, что при использовании формул (25) — (32) количество данных, необходимых д л я вычисления всех климатических характеристик ветра, по сравнению с объемом исходной выборки, уменьшается в
раз.
Повторяемость различных направлений ветра по румбам мож е т вычисляться из числа наблюдений, включающих и не включающих штили. Если исходить из совокупности п—п0, где п0 —
число штилей, то повторяемость (в процентах) в к а ж д о м из румбов будет увеличена равномерно на 7в повторяемости (в процентах) штилей. При таком способе подсчета сумма повторяемостей всех 8 румбов равна 100%. Очевидно, что в этом случае
оценить вероятность штилевых условий невозможно. Д л я нахождения вероятности штилей в данной совокупности следует
16l
повторяемость ветров в к а ж д о м
числа случаев п. Тогда П р =
румбе -вычислять
-100%
общего
д л я к а ж д о г о из 8 рум-
бов, а д л я случаев штилей П 0 = - ^ - • 100%. Величина
'
из
повторяе-
мости штилей (в процентах) составляет дополнение до 100.
С достаточной степенью точности из группировки направлений ветра по 8 румбам можно получить результирующий ветер,
используя повторяемость направления ветра по 8 румбам и среднюю скорость ветра по к а ж д о м у румбу. В этом случае
8
^
где У р — векторы, имеющие направление 0, 4 5 , 9 0 , . . . , 315° и
величины, соответствующие средним скоростям" У р ; П р — повторяемость ветров в соответствующих румбах, в ы р а ж е н н а я в процентах. Средний результирующий вектор по формуле (33) определяется аналитически или с помощью круга Молчанова. В первом случае используются формулы (1) и (2), а т а к ж е (25) и
(26) д л я нахождения составляющих среднего результирующего
ветра.
Остановимся вкратце на точности климатических характеристик,; вычисляемых по 8-румбовым группировкам.
Средняя с к а л я р н а я скорость F s по формуле (31) тождественна средней скорости, подсчитанной по формуле (22).
П р и подсчете результирующего вектора по данным средних
скоростей 8 румбов V p и их повторяемости П р % по ф о р м у л а м
(25) и (26) предполагается, что центр тяжести ветров в к а ж д о м
румбе совпадает с серединой румба. Это значит, что направление векторов ветра внутри румба распределяется по нормальному закону.
Предположение
о том, что результирующее направление
в к а ж д о м румбе совпадает с центром распределения, дает некоторую ошибку в определении составляющих результирующего
вектора, которая сказывается больше на модуле результирующего вектора, чем на его направлении. В [12] указывается, что
модуль результирующего вектора, подсчитанный по 8 румбам,
оказывается систематически меньше модуля результирующего,
исправленного на ошибку несовпадения центра тяжести ветров
в румбе с серединой румба.
В действительности р а с х о ж д е н и е направления середины
румба Pfe и среднего направления ветра в румбе
(центра т я - '
жести ветров) невелико и составляет 1—5°. Причем, к а к это
очевидно из сущности группировки, центры тяжести перемещаются в направлении результирующего вектора (0). Т а к ж е
очевидно, что при совпадении направления результирующего
2
И.
Г.
Гутерман
1 библиотека
,, ,
j
1Лзйй?:г?&дснвге
I
1 Г и я поа®Т@0»©Я»ГЙЧ<МИ*ОГ© | .
17
Таблица
2
Распределение ветров внутри группировок по 8 румбам
1
Румб
/
Свердловск
h ~ h
щ/сек.
h
Январь
/ '
Я = 1 , 5 км
с
СВ
В
юв
ю
юз
3.
сз
i
i
353°
39
94
136
184
228
268
312
—7°
—6
4
1
4
3
—2
—3
Я
с
3
СЗ
356°
40
94
135
189
229
267 .
312
с
св
355°
46
СВ
В
юв
ю
юз
В
234
268
311
4,8
3.5
'6,9
5,0
6.6
5,7
7,5
5,5
359°
40
95
137
187
228
265
311
= 7 км
—4°
—5
4
0
9
4
—3
—3
Я -
юв
ю
юз
3
сз
7
2
2
5
9
24
31
20
Я = 10 км
8
3
3
3
9
26
29
19
8,6
8,1
5,3
6,6
6,8
9,7
9,9
359°
41
95
133
186
228
266
311
—1°
—4
5
—2
6
3
—4
—4
3;59°
38
—1°
—7
13 км
-5°
1
9
—2
—4
Я = 4 км
—1°
8
—5
2
5
2
2
4
7
9
3
29
27
—5
—4
18
Я
2
1
О
О
О
16
50
31
1,7
3,9
= 16 км
—
—
— ,
8Д
8,5
7,2
237
270
307
12
0
—8
6
4
1
2
6
26
31
24
„
3
1
0
0
0
8
61
27
Июль
Я = 1 , 5 км
1
С
СВ
В
ЮВ
ю
юз
3
СЗ
18
360°
42
87
134
179
226
273
310
0°
—3
—3
—1
—1
1
3
—5
Я = 4 км
16
14
7
4
9
13
18
19
3.8
3.9
4.0
5.1
4.2
3,2
4,0
3,5
356°
41
90
133
181
226
269
314
—4°
—4
0
—2
1
1
—1
—1
17
12
6
3
9
15
20
.17
Румб
h
sp
h~h
Н = 7 км
С
св
в
юв
ю
юз
3
сз
357°
41
87
134
181
225
272
317
—3°
-4
—3
—1
1
0
2
2
Я =
С
СВ
В
ЮВ
Ю
ЮЗ
3
СЗ
357°
36
91
143
185
227
270
316
м/сек.
Я =
18
10
6
4
10
16
19
16
8,1
6,96,6
6,0
7.3
8.4
6,2
8.5
360°
42
87
134
183
222
271
315
15
6
4
2
6
20
23
24
6,6
4,5
5,0
9,2
6,2
7.2
5,7
7.3
356°
38
97
133
185
227
269
314
10 к м
0°
—3
2
—1
3
-3
1
0
Я
13 к м
—3°
—9
1
8
5
2
0
1
sp
h
м/сек.
—4°
—7
7
—2
5
2
—1
—1
17
11
5
5
11
16
17
18
=
10,4
9,2
7,7
7,9
7,8
11,5
9,2
10,5
16 км
15
'4
3
3
7
21
24
23
4,2
7,2
4;4
4,2
4,4
5,5
4,1
4,6
с серединой одного из 8 румбов центр тяжести, ветров в этом
румбе с ним т о ж е совпадает. Последнее будет означать, что
в данном румбе, т а к ж е к а к и в отличающемся от него на 180°,
распределение ветров строго соответствует нормальному закону,
а во всех остальных 6 румбах это соответствие лишь допускается.
В табл. 4 приведены для сравнения значения
Ps. д л я различных 0. В этой ж е т а б л и ц е приводятся некоторые другие параметры ветра, х а р а к т е р и з у ю щ и е распределение ветров в румбах.
В частности, если учесть повторяемость ветров в румбе, то
можно увидеть, что расхождения особенно велики между средним направлением ветров в румбе и направлением середины
румба, когда повторяемость направлений мала. Причиной расхождения здесь может быть необеспеченность данной статистической характеристики |3 числом случаев. Этот ж е недостаток
скажется и на средней скорости в румбе У р .
Д а л е е с помощью данных табл. 5 покажем, .что метод группировки по 8 румбам обеспечивает хорошую точность подсчета
составляющих результирующего вектора, а значит величины и
направления результирующего вектора ветра при достаточном
числе случаев (по крайней мере не менее 50, к а к это было рекомендовано в [78]). Значения составляющих, подсчитанных двумя
способами, очень близки м е ж д у собой. Внимательный их анализ показывает, что расхождения м е ж д у ними зависят от сте2*
19
пени разброса ветров по направлению, т. е. от параметра климатической устойчивости ветров q. Чем больше устойчивость ветров
по направлению, тем значительнее ошибка. Абсолютная ошибка,
допускаемая при подсчете зональной составляющей, колеблется
от 0,1 до 1,0 м/сек. при наибольших значениях Vx, причем ее веЛУх (обе.) м/сек.
-2г
0)
-1 -
~
'
_
•
о
f.L
Р и с . 1. А б с о л ю т н а я о ш и б к а з о н а л ь н о й
(а)
и меридиональной
(б)
с о с т а в л я ю щ и х , в ы ч и с л е н н ы х по м е т о д у г р у п п и р о в к и п о 8 р у м б а м .
личина, к а к это следует из данных рис. 1, не превышает 1 м/сек.
при значении средней за месяц зональной составляющей
30 м/сек. Меридиональная с о с т а в л я ю щ а я вычисляется по данным группировки по 8 румбам с абсолютной ошибкой, л е ж а щ е й
в пределах 0,1—2,0 м/сек. Т а к к а к меридиональная составляющ а я по сравнению с зональной мала, то относительная ошибка
вычисления ее возрастает до 5—10%. Составляющие результирующего вектора, вычисленные по методу группировки по 8 румбам, систематически меньше подсчитанных путем р а з л о ж е н и я по
осям координат всех случаев совокупности.
20l
Таблица Iff
Климатические х а р а к т е р и с т и к и ветра, п о д с ч и т а н н ы е точным м е т о д о м
и м е т о д о м группировки по 8 р у м б а м ( 2 )
0)
сЗ
sj
а «
51
.X
2 О*
ее
« s
5
|Нg
S. с
н
7
10
13
11 .
(1)
км
7
16
10
13
.11
16
В л а д и в о с т о к
Я н в а р ь
28,7
33,9
35,0
34,6
34,8
24,2
30,9
31,5
30,9
26,8
23,7
23,4
30,6
30,1
32,4
31,8
32,9
32,5
33,0
32,9
19,4
18,6
25.7
24.8
27,0
26,2
28,1
27,7
24,4
24,0
1 —04,5 - 0 2 , 5 —01,4
2 —04,0 —02,2 —01,4
0,5
0,5
02,8
01,4
0,2
0,5
-0,2
-0,4
-0,9
—01,2
0,7
0,7
01,4
01,9
32,9
32,5
34,2
32,9
19,4
18,6
25.7
24.8
27,0
26,2
28,1
27,7
24,4
24, L
270
268
271
271
272
273
269
269
267
265
80
76
83
74
86
83
91
86
91
89
Vs
Ух
^
А п р е л ь
1
2
Ут
1
2
24,1
23',7
д
1
2
281
280
275
274
272
273
269
269
265
268
ч
1
2
84
82
91
89
92
86
95
94
92
95
1
2
14,9
10,4
14,6
9,6
19,7
8,6
11,1
5,8
14,2
6,7
12,7
9,3
15,0
9,9
14,4
9,3
13,2
6,6
11,7
6,0
1
1
13,6
13,1
13,1
13,0
12.3
12.4
10,6
10,6-
10,2
9,5
13,4
12,9
16,3
15,2
15,7
15,9
12,5
12,4
10,3
10,5
1
2
20,1
16,7
19,6
16,2
18,0
15,1
15,3
12,1
15,0
11,6
18,5
15,9
22,1
18,1
21.3
18.4
19,6
14,0
15,6
12,1
1
2
12,8
4,0
13,3
3,8
12,3
3,8
11,0
10,6
2,8
11,4
2,4
13,9
13,8
5,1
14,9
3,1
И Д
2,8
а
a
s
30,7
30,2
32,4
31,8
И ю л ь
ys
Ок т я б р
ъ
13,9
19,1
21,4
24,2
28,6
22,5
30,0
32,4
34,2
28,6
V~X
1
2
9,9
9,5
14,3
14,0
15,6
15,3
18,4
18,3
11,7
11,6
17,6
17,4
24,4
23,8
27.8
26.9
31,0
30,3
26,6
26,2
Уу
1 -0,2
2 —0,3
-0,5
—0,6
—1,1
-1,5
—2,2
—1,7
-3,0
-2,5
1.3
1.4
4,6
3,9
05,9
04,8
7.6
6.7
5,7
4,5
Уг
1
2
9,9
9,5
14,3
14,0
15,6
15,4
18,5
18,4
12,1
11,8
17,7
17,5
24,8
24,1
28,4
27,4
31,9
31,1
27,2
26,6
в
1
2
271
272
272
272
274
267
277
275
284
282
266
266
259
261
258
260
256
258
258
260
ч
1
2
71
68
75
72
73
71
76
76
72
72
79
78
79
83
88
84
93
90
95
93
21
Характ
ристик;
0) m
а
tD
н м
я*
g-o
И а
н
км
ч&
7
10
и
13
16
1
2
8,1
6,1
11,7
7,8
13,8
9,6
13,6
8,9
10,4
7,6
1
2
8,8
8,3
11,8
10,8
13,6
11,8
14,5
13,3
1
2
11,9
10,3
16,6
13.,3
19,4
15,2
1
2
6,8
1,8
10,8
2,3
12,7
3,1
10
ii
13
16
13,0
8,9
17,5
11,2
16,0
10,6
15,0
6,8
11,2
5,1
10,4
9,6
12,6
11,5
15,4
14,8
14,7
15,0
12,5
13,0
8,8
9,0
19,9
16,0
14,7
12,3
18,1
14,5
23,3
18,6
21,7
18,4
19,5
14,7
14.2
10.3
12,4
2,7
8,7
2,1
11,5
3,4
14,4
3,1
12,2
5,4
11,1
15,2
1,5 :
1,9
а
я
£ с
7
Н км
7
10
13
16
7
ю
;
13
16
С в е р д л о в с к
Я н в а р ь
'Уз
21,2 :
А п р е л ь
20,0
22,2
18,9
20,8
16,4
14,2
1
2
12,8
12,4
14,5
; 14,з
17,0
16,6
19,4
18,8
10,9
10,6
13,4
13,0
13,0
12,5
11,7
11,3
Уу
1
2
1,5
1,4
0,0
—0,4
—1,7
-1,6
—3,1
—3,2
—3,4
-3,5
—3,5
—3,2
—3,0
—3,0
-3,0
-3,0
Vr
1
2
12,9
12,5
17,1
16,7
19,6
19,1
11,4
11,2
13,3
12,8
12,1
11,7
е
1
2
263
263
276
276
279
278
287
288
to to
ОО 00
^СЛ
Ух
20,5
283
283
284
285'
ч
1
2
63
61
68
67,
86
83
88
86
60
59
67
64
81
78
85
83
1
2
12,910,6
12,4
9,5
8,5
4,9
9,1
5,7
13,0
10,6
13,0
2,5
8,3
5,8
7.4
4.5
°У
1
2
13,5
12,7
13,9
12,9
10,0
10,2
9,3
9,7
12,4
11,4
13.4
12.5
9,2
8,7
7,2
6,9
а
1
2.
18,7
16,5
18,6
16,0
13,2
11,4
13,0
11,3
17,9
15,6
18,7
12,7
12,4
10,4
10,3
8,2
1
2
9,7
3,0
10,3
2,6
8,1
0,0
7,9
11,6
9,8
3,1
10,4
2,7
7,9
1,8
7,1
1,5
. 14,5
14,3
270
272
13,913,4
eS
я
£
X о.
Я км
са
II
II
7
10
13
16
7
И ю л ь
Vs
10
13
16
О к т я б р ь
13,6
17,2
12,7
8,5
20,6
22,8
19,3
16,1
Y*
1
2
3,8
3,8
4,6
5,1
6,3
6,3
4,5
4,3
13,0
10,7
15,0
14,6
14,8
14,2
13,2
12,6
Vy
1
2
-1,8
—1,6
—2,1
-2,5
-1,7
—1,6
-0,7
-0,6
—3,1
—3,0
-3,5
—3,3
-3,4
-3,1
—2,9
-—3,3
Vr
.1
2
4,2
4,2
5,0
5,7
6,6
6,5
4,5
4,4
13,4
11,1
15,4
15,1
15,2
14,5
13,5
13,0
0
1
2
296
293
294
296
285
284
279
278
283
286
283
283
283
282
282
285
Я
1
2
30
30
29
33
52
51
53
52
65
54
68
66
79
75
84
81
х
1
2
9,8
8,4
7,4
10,6
8,1
6,9
5,7
4,5
12,6
12,3
13,2
10,7
9,5
7,2
7,1
5,7
1
2
11,4
9,9
14,5
12,4
9,9
8,7
6,6
5,7
13,6
12,5
14,6
13,9
10,6
10,8
8,1
7,7
а
1
2
15,0
13,0
19,1
16,3
12,8
11,1
8,7
7,2
18,5
17,5
19,7
17,5
14,2
13,0
10,7
9,6
s
1
2
6,2
0,9
9,7
0,7
6,8
1,9
4,9
0,5
9,8
2,2
10,2
3,3
7,9
0,9
6,2
1,5
а
a
/
М а л ы е ошибки в подсчете составляющих определяют достаточную точность в подсчете результирующего ветра при о б р а ботке по 8 румбам в сравнении с подсчетом из всех случаев наблюдений. В табл. 5 показаны соответствующие значения, которые позволяют оценить, насколько малы разности по м о д у л ю
результирующего ветра. Вместе с тем подтверждается наличие
систематического занижения модуля, подсчитанного по 8 румбам {12]. Разность м е ж д у направлениями (0) результирующих,
полученных точным методом (1) и методом группировки п о
8 р у м б а м (2), порядка 1—3°. Р а с х о ж д е н и я , к а к мы видим, не
выходят за пределы точности практического подсчета этой характеристики, причем они носят случайный характер, ибо, помимо преобладания нулевых разностей, положительные и отрицательные значения одинаково часты.
В [35] был отмечен факт систематического занижения характеристик рассеяния векторов ветра, подсчитанных по методу
23
группировки по 8 румбам. Т а к как данные розы ветров по
8 румбам в достаточной мере осреднены, то естественно, что
подсчитанные по ним средние квадратические отклонения по
осям координат а х и а у , а т а к ж е векторные квадратические отклонения о будут всегда несколько меньше истинных ах, <Уу, о,
подсчитанных путем обработки к а ж д о г о из векторов совокупности и б л а г о д а р я этому показывающих большие масштабы рассеяния. З а н и ж е н и е характеристик рассеяния обусловлено недоучетом величины рассеяния отдельных случаев скоростей ветров
внутри к а ж д о г о румба., Поэтому наибольшие расхождения при
климатической обработке ветра по 8 румбам д о л ж н ы возникнуть
в подсчете скалярного среднего квадрэтического отклонения crs.
Недоучет рассеяния скоростей в румбе в меньшей степени сказывается на значении векторного квадратического
отклонения.
В табл. 5 приведены т а к ж е значения характеристик рассеяния ветра, полученныё двумя указанными способами, на основании о б р а б о т к а ветров за 1950—1959 гг. -по станциям Владивосток и Свердловск.:
Рассмотрим характер ошибок подробнее. Величина ошибок
параметров рассеяния, полученных по методу группировки ветров по 8 румбам, зависит от х а р а к т е р а розы ветров, т. е. от q.
П р и больших значениях п а р а м е т р а устойчивости q, когда вся
совокупность ветров сосредоточивается в одном 45-градусном
интервале (румбе), вычисление характеристик рассеяния исключено, т а к к а к имеющееся внутри данного румба действительное
рассеяние при этом методе подсчета сводится к нулю.
Многократные сравнения характеристик рассеяния, подсчитанных точным способом и методом группировки по 8 румбам,
показали, что в условиях резко преобладающей зональности
циркуляции, когда зональная составляющая ветров Vx на порядок больше меридиональной составляющей Vy, относительные
ошибки средних квадрэтических отклонений по осям координат
(а ж и в у ) существенно по-разному зависят от параметра устойчивости q.
.
.
При условии, когда устойчивость ветра минимальна и близка
к нулю, что характерно для условий равновероятного распределения ветров д л я всех 8 румбов, ошибка в подсчете характеристик рассеяния становится определенной. Если параметр устойчивости равен нулю, что соответствует условиям равенства нулю
результирующего вектора и составляющих по осям координат,
то ошибка в подсчете среднего квадратического отклонения составляющих по осям координат,(0 Ж и б у ) составляет около 14%.
Такое значение ошибки выявляется по г р а ф и к а м относительных
ошибок Д0 Ж =
24
и Д(т„=
Ду(8)
~ ° у — (рис. 2). Сред-
няя „.иния, п р о х о д я щ а я по центру тяжести точек, пересекает ординату ( ^ = 0 ) около значений Дет* и Да у , равных приблизительно
14%. А. С. Марченко получил д л я условий Vx—Vy=Vr=0
начальную ошибку в подсчете Ох, о у и а по 8-румбовой группировке,
равную 11%.
Р и с . 2. О т н о с и т е л ь н а я о ш и б к а с р е д н и х к в а д р а т и ч е с к и х отклонений с о с т а в л я ю щ и х с к о р о с т и ветра по оси х (1) и н о оси у ( 2 ) , вычисленных м е т о д о м
группировки п о 8 р у м б а м .
Н а рис. 2 т а к ж е видно, что по мере возрастания п а р а м е т р а
устойчивости q относительная ошибка среднего квадратического
отклонения вдоль оси х (широтная составляющая) растет от
14% при <7 = 0 до 80% при q, большем чем 96—98%. Относительная ошибка в подсчете среднего квадратического отклонения
ветров вдоль оси у (меридиональная с о с т а в л я ю щ а я ) по мёре
возрастания устойчивости ветров q убывает и при ^-^-100%, т. е.
при условии сосредоточения всех ветров в одном румбе, в данном случае западном, составляет всего 1—3%.
Некоторый разброс точек около кривых рис. 2 обусловлен, вероятно, случайными погрешностями вычисления о х и а у тем и
другим способами; вместе с тем ход их у к а з ы в а е т на хорошую
связь относительных ошибок с параметром устойчивости ветров q.
25
Найденная
=
Owg\
—— а
почти
функциональная
зависимость
Д ох=
а
Gx
У(8)
и АсУу—
—
от величины q была нами
а
х
У
использована д л я исправления имеющихся в [65] o^s) и оУ(8), подсчитанных по методу группировки ветров по 8 румбам. Численные величины ошибок А0 Ж = — —
— и Аач=
————
а
х
д л я различных значений п а р а м е т р а устойчивости q приведены
в табл. 6.
Таблица 6
О т н о с и т е л ь н а я о ш и б к а (%.) в п о д с ч е т е с р е д н и х к в а д р а т и ч е с к и х отклонений
по о с я м к о о р д и н а т м е т о д о м группировки ветров по 8 р у м б а м
qO/o
А
0
40
50
60
65
70
75
80
85
90
91
92
93
94
95
°х°1о —14 —15 —16 —18 —19 —21 —24 —28 —34 —42 —44 —46 —50 —54 —60
Аа у о/о — 1 4 — 1 4 — 1 3 — 1 2 — 1 1
—9 —8 —6 —4 —3 —2 —2 —2 —2 —2
Возможность исправления векторного квадратического отклонения а, подсчитанного по климатическим данным, сгруппированным по 8 румбам, т а к ж е очевидна. Правильное значение а
м о ж е т быть получено по исправленным а х и а у по формуле (3).
Н о не исключен путь непосредственного исправления векторного
квадратического отклонения с помощью поправок, найденных из
обработки данных двумя способами. Д а н н ы е показывают, что
при условии, когда q не превышает 90%, исправление ох, оу и а,
подсчитанных способом группировки ветров по 8 румбам, может
б ы т ь сделано достаточно удовлетворительно.
Н а ш и исследования ветров показали, что на большей части
территории северного полушария величины параметров устойчивости ветров л е ж а т около значений 50—70% и достигают
'90—95% в ограниченных зонах струйных течений. В узких зонах с исключительно большой устойчивостью ветров и резко зональной их направленностью (как и с резко выраженной мерйдиональностью) подсчет векторного квадратического отклонения
а следует производить, группируя ветры по 36 румбам, т. е. используя данные через 10-градусные интервалы.
В табл. 7 приведены коэффициенты корреляции г и параметры эллиптичности L, подсчитанные точным способом и методом группировки по 8 румбам. Анализ показывает, что, к а к правило, знак корреляции определяется точно, а величина коэффициента, вычисленного по данным группировки по 8 румбам,
систематически больше, чем вычисленного точным методом.
Эллиптичность, подсчитанная по данным, сгруппированным по
8 румбам, оказывается искусственно завышенной.
26
Таблица 7
П а р а м е т р ы эллиптичности L и к о э ф ф и ц и е н т ы корреляции г м е ж д у
с о с т а в л я ю щ и м и вектора ветра, п о д с ч и т а н н ы е точным с п о с о б о м
(1)
и по д а н н ы м , с г р у п п и р о в а н н ы м по 8 р у м б а м ( 2 )
Н
«
Месяц
'Ц
7
г
км
10
г
L
13
L
16
г
L
г
L
С в е р д л о в с к
I
1
2
0,130
0,080
1,00
0,98
0,128
0,048
0,99
0,96
0,253
0,214
0,98
0,78
0,222
0,430
1,00
0,78
II
1
2
0,001
0,019
1,00
1,00
0,008
0,00
0,99
1,00
0,213
0,287
0,98
0,96
0,398
0,516
0,90
0,78
III
1
2
0,117
0,260
0,99
1,00
0,154
0,270
0,99
1,00
0,275
0,401
0,99
0,86
0,396
0,580
1,00
0,77
IV
1
2
0,125
0,152
1,00
1,00
0,121
0,203
0,99
0,98
0,222
0,439
0,99
0,82
0,353
0,485
0,99
0,82
V
1
2
0,077
0,150
0,96
0,93
0,030
9,087
0,96
0,93
0,152
0,314
0,94
0,78
0,130
-0,438
0,99
0,86
1
2
0,114
0,182
0,99
0,94
0,107
0,122
0,98
0,97
0,138
0,175
1,00
0,98
0,200
0,152
0,98
0,97
1
2
0,075
0,134
0,98
0,99
0,165
0,143
0,80
0,98
0,150ч
0,170
0,98
0,97
0,142
0,163
1,00
1,00
VIII
1
2
0,089
0,136
1,00
0,99
0,020
0,102
1,00
0,99
0,029
0,098
0,99
0,98
-0,029
0,092
0,990,98.
IX
1
2
0,139
0,135
0,98
0,94
0,105
0,098
0,98
0,95
0,172
0,226
0,99
0,91
0,263
0,410
0,99
0,79.
X
1.
2
0,198
0,167
1,00
1,00
0,277
0,364
0,99
0,87
0,254
0,296
1,00
0,92
0,250
0,443
1,00
0,87
XI
1
2
0,200
0,294
0,98
0,98
0,177
0,218
0,99
0,96
0,122
0,175
0,98
0,98
0,199
0,204
0,99
1,00»
1
0,130
0,167
1,00
1,00
0,168
0,218
1,00
1,00
0,176
0,335
1,00
0,88
0,240
0,494
0,99
0,87
VI
,
VII
хп
2
х
В л а д и в о с т о к
I
1
2
0,050
0,260
1,00
0,97
0,009
0,152
0,96
0,053
—0,200
1,00
0,84
0,050
—0,280
0,95.
0,95.
II
1
2
0,148
0,268
0,99
1,00
0,291
0,234
0,99
0,97
0,098
1,00
—0,206 , 0,83
0,070
—0,599
0,90
III
1
2
0,152
0,244
1,00
0,98
0,200
0,323
1,00
0,84
0,253
0,585
0,99
0,75
0,136
0,602
1,00*
0,68.
IV
1
2
0,091
0,115
0,99
0,95
0,018
0,073
0,81
0,91
—0,101
—0,219
1,00
0,83
—0,076
—0,302
1,640,86
V
1
2
0,070
0,113
1,00
0,99
0,005
0,053
1,00
0,98
—0,019
—0,043
0,99
0,98
—0,255
—0,342
0,95
0,96
1,00
0,73
2Z:
Месяц
я км
ев
г< 0>
7
г
10
L
г
13
L
г
16
L
Г
L
VI
1
2
—0,041
—0,009
1,00
0,98
0,039 - 1 , 0 0
1,00
—0,089
0,048
0,127
1,00
0,93
0,006
0,009
1,00
0,66
VII
1
2
—0,039
—0,046
1,00
0,96
0,143
-0,256
0,99
0,94
0,138
0,170
0,99
0,92
0,087
0,127
1,00
0,97
VIII
1
2
0,145
0,056
0,99
0,97
0,093
0,091
1,00
1,00
0,069
0,033
0,99
0,96
0,147
0,057
0,99
1,00
IX
1
2
0,187
0,025
1,00
0,90
0,269
0,214
0,99
0,94
0,205
—0,174
0,99
0,71
0,144
—0,279
0,99
0,75
X
1
2
0,203
0,140
1,00
0,97
0,163,
0,047
0,99
0,96
0,146
—0,367
0,98
0,73
0,079
0,97
XI
1
2
0,424
0,172
0,90
0,98
0,249
0,151
1,00
0,86
0,241
—0,176
0,96
0,73
0,250
—0,770
1,00
0,48
XII
1
2
0,090
0,270
1,00
0,97
0,169
0,120
0,99
0,79
0,006
—0,278
1,00
0,89
0,019
—0,242
0,99
0,83
§ 3. Законы распределения векторов ветра
Затруднения, которые возникают при изучении р е ж и м а в е т р а
посредством довольно громоздких форм представления — роз,
п о к а з ы в а ю щ и х распределение направлений независимо от распределения скоростей, могут быть устранены построением карт
результирующих ветров и векторных квадратических отклонений.
В метеорологии не очень широко применяется представление
ветра с помощью результирующего Vr и . среднего квадратического векторного отклонения о или с помощью составляющих
Vx, Vy и Ох, ву- Рассмотрим, каковы удобства и преимущества
применения этой формы характеристик ветра.
Поскольку ветер есть векторная величина, характер распределения его д о л ж е н учитываться законом распределения системы
двух случайных величин, известных из теории вероятностей (см.,
например, [19]).
З а д а д и м с я двумя случайными величинами vXi и vyi (в нашей
з а д а ч е это будут компоненты вектора ветра V{) и обозначим
плотность распределения этих величин f(vx, vy). Элементом вероятности системы (vx, vy) будет }(vx, vy)dvxdvy,
т. е. элементарный объем, ограниченный снизу площадкой dvx, dvy, а сверху —
поверхностью z—f(vx,
vy). Пользуясь элементарным объемом вероятности, мы можем выразить вероятность попадания случайной точки в произвольную область. Эта вероятность, очевидно,
может быть получена суммированием (интегрированием) элементов вероятности по всей заданной области.
28
-
Применительно к аэроклиматологии нас будет интересовать
наиболее часто встречающийся в природе нормальный закон
распределения системы двух случайных величин.
Плотность нормального распределения у к а з а н н ы х двух случайных величин ( v x и vy) в ы р а ж а е т с я формулой
/ К . ®у)
X е
1
2(1-г2)
X
2™хау У 1 — г2
(?x-Vx) 2
+
4
{•"y-Vy?
(34)
где обозначения vx, vy, Vx, Vy, ax, ву б ы л и ^ к а з а н ы выше.
И з теории вероятностей известно, что Vx и Vy в случае подчинения нормальному закону распределения величин vx и vy
представляют собой координаты центра рассеяния, а параметры о х , а у , соответствующие средним квадратическим отклонениям по осям координат, о т р а ж а ю т меру рассеяния вокруг
центра, в котором находится конец среднего результирующего
вектора Vr.
В случае когда средний результирующий вектор ветра равен,
нулю, координаты центра рассеяния совпадут с началом координат и плотность распределения будет определяться выражением
/ К ,
vy) =
1,
X
2noxqy Yl — r2 '
v
Хе
2(1 — г2)
х
2
2rV
X Vу
-х -У
+
Vу_
'2
У
(35)
J
Если ж е компоненты vx и vy вектора ветра независимы, то
коэффициент корреляции г = О и из (34) получим
(v -V ) 2
К - Ь ) 2 + * У У>
2<
(36)
2пчхву
Поверхность распределения функции f(vx, vy) по формуле
(34) имеет вид колокола, вершина которого находится над центром рассеяния Vx, Vy. В сечении поверхности распределения
плоскостями, п а р а л л е л ь н ы м и плоскостям vxOvy,
будут получаться эллипсьгили в частном случае круги.
Уравнение такого эллипса имеет вид
(vx-Vxf
2 r(vx
rt rr
'
_2
*
(37)
29
Центр эллипса совпадает с центром рассеяния Vx, Vy, а взаимоортогональные оси его будут повернуты относительно осей
координат на угол а, который находится из равенства
2Гаха
t g 2а =
(38)
При г > 0 и а х > о у большая ось эллипса повернута относительно осей координат и имеет наклон вверх и направо. Оси эллипса совпадут с осями координат, когда г—0. Таким образом,
положение эллипса рассеяния определяется степенью взаимосвязанности vx и
компонент векторов ветра, т. е. величиной
и знаком г. Полуоси эллипса рассеяния при г = 0 будут равны;
а
где Р — вероятность попадания конца вектора в п л о щ а д ь эллипса с полуосями а и Ь. При различных значениях Р мы будем
получать эллипсы различной площади с соответственно различными полуосями рассеяния.
Расчет х а р а к т е р а распределения ветров с помощью соотношения (36), когда г — 0, проще, чем по обобщенной формуле (34)
со значением г ф О .
Эллиптическое
распределение
с осями,
совпадающими
с осями координат, при г = 0 представляет все ж е трудности при
практическом решении з а д а ч о распределении ветров. Поэтому
обычно действительное эллиптическое рассеяние приближенно
заменяют круговым рассеянием. В этом частном случае нас будет интересовать вероятность того, что концы отдельных векторов ветра л е ж а т внутри круга с радиусом, значение которого
колеблется от нуля до бесконечности. С этой целью нужно проинтегрировать" плотность распределения f(vx, vy) по кругу, т. е.
найти объем фигуры, опирающейся не на эллипс, а на круг
в плоскости vxOvy.
Если Р — вероятность того, что концы векторов ветра не выйдут за пределы круга радиусом R, то при а х = а у
K-i7,)2
2<С
, ('у"1'у)2
2<С
(39)
После логарифмирования уравнения (39) получим
1п(1,-Р)=-
{vx-Vx?
I
+
К-^у)
.
2<iy
2
(40)
Очевидно, что в ы р а ж е н и е (40) преобразуется в круг радиу30
сом
R,
2
поэтому
R2=2a(X)y2\n
имеем
• Если учесть,
что
2
2о( Х )у =о , то окончательно получим
Н а й д я по формуле (41) значения Я при разных-вероятностях
Р, мы получим семейство кругов, внутри которых с вероятностью Р и P i и т. д. будут л е ж а т ь концы индивидуальных векторов V{, и можно утверждать, что с данной вероятностью они не
выйдут за пределы площадей, ограниченных окружностями R ь
R 2 и т. д. (рис. 3).
,
Приведем значения вероятностей (в процентах) и соответ-
R
ствующие им величины — =
Р о/о
. . .
V
1 1 р °'22 °'32 °'48
ln
5
10
20
30
0,59
лу Г.In
40
0,72
Г
yztР •
50
60
70
°'83 °'96
1,09
75
80
"1'18 1 ' 2 7
90
1,52
95
1,73
П р и заданной вероятности Р = 50% ветры не выйдут за пределы площади круга радиусом, равным 0,83 а.
Чтобы определить, в какой мере данное рассеяние векторов
отлично от кругового, употребляют величину L, д а ю щ у ю степень
эллиптичности рассеяния,
2ахач ]Л — Г2
у , 2
•
(42)
Если рассеяние круговое, то ох = ву, г=0, тогда L= 1; во всех
остальных случаях L < 1. При г = 0 , т. е. когда корреляции м е ж д у
vx и vy нет, переменные случайные величины vx и vv будут рассеиваться вокруг центра Vx, Vy соответственно с величинами
. а х , Оу. Значение L будет определяться соотношением характеристик рассеяния а х и а у по обеим осям. Ч е м больше а х отличается
от а у , тем более вытянутым будет становиться эллипс, a L будет
стремиться к нулю.
В 1935 г. Е. С. Кузнецов [68] вывел закон распределения модулей и направления случайного вектора ветра в наиболее общих предположениях. Б ы л и получены законы распределения
отдельно скоростей и отдельно направлений в полярной форме
координат д л я кругового и эллиптического распределений. Д а н ы
формы распределения д л я частных случаев, когда Уг = 0, а х = в у ,
т = 0, а т а к ж е а х ф а у и г = 0 . К сожалению, в свое время эта математически строгая работа не была никем интерпретирована
эмпирическими данными действительного распределения ветров.
31
Тем не менее роль выполненного Кузнецовым исследования и по
сей день неоценима.
Практическое применение закона кругового нормального распределения д л я расчета климатических характеристик ветра
в свободной атмосфере было осуществлено в 1946 г. английским
Расчетные
вероятности
9актичестй
„ процент
Вероятности
Число
случаев
Всего
случаев
25
50
85
25
48
80
180
336 557
Январь,
.
*
9
ш
-
»
*
713
Р и с . 3. Р а с ч ё т н ы е и фактические р а с щ
- п о л о ж е н и е п у н к т а н а б л ю д е н и й , 2 — с р е д н и й р е з у л ь т и р у ю щ и й в е к т о р , 3-*— к о н ц ы ф а к т и '
с п о л о ж е н и е м п у н к т а н а б л ю д е н и й , о т к у д а д у е т в е т е р : а, б, в — р а с ч е т н ы е п л о щ а д
ученым К. Бруксом, его сотрудниками К. Дэрстом и Н Ж а р у з е р с
[148]. Позднее (в 1950 г.) эти авторы совместно с Н. Д ь ю а р о м и
Д . Сойером применили идею расчета ветров при построении
карт ветров над миром [147]. Д а н н а я работа в течение многих
лет была единственной, в которой с о д е р ж а л а с ь наиболее точная
информация о ветрах н а д миром. Е е методическое значение сохранилось и по сей день, хотя карты у ж е устарели. Мысль о подборе карт ветров на высотах по всему земному ш а р у с использованием двух параметров распределения, а именно результирующего вектора ветра Vr и векторного квадратического
отклонения сг, была в ы с к а з а н а еще в 1945 г. К. Дэрстом. К а р т ы
32
результирующих ветров и векторного квадратического отклонения
были рекомендованы д л я построения роз ветров и распределения
скоростей ветров. И м е в ш а я с я в то время информация о ветрах
была недостаточной д л я построения действительных роз ветров.
Д л я этого требовалось больше данных, в то время к а к было
Июль,
Расчетные
Вероятности
25
50
85
Фактический
процент
вероятности
21
50
82
Число
случаев
197
т
746
9
т
с
Всего
случаев
• y y ^ r h
917
•
•
- 3
:ления векторов ветра н а д
их индивидуальных
векторов
рмального кругового рассеяния
Москвой.
ветра,
отложенных
из начала
координат,
совпадающего
с о о т в е т с т в е н н о д л я в е р о я т н о с т е й 85, 50 и 25%.
признано, что для воспроизведения расчетных роз этого минимума наблюдений достаточно.
В основу исследования [147, 148] Бруксом и др. была положена гипотеза о том, что действительное распределение ветров
в свободной атмосфере в среднем многолетнем в пределах месяца может быть получено по закону нормального кругового
распределения. Формулы для этого вида распределения были
даны в [68, 148, 239]:
v+v 2 r
/ ( V ) :
3
И.
Г.
Гутерман
2v
с2
(43)
33
+
.
(45)
ЗдеЬь f(v), f(ф) и f(v)—плотности
распределения модуля
вектора (скорости ветра), направления вектора и вектора ветра
соответственно; Iо — функция Бесселя от мнимого аргумента;
у=А,соз(ф—0) ; Х= —
; Ф ( у ) = - ^ = [e~pdt — интеграл ошибок.
5
гу п J
О
К а к у ж е указывалось, при круговом нормальном распределении требуется, чтобы зональные и меридиональные составляющие вектора ветра ( v x и vy) не коррелировались и чтобы средние
квадратические отклонения по осям координат были равны
°х = оу=-~= . Д а л е е будет показано (см. главу I I I ) , что в реальной атмосфере полностью кругового распределения ветров не
может быть, а наблюдается некоторая эллиптичность. Б л а г о д а р я
последней происходит преобразование форм циркуляции, перераспределение энергии, перенос ее и пр. [84, 90].
, Выяснение того, насколько действительное распределение
ветров в атмосфере может быть принято к а к круговое, представляет з а д а ч у большой практической важности. В случае применимости этого закона расчет распределения ветров может-быть
построен на ограниченном числе исходных параметров — результирующем векторе и средней скалярной скорости, т. е. на таких
параметрах, которые подсчитываются легко и достаточно точно
с применением метода группировки по 8 румбам.
Сейчас у ж е выполнено много исследований [35, 38, 69, 154,
156, 161], которыми доказано, что над большей частью территории северного полушария, в первую очередь над океанами
в средней тропосфере, распределение ветра может быть апроксимировано круговым нормальным законом. В [155] показано,
что из а р е а л а применимости кругового закона распределения
ветров исключаются области,- р а з д е л я ю щ и е муссонную и общепланетарную циркуляции. Указано, что применение кругового
нормального закона ограничено над горами, вдоль границы
между преобладающими западными ветрами умеренных широт
и восточными ветрами пассата, в слое тропопаузы и над ее нижней границей, вдоль береговой линии (особенно у восточных побережий континентов), в районах с преимущественным развитием струйных течений. Автор [154] грубо оценивает соотношение
между п л о щ а д я м и областей с эллиптическим и приближенно
круговым распределениями ветров к а к 1 : 6.
34
В работе [154] было предложено считать рассеяние приближенно круговым, если отношение -f-
не выходит за пределы
0,90—1,10, что примерно должно соответствовать величине параметра эллиптичности L 0,98. Другие авторы, например [35],
учитывая малую точность наблюдений ветра, рекомендуют считать рассеяние приближенно круговым при несколько большей
эллиптичности. В этом случае рассеяние принимается круговым
при — =0,80-ь 1,20, что дает значение L^0,96.
Су
В табл. 7 приведены значения параметров эллиптичности L,
подсчитанных точным способом. Их анализ показывает, что эллиптичность от верхних слоев тропосферы к стратосфере увеличивается. Например, на высотах 7 и 10 км L колеблется в пределах 0,96—1,00, что указывает на почти круговое распределение над обоими пунктами. Эллиптичность, кроме того, и над
, Владивостоком, и над Свердловском уменьшается к лету.
На рис. 3 даны образцы расчетного и фактического многолетнего распределения векторов ветра над Москвой. Центр рассеяния совпадает с концом среднего результирующего вектора
VT [19, 154]. Круги вокруг центра показывают ареалы рассеяния
и соответствуют расчетным вероятностям Р различных значений.
При этом во всех случаях допускается закон нормального кругового распределения на плоскости. Сопоставление фактического и расчетного распределений показывает, что хотя — Ф 1,
оно колеблется на разных высотах в пределах 0,92—1,04, а г
также не равно 0 и лежит в пределах 0,08—0,21; совпадение обоих
видов распределений удовлетворительное. Расхождение фактических и вычисленных вероятностей не выходит за пределы 1—5%
(см^ таблицы на рис. 3) и тем самым подтверждает распределение ветров по нормальному круговому закону.
§ 4. Вычисление климатических характеристик ветра
в предположении справедливости закона кругового нормального
распределения
, Закон нормального кругового распределения позволяет на
основании исходных немногочисленных климатических характеристик ветра, а именно средней скалярной скорости Vs и результирующего ветра Vr (его модуля Vr и 0°), вычислить ряд производных характеристик. Чаще всего непосредственный подсчет
большинства характеристик ветра по данным наблюдений затруднен либо из-за громоздкости требуемых вычислений, либо
из-за недостаточности информации. В первую очередь' имеются
в виду следующие климатические характеристики ветра: вероят2*
35
ность скоростей различных значений, векторное и скалярное
квадратические отклонения, повторяемость различных направлений ветра по румбам и их средние скорости.
Рассмотрим вначале соотношения между основными характеристиками ветра Vs, Vr, о, q исходя из закона кругового нормального распределения. У ж е было выяснено, что к а ж д а я характеристика в отдельности является недостаточной д л я описания
р е ж и м а ветра. При исследованиях поля средних скоростей ветра
возникает вопрос о том, каковы при этом направления ветров,
а при рассмотрении карт роз ветров остается неясным, будут ли
скорости в пределах данного направления (румба) относительно
постоянными или нет. Точно т а к же, имея карты лишь результирующих ветров, мы не ответим на вопрос, значительно ли колеблется ветер около величины результирующего к а к по скорости, т а к и по направлению.
/
Чтобы ответить на перечисленные выше вопросы, возникающие в процессе исследования, обычно привлекаются комплексы
характеристик, например результирующий вектор и среднее
векторное квадратическое отклонение и т. д. Такие комплексы на
к а р т а х дают более полную картину распределения ветра.
Если предположить, что распределение ветров в атмосфере
подчиняется нормальному круговому закону, то можно вычислить разброс векторов ветра по направлению вокруг результирующего. М е ж д у параметром устойчивости ветров q и вероятностью попадания ветров в тот или иной угловой сектор вокруг
результирующего имеется определенная зависимость [69, 148]:
' П(ДЙ) = / ? ( ? ,
Д9).
(46)
В ы р а ж е н и е (46) показывает, что вероятность П(ДЙ) попадания ветров в сектор есть функция величины угла в секторе
AQ и устойчивости ветров по направлению q. Чем больше устойчивость q, тем больше вероятность попадания ветров в заданный
сектор, взятый около результирующего. Наоборот, при малой
устойчивости ветров q вероятность попадания ветров в заданный сектор убывает, а вероятность разброса их вне сектора вокруг направления результирующего возрастает.
Подсчет, выполненный в [69], показывает, что вероятность
отклонения ветров от направления результирующего вектора при
определенных значениях п а р а м е т р а устойчивости q может характеризоваться данными табл. 8.
Вероятность разброса ветров П(£2) вокруг результирующего
вектора представляет к а к бы обеспеченность данного направления результирующего вектора 0 и может быть использована
в практической работе. Например, если данное направление результирующего вектора 0 характеризуется вероятностью попадания 53% в A Q = ( ± 9 0 ° ) (при 9 = 1 0 , % ) , то в практической ра36
Таблица Iff
Вероятность ( % ) попадания ветров в сектор
относительно направления результирующего
вектора
да
д
10
30
50
60
70
75
80
85
90
95
±45°
27
37
46
55
63
67
71
80
88
98
±60°
37
47
59
67
74
77
83
89
95
100
±90°
53
64
75
81
86
89
92
96
98
100
боте т а к а я обеспеченность явно недостаточна, т а к к а к при этом
вероятность попадания ветров в другую половину окружности
почти т а к а я ж е ( 4 7 % ) . Существенно отличными будут практические выводы об обеспеченности данного направления результирующего вектора 0, если вероятность попадания ветров
в А £ 2 = ( ± 9 0 ° ) будет р а в н а 92% (при <7 = 8 0 % ) , ибо вероятность
попадания ветров по направлению в другую половину окружности очень м а л а ( 8 % ) .
Д л я практического расч.ета вероятности скоростей ветров
P ( v ^ V ) или вероятности' направлений- ветров в заданных град а ц и я х Дф, П(ф2—Ф1) функции распределения д л я законов (43)
и (44) преобразуются с той или иной степенью приближения и
могут быть протабулированы. Наиболее полные таблицы этого
рода опубликованы в работе [155], а позднее — в работах [38, 69].
В работе [155] даны номограммы для расчета вероятности
скоростей ветра независимо от направления,- а в [69] — номограммы д л я расчета повторяемости направлений ветров по
8 румбам.
В работах [38, 155] приведены таблицы д л я условия применимости кругового нормального распределения, которые дают
возможность получить вероятность скоростей ветра, равных заданной величине V или меньше ее. Указанные таблицы имеют
два ввода: отношение модуля результирующего вектора ветра
к векторному квадратическому отклонению
(это отношение обозначено через А,) и отношение данной скорости, вероятность непревышения которой находится, к векторному квадратическому отклонению ^
(см. Приложение 1).
37
Когда отсутствуют подробные характеристики ветров, такие,
как в табл. 2, или полученные методом группировки по 8 румбам,
то подсчет параметров рассеяния (векторного квадратического
отклонения а и среднего скалярного квадратического отклонения o s ) может быть сделан, согласно рекомендации Брукса и др.
[147, 148], по закону нормального кругового распределения ветров. По этому закону было найдено соотношение между параметрами q и
а именно
Vr
V.,
А
(47)
vr
Численные значения функции (47) представлены" в табл. 9,
заимствованной из [12]. Этой ж е таблицей можно воспользоваться
д л я вычисления характеристики рассеяния ст.
Таблица
Связь м е ж д у ^ и
я
1
5
10
15
20
25
Vr
ff
113
23
11,3
7,60
5,62
4,44
9
в предположении нормального кругового распределения
я
30
35
40
45
. 50
55
%
а
я
3,08
3,10
2,64
2,32
2,04
1,80
60
65
70
75
80
85
а
~г
1,60
1,41
1,24
1,09
0,93
0,79
я
90
92,5
95
97,5
а
~г
0,64
0,55
0,47
0,37
При <7=0, т. е. У г = 0 , что имеет место при симметричной розе
ветров,
o= - ^ r = l , 1 3 W
У я
(48)
Соотношение (48) вытекает из нормального закона при условии, что к а ж д о е данное значение скорости равно его пульсационному значению — отклонению от результирующего. Последний в частном случае равен нулю.
Удобные номограммы д л я расчета векторного а и скалярного
a s квадрэтических отклонений предложены в работэх [38, 691
(рис. 4). Д л я их построения использована зависимость а от V s ,
q"и %= — - следующего вида:
ч
Связь между
38
у
и q д а н а в Приложении 2.
(49)
Аналогично для скалярного квадратического отклонения
_£i +
А2
(50)
Номограмма
для расчета
характеристик рассеяния a s
имеется в [38].
Весьма несложно и д л я практической дели достаточно точно
м о ж н о рассчитать розу ветров с применением кругового нормального закона.
о
V
/ / // / // А/у / /
/ / t // // / / / у /
/
/
// Л
/
у /t / /
/
/ / /
I / / / / А / А // / i/
/
/
'/ / / / А / /
/
/
//,
/
/
) 1V,/ / /у / у / / / / / •> / /
/
У 37
1 АV
1 ! у / / / / V/ V/
к
у
уу
I, t
V //,/ // /^ /
/
у
/
/
/
/
/ / АА
1 0 / А А у / / / / / / i/ /
у 96
/ / уь / у / / / у /
у
Ш А О А г/ / у // / / / /
У
у
А /
hL
1 АА
у f
ч
'А 1 7, У/ ' •/ / /
30
—
ч
i 7' , /
25
/'
<>
20
*
А Ук А А А
'/ /
к 7/ ъ /,<
у. А
(V
А А/
Ж№
ti / / / /
т т К я V,£// . У /
Ул% 'Л'ЛА / /
А
h А,г/
/
У< г /
1 ё /
У/ 1
уу / У
у
VУ
%
$
10
/
/г
10
Рис.
4.
20
Номограмма
А/
У/
/ /
/
i
/
/
у
/
N
/
>4%
/
-
/
Уs
у
30
для
/
40
50
расчета
векторного
о т к л о н е н и я ст.
60
70 V.
квадратического
Методика вычисления повторяемости направлений ветра по
румбам, средних скоростей и скоростей по г р а д а ц и я м была
предложена в работе [148]. С этой целью ее авторами были составлены таблицы д л я расчета теоретических роз — повторяемости направлений через 20° и скоростей по градациям. Однако
таблицы Брукса и др. оказались очень неудобными в практическом пользовании.
Н о м о г р а м м а для расчета повторяемости направлений ветров
по различным интервалам приведена в [155]. Эта номограмма
представлена на рис. 5. В [69] приведена номограмма для опре39
деления повторяемости направлений ветров, которая позволяет
быстро рассчитать теоретическую розу ветров, но лишь по 8 неподвижным румбам, принятым в аэроклиматической практике
С С С Р . Могут возникнуть задачи, когда распределение по 8 румбам оказывается грубым и требуется детализация вероятности
направлений ветров любой группировки, например по 12 или
18 румбам. В этом смысле номограмма на рис. 5 имеет преимущество перед номограммой из [69].
Повторяемость П(Дф) направлений ветров, заключенных
в румбе с произвольным числом градусов, где Дф=(ф2—<pi), по
номограмме рис. 5 по заданному 0 и q.% определяется в следующем порядке. Изготовляется вспомогательная линейка с делениями через 10° в масштабе ш к а л ы на горизонтальной оси номограммы. Центр линейки обозначается через 0 (исходное значение направления результирующего вектора). При работе центр
линейки совмещается с центральной вертикальной осью номограммы. Вправо от центра на линейке проставляются значения
углов ф в порядке возрастания, а влево — в порядке убывания.
Углы фь фг,- . . . , фь суть границы для k румбов розы ветров.
Д л я 12 и 8-румбовой роз границы у к а з а н ы в табл. 3.
Д а л е е находятся интегральные вероятности (в процентах)
направлений ветра, совпадающих с границами румбов. Д л я
этого вспомогательная линейка перемещается вверх до пересечения рассматриваемой границы румба фг с кривой, соответствующей заданному <7%. Н а к л о н н а я п р я м а я линия, проходящ а я через точку пересечения, определяет искомую вероятность.
Повторяемость направлений ветров в румбе находится к а к
разность интегральных вероятностей ветров, соответствующих
двум последовательным границам румба.
В качестве примера рассчитаем повторяемость направлений
по 8 румбам при направлении результирующего вектора 0 =
= 243° и устойчивости направлений ветров q — 72%. Центр подвижной линейки обозначается через 243°, тогда вправо пойдут
значения ф, равные 253, 263, . . . , 353, 003° до 063°, а влево —
значения ф, равные 233, 223, . . . , 063°. Д л я северного румба
пересечение его границ (ф1 = 23° и фз = 338°) с кривой <7 = 72% соответствует вероятностям 98 и 96%. Разность м е ж д у полученными значениями ( 2 % ) является искомой повторяемостью направлений ветров в северном румбе и т. д.
После проведения расчета значения 0 и ф на вспомогательной
линейке, написанные к а р а н д а ш о м , стираются и она может быть
использована при следующих расчетах с другими исходными 0 и ф.
Пример расчета повторяемости всей 8-румбовой розы д л я
0 = 243°, <7 = 72% дан в табл. 10.
Расчет средних скоростей в румбе может быть произведен
аналогичйо расчету повторяемостей в румбе, если применить
40
Таблица I f f
Р а с ч е т п о в т о р я е м о с т и направлений ветра по 8 р у м б а м
Границы румба, град.
Pofo
П о/0 ( в румбе) . . .
С
св
в
юв
23
98
2
68
99,5
1,5
113
1,5
2
ю
юз
3
293
158
203
248
85,5
6
19,5 56
4 , 5 13,5 36,5 29,5
сз
338
96
10,5
круговой нормальный закон распределения. Исходными параметрами д л я решения принимаются параметр устойчивости q и
_
42
360
340
320
300
•—3*
280
260
240
220
200
180
результирующий вектор Vr, его модуль Vr и направление 0.
В [12, 147] изложена методика расчета повторяемости различных
направлений ветра по румбам, а также повторяемости скоростей
по градациям. Широкого распространения эта методика не
нашла ввиду ее громоздкости. Для расчета средних скоростей
ветра в румбе в предположении применимости кругового нормального распределения следует численно решить функцию f(v)
по двум аргументам — скорости v и направлению ср для 8 заданных румбов. Если f ( v ) —плотность вероятности вектора ветра,
то, по определению, средняя скорость в n-м румбе
- ( я - 1 ) 45°+22,5°
п
j
оо
d<pj f { v ) v d v .
—(п - 1 ) 4 5 ° - 2 2 , 5 °
(51)
О
Vp
На рис. 6 дана номограмма для расчета —
по параметрам
распределения 0 и X. Она была построена А. С.,Марченко. Ниже
приводится пример вычисления средней скорости ветра в румбах
с использованием рис. 6 (Мюнхен, октябрь, z = 6 км, <7 = 72%,
0 = 284°, V r = 10,1 м/сек., 0 = 1 1 , 6 м/сек., 0 f e = 0 + (k—1)45°,
=°'87):
= -тk
Румб 1
1
2
С
284
329
1,02
о
Vv
1
11,8
СЗ
1,30
15,1
3
3
14
1,33
15,5
4
5
ЮЗ
Ю •
104
59
1,13
13,2
6
ЮВ
149
7
В
194
8
СВ
239
0,84
0,66
0,62
0,75
9,8
7,7
7,2
8,7
Н у м е р а ц и я р у м б о в и н а я , ч е м в т а б л . 3.
§ 5. О законе распределения скоростей (модулей) ветра
В настоящем разделе будут рассмотрены статистические закономерности распределения скоростей ветров без учета их направлений. Это значит, что здесь рассматривается лишь колебание длины векторов скорости около ее среднего значения. Распределение скоростей понимается как распределение случайных
существенно положительных величин, ибо отрицательная скорость ветра смысла не имеет.
В метеорологии с очень давних времен делались попытки вы-
вести «всеобщий» закон распределения скоростей ветра. Е щ е
в 1889 г. Б. И. Срезневский [119] показал относительную возможность применения к распределению ветра у земли известного в кинетической теории газов закона М а к с в е л л а . Позднее
неоднократно повторялись попытки найти теоретическим путем
такое распределение ветра, которое бы совпадало с наблюденным [28, 29, 68, 91, 116, 154, 161, 176, 202, 236, 240].
При постановке этой задачи масштабы осреднения выбирались, разные: небольшие при изучении порывистости и значительные при изучении климатических особенностей, осредненных за
месяц и по другим периодам.
Д л я наземных наблюдений (по флюгеру) идея применения
распределения по Максвеллу была оставлена. Опытные данные
не подтвердили соответствия между фактическим распределением и теоретическим главным образом из-за увеличенного
числа штилей у земли по фактическому распределению. Более
близким здесь оказывается распределение по закону Пуассона
[161]. Всевозможные законы распределения ветра у поверхности
земли подробно анализируются в работе Г. А. Гриневича [29].
Н а основании изучения распределения ветров ранее нами
было доказано, что к климатическому распределению скоростей
ветра в свободной атмосфере с успехом может быть применен
закон распределения М а к с в е л л а на плоскости [34, 35]. Применение этого закона для расчета характеристик ветра требует допущения, что все направления движения равновероятны и что
вероятность различных значений компоненты вектора vx (широтной) не зависит от того, какие значения имеет д р у г а я компонента vy (меридиональная). Это означает, что коэффициент корреляции _г = 0. Если, кроме того, учесть, что а х = а у = ^ = , т о ,
к а к это следует из теории вероятностей, закон распределения
М а к с в е л л а на плоскости может быть в ы р а ж е н следующим образом:
f (v) = 2h2ve~h,v\
(52)
где h — п а р а м е т р распределения, у — т е к у щ е е значение модуля
вектора скорости.
По определению (9), средняя с к а л я р н а я скорость
Vs=
со
=
J- vf(v)dv\
0
лучим
подставив
сюда вместо f(v)
функцию (52), по-
00
V, = 2 h * \ v * e - " * d v = ± - Y ^ r
(53)
о
Таким образом, параметр распределения кривой М а к с в е л л а
h является величиной, обратной средней скалярной скорости.
44
Подставив в (53) вместо /г2 его значение — у ,
напишем окон-
чательное в ы р а ж е н и е д л я распределения М а к с в е л л а
ренциальной форме
я / у \2
в диффе-
и в интегральной форме
_JL / р \2
Я(т»<10 = 1 - е
,
ТЕ /
/>(<»> У) = в
4
(55)
О . \2
'
.
(56)
. При условии, что результирующий вектор Уг = 0, плотность
в е р о я т н о с т и • / ( v ) следует закону М а к с в е л л а , форма которого является частным случаем закона нормального кругового распределения или обобщенного закона Р ё л е я
=
(57)
Использование закона М а к с в е л л а в форме (57), представляющего частный случай закона Р е л е я (43), д л я практических расчетов не рекомендуется. Причину этого легко понять, ибо д л я расчетов по формуле (57) необходимо использование двух параметров распределения: а и Vs. Кроме того, проверка применимости закона М а к с в е л л а п о к а з а л а , что в форме (57) он соответствует действительному распределению ветров и при условии,
2
когда а ф — ^ V s . Это означает, что форма закона М а к с в е л л а
уи
'
(55), предложенная в [34, 35], применима независимо от того,
подчиняется или нет рассеяние векторов круговому нормальному
закону.
Характерной особенностью этого распределения, написанного в форме (54) и (56), является требование знания одного
лишь п а р а м е т р а средней скорости — Vs. Эта характеристика, к а к
мы видели, является наиболее простой и при аэроклиматических
исследованиях определяется в первую очередь. Аналитическая
простота этого однопараметрического закона и его большая точность д а ю т возможность быстро и просто решать многие в а ж н ы е
практические задачи, которые ставятся перед аэроклиматологией ветра.
З а к о н М а к с в е л л а является частным случаем распределения
®{<o) = Avme~av"
(58)
45
при а = 1 , у —1-=-2. В приземном слое атмосферы скорость ветра
подчиняется другому частному закону, вытекающему из (58).
Д л я этих условий были проведены исследования JI. С. Гандиным и JI. Е. Анапольской [2].
Оценка оправдываемости применимости закона М а к с в е л л а
к расчету распределения ветров в атмосфере была выполнена
ранее [34, 35]. К р а т к о перечислим основные результаты.
Х а р а к т е р спектра скоростей ветра в верхних слоях атмосферы не ограничен какой-либо величиной скорости. М о ж н о
т а к ж е ожидать, что скорость ветра является случайной величиной и д о л ж н а оцениваться с той или иной степенью обеспеченности. Л и ш ь в приземных слоях и, вероятно, в слоях, охваченных
бризовой, горно-долинной или иной локальной циркуляцией, распределение ветра будет с трудом апроксимироваться каким-либо
единым статистическим законом.
Таблица
11
П о в т о р я е м о с т ь ( % ) с к о р о с т е й ветра по г р а д а ц и я м
Градации с к о р о с т н о м / с е к .
Повторяемость
т}*
1
1
7О
о>
7
I1
(N
ю
Градации скорости, м/сек.
а>
(М
[
v
s
(N
1
о>
7о
о
!
7
CN
v
a
О
<N
Москва
Январь
Июль
0,1 к м н а д з е м н о й
фактическая .
Расчетная
. .
Д
24
33
—9
6 3 12
51 15
+ 12 — 3
поверхностью
6,4
1
1
0
36
59
5
0
40
4 9 10
1
—4 + 1 0 —5 —1
0,5 к м н а д з е м н о й п о в е р х н о с т ь ю
Фактическая .
Расчетная
. .
Д
12
12
0
33
36
—3
34
30
+4
14
16
—2
6
5
+ 1
1
1
0
10,5
25
26
—1
49
48
+ 1
Минск
Июль
0,1 к м н а д з е м н о й
.
.
14
24
10
60 2 4
47 2 3
+ 13 + 1
2
5
—3
0
1
—1
0,5 км н а д земной
Фактическая .
Расчетная
. .
......
А
;
33
9
32
12
—3 + 1
32
30
+2
1
1
0
\
Январь
Фактическая
Расчетная
.
Д
3
22
21
4
+ 1 —1
20
17
+3
6
6
0
поверхностью
7,6
22
6 3 15
0
31
5 1 16
2
—9 + 1 2 —1 —2
0
0
0
поверхностью
0 11,0
2
—2
24
24
0
47
47
0
25
4
23
5
+ 2 —1
0
1
—1
В табл. 11 приведены повторяемости (в процентах) д л я различных градаций скорости, полученные непосредственным подсчетом из многолетнего р я д а наблюдений и по расчету по (55).
46
Легко видеть по этим данным, что вблизи земли разность между
повторяемостью, вычисленной по фактическим и расчетным данным, значительная. Но у ж е с уровня 0,5 км имеет место сравнительно хорошее совпадение этих величин. Как известно, примерно к этому уровню вектор ветра достигает некоторого максимума и оказывается равным градиентному.
P(v)%
Рис.
7.
Вероятность скоростей ^ 3 0 м/сек.
личных скоростях ветра.
1 — расчетная
вероятность, 2 — вероятность,
по фактическим н а б л ю д е н и я м .
при
раз-
подсчитанная
Хорошее согласие между фактической вероятностью скоростей ветра и расчетной иллюстрируется рис. 7. На этом рисунке
по оси ординат указаны вероятности (%) того, что скорости
ветра будут превышать 30 м/сек., а по оси абсцисс — средняя
скорость ветра (м/сек.). Точки на графике представляют собой
данные наблюдений различных аэрологических станций СССР и
зарубежных стран для высот от 4 до 16 км. Сплошная линия построена по интегральному распределению Максвелла (56). При
расчете функции P(v) были взяты значения средней скорости Vs
от 0 до 33 м/сек. Расположение кривой и точек на рис. 7 позволяет судить о том, что фактическая вероятность, взятая произвольно для различных высот, месяцев и станций, равномерно и
достаточно кучно распределяется около теоретической кривой.
В диапазоне значений Vs от 10 до 28—29 м/сек. обнаруживается
различие в пределах лишь 1—5%.
Имеющийся разброс точек фактической вероятности может
происходить из-за неточности ее определения, так как при таких
47
сравнительно больших скоростях ( У ^ З О м/сек.) щаропилотные
и " д а ж е радиопилотные наблюдения на отдельных станциях являются нерепрезентативными.
В табл. 12. по данным 10-летних наблюдений д л я Свердловска приведены расчетное и фактическое распределения скоростей ветра. Распределения представлены в дифференциальной
форме через 2 м/сек.
Таблица
12
П о в т о р я е м о с т ь (%.) с к о р о с т е й ветра по г р а д а ц и я м через 2 м/сек.
по ф а к т и ч е с к о м у р а с п р е д е л е н и ю и по з а к о н у М а к с в е л л а
С в е р д л о в с к , я н в а р ь , 1,5 к м , V s = 1 2 , 4 м/сек.,
п=897
Градации скорости, м/сек.
Повторяемость
0,1-2
3-4
5-6
7-8
Фактическая
0,9
Расчетная
5,4
Д . . . . . +4,5
3,6
7,0
+3,4
7,3
10,0
+2,7
13.2
12.3
—1,2
9-10
13,7
.11,5
—2,1
11—12
11,8
11,9
+0,1
13-14
15-16
17—18 19-20
11,7
10,9
—0,8
10,1
8,8
—1,3
7,0
5,7
6,8
5,4
- 0 , 2 —0,3
Градации скорости, м/сек.
Повторяемость
Фактическая
Расчетная
Д . . . .
21-22
23-24
25-26
27—28
29-30
31-32
33-34
35-36
4,0
3,6
-0,4
4,0
2,8
—1,2
2,3
1,7
—0,6
2,3
1Д
-1,2
1,3
0,7
-0,6
0,3
0,3
0,0
0,2
0,2
0,0
0,1
0,1
0,0
ОД
0,1
0,0
Хорошее совпадение расчетного распределения с фактическим можно установить и д л я распределения скоростей ветра
внутри отдельных румбов. Это значит, что распределение скоростей ветра внутри группировок имеет тот ж е характер, что и распределение ветров независимо от направления. Д л я западного и
восточного румбов ветра д л я Москвы на высоте 8 км на основании соответствующих этим румбам многолетних средних скоростей была рассчитана вероятность различных значений скорости.
К а к видно из рис. 8, совпадение ее с фактической вероятностью
очень хорошее, особенно при большом числе случаев, как, например, для западного румба.
Применение теоретического распределения М а к с в е л л а показывает, что в аэроклиматических исследованиях ветра с точностью, требуемой д л я практики, можно ограничиться лишь средней величиной скорости Vs, подсчитанной независимо от направления ветров, либо использовать среднюю скорость по румбам
Vp. Кривые распределения на основании тех или иных средних
могут быть получены расчетным путем.
Расчет вероятности P ( v ^ V ) скоростей больше 30 м/сек.,
( ^ 1 0 8 км/час), характерных д л я струйных течений [41], представляет большой практический интерес.
48
'
П о л о ж и в в формуле (56) v = 30 м/сек., находим P(v) д л я различных Va — от 0 до 30 м/сек. В табл. 13 приводятся средние (месячные или по другим периодам) скорости ветра Vs, соответствующие различным значениям P(v ^ 3 0 м/сек.).
Таблица
13
С о о т н о ш е н и е м е ж д у в е р о я т н о с т ь ю с к о р о с т е й P(v > 3 0 м / с е к . ) и с р е д н е й
с к о р о с т ь ю по з а к о н у М а к с в е л л а
10
Р°1 о • • •
м/сек.
17,4
20
21,0
30
40
45
50
24,1
27,
29,7
31,9
м/сек.
Рис.
8. Суммарная вероятность скоростей ветра различных
значений для двух румбов. Москва. Февраль, 8 км.
1 — расчетные
данные,
II — наблюденные данные;
2 — восточный румб.
1 — западный
румб,
Н а рис. 9 дается номограмма, п о з в о л я ю щ а я с достаточной
точностью получить вероятность (в процентах) P ( v ^ V ) любых
значений скорости по заданной средней скорости ветра Vs.
Н а оси^абсцисс этой номограммы отложена средняя скорость
V,, кривые линии дают распределение вероятностей скоростей
ветра, больших У. Ж и р н ы е линии представляют собой интегральные кривые вероятности скоростей, больших У и кратных 5. По
оси ординат отложена вероятность в процентах. И з статистики
известно, что д л я получения полного спектра распределения
с такой ж е достоверностью, к а к и д л я подсчета средней, требуется значительно более длинный р я д наблюдений. Поэтому
может оказаться, что имеющийся фактический материал не
обеспечивает н а д е ж н ы х значений вероятностей скоростей ветра
различных градаций, в то время к а к д л я средней скорости дан4
И.
Г.
Гутерман
49
ных оказывается достаточно. Очевидно, и в этом случае целесообразнее воспользоваться предлагаемой номограммой. В а ж н о
учесть, что трудоемкость работы по вычислению фактических вероятностей очень велика ( д а ж е машинным путем). Наконец, следует учитывать, что более точное значение средней соответствует более точному распределению, вычисленному по теоретическому закону.
Д а н н ы е рис. 7 указывают на одну особенность, вытекающую
из сопоставления фактических и расчетных распределений скоростей. Именно, при средних скоростях ветра Vs более 28 м/сек.
фактическое распределение не совпадает с расчетным. Это проявляется в том, что максимальное модальное значение функции
по расчету оказывается смещенным в сторону малых скоростей
ветра. Интегральная вероятность д л я скоростей, больших з а д а н ной величины, по фактическим подсчетам оказывается больше,
чем по распределению М а к с в е л л а . Например, на рис. 7 точки,
характеризующие вероятность скоростей ^=30 м/сек., л е ж а т
выше расчетной кривой. Отсюда был сделан вывод, что применение закона М а к с в е л л а ограничено средними скоростями
ветра, не превышающими 28—30 м/сек. [34, 35].
В дальнейшем [71] было показано на основании сравнения
теоретического расхождения законов М а к с в е л л а и Р е л е я (при
У г ф 0 ) , что применение закона М а к с в е л л а в форме (55) —
(56) не следует ограничивать диапазоном средних скоростей V s < 3 0 м/сек. Такое ограничение следует принимать во внимание лишь при расчете вероятностей P{v~^s30 м/сек.). В случае
ж е когда средние скорости ветра V s > 3 0 м/сек., применение закона М а к с в е л л а возможно д л я расчета вероятности скоростей,
равных величине средней скорости или превышающих ее. Н а пример, при У ^ 4 0 м/сек. можно с достаточной для практики
точностью рассчитать
вероятность P(v
40 м/сек.),
при
V s ^ 5 0 м/сек. — P ( v ^ 50 м/сек.) и т. д. В [71] рекомендуется
принять за критерий применимости закона М а к с в е л л а в форме
(56) соотношение
С помощью распределения <Максвелла можно т а к ж е вычислить максимальные скорости ветра. Фактически наблюденные
максимальные скорости ветра часто являются неудовлетворительными. У ж е указывалось на то, что из-за исключения случаев с большими скоростями ветра кривая повторяемости по
г р а д а ц и я м (распределения плотности вероятности) не имеет
плавного хода, на ней появляются провалы, изломы, обусловленные систематически случайными причинами (диапазоном рабочих углов радиолокатора, ограничением наблюдений по дальности видимости и т. д.).
; По этим ж е причинам нельзя получить правильные представления о максимальных скоростях по территории. Кроме того,
50
30 V5 м/сек.
Рис. 9.
4*
Номограмма для расчета вероятностей скоростей
различных значений по средней многолетней скорости.
ч
ветра
обычно этому мешают неоднородность рядов, различия в метод а х наблюдений и пр. Максимальные скорости на двух станциях, расположенных в сравнительно однородных циркуляционных условиях, сопоставить подчас невозможно. Эта характеристика может оказаться случайной и ненадежной, и поэтому д л я
практических целей целесообразно использовать расчетные максимальные скорости.
Целесообразность и возможность расчета максимальных скоростей ветра по данным флюгера в климатологии с использованием статистических законов наиболее исчерпывающе показаны
в работе JI. Е, Анапольской и JI. С. Гандина [2].
Применительно к з а д а ч е о максимальной величине скорости
ветра, т. е. к квантилям У р малых значений вероятности
может быть применен т а к ж е закон М а к с в е л л а по формуле (56). В этом случае з а д а ч а д о л ж н а решаться относительно
v д л я заданных значений P(v) и Vs. По этой формуле находятся
скорости, которые с вероятностью 1 — P { v ) не превысят УМаксД л я конкретных з а д а ч практики могут быть з а д а н ы любые квантили, соответствующие малым вероятностям, например
P(V>v),
равным 0,1, 0,05, 0,025 и 0,01 %.
И з формул (55) и (56) следует линейность связи между средней скоростью Vs и максимальной скоростью УМако- Она выраж а е т с я прямыми, угловые коэффициенты которых k будут определяться величинами з а д а в а е м ы х вероятностей P(V).
Решение
(56) Дает
откуда
VuaKC=\,7V-l
gPVs.
(59)
Здесь k = l,7 У—lgP,
a P(V) выражено в долях единицы. Н а пример, д л я Р ( V ) = 0 , 0 1 % , т. е. 0,0001, £ = 3,4.
Вероятность наблюдения одного случая максимальной скорости Данной величины УМако будет определяться числом наблюдений п в данном месяце (году) и числом лет т. Поэтому вероятности P(V) легко перевести в величины т, показывающие,
за сколько лет независимо от месяца или за сколько лет в пред е л а х календарного месяца наблюдается один случай скорости
ветра, превышающей найденное УМакё. Величина т связана
с вероятностью P(V)
соотношением т =
• Например, если
на станции аэрологические наблюдения проводятся 3 р а з а
в сутки, то за месяц п будет равно 90. При заданной вероятности
Р ( У ) =0,01,% найденная У ма кс будет наблюдаться в данном месяце 1 р а з в 110 лет. Когда по условиям задачи нет необходимости конкретизировать месяц, в котором может быть отмечена
д а н н а я м а к с и м а л ь н а я скорость, то п д о л ж н о соответствовать
52
числу наблюдений за год. Тогда в нашем примере т = 9 . Это
значит, что искомая УМакс будет наблюдаться примерно 1 р а з
в 9 лет в любом из месяцев в году. Очевидно, в этом случае F s
берется равной средней годовой скорости ветра.
Расчет максимальных скоростей ветра любых квантилей дает
первое приближение к действительному распределению максимальных скоростей, которое может быть получено из наблюдений с такой ж е вероятностью..
В недалеком будущем, когда благодаря внедрению новых
методов зондирования будет повышена точность определения
скорости ветра, особенно при больших скоростях, и когда, кроме
того, будет достигнута регулярность наблюдений максимальных
скоростей на всех высотах, можно надеяться на усовершенствование методики построения карт этой характеристики.
§ 6. Особенности климатической обработки наблюдений
над ветром
С развитием аэрологических наблюдений возникла новая отрасль знаний о климате свободной атмосферы —• аэроклиматология. Ее главным содержанием является всестороннее и быстрое ^обобщение накопленного огромного числа наблюдений
в связи со значительным ростом за последнее десятилетие сети
зондирующих станций. Обработка данных оказывается возможной только с применением счетно-аналитических и электронных
вычислительных машин [57].
Многолетние характеристики ветра к а к основного элемента
к л и м а т а свободной атмосферы вычисляются на стандартных высотах и главных изобарических поверхностях, а т а к ж е д л я слоев
и уровней, наиболее в а ж н ы х д л я изучения атмосферных процессов. К таким слоям и уровням относятся: тропопауза, слои инверсий и изотермии, уровни максимальных значений скорости
ветра и др.
В качестве основных исходных данных д л я аэроклиматологических исследований используются результаты подъемов радиозондов. Этот вид наблюдений в настоящее время является самым
массовым. В результате радиозондовых наблюдений получают
сведения о распределении температуры, давления, относительной влажности. Если за полетом радиозонда проводить оптическое или радиолокационное наблюдение, то можно получить
т а к ж е данные о ветре.
Обычно обработка аэрологических данных о ветре проводится отдельно по станциям. Могут быть сделаны обобщения по
крупным районам и в целом по полушарию для решения конкретной задачи, как, например, д л я подсчета параметров д л я
модели стандартной атмосферы [38].
Наблюдения над ветром свободной атмосферы в аэроклима53
тических целях обобщаются за месяц, сезон и в целом за год за
период 10 или 15 лет. Иногда из-за отсутствия наблюдений допускается обработка данных за 5 лет, хотя такой период д о л ж е н
быть признан недостаточным.
/'
Наиболее распространенным методом наблюдений ветра до
недавнего времени я в л я л с я метод Шаров-пилотов. Такие наблюдения практически были начаты в 20-х годах нашего века.
В С С С Р внедрению этого метода способствовали труды
П. А. Молчанова [81]. Шаропилотные наблюдения проводятся и
сейчас на очень большом числе станций, главным образом д л я
определения высоты нижней границы облаков и более детального изучения нижнего слоя тропосферы.
Существенным недостатком шаропилотных наблюдений явл я е т с я то, что они ограничены высотой нижней границы облаков.
По этой причине климатические характеристики, полученные
в результате, обработки шаропилотных наблюдений, о т р а ж а ю т
главным' образом условия ясных дней. Кроме того, точность характеристик ветра, полученных по шаропилотным наблюдениям,
с высотой резко снижается из-за систематического убывания
числа наблюдений на верхних уровнях.
В 1945—1950 гг. стали широко применяться радиопилотные
наблюдения, которые позволили получить характер распределения ветра до значительных высот при разнообразных условиях
погоды. Этот метод лишен свойственной шаропилотному методу
избирательности. Некоторое уменьшение числа наблюдений
с высотой при этом происходит за счет исключения случаев
с большими скоростями ветра. Незначительное уменьшение числа
случаев с высотой, допускаемое и этим методом, присуще всем
видам наблюдений и по сей день. Л и ш ь в Японии, где наблюдаются исключительно большие скорости ветра, делается попытка ликвидации этого недостатка путем использования метода
последовательного перехвата ш а р а радиолокационными станциями, расположенными на пути сноса ш а р а [142].
С момента появления радиопилотных наблюдений проводились исследования характера ошибок, допускаемых при этом
методе наблюдений. Они показали достаточно хорошую надежность радиолокационных ветровых наблюдений. Особенно улучшились они в результате применения, активных излучателей,
б л а г о д а р я которым повысилась устойчивость сигналов и возросла точность определения угловых координат.
- Климатические характеристики ветра, полученные из наблюдений обоими методами, имеют различия. Последние обусловлены не только условиями погоды, при которых возможно
осуществить к а ж д ы й из методов, но еще и причинами систематического характера. Остановимся на этом подробнее. При
радиопилотных наблюдениях используются оболочки больших
размеров, при . которых - вертикальная скорость значительно
больше, чем при шаропилотных наблюдениях. При этом большие
оболочки достигают тех ж е уровней за меньший отрезок времени, чем м а л ы е оболочки, и поэтому дольше сохраняются в поле
оптической или радиолокационной видимости. Это значит, что
шаропилотные наблюдения д а ж е в ясную погоду достигают
Меньших высот, а если достигают той ж е высоты, то в случаях
меньших скоростей ветра.
Вертикальная скорость шаров при подъеме радиозонда или
радиопилота обычно составляет около 300—400 м/мин. При ш а ропилотных ж е наблюдениях вертикальная скорость полета
ш а р а в среднем составляет 200 м/мин. Более значительные вер,тикальные скорости шаров д о л ж н ы приводить к большему осреднению характеристик ветра по вертикали. Такие детали вертикального распределения ветра, к а к случаи резкого вращения,
сильного изменения скоростей в слоях малой толщины, не могут
быть зафиксированы радиопилотом. Отсюда возникают существенные различия в результатах обработки для нижних слоев
атмосферы.
Радиолокационные наблюдения оказываются неудовлетворительными д л я нижних 1—1,5 км еще по другой причине. В связи
с тем, что минимальная дальность, с которой могут начинаться
наблюдения, равна 1—2 км, очень часто нижние слои остаются
неосвещенными. Чтобы иметь данные о ветре в этом слое в ясную погоду или при высокой облачности, организовывалось
параллельное оптическое визирование ш а р а с радиозондом при
помощи теодолита. В настоящее время этот недостаток при
радиолокационных наблюдениях хотя и ликвидирован, но не
полностью. Наблюдения, проводимые с активным излучателем,
начинаются непосредственно от поверхности земли, т. е. с нулевого значения наклонной дальности. Однако и данный способ
радиопилотных наблюдений является недостаточно удовлетворительным д л я характеристики ветра в нижнем приземном слое.
В первые минуты угловые смещения велики и определение угловых координат ш а р а (вертикального и горизонтального углов)
из-за малой маневренности приемника и антенной системы р а диолокационной станции производится неточно.
Таким образом, большая вертикальная скорость полетарадиозонда (350—400 м/мин.) и значительные ошибки в определении угловых координат в первые минуты наблюдения приводят
к тому, что ветер в приземном слое атмосферы определяется
методом радиопилотных наблюдений, вообще говоря, менее
точно, чем методом шаров-пилотов. В то ж е время известно, что
в приземном слое происходят наибольшие изменения вектора
ветра с высотой. В частности, в этом слое л е ж и т уровень о б р а щения ветра в его суточном ходе [107].
Отсюда ясно, что при аэроклиматическом обобщении целесообразно о б р а б а т ы в а т ь совместно результаты наблюдений ветра
55
обоими методами. Оптический шаропилотрый метод определения
скорости и направления ветра в силу избирательности дает однобокое, нерепрезентативное представление о режиме ветра на
верхних уровнях [33]. М о ж н о ожидать, что режим ветра в ясную
или малооблачную погоду будет иным, чем в пасмурную погоду.
Различными будут не только скорости ветра на соответствующих высотах, но в еще большей степени характер изменения
ветра с высотой, его вращение по направлению и прирост скорости. Метод радиопилотных наблюдений, наоборот, в верхних
слоях дает хорошие результаты, и полученные здесь характеристики более репрезентативны, чем по данным шаров-пилотов.
Чтобы оценить степень искажения климатических характеристик ветра за многолетний период по данным, шаров-пилотов,
рассмотрим некоторые экспериментальные материалы по Москве.
В табл. 14 приведены данные многолетних характеристик ветра,
Таблица
14
С р е д н и е с к о р о с т и ветра ( м / с е к . ) в ясные и п а с м у р н ы е д н и
Я с н ы е дни
В ы с о т а , км
Флюгер
0,5
12
4
6
8
10
14
18
Пасмурные дни
зима
весна
лето
осень
зима
весна -
лето
осень
4
10
12
13
17
21
23.
24
22
18
4
8
9
10
13
15
17
16
13
12
3
7
8
9
И
13
16
18
12
6
3
8
10
10
11
13
15
16
15
9
4
11
12
14
16
18
20
19
20
20
4
9
9
И
14
16
18
18
14
13
4
8
9
10
И
13
16
17
13
9
4
9
11
12
14
17
20
20
14
10
полученные из обработки двух рядов наблюдений, а именно: д л я
случаев с ясной и малооблачной погодой (шаропилотные наблюдения) и д л я дней только с пасмурной погодой (радиопилотные н а б л ю д е н и я ) .
Д л я зимы и осени т а к а я "оценка наиболее в а ж н а , ибо в эти
сезоны число облачных дней велико. К а к показывают данные
т а б л . 14 и 15, различия в полученных характеристиках ветра
весьма значительные. Средние скорости ветра в ясные дни, за
исключением зимы, меньше, чем в пасмурные дни. Особенностью
распределения скоростей в ясные дни зимой является более
сильное возрастание их с высотой. Велики различия и в направлениях ветра. Зимой в ясные дни наибольшую повторяемость
имеют северные и северо-восточные ветры, которые и обусловл и в а ю т более сильные средние скорости в эти дни. Повторяе56
мость западных ветров на всех высотах в ясные дни м а л а ,
а юго-западные практически не наблюдаются. В пасмурные дни
преобладающими ветрами являются, наоборот, западные и югозападные. Таким образом, в ясные дни преобладают ветры с северной составляющей, а в пасмурные дни — с южной.
Таблица
Повторяемость направлений ветра ( % ) в ясные и пасмурные дни
Высота,
км
Тип погоды
с
св
в
15
ЮВ
ю
юз
3
сз
Лето
0,5
Ясно
Пасмурно
28
17
13
12
4
11
2
8
8
8
13
12
15
15
17
17
2
Ясно
Пасмурно
31
17
4
8
2
6
3
9
8
11
14
12
18
21
20
16
5
Ясно
Пасмурно
36
16
0
6
1
6
3
8
13
11
10
14
22
19
15
20
9
Ясно
Пасмурно
34
15
1
8
1
7
4
11
12
10
8
12
23
18
17
19
14
Ясно
Пасмурно
14
7
2
3
0
1
0
10
7
19
15
19
32
32
30
9
0,5
Ясно
Пасмурно
28
21
8
4
1
2
8
6
7
11
3
19
20
19
25
18
2
Ясно
Пасмурно
35
14
14
5
3
3
3
0
0
9
4
25
И
25
20
19
5
Ясно'
Пасмурно
39
17
22
8
4
4
0
0
3
6
0
21
И
24
21
20
9
Ясно
Пасмурно
30
24
30
12
7
5
0
1
0
4
2
14
14
20
17
20
14
Ясно
Пасмурно
88
7
0
,0
0
0
0
7
0
' 14
12
36
0
22
Зима
7
7
Зависимость скоростей от направления видна из табл. 16.
Оказывается, что почти все ветры, повторяемость которых велика, а именно: южные, юго-западные, западные и северо-западные, являются наиболее сильными в пасмурные дни. Северные и
северо-восточные ветры оказываются самыми сильными при условиях ясного неба, а восточные и юго-восточные — самыми
слабыми. _ Разность средних скоростей этих ветров достигает
10—12 м/сек.
57
Известно, что более точные и сравнимые климатические характеристики на разных станциях получаются по данным одних
и тех ж е рядов — однородных по числу лет и по периоду [77, 113].
Приведение разных рядов к единому в аэроклиматических разработках ветра пока не проводится. Причинами этому являются:
о б щ а я недостаточность наблюдений на подавляющем
большинстве станций, наличие еще не исследованных до конца систематических и случайных ошибок наблюдений ветра, неравноточность применяемых методов и т. д.
Таблица
Средние с к о р о с т и
ветра
( м / с е к . ) по р у м б а м
облачности. Год
при различных
16
условиях
Высота, к м
Румбы
Условия облачности
0,5
2
6
10
с
Ясно
Пасмурно
8,1
8,5
10,8
10,7
18,8
15,9
20,1
19,1
св
Ясно
Пасмурно
6,8
6,1
10,2
8,2
16,9
15,4
. 18,2
18,0
в
Ясно
Пасмурно
6,4
7,8
12,0
13,4
~ 12,4
14,8
юв
Ясно
Пасмурно
7,7
9,6
9,7
10,0
10,3
14,7
8,4
19,7
ю
Ясно
Пасмурно
7,3 6,2
10,0
10,2 ,
15,3
15,7
11,6
юз
Ясно
Пасмурно
8,9
9,5
9,6
13,2
14,6
17,3
20,0
3
Ясно
Пасмурно
8,6
9,8
10,6
11,8
14,0
17,7
17,3
Ясно
Пасмурно
8,7
9,4
11,0
12,0
14,8
17,1
19,0
сз
8,8 • 8,8
16,6
16,6
16,7
18,6
Д л я обеспечения необходимой точности средних и вероятностных аэроклиматических характеристик ветра на высотах
•требуется, чтобы число наблюдений (и число л е т ) , взятое для
осреднения, достигало определенной величины.' Известно, что,
чем меньше изменчивость элемента (в данном случае ветра) во
-времени и чем меньшую точность мы требуем от средних характеристик, тем меньшее число случаев (и лет) может быть использовано для осреднения [59, 70, 77]. Необходимо т а к ж е , чтобы
число лет и число наблюдений на верхних уровнях не слишком
резко отличались от соответствующих числа лет и числа случаев
.58
на нижних уровнях, иначе климатические характеристики разных уровней будут несравнимыми, хотя на к а ж д о м уровне в отдельности они будут получены из достаточного числа случаев.
Однако применительно к аэрологическим наблюдениям такое
требование выполнить трудно. Уже был подчеркнут факт убывания числа наблюдений с высотой, которое объясняется условиями более низких температур, усилением ветра, облачностью,
предельной оптической видимостью и предельной дальностью
локации. В связи с этим в аэроклиматологии возникает з а д а ч а
о сравнимости данных разных уровней, решение которой осуществляется путем накопления наблюдений и усовершенствования,
методов. Но независимо от этого, так ж е как и в климатологии,
получить полностью сравнимые ряды невозможно. Поэтому прибегают к методу приведения короткорядных наблюдений к длиннорядным, широко используемому в климатологии (см., например, [77, 115]).
Д л я обработки, ветра подобное приведение осуществляется
с помощью метода разностей. С помощью этого метода, в той
постановке, как он был впервые предложен [257, 258], а т а к ж е и
в'усовершенствованном виде, предполагается восстановить картину ветра д л я облачной погоды на не достигнутых шаром-пилотом высотах при использовании изменения ветра по наблюдениям в ясные дни. Теория метода разностей исходит из идеи
о возможности переноса характера изменения вектора ветра
в ясные дни на дни с облачностью. При этом допускается, что
изменение вектора ветра по вертикали зависит от условий погоды меньше, чем величина самого вектора. Такое предположение ограниченно, ибо, как было показано выше, в ясные дни, т. е.
обычно при антициклонических условиях, и в облачные и
в дождливые дни, т. е. обычно в условиях циклонических, х а р а к тер изменения ветра с высотой различный [80].
Д л я экстраполяции данных на более высоких уровнях и исключения систематической ошибки в характеристиках ветра,
обусловленной недостатком метода шаров-пилотов, было предложено обрабатывать их с применением т а к называемых разностей [258].
Рассмотрим метод разностей подробнее. Если обозначить
приводимую характеристику
(скорость ветра,
направление
ветра) д л я двух уровней (нижнего а и верхнего Ь) через А в В,
а число случаев на них через N и п, то средние характеристики
на этих уровнях будут:
N
AN
в
=
==
п ~w
~Nл г 2 ' А
1
П
2
B
(60)
i
59
причем n<N, Обе средние из-за различия в числе случаев в какой-то мере мало сравнимы. Более сравнимыми будут средние
из одинакового числа случаев п. Д л я нижнего уровня это будет
п
А п = - ~ ^ Л А 1 . Но при малом числе случаев п средние могут оказаться ненадежными. Поэтому нужно получить новую среднюю
на уровне Ь, воспользовавшись д л я этой цели разностями из п
случаев,
Ai-Bi
= A(ab)l,
(61)
тогда
я
L
N —п
2 ^ + 2
1
к
(62)
где
л
есть приведенная характеристика д л я верхнего уровня. Соотношение, полученное д л я новой средней BN, верно в предположении, что
An — BN = Att — Вп = Д (ab) = const,
откуда
BN = AN-T(ab).
(64)
Последнее соотношение означает, что приведенная.^ средняя
на верхнем, уровне равна разности между средней на нижнем
уровне, полученной по полному ряду N, и средней из разностей
характеристик на обоих уровнях, полученных из имеющегося на
верхнем уровне числа случаев п.
Применимость метода разностей была испытана специальной
разработкой климатических характеристик трех экспериментальных рядов наблюдений ветра по Москве [40]. Первый экспериментальный ряд был получен на основании обработки шаропилотных наблюдений, проведенных в ясные дни. Сюда ж е были
включены наблюдения, ограниченные высотой нижней границы
облаков. Такой р я д назван «избирательным» рядом. Он получен
искусственно из регулярных радиопилотных наблюдений путем
отбора соответствующих случаев. Распределение числа случаев
по высотам в избирательном ряду в общем д о л ж н о совпадать
с распределением, которое могло бы быть получено в результате
л и ш ь шаропилотных наблюдений, когда они ограничиваются высотой облаков. З а т е м были найдены характеристики ветра на,
основании числа наблюдений полного ряда, т. е. такого, в который вошли регулярные наблюдения, проведенные независимо от
60
условий погоды и облачности. И, наконец, были получены климатические характеристики ветра из обработки наблюдений с применением метода разностей. Этот р я д наблюдений н а з в а н «приведенным» рядом.
Характеристики ветра (средние скорости и повторяемость
различных направлений), обработанные по у к а з а н н ы м выше
трем р я д а м с целью получения ответа на вопрос о применимости
метода разностей в аэроклиматологии, приведены в т а б л . 17 и
на рис. 10.
Таблица
17
С р е д н и е с к о р о с т и ветра ( м / с е к . ) по трем р я д а м н а б л ю д е н и й
И км
Ряд
0,5
2
4
5
7
8
9
12
14
13
14
16
17
16
18
,18
22
20
21
20
20
23
19
20
24
10
14
14
12
15
16
16
17
18
15
18
20
17
18
20
10
11
И
10
12
12
11
15
15
14
16
17
15
17
16
14
13
16
15
14
16
19
17
17
20
" 18
1
З и м а
Избирательный
Полный
Приведенный
.
.
.
. . . .
11
11
И
12
12
13
Весна
Избирательный
Полный
Приведенный
.
. . .
.
.
.
9
9
9
9
9
10
9
11
11
Лето
Избирательный
Полный
. . .
Приведенный
.
8
8
8
8
9
8
9
10
9
18
Осень
Избирательный
Полный
. . .
Приведенный
.
9
9
9
11
11
11
12
12
12
—
20
20
Зимой скорости по данным полного р я д а наблюдений в средней тропосфере (2—5 км) больше, чем по данным шаропилотного избирательного ряда. Однако на верхних уровнях (выше
6—7 км) средние скорости по приведенному (экстраполированному) ряду больше, чем средние скорости по полному ряду, на
1—2 м/сек. Весной почти на всех высотах скорости по щаропилотному избирательному ряду меньше, чем средние скорости по
данным полного р я д а ; в то ж е время средние скорости по приведенному ряду совпадают со скоростями по полному ряду или
превышают их на 1—2 м/сек. Летом скорости по приведенному
ряду на всех высотах равны скоростям по данным полного ряда,
а скорости по избирательному ряду сильно занижены : —
61
2
3
М: >—• 10%
Р и с . 10. Р о з ы в е т р о в д л я з и м ы й л е т а н а р а з л и ч н ы х
высотах, о б р а б о т а н н ы е по трем р я д а м
наблюдений.
а — з и м а , б — л е т о ; / — полный ряд наблюдений, 2 — приведенный ряд наблюдений, 3 — выборочный ряд наблюдений.
до 3—4 м/сек. Такое ж е соотношение скоростей наблюдается
осенью.
с'
Очень велики различия в режиме направления ветров, представленных повторяемостью по 8 румбам по данным трех рядов
наблюдений. На рис. 10 показаны розы ветров, построенные по
трем рядам наблюдений. Зимой по данным избирательного ряда
- наблюдений преобладают ветры лишь двух-трех румбов: югозападного, западного и северного. Не лучшими оказываются
результаты с применением метода разностей: здесь преобладают
ветры северного и северо-западного румбов. Действительный ж е
режим ветра, как об этом можно судить по данным полного
ряда, характеризуется почти равномерной розой ветров на большинстве высот. Малую повторяемость имеют лишь восточные
ветры.
Данные табл. 17 и рис. 10 показывают, что метод разностей
не всегда себя оправдывает. Сравнение характера распределения
ветра по полному ряду, ряду, полученному искусственно путем
уменьшения числа случаев, и ряду, в котором исключенные наблюдения были затем восстановлены с помощью разностей, показало, что с наименьшей ошибкой метод разностей применим
в теплую половину года. Зимой ж е экстраполяция ветра совершенно нецелесообразна. Д л я холодных месяцев следует выполнять аэроклиматическую обработку непосредственным осреднением имеющихся на каждом уровне шаропилотных наблюдений
и считать результат такого , осреднения репрезентативным для
ясной хорошей погоды.
Использование данных за те годы, когда преобладали шаропилотные наблюдения, следует ограничить 2—4 км, с тем чтобы
получить детальную картину ветра нижней тропосферы.
Весной, летом и осенью средние скорости ветра по приведенному ряду наблюдений очень близки к действительным средним
скоростям по полному ряду или больше их на 1—2 м/сек. Однако ввиду громоздкости метода разностей его применение в современных условиях нецелесообразно. Особенно его применение
затруднено при необходимости получения повторяемости скорости ветра по градациям и повторяемости различных направлений для составления аэроклиматических справочников по
ветру [40, 88].
§ 7. Специальные климатические характеристики ветра
.Обработка аэрологических наблюдений ветра не ограничи; вается только получением общих климатических характеристик,
указанных в § 1. В последние годы находят всеобщее применение различные специальные характеристики ветра, важность которых продиктована потребностями отдельных отраслей народного хозяйства.
Мы рассмотрим в общих чертах основные понятия и мето63
дику обработки следующих специальных характеристик ветра:
— эквивалентного ветра,
— среднего ветра в вертикальном слое,
— максимального ветра по вертикали,
— вертикальных сдвигов ветра.
Понятие об эквивалентном ветре возникает из факта влияния
ветра на перемещение самолета относительно земли. Путевая
скорость самолета при перемещении его относительно земной
поверхности по заданному маршруту складывается из скорости
относительно воздуха (воздушной скорости) и скорости перемещения вместе с воздухом относительно земли. Влияние ветра на
полет самолета сводится к изменению его скорости относительно
земли и сносу относительно рассчитанного курса [82, 89].
П о д эквивалентным ветром понимают некоторый рассчитанный ветер, который, будучи всегда направленным вдоль маршрута, оказывает на величину путевой скорости такое ж е влияние, к а к и фактический ветер. Численно эквивалентный ветер
равен
W
3kb = « > - « ,
(65)
где w — путевая скорость самолета, и — его воздушная скорость.
Эквивалентный ветер будет попутным, когда воздушная скорость самолета меньше путевой. Наоборот, эквивалентный ветер
будет встречным, когда воздушная скорость больше путевой,
снижаемой за счет влияния ветра.
Отдельные значения эквивалентного ветра, т а к ж е как и его
климатические характеристики (среднее значение и повторяемость по г р а д а ц и я м ) , вычисляются из основной формулы
ш
экв —
v
c o s
а
gjf Sin2
а
.
(66)
где v — скорость ветра, а а — угол ветра относительно маршрута, получаемый из двух известных углов: ф — направления ветра
и р — путевого угла, т. е. угла м е ж д у меридианом и направлением маршрута. Величина угла ветра а = ф — р — 1 8 0 , если
ф — р > 0 , и а = ф — р + 1 8 0 , если а — р < 0 . И з (66) видно, что
эквивалентный ветер зависит от угла ветра а. Наибольших значений эквивалентный ветер достигает при а = 0 и а = 180°. Нулевых значений эквивалентный ветер достигает при углах ветра,
близких к .90°, но несколько меньших. И з (66), кроме того, следует, что эквивалентный ветер зависит от воздушной скорости
самолета или, точнее, от отношения скорости ветра к ней, т. е.
от ^ . Поэтому таблицы климатических значений эквивалентного ветра д о л ж н ы рассчитываться д л я заданных значений скоростей самолета по разным маршрутам. Наконец, из (66) следует, что д л я противоположных направлений полета эквивалентные ветры не равны м е ж д у собой.
64
В
аэроклиматологии
подсчитываются две характеристики
п
эквивалентного ветра: о)ЭКв = - ^ - 2 ® ' ' 8 К В — средний эквивалентный
ветер (км/час) за данный месяц, д л я данной высоты (эшелона),
по данному маршруту (данному путевому углу р) и П(Лсо) —
повторяемость эквивалентного ветра по г р а д а ц и я м через заданные интервалы скорости (км/час), например через 40 км/час.
Вычисление обеих характеристик за многолетний период из
отдельных случаев наблюдений весьма громоздко д а ж е с применением машин. Поэтому с целью уменьшения объема вычислений по подсчету повторяемости эквивалентных ветров с достаточной д л я практики точностью, можно воспользоваться т а б л и ц а м и
климатических характеристик обычного ветра. Д л я такой задачи
требуются данные повторяемости различных направлений ветров
по 8 или 12 р у м б а м и повторяемость скоростей ветра по г р а д а циям внутри румба [89].
Д л я самолетовождения в а ж н о знать эквивалентный ветер не
только в определенных пунктах, но и в целом по всему маршруту. Если режим ветра в отдельных точках маршрута существенно
не изменяется за время, в течение которого протекает полет,
а воздушная скорость самолета остается постоянной, то средний
эквивалентный ветер по маршруту будет
п
(67)
где Si — длина участков маршрута, a s — длина всего м а р ш р у т а ,
п
1
Справочные т а б л и ц ы и атласы климатических данных эквивалентных ветров составлены в ряде стран. У к а ж е м на полную сводку эквивалентных ветров, составленную д л я авиатрасс
над океанами [239], а т а к ж е на т а б л и ц ы [168], в которых содерж а т с я лишь средние значения встречных и попутных эквивалентных ветров. Б о л ь ш и е исследования по методике подсчета эквивалентных ветров и его практическому приложению к обеспечению безопасного полета самолетов в С С С Р были выполнены
Г. Ф. Молокановым [82], Г. Я. Н а р о в л я н с к и м и С. В. Солониным
[89]. В частности,
последней работе широко популяризируется
и совершенствуется предложенная Сойером [239] методика расчета эквивалентного ветра в предположении применимости к его
распределению кругового нормального закона.
- Д л я р я д а теоретических и практических з а д а ч в последнее
время применяется средний ветер, который получается в результате осреднения ветров по вертикали. Он обычно вычисляется
д л я крупных вертикальных слоев: 0—6, 0—9, 0—12, 0—16,
5
И. Г. Г у т е р м а н
65
О—20, 0—22, 0—24 км. В современных условиях, когда в атмосферу могут попадать различные продукты загрязнения, например радиоактивные, расчет и изучение среднего ветра приобретают особое значение [76, 202].
П р и перемещении частиц радиоактивного р а с п а д а в атмосфере большая часть их гравитационно выпадает. Поэтому путь
их будет зависеть от х а р а к т е р а ветра во всем слое от верхней
границы выпадения до земли. След ж е радиоактивных осадков,
выпадающих с данной высоты на поверхность земли, может
быть получен в результате интегрирования переносов по всем
уровням, по которым мы можем иметь данные о ветре.
Д л я "расчета пути переносимых частиц необходимо учесть
время t, в течение которого происходит перенос. Это время будет
обратно пропорционально скорости оседания частиц. Если допустить, что скорость оседания частиц радиоактивного вещества
постоянная во всем слое от верхнего уровня z до земли, т. е. что
она не зависит от высоты, то длина пути перемещения их в единицу времени будет обусловлена суммой взвешенных во всем
слое векторов ветра на горизонтальных уровнях, т. е. будет зависеть от среднего ветра.
Г
Средний ветер в слое есть некоторый фиктивный ветер, со
J скоростью и направлением которого переносится одновременно
вся масса субстанции (воздух, водяной пар, пыль и др.), заключенная в данном слое. Таким образом, с его помощью легко рассчитать перенос массы, тепла, влаги или продуктов загрязнения
в атмосфере.
Средний ветер в слое 0 — z равен
г
о
(68)
где волнистая черта означает осреднение по вертикали. Т а к к а к
практически данные о ветрах представлены на отдельных
дискретных уровнях, то интегрирование заменяется суммированием значений ветров для отдельных участков всего слоя. Д л я
этого кривая изменения ветра по высоте р а з б и в а е т с я на участки
таким образом, чтобы изменение'вектора ветра внутри к а ж д о г о
отдельного участка слоя было линейным. Если участки одинаковой толщины, то среднее значение вектора ветра в них г>* =
=
2
>
а
среднии ветер в слое
(69)
66
|
1
где т — число отдельных, равных по Толщине участков слоя.
При не равных по толщине отдельных участках подсчет среднего ветра в слое 0—z осложняется введением коэффициентов
'
т.
ki, определяемых отношением — , 2 = 2 Azu тогда
2
1
>->
т
(70)
Средний ветер в слое практически вычисляется по данным
действительных ветров на стандартных уровнях или на главных
изобарических поверхностях. В результате осреднения их по вертикальной координате получается результирующий вектор, как
геометрическая сумма всех векторов слоя осреднения. Очевидно,
что величина (скорость) и направление среднего ветра, подсчитанные из ветров на дискретных уровнях, могут быть численно
не равны ни одному из значений действительного ветра на уровнях слоя осреднения. Но так как поле ветра непрерывно, то
можно найти на кривой изменения ветра с высотой значение,
равное среднему ветру. Та высота, где действительный ветер на
кривой вертикального изменения будет равен (по скорости или
по направлению, или одновременно и по скорости и по направлению) среднему ветру, называется эффективной высотой. Иногда
средний ветер называют эффективным ветром [202].
Средний ветер в слое по разовому наблюдению за шаром-пилотом вычисляется непосредственно по данным координат шара
в момент достижения им конечной высоты слоя осреднения. Координаты шара: вертикальный и горизонтальный углы, высота
или наклонная дальность — заимствуются из книжки наблюдений. По вертикальному углу и высоте (наклонной дальности)
можно вычислить горизонтальное удаление шара от пункта выпуска. Величина этого удаления, отнесенная к единице времени,
будет пропорциональна модулю среднего ветра, а направление
его определяется горизонтальным углом для фиксированного
момента времени [61]. Средний ветер за многолетний период
можно вычислить сложением результирующих векторов действительного ветра на всех стандартных уровнях. Для подсчета средних из данных на стандартных уровнях формула (70) преобразуется в более удобную
здесь п — число уровней, на которых имеются действительные
ветры из т слоев ( п = т + 1 ) , a ki — коэффициенты, обусловленные возможным неравенством толщины участков слоя между
уровнями.
2*
67
Подсчету среднего ветра д о л ж н о предшествовать вычисление
коэффициентов ki по формулам: k 0 = Z l
д л я У0, т. е. д л я ветра
на начальном уровне Zo (в частном случае это может быть высота станции над уровнем моря, если Z{ дано над уровнем м о р я ) ;
ki =
Z2
~ Z o д л я Vi — ветра на первом (от начального) стандарт-
ном уровне; k 2 =
ного)
Z?J
2
Zl
для
У 2— ветра на втором (от начальZ
стандартном уровне; kn-1=——2
— Z
"~ 2 Д л я
—*-
ветра Уп-i
на
z — z _
—
предпоследней высоте и, наконец, kn=-Jl—гр-^-для
ветра Vn на
п
конечной высоте г. Сумма коэффициентов ^
ki, к а к это непоо
средственно видно, будет равна (z n — г 0 ) — разности высот начального и конечного уровней слоя.
В аэроклиматологии обычно исследуются три характеристики
среднего ветра: средний ветер в пределах месяца за многолетний
период; р о з а среднего ветра в слое, представляемая повторяемостью (в процентах) различных направлений по 8 румбам и
соответствующей средней скоростью в румбе У р ; векторное
квадратическое отклонение среднего ветра в слое оСр как мера
рассеяния отдельных значений средних в слое ветров Vi от средг->
него результирующего в слое за многолетний период У с р
(72)
или
-ср = / ^ | ( Г 5 г | 2 ) - | ?
с р
|2,
(73)
При практическом подсчете среднего ветра в первую очередь
д о л ж н ы быть определены д л я к а ж д о й станции коэффициенты k{.
Мы видели, что на данной высоте коэффициент находится к а к
полуразность двух соседних с ней высот (выше или ниже л е ж а щих). Л и ш ь д л я начального уровня, в частности д л я флюгера
(z 0 над уровнем м о р я ) , и последней высоты zn рассматриваемого
слоя коэффициенты определяются к а к полуразность высоты соседнего уровня (над уровнем моря) и данной высоты (z 0 или zn).
Полученные коэффициенты умножаются последовательно на
осредняемые климатические параметры. З а т е м д л я осреднения
68
по слою сумма произведений в пределах данного слоя делится
я
на сумму к о э ф ф и ц и е н т о в ^ ki. Д л я вычисления климатических
1
^
характеристик средних ветров в вертикальных слоях могут быть
использованы климатические характеристики ветров на стандартных высотах, а именно: результирующий вектор (его модуль Vr
и направление 0), повторяемость ветров П р (в процентах) по
8 румбам и средние скорости в румбе Ур.
Помимо среднего значения переноса в слое к а к функции
среднего ветра, большое значение имеют вероятностные х а р а к теристики переноса. Такие данные могут определяться с помощью роз средних ветров. К а ж д а я роза содержит повторяемость различных направлений ветров по 8 румбам в секторах по
45° и их средние скорости. Р о з ы среднего вектора ветра отраж а ю т степень возможного разброса (рассеяния) средних ветров
по направлению. Величина повторяемости в румбе характеризует
вероятность переноса частиц пыли, влаги или продуктов загрязнения атмосферы из данного сектора со скоростью, пропорциональной средней скорости Vp румба.
Более полным образом, чем с помощью розы ветров, можно
оценить рассеяние отдельных средних ветров относительно его
климатического значения с помощью векторного квадратического отклонения среднего ветра. Векторное квадратическое отклонение среднего ветра в слое сгор показывает, в какой мере
в пределах данного месяца отклоняются отдельные значения
средних ветров в слое от среднего, подсчитанного по многолетнему периоду.
При подсчете векторного квадратического отклонения среднего ветра в слое необходимо учесть наличие корреляционной
зависимости ветров различных уровней [188, 201], т а к что
V
Г
°ср = 4 -
Z
Z
2
2
W
i —0 j= 0
v
Az
t bZ]
.
(74)
В формуле (Тер — векторное квадратическое отклонение среднего ветра в слое; Oi, Oj — векторные квадратические, отклонения
действительных ветров на уровнях слоя i, j, а Гц — коэффициент
корреляции м е ж д у ветрами различных уровней. Подсчет Сор по
ф о р м у л е (74) требует знания коэффициентов корреляции м е ж д у
ветрами на соседних уровнях г и /, а т а к ж е знания величин векторных квадрэтических отклонений ветров на уровнях. Известно,
что подсчеты коэффициентов корреляции Гц ветров по вертикали
производились д л я р я д а задач; например, в [188] даны корреляционные матрицы составляющих ветров над С Ш А и другими
районами полушария. Д а н н ы е о векторных квадратических отклонениях опубликованы в [65, 147, 155, 172, 194. 254].
69
Однако при наличии указанных двух статистических параметров ветра (Oi и а,) на уровнях и Гц д л я вектора ветра по вертикали подсчет векторного квадратического отклонения среднего ветра по всей совокупности наблюдений исключительно
громоздок. В практике радиологической службы С Ш А подсчет
вероятностных характеристик среднего ветра был произведен
с использованием закона нормального кругового распределения [202].
'
•
- Д л я получения характеристики рассеяния средних ветров оСр
вокруг климатической нормы V c p с учетом закона кругового
нормального распределения достаточно знания обычных климатических характеристик ветров на уровнях Vr и Vs. Приняв, далее,
справедливой д л я данного случая теорему о том, что сумма любого числа нормально распределенных величин сама распределена нормально, тем самым придем к выводу о наличии линейной связи м е ж д у круговым нормальным распределением ветров
на уровнях и средним ветром, равным сумме взвешенных, нормально распределенных ветров. Практически векторное квадратическое отклонение среднего ветра 0 с р определяется по значег-'
ниям среднего ветра в слое УСр и средней скалярной скорости
в слое Vs по правилам, изложенным в § 4.
В [202] приведены данные сравнения распределений- средних
ветров по 16 румбам, подсчитанные по круговому нормальному
закону и по действительному распределению. Они подтверждают
справедливость гипотезы, положенной в основу расчетов средних ветров.
В заключение остановимся кратко на характеристиках ветра,
имеющих особое значение д л я авиации. Развитие турбулентности
в атмосфере, к а к это вытекает из теории и к а к это в действительности проявляется в природе, происходит тем интенсивнее, чем
резче изменяется вектор ветра по вертикали и чем сильнее скорость ветра [93, 104]. В качестве вспомогательной характеристики, позволяющей оценивать уровень турбулентности, а т а к ж е
д л я других практических целей, например д л я обеспечения безопасности полета самолетов, ракет и пр., исследуется максимальный ветер и вертикальные сдвиги ветра [104].
Максимум скорости ветра определяется из х а р а к т е р а вертикального профиля, когда возрастание скорости на некоторой высоте прекращается и сменяется ее убыванием. Обычно степень
возрастания скорости ветра (и последующего убывания) вблизи
уровня максимума скорости мала. Но наблюдаются случаи,
когда возрастание скорости ветра с высотой имеет х а р а к т е р острого пика. П р и таком профиле вероятны большие значения вертикальных сдвигов ветра. Н а и б о л е е часто уровень с максималь70
ной скоростью ветра находится ниже границы тропопаузы.
Тогда такой максимум называется тропосферным или главным
максимумом скорости. Нередко, особенно зимой, встречаются
профили ветров со. вторичным максимумом скорости ветра
в стратосфере. В низких широтах, ч а щ е всего в субтропических,
наблюдаются две тропопаузы: п о л я р н а я и тропическая. В таких
случаях максимум скорости ветра, к а к правило, располагается
м е ж д у ними.
В аэроклиматической практике исследуется величина скорости на уровне максимума и высота, на которой этот максимум
наблюдается. П р и этом оба признака фиксируются в к а ж д о м
радиопилотном зондировании. И з совокупности зондирований,
например за пять лет, по к а ж д о м у календарному месяцу определяется высота, на которой частота наблюдений максимума
б ы л а наибольшей. М о ж н о т а к ж е подсчитать повторяемость
(в процентах) случаев максимальной скорости на различных
высотах и построить гистограмму повторяемости высот с максимумом скорости Befrpa. П о данным таких климатических гистог р а м м строятся климатические карты топографии максимума
ветра. Эти карты были построены автором д л я С С С Р . Они показывают, на каких уровнях в данном месяце ч а щ е всего наблюдаются максимумы скорости, что очень в а ж н о д л я выбора высот
осуществления перелетов.
Изучение максимума скоростей показало [1, 94, 261], что он
располагается примерно на 1 км ниже границы тропопаузы. Соотношение высот поверхности тропопаузы и максимума ветра
зависит от синоптической ситуации, в которой производится наблюдение. В [1] сделаны выводы о том, что максимум скоростив циклоне находится под тропопаузой в 52% случаев, а в антициклоне в 81 %. С в я з ь максимума ветра с характером- вертикального профиля исследована в [93, 94, 162].
Очень тесно связана с характеристикой максимума скорости
ветра д р у г а я характеристика — вертикальный сдвиг ветра. П о д
вертикальным сдвигом ветра понимается вектор, полученный к а к
разность векторов на двух уровнях.
С достаточной д л я практических целей точностью вертикальные сдвиги ветра вычисляются в слое м е ж д у стандартными высотами, хотя более точные значения сдвигов ветра можно получить по значениям векторов ветра на уровнях особых точек проф и л я ветра. Но обработка по особым точкам технически
трудна.
Д л я изучения х а р а к т е р а вертикальных сдвигов обычно определяется повторяемость различных значений модуля сдвигов по
г р а д а ц и я м через 1 или 2 м/сек. км. Можно, кроме того, у к а з а т ь
с у м м а р н у ю повторяемость сдвигов, превышающих заданную величину, определяемую той или иной задачей. В этом случае подсчитывается вероятность (в процентах) превышения данной
71
величины вертикального сдвига. Величина среднего вертикального сдвига,ветра в слоях между стандартными уровнями равна
модулю разности средних результирующих векторов соответствующих двух высот.
Характер спектра вертикальных сдвигов д л я разных условий
распределения ветра будет различным. При больших скоростях
ветров в струйных течениях вертикальные сдвиги ветра значительно больше сдвигов в условиях слабых и умеренных скоростей
ветра.
Практическое вычисление повторяемости вертикальных сдвигов ветра различной величины можно выполнить на машинах.
Д л я этого предварительно нужно р а з л о ж и т ь ветры на стандартных уровнях за весь период получения климатических характеристик на составляющие. З а т е м провести послойное вычитание
обеих составляющих и у ж е по двум разностям составляющих
получить вектор разностей. Н а п р а в л е н и е векторов разности
можно не определять, т а к к а к такой параметр имеет ограниченное применение на практике По сравнению с величиной сдвига.
Автор изучил режим вертикальных сдвигов и максимума ветра
над С С С Р . М. В. З а в а р и н а в 1963 г. составила подробные таблицы вертикальных сдвигов для С С С Р .
§ 8. Построение аэроклиматических карт ветра
Построение агроклиматических атласов способствует расширению наших возможностей в изучении процессов циркуляции
атмосферы. Первым шагом к данной цели является построение
д л я данной территории ,карт ветра, средних месячных или сезонных, рассматриваемых в качестве нормы. К а р т ы с характеристиками-ветра обычно служат базой д л я выполнения исследований по общей циркуляции. Аэроклиматические карты, кроме того, могут служить в качестве информации д л я различных
расчетов в оперативной деятельности различных ведомств.
Иные цели могут преследоваться при составлении аэроклиматических атласов прикладного х а р а к т е р а . К а р т ы такого атласа
содержат специальные характеристики ветра и представляют
источник информации д л я решения ограниченной задачи, например атлас и таблицы эквивалентных ветров [143, 168], данные которых могут использоваться лишь в оперативной деятельности авиации. Несколько более широкое применение имеют
аэроклиматические атласы д л я океанов, составленные в США
[197—200].
Картографирование аэроклиматических характеристик является хорошим средством анализа их к а к за многолетний период, т а к и за отдельные годы. Д л я построения аэроклиматических карт ветров используются данные непосредственных на72
юлюдений по отдельным станциям. Обычно сводки данных по
р я д у станций данной страны публикуются в виде аэроклиматических справочников.
Аэроклиматические справочники обычно содержат данные
для отдельных пунктов, как, например, [250], или сводные матер и а л ы в целом по стране или по крупным географическим районам [14]. Более полные справочники были составлены в С С С Р
[65] и в С Ш А [156]; они с о д е р ж а т материалы многих стран по
территории всего северного полушария. Имеются т а к ж е сводки
ветров над миром [158, 218].
Число станций, д л я которых могут быть получены климатические характеристики ветра, непрерывно возрастает. Д л я иллюстрации роста информации за последние годы можно привести следующие данные. В 1961 г. д л я построения карт роз
ветров на изобарической поверхности 200 мб нами было использовано 162 станции, а д л я построения карт средних скоростей —
203 станции [39]. Р а з л и ч и е в числе станций возникло из-за различия в числах случаев, требуемых д л я вычисления роз ветров
(50 случаев) и средней скалярной скорости (10 случаев). Д л я
составления Атласа 1963 г. [4] были использованы данные
климатических характеристик ветра (средних скалярных скоростей и составляющих результирующего вектора) у ж е по 252
станциям северного полушария. Увеличение числа станций с 203
до 252 по территории полушария произошло главным образом
в связи с проведением Международного геофизического года и
Международного
геофизического
сотрудничества
(1957—
1959 гг.). Однако климатические данные, которые непосредственно можно использовать из таблиц или аэроклиматических
справочников, ограниченны. Е щ е остаются большие территории,
над которыми отсутствуют непосредственные наблюдения за
достаточный р я д лет. Поэтому часть климатических сведений
о ветрах приходится восстанавливать расчетным путем с применением статистических законов [35, 147]. Е щ е более употребительным является способ расчета характеристик геострофического ветра [172, 175]. Но и при использовании указанных возможностей ощущается недостаток в информации. Е е особенно
м а л о над океанами, над тропическими, приэкваториальными и
полярными областями.
Основными к а р т а м и ветра, помещаемыми в аэроклиматические атласы, являются карты средних месячных скалярных
скоростей ветра и карты роз ветров. В последние годы аэроклиматические атласы с о д е р ж а т карты результирующих векторов
или карты составляющих по осям координат [4, 155, 172, 194].
Иногда в аэроклиматические атласы включаются серии карт
с очень многими климатическими характеристиками. Например,
Атлас [155] содержит 14 серий карт различных статистических
параметров ветра. В советский Аэроклиматический а т л а с авто73
ром включены карты вероятностей скоростей ^ 3 0
м/сек.
( > 1 0 8 км/час). Такие данные характеризуют т а к называемые
струйные течения. Кроме того, упомянутый Аэроклиматический
а т л а с содержит карты расчетных максимальных скоростей ветра
с вероятностью 0,01%.
К а р т ы ветров при составлении д о л ж н ы быть физически проанализированы. Д л я этого в первую очередь выявляются основные черты распределения ветра в пределах полушария, его годовой ход и изменение с высотой. Помимо выявления годового
хода скоростей и направления ветра в отдельных районах,
помимо изучения х а р а к т е р а изменения скорости и направления
ветра с высотой в пределах одного месяца, карты средних скоростей ветра и карты результирующих скоростей д о л ж н ы быть
сопоставлены м е ж д у собой. При анализе полей различных характеристик ветра в з а и м н а я увязка их помогает исключить
субъективные ошибки.
Хорошая проверка правильности анализа карт действительного ветра достигается сравнением их с к а р т а м и геострофического ветра или с к а р т а м и высот изобарических поверхностей
при использовании имеющейся связи наклона высот изобарических поверхностей с величиной геострофического ветра [55,
166]. Качественная оценка правильности анализа карт ветра по
к а р т а м барической топографии, д л я которых обычно у исследователя данных существенно больше, чем данных о ветре, может
быть выполнена сопоставлением центров зон больших и малых
скоростей ветра с областями максимальных и наименьших сгущений изогипс. П р и этом имеется в виду, что центры с наибольшей и наименьшей средней скалярной скоростью по к а р т а м
ветра могут быть смещены относительно областей наибольших
и наименьших сгущений изогипс на к а р т а х абсолютной топографии. Степень несовпадения указанных двух видов областей будет зависеть от величины разброса ветров по направлению относительно результирующего, т. е. от параметра климатической
устойчивости направления ветра. Лучшее совпадение, центров
можно получить при а н а л и з е карт результирующих ветров и
к а р т барической топографии.
Н а ш опыт показал, что данные по средней и максимальной
скоростям ветра лучше картировать на одном бланке, совмещая
систему изолинии. Линии равных значений скоростей удобно
проводить через 4 м/сек. В районах с малым горизонтальным
градиентом скорости могут проводиться промежуточные изолинии через интервал, равный половине основного. При совмещении карт обеих характеристик рядом со значениями средней скорости ветра Vs в скобках проставляется значение максимальной
скорости ветра в км/час или м/сек., полученное расчетным способом с заданной вероятностью 0,01%. Совмещение изолиний
средней и максимальной скоростей ветра производится на осно74
вании применения однопараметрического закона распределения
скоростей М а к с в е л л а (см. § 5).
К а р т ы роз ветров имеют практическое применение в аэроклиматологии, особенно в а т л а с а х д л я морских территорий. Н а розах ветров обычно у к а з ы в а ю т повторяемость направлений в виде
стрелки, длина которой пропорциональна повторяемости направления ветров в румбе. Если в розе ветров, помимо повторяемости направлений, указывается т а к ж е средняя скорость ветров
по к а ж д о м у румбу, то последняя и з о б р а ж а е т с я цифрой вдоль
•стрелки.
Следующими по степени важности после карт средних скал я р н ы х скоростей и карт роз ветра являются карты составляющих результирующего вектора. К а р т ы зональной составляющей
ветра могут быть использованы при изучении реальных движений в атмосфере, в которой преобладает зональная циркуляция.
З а п а д н а я и восточная составляющие зонального движения явл я ю т с я мерой атмосферной циркуляции по п а р а л л е л и и отраж а ю т средний индекс циркуляции. Меридиональная составляющ а я ветра в атмосфере земли имеет значение д л я расчетов переноса различных субстанций вдоль меридианов, например
тепла, влаги, продуктов загрязнения в атмосфере и др. Таким
образом, обе составляющие, помещенные раздельно на к а р т а х
д в у х видов, могут найти широкое применение д л я решения многих практических и теоретических задач; образцы таких карт
д а н ы в г л а в а х II и III.
З о н а л ь н а я составляющая ветра может быть западной или восточной в зависимости от того, переносится ли масса с з а п а д а
на восток или с востока на запад; аналогично меридиональная
с о с т а в л я ю щ а я может быть южной или северной. В связи с принятой системой координат на к а р т а х зональной составляющей
условно обозначены положительным знаком з а п а д н ы е ветры,
а отрицательным — восточные. Н а к а р т а х меридиональной составляющей обозначены положительным знаком южные ветры,
отрицательным — северные.
С р е д н я я зональная и средняя меридиональная составляющие скорости ветра в советском Аэроклиматическом атласе [4]
подсчитаны на основании группировки наблюденных ветров по
8 румбам.
Анализ данных и проведение изолиний на к а р т а х зональной
и меридиональной составляющих на первом этапе удобно начинать с выявления положения нулевой изолинии, во всех точках
которой значения Vx или Vv равны нулю. Д л я этого прежде
всего проводится интерполяция ^между положительными и отрицательными значениями составляющих с учетом рельефа местности и величины горизонтального градиента скорости. Н а втором этапе анализа карт зональной и меридиональной составляющих строятся графики годового хода величины, а т а к ж е
75
положения центров максимумов и минимумов скорости. Технически удобно прослеживать смещение центров
годовом ходе
Путем наноски на бланк карты координат точек со значением
максимума и минимума зональной (меридиональной) скорости
в к а ж д о м месяце на одной из рассматриваемых изобарических
поверхностей,
Иногда в качестве вспомогательного средства для построения карт зональной составляющей используются вертикальные
разрезы. Р а з р е з ы строятся на основании данных, снятых с проанализированных карт. Вместе с тем сами карты нередко могут
быть исправлены б л а г о д а р я более точной интерполяции по вертикали, чем по горизонтали (вдоль данной изобарической поверхности); примеры вертикальных разрезов см. на рис. 49 и 51
в г л а в е II, а т а к ж е в [43, 157, 174].
Н а к а р т а х зональной или меридиональной скорости ветра линии равных значений составляющих скорости обычно проводятся
или через 4, или через 2 м/сек. В центрах областей максимумов
или минимумов скорости, а т а к ж е в областях с малым горизонтальным градиентом можно проводить дополнительные изолинии.
Линию нулевых значений зональной (меридиональной) составляющей скорости ветра, отделяющую восточные (северные) потоки от западных ( ю ж н ы х ) , целесообразно и з о б р а ж а т ь на картах более жирной линией.
К а р т ы обеих составляющих д л я одной изобарической поверхности удобно помещать в атласе на разворот. Совместное их
рассмотрение дает возможность оценить соотношение обоих видов составляющих в одних и тех ж е точках карты. П р и необходимости может быть вычислен средний результирующий вектор
ветра.
Наиболее наглядной формой представления переноса масс
воздуха, тепла или иной субстанции является линия тока. Линией тока рассматриваемого движения называется линия, в к а ж дой точке которой направление касательной совпадает с направлением ветра в этой точке. Н а с будут интересовать линии тока
климатически осредненных движений, т. е. таких, в которых линии тока действительного ветра на отдельных уровнях или среднего ветра в слое могут быть отождествлены с траекториями,
осредненными по времени.
При построении линий тока по климатическим данным результирующего ветра можно использовать метод изогон, т. е.
линий одинакового направления ветра. Построение линий тока
методом изогон было предложено Сандстремом, который разработал специальное приспособление, позволяющее сравнительно
легко воспроизводить поле течений. Описание линейки Сандстрема дано в книге [190], кроме того, ее устройство изложено
в [67]. Линейка Сандстрема была нами усовершенствована
76
(рис. 11), что значительно упростило технологию построения
карт линий тока.
Д л я составления карт изогон на рабочий бланк карты у кружков, соответствующих местоположению аэрологических станций,
наносится направление ветра в градусах. Н а п р а в л е н и я 270, 90, 0
и 180°, т. е. западное, восточное, северное и южное, переносятся
непосредственно с карт зональных и меридиональных составляющих, на которых указанные направления соответствуют изоли~"ниям Vx = 0 и Vy — 0. Изолиния Vy = 0, проходящая в области
положительных зональных составляющих ( V * > 0 ) , соответствует изогоне 270° (западному ветру); эта ж е изолиния V_v = 0
внутри области отрицательных зональных составляющих ( У ж < 0 )
Рис. 11. Линейка для расчерчивания линий тока.
соответствует изогоне 90° (восточному ветру). Изогона-О 0 (северный ветер) будет совпадать с изолинией Vx = 0 внутри области
отрицательных меридиональных составляющих ( ^ < 0 ) , и, наконец, изогона 180° (южный ветер) совпадает с изолинией
Vx—0
внутри области положительных меридиональных составляющих ( У ж > 0 ) . Остальные изогоны расчерчиваются через 10
или 20° в промежутках м е ж д у четырьмя основными направлениями в зависимости от необходимости и степени изменения
направления ветра по территории (рис. 12 и 13).
В точках пересечения изолиний Vx = 0 и Vy = 0 (для удобства они рисуются цветным к а р а н д а ш о м ) скорость результирующего вектора будет р а в н а нулю. В поле линий тока это будут
особые точки. В качестве примера особых точек на карте линий
тока можно н а з в а т ь точку конвергенции, в которой пересекаются
все изогоны.
Расчерчивание линий тока по карта,м изогон проводится
в следующем порядке. Вдоль к а ж д о й изЪгоны с помощью линейки (рис. 11) наносятся произвольной длины черточки, ориентированные на карте по направлению, соответствующему градусам изогоны. Расстояние м е ж д у черточками по изогоне можно
77
взять любое и не обязательно равное д л я всех черточек. Линия
тока будет проведена тем точнее, чем чаще проводятся черточки.
И м е я на карте изогон систему черточек, легко провести, линии
тока. Д л я этого из произвольной точки, например из крайней на
изогоне бланка карты или из угла географической сетки, проводится отрезок, параллельный или касательный к б л и ж а й ш е й черточке. Н а ч а т ы й отрезок линии может быть продолжен плавно от
изогоне и т. д., пока полученная таким образом линия тока не
оборвется на обрезе карты или не окончится в каком-либо центре
сходимости линий, или, наконец, не сомкнётся с ней самой, образовав замкнутую линию тока (рис. 14 и 15).
Линии тока не показывают численного значения скоростей, и
чтобы их оценить, следует расчерчивать карту скоростей. С помощью карт скоростей результирующих ветров можно осуществить корректировку поля линий тока, учитывая, что чем больше средняя скорость, тем гуще д о л ж н ы проходить линии тока.
Сгущение или р а з р е ж е н и е линий тока при их проведении образуется автоматически из условий неразрывности. Сопоставление
78
полей линий тока и величин скорости позволяет убедиться во
взаимном соответствии областей, внутри которых линии тока
проходят часто, областям относительно повышенных средних
скоростей ветра и, наоборот, областей разреженных линий тока
областям слабых скоростей.
Имеется опыт построения линий тока с учетом величины вектора скорости [22]. Такой подход к построению линий тока бази-
Р и с . 13. П о л е и з о г о н н а д с е в е р н ы м п о л у ш а р и е м . И ю л ь , 200 мб.
руется на допущении неразрывности массы. При практическом
проведении линий тока территория северного полушария разбивается на равновеликие площадки, для которых вычисляется
среднее значение скорости. В дальнейшем проведение линий тока
через каждый равновеликий квадрат определяется средней
скоростью в нем. Если в данном квадрате принять одну линию
тока пропорциональной данной скорости, то число их в соседних
квадратах будет увеличено (уменьшено) пропорционально соотношению скоростей в этих квадратах. При такой методике
линии тока могут обрываться в квадратах (при уменьшении скорости) или вновь возникать (при увеличении скорости). Непре79,
рывность массы в к в а д р а т а х над обрывами линий тока или над
вновь возникшими линиями в д а н н о м к в а д р а т е д о л ж н а обеспечиваться вертикальными движениями.
К а р т ы климатической устойчивости направления ветра служ а т хорошим дополнением к к а р т а м линий тока. Л и н и я тока
у к а з ы в а е т лишь направление наиболее вероятного среднего переноса, что часто оказывается недостаточным. Поэтому параметр
40
Р и с . 14. Л и н и и т о к а н а д с е в е р н ы м п о л у ш а р и е м . Я н в а р ь , 2 0 0 м б
устойчивости используется д л я оценки обеспеченности переноса
вдоль данной линии тока. Тогда из взаимного сопоставления
обеих характеристик можно видеть, что чем больше устойчивость направлений q, тем обеспеченнее направление данной линии тока и тем увереннее может быть сделан в прогностическом
смысле расчет переноса той или- иной субстанции исходя из климатических данных.
Опыт показал, что проведение изолиний устойчивости q на
к а р т а х может быть облегчено целым рядом приемов. Например,
в первую очередь целесообразно выявить точки и линии, где пёресекаются изолинии VX = 0 и VY = 0 (последние находятся по
к а р т а м зональных и меридиональных составляющих). В таких
80
о с о б ы х т о ч к а х р е з у л ь т и р у ю щ и й вектор, а значит, и п а р а м е т р
устойчивости равны нулю. Н а к а р т у х а р а к т е р и с т и к устойчивости,
к р о м е того, м о г у т быть перенесены линии, с о е д и н я ю щ и е центры
н а и б о л ь ш и х значений р е з у л ь т и р у ю щ е г о вектора. С этой линией
ч а щ е всего с о в п а д а е т линия н а и б о л ь ш е й устойчивости q, что. ха-
рактерно д л я оси струйных течений. Р а с ч е р ч и в а н и е о с т а л ь н ы х
изолиний на к а р т а х устойчивости ветров q д о п у с к а е т с я через 10
или 20% в зависимости от з а д а ч и (рис. 16, 1 7 ) .
§ 9. Характеристика использованного материала наблюдений
над ветром
О с н о в н ы е исходные м а т е р и а л ы д л я построения н а с т о я щ е г о
и с с л е д о в а н и я у ж е опубликованы. Э т о аэроклиматические справочники и а т л а с ы , изданные в С С С Р . Н а з о в е м г л а в н ы е из них:
« К л и м а т и ч е с к и е х а р а к т е р и с т и к и в е т р а на изобарических поверхностях», под редакцией И. Г. Г у т е р м а н а [65], «Аэроклиматический а т л а с х а р а к т е р и с т и к ветра», под редакцией И. Г. Г у т е р м а на [4], «Аэроклиматический справочник северного полушария»,
6
И . Г. Г у т е р м а н
81
п о д р е д а к ц и е й И . В . Х а н е в с к о й [5], « А э р о к л и м а т и ч е е к и й а т л а с
северного
п о л у ш а р и я » , п о д р е д а к ц и е й И . Г. Г у т е р м а н а и
И . В . Х а н е в с к о й [3]. О б щ е е ч и с л о с т а н ц и й , д л я к о т о р ы х и м е л и с ь
в т о м или ином в и д е и с х о д н ы е д а н н ы е по в е т р у , с о с т а в и л о о к о л о
300, причем по 252 из них б ы л и о б р а б о т а н ы н а б л ю д е н и я з а 10 л е т
Рис. 1,6. Климатическая устойчивость направления ветра над северным
полушарием ( % ) . Январь, 200 мб.
( 1 9 5 0 — 1 9 5 9 г г . ) . О б щ е е " ч и с л о н а б л ю д е н и й , к о т о р о е б ы л о подв е р г н у т о с т а т и с т и ч е с к о й о б р а б о т к е , с о с т а в и л о о к о л о 2000 000.
В с я о б р а б о т к а в ы п о л н е н а на с ч е т н о - а н а л и т и ч е с к и х и э л е к т р о н ных в ы ч и с л и т е л ь н ы х м а ш и н а х на о с н о в е м е х а н и з и р о в а н н о й перф о к а р т о т е к и . М а к е т ы а э р о л о г и ч е с к и х п е р ф о к а р т и т е х н о л о г и я их
р а з р а б о т о к и з л о ж е н ы в [57].
П р и а н а л и з е п о л я в е т р а по н е к о т о р ы м р а й о н а м с е в е р н о г о пол у ш а р и я материалов, упомянутых выше, оказалось недостаточно
и поэтому были привлечены дополнительно еще другие обобщенные м а т е р и а л ы , в о с н о в н о м из о п у б л и к о в а н н ы х р а н е е [140, 165,
169, 178, 179, 206].
.
82
П е р е ч и с л и м г л а в н ы е л и т е р а т у р н ы е источники, из к о т о р ы х
б ы л а з а и м с т в о в а н а в т о м и л и ином в и д е и н ф о р м а ц и я о в е т р а х .
П о территории С С С Р для январских к а р т были взяты данные
р е з у л ь т и р у ю щ е г о в е т р а , о б о б щ е н н ы е по б о л е е п о з д н и м г о д а м —
1960, 1961, 1962 [118]. Д л я р а й о н о в С е в е р н о й А м е р и к и з а я н в а р ь
Рис. 17. Климатическая устойчивость направления ветра над северным полушарием ( % ) . Июль, 200 мб.
п р и в л е ч е н ы д а н н ы е по 40 с т а н ц и я м , з а и м с т в о в а н н ы е из [153].
С этой целью были подсчитаны результирующие ветры, обобщ е н н ы е по о т д е л ь н ы м г о д а м — 1959, 1960, 1961. Д л я И н д и и , пом и м о д а н н ы х , о п у б л и к о в а н н ы х в [5], б ы л и и с п о л ь з о в а н ы м а т е р и а л ы по 20 и н д и й с к и м с т а н ц и я м з а 1947, 1948, 1949 и 1956 гг.
из е ж е м е с я ч н и к о в [181] з а 12 м е с я ц е в на и з о б а р и ч е с к и х п о в е р х н о с т я х 8 5 0 — 1 0 0 мб. И з р а б о т [ 1 5 1 , 240, 241] з а и м с т в о в а н ы х а р а к т е р и с т и к и в е т р а по С и н г а п у р у з а п е р и о д 1 9 5 1 — 1 9 5 5 гг. д л я
у р о в н е й 12 и 15 км. В р а б о т е [250] п р и в е д е н ы с р е д н и е скалярные^
с к о р о с т и з а п е р и о д 1 9 5 2 — 1 9 6 0 гг. н а д В е н о й . С е ж е д н е в н ы х си8*
83
ноптических- карт С Ш А [158] за я н в а р ь 1958 г. были сняты средние скорости д л я пяти пунктов ю ж н ы х широт д л я верхних поверхностей.
Б о л ь ш о е число фактической информации по р а с п р е д е л е н и ю
ветров, а т а к ж е по р е з у л ь т а т а м их анализа в виде к а р т и описаний было з а и м с т в о в а н о из публикаций И н с т и т у т а метеорологии и геофизики университета в Б е р л и н е [203, 204]. Непосредственные к а р т ы ветра за отдельные дни приведены в [204], а карты
зональных с о с т а в л я ю щ и х и д р у г и х х а р а к т е р и с т и к в е т р а д л я
верхних уровней опубликованы в [150]. П о д р о б н о е описание реж и м а ветров выполнено в р а б о т а х [244, 259]. В издании этого ж е
И н с т и т у т а опубликованы в е с ь м а д е т а л ь н ы е д а н н ы е д л я небольшого числа станций Восточной и Ц е н т р а л ь н о й Е в р о п ы за период
1 9 5 6 — 1 9 6 0 гг. [152].
,
Д л я территории Северной А м е р и к и , и особенно С Ш А , информация о ветре м о г л а быть нами использована д о с т а т о ч н о широко.
С т а т и с т и ч е с к и е сводки представлены в [153, 156, 159], к а р т ы
ветров — в [162, 189], а описания р е ж и м а в е т р а по этой территории д а н ы в [149].
Н е к о т о р ы е сведения о в е т р а х над Гонконгом д а н ы в [166],
С и н г а п у р о м — в [171], А д е н о м — в [217, 261], Г и б р а л т а р о м —
в [244]. Д о с т а т о ч н о полные сводки о в е т р а х н а д Японией опубликованы в [141].
Р е з у л ь т а т ы о б р а б о т к и шаропилотных наблюдений над З а падной А ф р и к о й за период 1 9 4 1 — 1 9 5 5 гг. приведены в [196]. Б о лее поздние наблюдения, в т о м числе и радиолокационные, были
о б р а б о т а н ы в 1961 г. д л я тропической и субтропической А ф р и к и
северного п о л у ш а р и я [177].
О б ш и р н ы е д а н н ы е по распределению геострофических в е т р о в
над миром приведены в виде карт и атласов. Н а и б о л е е полные
карты д л я средней и верхней тропосферы (500 и 300 мб) д л я северного п о л у ш а р и я д а н ы в [184, 194], где, помимо средних значений р е з у л ь т и р у ю щ и х ветров д л я 12 месяцев, даны средние к в а д - *
ратические отклонения по осям координат.
Непосредственные д а н н ы е о действительных в е т р а х н а д с е - ,
верным п о л у ш а р и е м приведены по четырем сезонам на к а р т а х
американского А т л а с а статистических п а р а м е т р о в в е т р а [155].
У к а з а н н ы е к а р т ы сведены в А т л а с , изданный в д в у х т о м а х . Приведены многочисленные статистические п а р а м е т р ы в е т р а на изобарических поверхностях 850, 700, 500, 300, 200 и 100 мб. К а р т ы
А т л а с а технически оформлены х о р о ш о с д у б л и к а т а м и на прозрачной основе, позволяющими производить различные расчеты.
Э т о т А т л а с составлен на основании в е с ь м а короткого периода
лет наблюдений. Н а б л ю д е н и я М Г Г и М Г С не были включены
в подсчет. А т л а с с о с т а в л е н по данным неравномерной сети станций. П о территории С Ш А использовано большое число станций,
а д л я территории Африки, Азии, океанов число станций с мате84
р и а л а м и наблюдений о к а з а л о с ь явно недостаточным. Р а з л и ч н ы й
цериод лет д л я разных станций и к р а т к о с т ь периода с н и ж а ю т
качество анализа многих х а р а к т е р и с т и к этого А т л а с а с климатической точки зрения. С о с т а в и т е л ь А т л а с а — Г а р о л ь д К р а т ч е р ,
я в л я ю щ и й с я одним из авторитетных пропагандистов применения
статистических методов д л я а н а л и з а ветров, с д е л а л очень много,
чтобы и м е ю щ и е с я в его р а с п о р я ж е н и и д а н н ы е были м а к с и м а л ь н о
репрезентативными.
Д л я верхних уровней (50, 30, 10 и д а ж е 5 мб) очень многие
д а н н ы е по ветру и геопотенциалу о п у б л и к о в а н ы в С Ш А на основании р а к е т н ы х исследований [180, 196]. Н е к о т о р ы е сведения д л я
А т л а н т и к и были использованы из [11], д л я Т и х о г о океана — из
[60] и д л я Индийского — из [122].
В ы ш е было у к а з а н о , что пополнение к а р т ветров, с о с т а в л е н ных нами по д а н н ы м о п у б л и к о в а н н ы х ранее а т л а с о в и справочников, явилось одним из средств уточнения анализа. Н а п р и м е р ,
для построения к а р т роз ветров многие м а т е р и а л ы были заимствованы из морских климатических а т л а с о в С Ш А [197—200].
К а р т ы ветров в этих а т л а с а х д а н ы д о у р о в н я 200 мб. А н а л о гично д л я пополнения а н а л и з а к а р т с о с т а в л я ю щ и х р е з у л ь т и р у ю щего в е к т о р а в е т р а п р и в л е к а л и с ь вертикальные р а з р е з ы в д о л ь
80° з. д., составленные за период М е ж д у н а р о д н о г о геофизиче- .
ского года м е т е о с л у ж б о й С Ш А [215].
Пополнение к а р т а э р о к л и м а т и ч е с к и х а т л а с о в [4], п о л о ж е н н ы х
в основу н а с т о я щ е й р а б о т ы , данными из о п у б л и к о в а н н ы х литер а т у р н ы х источников с о з д а л о неоднородность в м а т е р и а л е и некоторые з а т р у д н е н и я при их использовании. В п е р в у ю о ч е р е д ь
т р у д н о с т и возникли из-за различия в принятой системе представления д а н н ы х и различия изобарических поверхностей или
высот, д л я которых они п у б л и к у ю т с я . Например, д а н н ы е д л я
станций Японии [141] и З а п а д н о й А ф р и к и [196] в первоисточник а х приведены по с т а н д а р т н ы м в ы с о т а м через 1 км. П о э т о м у
при составлении к а р т по изобарическим поверхностям нами
производился пересчет д а н н ы х . При этом т а м , где н а б л ю д а л о с ь
незначительное изменение в е т р а по вертикали, как, например,
н а д А ф р и к о й , значение в е т р а д л я с о о т в е т с т в у ю щ е й изобарической поверхности принималось таким, к а к и м оно было на близл е ж а щ е м с т а н д а р т н о м у р о в н е . Т а к , д л я изобарической поверхности 850 мб д а н н ы е были взяты на с т а н д а р т н о й высоте 1,5 км,
д л я 700 мб — на 3 км и д л я 500 мб — на 6 км. Т а к о е приближение
допустимо, т а к к а к н а д А ф р и к о й высоты у к а з а н н ы х изобарических поверхностей незначительно изменяются от месяца к месяцу и очень близки к перечисленным с т а н д а р т н ы м в ы с о т а м .
Т а м , где н а б л ю д а л о с ь значительное изменение в е т р а с высотой,
например н а д Японией, с р е д н я я скорость в е т р а и вероятность
скоростей в е т р а ^ 3 0 м/сек., а т а к ж е с о с т а в л я ю щ и е скорости
д л я уровней г л а в н ы х изобарических поверхностей рассчитыва85
л и с ь в предположении линейного изменения этих х а р а к т е р и с т и к
м е ж д у с т а н д а р т н ы м и высотами.
Д л я унификации д а н н ы х , полученных из различных источников, были выполнены и д р у г и е методические работы. Например,
д л я а ф р и к а н с к и х станций [196] розы ветров были д а н ы по 16
р у м б а м и в к а ж д о м р у м б е вместо средней скорости у к а з ы в а л а с ь
повторяемость скоростей по г р а д а ц и я м . При пересчете повторяемости из 16 на 8 р у м б о в было предположено равномерное распределение различных направлений в к а ж д о м из 16 румбов, т а к
ж е к а к и равномерное распределение скоростей в п р е д е л а х к а ж дой градации.
О д н а к о с д е л а т ь м а т е р и а л , заимствованный из различных источников, полностью сопоставимым в с е ж е было невозможно.
У к а ж е м , что д а н н ы е в морских а т л а с а х С Ш А , а т а к ж е в а т л а с е
^статистических х а р а к т е р и с т и к ветра [155, 197—200] п р е д с т а в л е н ^
по к а л е н д а р н ы м сезонам. И естественно, что эти д а н н ы е могли
быть использованы лишь д л я четырех срединно-сезонных месяцев. П р и т а к о м п о д х о д е д о п у с к а е т с я погрешность за счет пренебрежения внутрисезонным х о д о м х а р а к т е р и с т и к ветра. Погрешность д л я средних месяцев переходных сезонов (апреля,
о к т я б р я ) незначительная, а д л я средних месяцев зимы и л е т а
(января, июля) м о ж е т о к а з а т ь с я большой. Э т о о б ъ я с н я е т с я тем,
что на июль и я н в а р ь п а д а ю т э к с т р е м у м ы х а р а к т е р и с т и к (скоростей) и поэтому осреднение за сезон по трем летним (июнь,
июль и а в г у с т ) и трем зимним (декабрь, я н в а р ь и ф е в р а л ь ) мес я ц а м приведет к с г л а ж и в а н и ю этих э к с т р е м у м о в , т. е. к завышению скорости в минимуме и занижению в м а к с и м у м е .
Г лава 11
ЗОНАЛЬНАЯ Ц И Р К У Л Я Ц И Я
§ 1. Роль зональных движений в системе общей циркуляции
атмосферы
Р е а л ь н а я циркуляция в а т м о с ф е р е Земли, н а б л ю д а е м а я
ежедневно, в основном имеет х а р а к т е р незональной циркуляции.
П о с л е д н ю ю м о ж н о р а с с м а т р и в а т ь к а к чисто з о н а л ь н у ю циркул я ц и ю с н а л о ж е н и е м на нее м а к р о т у р б у л е н т н ы х в о з м у щ е н и й ,
т. е. циклонов и антициклонов, н а р у ш а ю щ и х зональный перенос.
Изучение о б щ е й циркуляции а т м о с ф е р ы исторически начал о с ь с оценки особенностей зональной циркуляции. Величины
средних з о н а л ь н ы х с о с т а в л я ю щ и х в е т р а почти на п о р я д о к больше меридиональных. М е р и д и о н а л ь н а я ц и р к у л я ц и я п р о я в л я е т с я
в форме п у л ь с а ц и о н н ы х движений, но если их осреднить в д о л ь
к р у г а широты за сезон или месяц, т о отчетливо видна средняя
циркуляция к а к р е а л ь н о с у щ е с т в у ю щ а я с т а ц и о н а р н а я система.
П е р в ы е к а р т ы и в е р т и к а л ь н ы е разрезы а т м о с ф е р ы строились
ч а щ е в с е г о на основании геострофических ветров, особенно д л я
средних и верхних уровней. В п о с л е д у ю щ е м д а н н ы е геострофйческого в е т р а у ж е не у д о в л е т в о р я л и исследователей. Течения,
рассчитанные по горизонтальному г р а д и е н т у давления, плотности и в е р т и к а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й вектора у г л о в о й скорости
в р а щ е н и я З е м л и и в предположении геострофического приближения, были неточными и отличались от действительных. О с о б о е
сомнение в ы з ы в а л и р е з у л ь т а т ы , о т н о с я щ и е с я к низким широтам,
где сила К о р и о л и с а несоизмеримо м а л а по сравнению с силой
барического градиента. К р о м е того, геострофический ветер отл и ч а е т с я от р е а л ь н о г о кривизной линий т о к а и наличием зон
дивергенции и конвергенции у осей л о ж б и н и гребней, т. е. т а м ,
где в о з м о ж н ы ускорения, н а р у ш а ю щ и е равновесие основных сил,
в о з д е й с т в у ю щ и х на движение.
В н а с т о я щ е й г л а в е р а с с м а т р и в а ю т с я особенности распределе87
ния зональной с о с т а в л я ю щ е й в е т р а (западной и восточной) н а д
северным полушарием, осредненной за многолетний период. Основным средством изучения я в л я ю т с я средние месячные к а р т ы
г л а в н ы х изобарических поверхностей 850, 700, 500, 300, 200, 100,
50 и 3 0 — 2 5 мб, о х в а т ы в а ю щ и х слой а т м о с ф е р ы д о 2 4 — 2 5 км.
Т а к к а к при д а н н о м изучении зональной циркуляции использ у ю т с я климатические, а не ежедневные к а р т ы ветров, многие
д е т а л и и отдельные элементы циркуляции в ы п а д а ю т из рассмотрения. Очевидно, что при т а к о м подходе у п у с к а ю т с я т е черты
зональной циркуляции, которые п р о я в л я ю т с я в а т м о с ф е р е в конкретной синоптической о б с т а н о в к е над тем или иным районом.
В л и т е р а т у р е неоднократно подчеркивалось, что использование
средних к а р т в связи с осреднением приводит к потере некотор ы х в а ж н е й ш и х особенностей циркуляции [13, 222]. Н о пока
нельзя полностью оценить вероятность той или иной синоптической обстановки, поэтому необходимо исходить из проявляющ и х с я в природе устойчивых условий. Устойчивые особенности
о б щ е й циркуляции, а тем более зональной циркуляции, повтор я ю щ и е с я из года в год, легче всего выявить с п о м о щ ь ю климатических карт [131].
П р е ж д е чем приступить к нашей основной з а д а ч е — исследованию средней зональной циркуляции, отметим некоторые аспекты ее практического приложения.
В п р а к т и к е с л у ж б ы прогнозов большой и малой з а б л а г о в р е м е н н о е ™ широко используются различного вида, индексы зональной и меридиональной циркуляций. Количественное значение большинства из них определяется изменением д а в л е н и я
(геопотенциала) вдоль меридиана или к р у г а широты; в качестве
индекса циркуляции используется отношение угловой скорости
зонального потока а т м о с ф е р ы на данной широте к угловой скорости в р а щ е н и я З е м л и [9]
J = — • 10 3 = —
а
иН cos <р
10 3 ,
(75)
где а — у г л о в а я скорость зонального ветра по
отношению
к Земле, <о — у г л о в а я скорость в р а щ е н и я Земли, R — р а д и у с
Земли, ф - — ш и р о т а , v x — линейная з о н а л ь н а я скорость относительно Земли.
И н д е к с з о н а л ь н о й циркуляции а т м о с ф е р ы м о ж е т х а р а к т е р и з о в а т ь с я т а к ж е величиной переноса в о з д у х а в широтном направлении м е ж д у д в у м я меридианами. Е с л и принять
условия
геострофичности д в и ж е н и я атмосферы, то индекс зональной циркуляции о к а з ы в а е т с я пропорциональным среднему
градиенту
д а в л е н и я на у ч а с т к е , ограниченном этими м е р и д и а н а м и [62].
Н е з а в и с и м о от формы представления все индексы зональной
циркуляции непосредственно о т р а ж а ю т интенсивность зональных движений. Ч т о б ы судить о степени интенсивности, т. е. о том,
является ли полученный индекс циркуляции низким или высоким, необходимо в первую очередь иметь правильное представление о средней зональной циркуляции, которая не о б н а р у ж и в а е т
черт -высокого или низкого индекса.
С а м о с т о я т е л ь н о е исследование зональной циркуляции, т. е.
выделение ее из реальной картины ветров, необходимо и д л я
оценки различных теоретических моделей общей циркуляции.
П р а в и л ь н а я картина зональной и меридиональной циркуляции
над полушарием м о ж е т помочь в установлении д о п у с т и м ы х пределов упрощений с л о ж н ы х уравнений гидродинамики и термодинамики, применяемых д л я описания процессов погоды. И н ы м »
словами, решение задачи о роли зональной циркуляции необходимо для правильного в ы б о р а «краевых условий». Т а к и м о б р а зом, климатические характеристики зональной циркуляции явл я ю т с я как бы пробным камнем, позволяющим п р е ж д е всего-, ,
проверить правильность теоретических гипотез.
Очень перспективным является метод статистического изучения процессов циркуляции, когда отдельные элементы ее расс м а т р и в а ю т с я к а к случайные функции координат. Т о г д а величина средней зональной скорости является основным фоном, н а
который н а к л а д ы в а ю т с я нерегулярные т у р б у л е н т н ы е пульсациизональной скорости. В такой постановке м о ж е т быть изученэнергетический режим возмущений, выделены отдельные масш т а б ы возмущений, оценена полная энергия движения и т. п. [83].
Численный метод прогнозов использует объективный аналиаполей, в том числе и полей ветра. По-видимому, наиболее п р а вильное применение т а к о г о метода возможно через вычислениекорреляционных функций отклонений ветра от среднего многолетнего состояния, поэтому очень в а ж н о иметь данные о среднем;
зональном поле ветра [25].
Знание особенностей распределения с о с т а в л я ю щ и х зональнойциркуляции атмосферы и о т с ю д а правильное представление
о положении р а з д е л а з а п а д н ы х и восточных ветров необходимы;
т а к ж е д л я оценки вероятности возможного наличия всякого рода
аэрозолей, и в частности вредных загрязнений в а т м о с ф е р е .
Известно, что накапливание аэрозолей в атмосфере происходит,ч а щ е всего в слое, где зональная с о с т а в л я ю щ а я в е т р а меняетсвой знак. При анализе карт и вертикальных разрезов в н а с т о я щем исследовании о б р а щ а е т с я особое, в ш ш а н и е на положениенулевой изотахи зональной скорости Vx=0,
вдоль
которой
равновероятно п р е о б л а д а н и е того или иного знака компоненты;
за период осреднения.
П о мнению р я д а исследователей [110, 112], раздел м е ж д у восточными и западными течениями тропосферы Следует принимать за линию, р а з д е л я ю щ у ю циркуляцию тропических и внетропических широт. Э т о определение не у ч и т ы в а е т наличия границы
м е ж д у западными течениями умеренных широт и неустойчивыми,
преимущественно восточными течениями в системе с у б п о л я р н ы х
и полярных минимумов н а д С и б и р ь ю и Северной К а н а д о й . Д и н а м и ч е с к а я значимость ю ж н о й и северной границ з а п а д н ы х ветров неодинакова.
Г р а н и ц а м е ж д у восточными и западными в е т р а м и я в л я е т с я
той поверхностью,' через к о т о р у ю в верхних слоях а т м о с ф е р ы
п е р е т е к а ю т м а с с ы из о б л а с т и восточных ветров в о б л а с т ь зап а д н ы х ветров, а в нижних с л о я х наоборот. Т а к и м путем м а с с а
в о з д у х а в п о я с а х з а п а д н ы х и восточных ветров о с т а е т с я неизменной {56]. Знание того, к а к р а с п о л о ж е н а эта поверхность, нео б х о д и м о и д л я учета переноса момента количества движения,
б а л а н с которого я в л я е т с я одним из основных механизмов с у щ е с т в о в а н и я и п о д д е р ж а н и я средней зональной и средней меридион а л ь н о й циркуляций. Именно момент количества д в и ж е н и я пер е н о с и т с я в меридиональной циркуляции ячейкой Г а д л е я от
л р и з е м н о г о слоя восточных ветров в более высокие слои атмосферы. З д е с ь преимущественно и осуществляется, перенос момент а количества д в и ж е н и я в средние широты. В средних ш и р о т а х
момент количества д в и ж е н и я через т у р б у л е н т н ы й механизм
п е р е д а е т с я в приземные слои пояса з а п а д н ы х ветров, а о т с ю д а
в о з в р а щ а е т с я к земле. Т а к и м путем с о х р а н я е т с я б а л а н с абсол ю т н о г о момента количества д в и ж е н и я в а т м о с ф е р е независимо
о т того, к а к и е п р о м е ж у т о ч н ы е процессы при этом имеют место
[123].
§ 2. Некоторые физические процессы, обусловливающие
существование зональной циркуляции атмосферы
П р и изучении полей различных метеорологических элемент о в , как-то: т е м п е р а т у р ы , д а в л е н и я , в е т р а и др., в х а р а к т е р е
р а с п р е д е л е н и я их о б н а р у ж и в а е т с я целый р я д о б щ и х черт, заметных не т о л ь к о у поверхности земли, но и в свободной атмос ф е р е . В п е р в у ю очередь с л е д у е т у к а з а т ь на неравномерность
:в распределении метеорологических элементов н а д различными
р а й о н а м и земного ш а р а . Причинами такой неравномерности яв.ляются: различный приток солнечной энергии на в е р х н ю ю гра.ницу а т м о с ф е р ы на р а з н ы х ш и р о т а х , неравномерное распределение суши и океанов на земном ш а р е и различное положение
;участков земной поверхности относительно
общепланетарной
«системы горизонтальных и в е р т и к а л ь н ы х в о з д у ш н ы х течений
«общей циркуляции атмосферы. Горизонтальные перемещения
м а с с м о ж н о представить к а к зональные (вдоль кругов широты)
-и меридиональные (вдоль меридианов) д в и ж е н и я в о з д у х а , с которыми одновременно переносятся м а с с а , тепло, водяной пар,
-количество движения,
кинетическая энергия и д р у г и е субстанции.
В т а б л . 18, заимствованной из [98], приведены средние назем190
ные т е м п е р а т у р ы д л я р а з л и ч н ы х ш и р о т н ы х к р у г о в с е в е р н о г о
п о л у ш а р и я . Д а н н ы е п о к а з ы в а ю т , что в н а п р а в л е н и и к п о л ю с у
от 10° с. ш. в я н в а р е и от 20° с. ш. в и ю л е т е м п е р а т у р а в о з д у х а
понижается. Падение температуры вдоль меридиана неравном е р н о е , что в и д н о по в о з р а с т а н и ю м е р и д и о н а л ь н ы х р а з н о с т е й
м е ж д у широтами 4 0 — 5 0 и '60—70° в январе и июле. Р а з н о с т и
в я н в а р е почти в 3 р а з а б о л ь ш е , чем в июле.
Таблица 18
Средняя широтная температура воздуха у поверхности земли над северным:
полушарием и разности ее вдоль меридиана
Широта, град.
Месяц
Январь
Разность
Июль
Разность
0
10
20
30
60
50.
40
26,4 25,9 21,8 14,5 5 , 0 - 7 , 1
—С ,6 1 4 ,0 | 7 , 3 | £ .5 I 2 , 1 |
25,6 26,9 28,0 127,3 24,0 | 1 8 , 1
—1, 3
| - 1,11 ) , 7 | 5,3 | 5,9 |
с
70
80
- 1 6 , 1 —26,3 - 3 2 , 2
£ ,9 1
Д 1 10 , 2
14,1 1 7 , 3 .2,0
,0 | б , 8 1
Средняя
по всему
полушарию
8,1
22,4
В с р е д н е й т р о п о с ф е р е на п о в е р х н о с т и 500 м б н е о д н о р о д н о с т ь ,
распределения
температуры
вдоль
меридиана
сохраняется
с т о л ь ж е б о л ь ш о й , что п о д т в е р ж д а е т с я д а н н ы м и т а б л . 19, з а и м с т в о в а н н о й из [124, 125].
Таблица 19
Средние меридиональные горизонтальные градиенты
температуры (град./1° <р) на 500 мб
Широтная зона, град.
Месяц
85-55
55-30
30—10
Январь
0,30
0,68
0,36
Июль
0,29
0,30
0,02
Неоднородность распределения температуры воздуха (больш а я зимой, ч е м л е т о м ) и м е е т м е с т о не т о л ь к о в м е р и д и о н а л ь н о м н а п р а в л ё н и и от п о л ю с а к э к в а т о р у . И з в е с т н о , ч т о в с л е д с т в и е р а з л и ч н о й т е п л о в о й инерции о к е а н о в и м а т е р и к о в и з н а ч и т е л ь ного т у р б у л е н т н о г о о б м е н а по в е р т и к а л и в п о в е р х н о с т н о м слоеводы создается неодинаковый нагрев подстилающей
поверхн о с т и р а й о н о в , л е ж а щ и х в одной ш и р о т н о й зоне. С у ш а и в о д а '
н а г р е в а ю т с я р а з л и ч н о , д а ж е е с л и п а д а ю щ а я на е д и н и ц у п о в е р х н о с т и с о л н е ч н а я р а д и а ц и я о д и н а к о в а . Т а к ж е п о - р а з н о м у происх о д и т п р о ц е с с и з л у ч е н и я с о к е а н о в и с у ш и . В с е э т о приводит91
к различным условиям формирования поля температуры над
о к е а н а м и и континентами. В таком поле возникает неоднородность, которая обусловливает появление горизонтальных град и е н т о в т е м п е р а т у р ы . Э т и "градиенты б у д у т и м е т ь н а п р а в л е н и е
н е в д о л ь м е р и д и а н о в , к а к при у с л о в и я х з о н а л ь н о й н е о д н о р о д н о с т и , а в д о л ь н о р м а л и к линии, о т д е л я ю щ е й с у ш у от в о д ы , т. е.
к б е р е г о в о й линии. В е л и ч и н а и н а п р а в л е н и е т а к и х г о р и з о н т а л ь ных градиентов температуры т о ж е имеют сезонный х а р а к т е р :
о н и з н а ч и т е л ь н о б о л ь ш е зимой [137].
км
Рис. 18. Отклонения температуры воздуха на широте 55° от среднеширотного значения. Январь.
М а т е р и к и и о к е а н ы о к а з ы в а ю т б о л ь ш о е в о з д е й с т в и е на формирование неоднородности приземного слоя температуры. По
д а н н ы м Е. С . Р у б и н ш т е й н [114], зимой о т к л о н е н и я т е м п е р а т у р ы
от с р е д н е ш и р о т н ы х значений н а д к о н т и н е н т а м и о т р и ц а т е л ь н ы е ,
а н а д о к е а н а м и п о л о ж и т е л ь н ы е и с о с т а в л я ю т в я н в а р е 20° н а д сев е р о - в о с т о к о м А з и и и 24° н а д с е в е р о м А т л а н т и к и . С в ы с о т о й
т а к а я неоднородность, обусловленная воздействием материков и
океанов, сохраняется, хотя и ослабевает. Приведем для иллюстрации сказанного данные отклонений т е м п е р а т у р ы д л я различн ы х т о ч е к на 55° с. ш. от ее с р е д н е ш и р о т н о г о з н а ч е н и я (рис. 1 8 ) .
Э т и д а н н ы е , в з я т ы е из р а б о т ы [86], п о к а з ы в а ю т , что в я н в а р е
отклонения над континентами и океанами имеют противоположные з н а к и , п о р о ж д а я т е м с а м ы м г о р и з о н т а л ь н ы е г р а д и е н т ы темп е р а т у р ы , н о р м а л ь н о н а п р а в л е н н ы е к б е р е г о в о й линии.
Итак, в тропосфере имеет место неоднородное распределение
т е м п е р а т у р ы и, с л е д о в а т е л ь н о , н е р а в н о м е р н о е р а с п р е д е л е н и е
плотности воздушных масс. Изменение давления с высотой в разл и ч н ы х по т е м п е р а т у р е ( п л о т н о с т и ) в о з д у ш н ы х с т о л б а х прои с х о д и т р а з л и ч н о : в х о л о д н о м в о з д у х е сильнее, в т е п л о м с л а б е е .
И з в е с т н о , что э т а ф у н к ц и о н а л ь н а я с в я з ь м е ж д у т е м п е р а т у р о й
92
и д а в л е н и е м в ы р а ж а е т с я законом гидростатики. Низким темпер а т у р а м т р о п о с ф е р ы н а д полярными о б л а с т я м и с о о т в е т с т в у е т
низкое давление, в ы с о к и м т е м п е р а т у р а м , в ю ж н ы х ш и р о т а х —
в ы с о к о е давление. Н е р а в н о м е р н о е р а с п р е д е л е н и е
плотности
в различно стратифицированном в о з д у х е п о р о ж д а е т в н е ш н ю ю
силу, к о т о р а я з а с т а в л я е т его п е р е м е щ а т ь с я . Н а а т м о с ф е р у вращ а ю щ е й с я Земли, помимо горизонтального г р а д и е н т а д а в л е н и я ,
в л и я ю т еще д р у г и е факторы: ускорение, трение, сила К о р и о л и с а .
В з а и м о д е й с т в и е в с е х этих ф а к т о р о в с о з д а е т с л о ж н у ю систему
движения, к о т о р а я п р о я в л я е т с я в поле д а в л е н и я или изогипс
барической топографии.
Н е р а в н о м е р н о с т ь распределения т е м п е р а т у р ы по широтным
noflcaMt и по в е р т и к а л и сильнее в с е г о п р о я в л я е т с я зимой, к о г д а
приток р а д и а ц и и от солнца в полярных ш и р о т а х минимальный.
В это в р е м я у в е л и ч и в а ю т с я контрасты т е м п е р а т у р ы по меридианам (вдоль широтных п о я с о в ) , происходит рост кинетической
энергии д в и ж е н и я в о з д у х а , г л а в н ы м о б р а з о м зонального. Н а б л ю д а е м ы е в х о л о д н о е время г о д а н а и б о л ь ш и е контрасты в темп е р а т у р н о м поле м а т е р и к — о к е а н т а к ж е вносят существенный
в к л а д в повышение у р о в н я кинетической энергии. Э т о значит,
что зимой рост кинетической энергии происходит одновременно
за счет усиления к а к зональных, т а к и меридиональных д в и ж е ний в зависимости от взаимного р а с п о л о ж е н и я материков и океанов.
Р а с п р е д е л е н и е д а в л е н и я по горизонтали н а д северным полуш а р и е м на различных в ы с о т а х , которое м о ж н о изучить с пом о щ ь ю средних месячных к а р т барической топографии (изогипс) или средних месячных к а р т д а в л е н и я ( и з о б а р ) , у к а з ы в а е т
на относительную устойчивость в п р е д е л а х сезона (месяца)
к р у п н о м а с ш т а б н ы х барических о б р а з о в а н и й — о б л а с т е й низкого
и высокого давления. _. С о о т в е т с т в у ю щ и й этим о б л а с т я м , рельеф
поля д а в л е н и я у поверхности земли или на у р о в н е изобарической поверхности 1000 мб в е с ь м а х а р а к т е р е н : он о т р а ж а е т
влияние различных факторов, таких, к а к неравномерный прит о к тепла, в р а щ е н и е Земли, трение, расчлененность на океаны
и с у ш у , о р о г р а ф и я и некоторые др. В о з д е й с т в и е этих ф а к т о р о в
не одинаково и зависит от сезонов года. Н а средних д л я поверхности земли к а р т а х (см., например, [117, 120]) барическое поле
наилучшим о б р а з о м о т р а ж а е т черты совместного влияния в с е х
в ы ш е у к а з а н н ы х ф а к т о р о в . М ы знаем, что это п р о я в л я е т с я в существовании образований, известных как центры действия атмосферы.
Н а п о м н и м основные х а р а к т е р н ы е особенности среднего поля
д а в л е н и я (высоты изобарических поверхностей) н а д северным
п о л у ш а р и е м , привлекая к а р т ы а б с о л ю т н о й топографии 1000 мб
(рис. 19 и 20), з а и м с т в о в а н н ы е из [182].
В д о л ь э к в а т о р а проходит зона сравнительно низкого д а в л е 93
ния с ч а с т о м е н я ю щ и м и с я в е т р а м и . О н а н а б л ю д а е т с я в т е ч е н и е
в с е г о г о д а , причем ее о с ь л е т о м с м е щ а е т с я к с е в е р у в с л е д з а
с м е щ е н и е м т е р м и ч е с к о г о э к в а т о р а . С е в е р н е е э т о й зоны, в п о л о с е
2 0 — 4 0 ° с. ш., р а с п о л о ж е н а з о н а в ы с о к о г о д а в л е н и я , к о т о р а я
т а к ж е п р о с л е ж и в а е т с я в е с ь год; л е т о м о н а с м е щ а е т с я к с е в е р у ,
Рис.
19. Средняя
высота изобарической поверхности
(гп. дкм). Январь.
1000
мб.
усиливаясь над океанами и ослабевая над континентами. Зона
в ы с о к о г о д а в л е н и я на в с е м п р о т я ж е н и и н е о д н о р о д н а . Н а разл и ч н ы х д о л г о т а х она р а с п а д а е т с я на о т д е л ь н ы е а н т и ц и к л о н и ч е с к и е я д р а , причем н а и б о л е е с т а ц и о н а р н ы е из них н а б л ю д а ю т с я
преимущественно над океанами: это азорский антициклон в Атлантическом океане и гонолульский в Тихом океане
вблизи
Гавайских островов.
В л и я н и е к о н т и н е н т а с к а з ы в а е т с я в т о м , что з и м о й н а д э т и м и
районами развиваются области высокого давления. Наиболее
интенсивная область высокого давления развивается над Азией,
о б р а з у я азиатский антициклон. В это время года азиатский
94
антициклон распространяется вплоть д о тропических
широт.
Д р у г а я термически обусловленная область высокого давления,
отчетливо видимая зимой над Американским к о н т и н е н т о м , —
к а н а д с к и й а н т и ц и к л о н . Е г о в л и я н и е не р а с п р о с т р а н я е т с я д а л е к о
на ю г и в ц е л о м с к а з ы в а е т с я з н а ч и т е л ь н о м е н ь ш е на ц и р к у л я ц и и
Рис. 20. Средняя высота изобарической поверхности 1000 мб.
(гп. дкм). Июль.
северного полушария. Л е т о м азиатский антициклон исчезает
с о в е р ш е н н о и в м е с т о него н а д А з и е й п о я в л я е т с я т е р м и ч е с к а я
а з и а т с к а я д е п р е с с и я . Д р у г а я л е т н я я т е р м и ч е с к а я д е п р е с с и я , возм у щ а ю щ а я циркуляцию субтропического пояса высокого давления, р а с п р о с т р а н я е т с я н а д С е в е р н о й А м е р и к о й в К а л и ф о р н и й с к о й д о л и н е — с е в е р о а м е р и к а н с к а я д е п р е с с и я (рис. 2 0 ) .
Д а л е е к северу вдоль широт 40—60° проходит зона низкого
давления. Э т а зона, так ж е к а к и д в е предыдущие, прослежив а е т с я в т е ч е н и е в с е г о г о д а и р а с п о л а г а е т с я л е т о м с е в е р н е е , чем
зимой. В э т о й зоне п р о и с х о д и т ч а с т а я с м е н а о б л а с т е й в ы с о к о г о
95
-
и низкого давления, что приводит к значительной изменчивости
ветров. В н у т р и зоны низкого д а в л е н и я в ы д е л я ю т с я д в е замкнутые системы, ц е н т р а которых р а с п о л а г а ю т с я н а д о к е а н а м и , —
и с л а н д с к а я и а л е у т с к а я депрессии. Н а и б о л ь ш е й глубины депрессии д о с т и г а ю т зимой.
Наконец, над полярными р а й о н а м и р а с п о л а г а е т с я в основном
зона повышенного, давления.
О т м е ч е н н а я нами зональность отчетливо видна на к а р т а х
среднего приземного поля давления. В м е с т е с тем здесь обнаруж и в а е т с я значительная расчлененность поля д а в л е н и я на отдельные барические о б р а з о в а н и я , которые и г р а ю т б о л ь ш у ю
роль
в формировании, ц и р к у л я ц и и не только в д о л ь д а н н о й широтной
зоны, но и в целом по п о л у ш а р и ю . П о м и м о этого, распределение
д а в л е н и я н а д океанами и континентами х а р а к т е р и з у е т с я сезонным ходом.
С высотой влияние континентов и океанов у м е н ь ш а е т с я . П о л е
д а в л е н и я с г л а ж и в а е т с я , неоднородность у м е н ь ш а е т с я . Имеющиеся у поверхности земли з а м к н у т ы е барические о б р а з о в а н и я
в средней тропосфере з а м е н я ю т с я гребнями и л о ж б и н а м и , а на
еще более высоких у р о в н я х в среднем отмечается почти зональное распределение давления. Зимой, например, в с т р а т о с ф е р е
наиболее низкое д а в л е н и е н а б л ю д а е т с я н а д полюсом, а к ю г у оно,
монотонно в о з р а с т а е т . Точно т а к ж е и летом в с т р а т о с ф е р е д а в л е "
ние от полюса сравнительно равномерно в о з р а с т а е т к э к в а т о р у .
П е р в ы е климатические к а р т ы барической топографии д л я
свободной а т м о с ф е р ы были с о с т а в л е н ы X. П. П о г о с я н о м [97].
К н а с т о я щ е м у времени о п у б л и к о в а н ы средние к а р т ы барической
топографии многими а в т о р а м и [58, 98, 173]. Н а и б о л е е полными
из них я в л я ю т с я карты, в о ш е д ш и е в аэроклиматические а т л а с ы
Н а у ч н о - и с с л е д о в а т е л ь с к о г о института аэроклиматологии [3, 58].
Р а с с м о т р и м по к а р т а м барической топографии основные
формы п р е о б л а д а ю щ е й циркуляции в а т м о с ф е р е над северным
п о л у ш а р и е м , годовой х о д ее и особенности распределения по горизонтали. А н а л и з к а р т 500, 300, 200 и 100 мб за я н в а р ь и июль
(см., например, [58]) у к а з ы в а е т , в частности,, что в январе над
А т л а н т и ч е с к и м и Т и х и м океанами, а т а к ж е н а д Ц е н т р а л ь н о й
Азией с ю г а на север в у м е р е н н ы е широты п р о с т и р а ю т с я три
барических гребня. Н а ю г е вдоль тропических широт они слив а ю т с я с субтропическими о б л а с т я м и высокого давления. С а м ы й
развитый из них — э т о гребень над А т л а н т и ч е с к и м океаном,
с о о т в е т с т в у ю щ и й здесь отчетливому гребню т е п л а (рис. 2 1 ) .
Три барических гребня, р а з д е л я ю щ и х известные три барические л о ж б и н ы .северного полушария, о т р а ж а ю т волновой х а р а к тер циркуляции в п л а н е т а р н о м м а с ш т а б е . Л о ж б и н ы низкого д а в ления тропосферы северного п о л у ш а р и я п р и м ы к а ю т к околополярной депрессии. О д н а из них р а с п о л о ж е н а над восточным
п о б е р е ж ь е м А з и а т с к о г о континента в д о л ь 140° в. д., д р у г а я —
96
вдоль восточного побережья Американского
континента
по
80° з. д., а о с ь т р е т ь е й л о ж б и н ы , н а и м е н е е р а з в и т о й из т р е х ,
о р и е н т и р о в а н а с Б е л о г о м о р я на Ц е н т р а л ь н у ю Е в р о п у и д а л е е
к Средиземному морю.
О п р е д е л я ю щ и м фактором перестройки зимнего поля циркуляции на л е т н е е я в л я е т с я п р о г р е в а н и е в о з д у ш н ы х м а с с н а д в с е м
полушарием. Прогрев повсеместный, хотя и неравномерный.
Рис. 21. Средняя высота изобарической поверхности 200 мб (гп. км.).
Январь.
Н а э к в а т о р е у п о в е р х н о с т и з е м л и т е м п е р а т у р а в о з д у х а от я н в а р я
к и ю л ю почти н е п о в ы ш а е т с я , а н а ш и р о т а х 6 0 — 6 5 ° , в д о л ь к о т о рых 7 0 % площади занято сушей, повышение составляет около
35° С . З д е с ь р а з н о с т ь я н в а р ь — и ю л ь , к а к э т о в и д н о из т а б л . 20,
достигает максимума. Неравномерное повышение температуры
от я н в а р я к и ю л ю е щ е б о л е е о т ч е т л и в о п р о я в л я е т с я по д а н н ы м
разностей т е м п е р а т у р ы за январь и июль над континентами и
океанами. Н а д континентами Евразии и Америки массы воздуха
прогреваются сильнее, чем н а д океанами. Т а к , например, если
с р а в н и т ь т е м п е р а т у р у в о з д у х а , о с р е д н е н н у ю по в с е м у п о л у ш а р и ю д л я я н в а р я , с т е м п е р а т у р о й в о з д у х а д л я и ю л я , то, к а к это*
с л е д у е т из т а б л . 20, н а д о к е а н а м и р а з н о с т ь с о с т а в л я е т 9,8° С , а
н а д с у ш е й — 23,8° С . Н а и б о л ь ш а я р а з н о с т ь н а б л ю д а е т с я
на
7
И . Г.
Гутерман
•97
ш и р о т а х 80 и 60°, п р о х о д я щ и х п р и м е р н о по с е р е д и н е континент о в . В д о л ь 20° с. ш. р а з н о с т и м а л ы и с о с т а в л я ю т 3,3° С н а д о к е а н а м и и 11,4° С н а д с у ш е й [120].
Д л я с у ж д е н и я о б изменении с р е д н е й т е м п е р а т у р ы т р о п о с ф е р ы
от я н в а р я к и ю л ю р а с с м о т р и м д а н н ы е о б и з м е н е н и и о т н о с и т е л ь ной т о п о г р а ф и и #icoo,
з а и м с т в о в а н н ы е из [182] ( т а б л . 2 1 ) . Н а и б о л ь ш и й п р о г р е в с л о я с р е д н е й т р о п о с ф е р ы от я н в а р я к и ю л ю
наблюдается в умеренных широтах и особенно вдоль меридианов,
проходящих
через середину Азиатского континента
(120—
130° в. д . ) . З д е с ь у в е л и ч е н и е с л о я о т н о с и т е л ь н о й т о п о г р а ф и и
к о л е б л е т с я от 60 д о 72 гп. д к м (рис. 2 2 ) .
В е с ь х о д и з м е н е н и я полей т е м п е р а т у р ы у з е м л и и о т н о с и т е л ь ного г е о п о т е н д и а л а # ш »
у к а з ы в а е т на о с о б е н н о с и л ь н ы й прогрев приземных нижних слоев атмосферы. В результате этого
прогрева над ю ж н ы м и частями континентов Азии их Северной
А м е р и к и в и ю л е п р о и с х о д и т н а и б о л ь ш е е у г л у б л е н и е .областей
низкого давления.
Таблица
20
Средние температуры воздуха над сушей и океаном в январе и июле
и разности между ними
Разность
Океаны
Суша
суша
океаны
Широта, град.
ооооооооо
оО|^СОЮ"=}<с<ЗСМ'—'
Все полушарие
январь
июль
разность
37,1
36,1
37,0
32,5
25,4
19,4
11,4
1,3
0,4
—27,7
—14,2
3.5
9.6
17,1
23,0
26,0
26,7
0,2
6,3
6,6
11,4
18,9
23,9
26,3
27,2
26,8
27,9
20,5
7.8
6.9
9,3
6,8
3,3
1,2
0,1
7,1
13,8
20,4
16,0
7,9
• 4,8
2,6
—0,1
-8,8
—8,6
—8,2
—7,8
—5,5
—
—0,4
23,8
6,3
16,1
9,8
8,8
—5,2
январь
июль
разность
—34,8
—28,0
—21,6
-12,5
1,7
12.3
20.4
27,0
26,8
2,3
8,1
15,4
20,0
27.1
31.7
31.8
28,3
27.2
—2,5
21,3
—1,2
январь -
—1,0
июль
—2,1
—1,8
/
С е з о н н ы й х а р а к т е р п е р е с т р о й к и поля д а в л е н и я л у ч ш е в с е г о
м о ж н о п р о с л е д и т ь с п о м о щ ь ю к а р т ы д л я п о в е р х н о с т и 1000 мб.
зВысота э т о й п о в е р х н о с т и от я н в а р я к и ю л ю у м е н ь ш а е т с я н а д
к о н т и н е н т а м и и в о з р а с т а е т н а д о к е а н а м и . В э т о т п е р и о д происходит исчезновение сибирского и североамериканского (канадского) зимних антициклонов, т а к ж е как исландского и алеутского минимумов. Н а д Центральной Азией отмечается наибольш е е падение
давления
при о д н о в р е м е н н о м
р о с т е его
над
северными частями океанов. Э т о свидетельствует об образован и и т е р м и ч е с к о й д е п р е с с и и н а д к о н т и н е н т о м при о д н о в р е м е н н о м
98
!
,
с м е щ е н и и м а к с и м у м о в н а д о к е а н а м и к с е в е р у . Н а рис. 23 п о к а з а н о
и з м е н е н и е в ы с о т ы и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 1000 м б з а п е р и о д
с я н в а р я по и ю л ь в г е о п о т е н ц и а л ь н ы х д е к а м е т р а х (гл. д к м ) . Н а
карте в первую очередь видна обширная область над Евроазиатским и А ф р и к а н с к и м континентами, занятая отрицательными
Рис. 22. Разность высоты относительной топографии //jqqq (гп. ДКМ).
Январь—июль.
разностями, достигающими над Китаем
( ф = 4 0 ° с. ш.,
К=
= 100° в. д . ) — 2 4 гп. д к м . Н а д к о н т и н е н т о м А м е р и к и п о н и ж е н и е
с о с т а в л я е т в с е г о 4 гп. д к м . ( О т р и ц а т е л ь н ы е р а з н о с т и п о к а з ы в а ю т с н и ж е н и е и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 1000 мб.) Н а д о к е а н а м и и з м е н е н и е в ы с о т ы и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 1000 м б от
зимы к лету имеет противоположный ход. Н а д Тихим океанъм
в т о ч к е с к о о р д и н а т а м и ф = 45° с. ш. и Л = 1 5 0 ° в. д . и н а д А т л а н т и ч е с к и м о к е а н о м в т о ч к е ф = 62° с. ш. и % = 35° з. д . в ы с о т а э т о й
п о в е р х н о с т и от зимы к л е т у у в е л и ч и в а е т с я на 12 гп. д к м . Т а к
как центры наибольшего подъема изобарической поверхности.
7*
'
99:
1000 мб с о в п а д а ю т с о б л а с т я м и активной циклонической деятельности: в Т и х о м океане с а л е у т с к о й депрессией, в Атлантическом с и с л а н д с к о й , то можно, говорить о с у щ е с т в е н н о м их заполнении и ослаблении к лету.
М а к с и м у м положительной разности д а в л е н и я (высоты изобарической поверхности 1000 мб) д л я я н в а р я и июля наблю-
д а е т с я над океанами. Э т о означает, что к июлю количество
в о з д у х а , н а х о д я щ е г о с я над океанами, д о с т и г а е т м а к с и м у м а , ,
в то время к а к в я н в а р е н а д этими ж е районами океанов м а с с а
в о з д у х а минимальна [137].
И т а к , июльское барическое поле тропосферы определяется
оттоком теплого в о з д у х а с континентов на океаны, что сопров о ж д а е т с я увеличением д а в л е н и я н а д океанами и уменьшением
н а д континентами. При этом происходит выравнивание горизонт а л ь н ы х градиентов и о б щ е е снижение у р о в н я кинетической
энергии. О т т о к теплого в о з д у х а с континентов п о в ы ш а е т уровень
100
и з о б а р и ч е с к и х п о в е р х н о с т е й 500, 300 и 200 м б н а д о к е а н а м и ,
в с л е д с т в и е чего с у б т р о п и ч е с к и е а н т и ц и к л о н ы в д о л ь в с е г о полуш а р и я л е т о м в ы р а ж е н ы б о л е е о т ч е т л и в о , чем зимой. В а ж н о отм е т и т ь , что о д н о в р е м е н н о с э т и м п р о и с х о д и т п о д ъ е м и з о б а р и ч е с к и х п о в е р х н о с т е й и в в ы с о к и х ш и р о т а х , причем е щ е б о л е е сильный, чем в низких, ч т о у м е н ь ш а е т н а к л о н э т и х п о в е р х н о с т е й
вдоль меридиана. Направление наклона в июле сохраняется
в п р е д е л а х т р о п о с ф е р ы ( д о 100 м б ) т а к и м ж е , к а к в я н в а р е ,
т. е. в с т о р о н у п о л ю с а .
Таблица
Изменение относительной топографии Я ^ д
21
от января к июлю (гп. дкм)
Северная широта, град.
Долгота, град.
0 в
30
60
90
120
150
180
150 3
120
90
60
30
Среднее по полушарию . .
0
20
40
60
80
—1,0
—0,8
—0,8
-0,8
—0,5
—1,5
—1,5
0,0
0,0
-1,3
-1,3
-1,0
18,0
20,0
19,5
15,0
12,0
5,0
4,3
7,0
7,5
6,0
4,6
8,0
26,0
33,0
43,5
50,0
60,0
42,0
21,5
16,5
28,0
36,0
21,0
14,0
22,0
31,0
44,5
56,5
69,0
59,0
38,0
34,0
46,0
53,0
42,0
24,0
35,0
35,0
38,0
42,0
44,0
44,0
42,0
44,0
46,0
46,0
43,0
38,0
-0,9
10,6
32,7
43,2
41,5
В и ю л е з о н а л ь н о е р а с п р е д е л е н и е д а в л е н и я в т р о п о с ф е р е возмущено слабее, чем в январе. К а к следствие этого происходит
уменьшение амплитуды н а б л ю д а е м ы х в поле изогипс волновых
в о з м у щ е н и й , что о п р е д е л я е т п о я в л е н и е в д о л ь к р у г а ш и р о т ы
в з о н а л ь н о м п о т о к е б о л е е к о р о т к и х в о л н [8, 9, 112]. С о о т в е т с т в е н н о на и ю л ь с к и х к а р т а х б а р и ч е с к о й т о п о г р а ф и и (рис. 24)
н а б л ю д а ю т с я четыре высотные барические ложбины,
распрос т р а н я ю щ и е с я от ц е н т р а л ь н о й п р и п о л ю с н о й д е п р е с с и и . Э т и
л о ж б и н ы в л е т н и й п е р и о д г о д а м е н е е г л у б о к и е , ч е м в зимний.
Основная ложбина распространяется вдоль Берингова пролива
и д а л е е на юго-восток Тихого океана; с л е д у ю щ а я , т а к ж е достаточно г л у б о к а я л о ж б и н а п р о х о д и т - е А л я с к и через полуостров
Л а б р а д о р на А т л а н т и ч е с к и й о к е а н и р а с п о л а г а е т с я в э т о в р е м я
года несколько восточнее. О с ь третьей высотной барической
л о ж б и н ы , в и д и м о й на п о в е р х н о с т я х 500, 300, 200 и д а ж е 100 мб,
п р о х о д и т в д о л ь б е р е г о в С к а н д и н а в с к о г о п о л у о с т р о в а на ю г
Пиренейского полуострова, наконец, четвертая л о ж б и н а распро-
101
(
с т р а н я е т с я с Т а й м ы р с к о г о п о л у о с т р о в а на ю г через ц е н т р А з и а т с к о г о " к о н т и н е н т а в д о л ь 80° в. д. (рис. 2 4 ) .
Р а з д е л я ю щ и е эти л о ж б и н ы ч е т ы р е б а р и ч е с к и х г р е б н я р а с полагаются соответственно над восточной частью Тихого океана
и о т ч а с т а г н а д А м е р и к а н с к и м континентом, над Атлантическим
океаном, Европейским континентом и Д а л ь н и м Востоком. Д в а
Рис. 24. Средняя высота изобарической поверхности 200 мб (гп.км).
Июль.
п о с л е д н и х г р е б н я с м ы к а ю т с я на ю г е с о б л а с т ь ю в ы с о к о г о д а в л е ния н а д А з и а т с к и м и А ф р и к а н с к и м к о н т и н е н т а м и .
В ы ш е б ы л и о б с у ж д е н ы о с н о в н ы е ч е р т ы б а р и ч е с к о г о поля
с е в е р н о г о п о л у ш а р и я . П р е ж д е чем п е р е й т и к р а с с м о т р е н и ю поля
в е т р а , в ы я с н и м , к а к и м о б р а з о м оно с в я з а н о с п о л е м т е м п е р а т у р ы .
В последние годы были опубликованы наиболее полные климат и ч е с к и е д а н н ы е по т е м п е р а т у р е [3, 124, 125]. О н и и с п о л ь з у ю т с я
здесь, чтобы продемонстрировать соответствие м е ж д у средним
зональным движением и средними меридиональными градиентами температуры.
Н а рис. 25 п р е д с т а в л е н о и з м е н е н и е по в е р т и к а л и д о 25 к м
зональной составляющей скорости для января и июля. Эти кри102
вые в ы р а ж а ю т интегральную характеристику потоков в целом
для всего северного полушария; в потоках с такими скоростями
м о г л о бы п е р е м е щ а т ь с я с в о б о д н о п л а в а ю щ е е т е л о при в о з д е й с т в и и на его д в и ж е н и е с у м м ы з о н а л ь н ы х с к о р о с т е й по в с е м д о л готам и широтам. Эффектом этого гипотетического воздействия
б ы л о бы п е р е м е щ е н и е т е л а к а к в я н в а р е , т а к и в и ю л е с з а п а д а
Шм/сеп.
Рис. 25. Зональная составляющая скорости ветра для
января (1) и июля (2) и меридиональные градиенты температуры для января (3) и июля (4) , осредненные в целом
по полушарию.
на в о с т о к в с л о я х по к р а й н е й м е р е д о в ы с о т 15—-16 км. Э т о
о б с т о я т е л ь с т в о с н е с о м н е н н о с т ь ю у к а з ы в а е т на п р е о б л а д а н и е
зональных ветров в системе общей зональной
циркуляции
атмосферы.
В т р о п о с ф е р е на о б е и х к р и в ы х в е т р а о т м е ч а е т с я
рост
з о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й с в ы с о т о й . С р е д н я я по п о л у ш а р и ю скор о с т ь з а п а д н о г о в е т р а в я н в а р е в 2 р а з а б о л ь ш е , чем в и ю л е .
Эти кривые показывают различия в преобладающей циркуляции
х о л о д н о г о и т е п л о г о в р е м е н и г о д а . О с о б е н н о о т ч е т л и в о они про103
я в л я ю т с я в с т р а т о с ф е р е выше 1 2 — 1 5 км. Т а к , в июле у ж е с 16 км
зональная с о с т а в л я ю щ а я , осредненная по в с е м у п о л у ш а р и ю ,
становится восточной и у в е л и ч и в а е т с я с высотой. В я н в а р е зональная с о с т а в л я ю щ а я д о с т и г а е т м а к с и м у м а в слое 1 0 — 1 1 км,
выше (к 2 0 — 2 2 км) она несколько о с л а б е в а е т , а затем в в е р х н е й
с т р а т о с ф е р е вновь в о з р а с т а е т , с о х р а н я я в с е время з а п а д н о е
направление.
Н а рис. 25 нанесены т а к ж е кривые вертикального х о д а средних по п о л у ш а р и ю меридиональных градиентов т е м п е р а т у р ы ,
рассчитанных на г р а д у с широты. И с п о л ь з у я теорию изменения
вектора ветра с высотой, м о ж н о по д а н н ы м рис. 25 качественно
заключить, что на 1 0 — 1 2 км (200 мб) величина горизонтального
градиента т е м п е р а т у р ы минимальна, а величина барического
градиента м а к с и м а л ь н а (изопикнический с л о й ) . В январе, кроме
того, отчетливо виден второй изопикнический слой, который обусловливает появление на кривой зональной скорости в т о р о г о
э к с т р е м у м а (минимума) в слое около 2 0 — 2 2 км. В июле второй
э к с т р е м у м не виден на рис. 25, т а к к а к он ограничен высотой
25 км. Р о с т восточной с о с т а в л я ю щ е й с высотой, несмотря на некоторое его о с л а б л е н и е на 2 0 — 2 2 км, у к а з ы в а е т на то, что максимум р а с п о л о ж е н где-то в верхней стратосфере. К а к показыв а ю т некоторые исследования [144, 180], а т а к ж е [53, 101], слой
с м а к с и м а л ь н ы м и скоростями р а с п о л о ж е н около 55 км.
Х о р о ш а я с о г л а с о в а н н о с т ь м е ж д у горизонтальными меридиональными г р а д и е н т а м и т е м п е р а т у р ы и зональными ветрами,
осредненными по в с е м у п о л у ш а р и ю , независимо от широты и
долготы п о д т в е р ж д а е т с я данными т а б л . 22. В т а б л . 22 приведены разности средних т е м п е р а т у р , отнесенных к одному град у с у вдоль меридиана для различных широт. М а т е р и а л ы эти
з а и м с т в о в а н ы нами из р а б о т [124,^ 125].
В январе, к а к этого и с л е д о в а л о о ж и д а т ь из условий теплового б а л а н с а , севернее 10° с. ш. по всей т р о п о с ф е р е д о 200 мб
н а б л ю д а ю т с я положительные разности т е м п е р а т у р ы вдоль меридиана [16]. Т а к о е положение с о о т в е т с т в у е т ю ж н о м у направлению меридионального градиента т е м п е р а т у р ы , в с л е д с т в и е чего
з а п а д н ы е ветры д о л ж н ы в о з р а с т а т ь . В июле аналогичные полож и т е л ь н ы е разности н а б л ю д а ю т с я л и ш ь д о 300 мб и в меньшем
д и а п а з о н е широт, а именно, т о л ь к о в широтной зоне севернее
20° с. ш. О т 20° с. ш. к э к в а т о р у разности т е м п е р а т у р в июле
в д о л ь меридиана отрицательные на всех в ы с о т а х , - С л е д о в а тельно, здесь из-за северного направления градиента температ у р ы д о л ж е н н а б л ю д а т ь с я поворот термического ветра с з а п а д а
на восток. .Положительные разности т е м п е р а т у р ы по меридиану
в я н в а р е почти в д в о е больше, чем в июле, что о б ъ я с н я е т более
резкое в о з р а с т а н и е зональной скорости в январе. У к а ж е м т а к ж е ,
что с а м ы е большие положительные разности в я н в а р е имеют
место м е ж д у 30—40° с. ш., а в июле — м е ж д у 40—50° с. ш.
104
Таблица 22
Меридиональные градиенты температуры (°С/1°ф), осредненные по кругам
широты северного полушария
Ш и р о т н ы е п о я с а , град.
р
Мб
90-80
80-70
70-60
60-50
50-40
40—30
30-20
20-10
Среднее
для всего
северного
полушария
Январь
0,18
0,24
0,34
0,28
0,23
0,24
0,28
0,25
0,25
0,38
0,50
0,43
0,16
0,21
0,16*
0,18*
0,46
0,35
0,29
0,19*
0,22
0,51
0,53
0,59
0,77
0,69
0,36
0,82
0,68
0,28
0,69
0,81
0,65
0,32
0,63
0,75
0,57
0,35
0,41
0,72
0,02* 0,06* 0,05* 0 , 1 6 *
0,08*
-0,74 —0,34
—0,39
-0,80
0,10
-10,42 -0,37 —0,29
0,45 —0,35
-0.14 -0.21
0.12 -0,07
0,43
0,53
0,50
0,47
0,27
Июль
0,54
0,47
0,36
0,32
0,37
850
0,28
0,48
0,35
0,25
0,36
0,29
700
0,13
0,39
0,29
0,24
0,33
0,25
500
0,17
300
0,00* 0,11* 0,18* 0 , 3 3 0,46 0,26
0,03* -0,03*
0,37
•0,28
0,20*
200
-0,09
0,57 —0,83 —0,71
100
0,00 —0,27 —0,32
0,27 —0,29 —0,41 -0,48
—0,36
50 —0,25
0,37 —0.27
0,25 —0.21 -0,14
30
-0.37
—0,06
—0,12
0,02* —0,15
0 , 0 3 —10,05*
0 , 0 3 —0,05*
—0,18
—0,44
-0,24
—0,13
—0,10
—0,25
—0,18
—0,14
0,22
+0,19
0,18
0,15
-0,14
—0,39
—0,31
—0,23
Минимальные
горизонтальные - градиенты
температуры
(в т а б л . 22 о т м е ч е н ы з в е з д о ч к о й ) , к а к известно, о п р е д е л я ю т мин и м у м т е р м и ч е с к о г о в е т р а и с о о т в е т с т в е н н о , м а к с и м а л ь н о е значение п о л н о г о в е к т о р а в е т р а . В я н в а р е э т и у с л о в и я н а б л ю д а ю т с я
на п о в е р х н о с т и 300 м б с е в е р н е е 60° с. ш., а на п о в е р х н о с т и 200 м б
ю ж н е е 60° с. ш. Т а к и м о б р а з о м , э т о о б с т о я т е л ь с т в о у к а з ы в а е т
на п о в ы ш е н и е у р о в н я т р о п о с ф е р н о г о
максимума
зонального
в е т р а в н а п р а в л е н и и с с е в е р а на юг. В и ю л е м и н и м а л ь н ы е горизонтальные градиенты температуры вдоль меридиана располож е н ы н е с к о л ь к о в ы ш е , ч е м в я н в а р е в п о л о с е у м е р е н н ы х и высок и х ш и р о т , а именно в зоне м е ж д у 300 и 200 мб. В т р о п и ч е с к и х
и э к в а т о р и а л ь н ы х ш и р о т а х в и ю л е н а б л ю д а ю т с я очень с л а б ы е
горизонтальные градиенты т е м п е р а т у р ы вдоль меридиана, имеющ и е п р е и м у щ е с т в е н н о н а п р а в л е н и е с с е в е р а на ю г . О б р а т н о е
н а п р а в л е н и е г о р и з о н т а л ь н о г о г р а д и е н т а т е м п е р а т у р ы , т. е. от
полюса к экватору, наблюдается в нижней части тропосферы
ю ж н е е 30° с. ш., а в в е р х н е й ее ч а с т и л и ш ь ю ж н е е 20° с. ш. И з
э т о г о с т а н е т п о н я т н ы м с м е щ е н и е п о в е р х н о с т и , о т д е л я ю щ е й зап а д н ы е в е т р ы о т в о с т о ч н ы х , к ю г у по м е р е п о д ъ е м а от п о в е р х 105
ности земли к у р о в н я м 300—200 мб, что б у д е т показано ниже на
разрезе (см., например, рис. 34, 51 и 54).
В с т р а т о с ф е р е выше у р о в н я минимальных положительных
разностей т е м п е р а т у р ы по меридиану н а б л ю д а е т с я северное направление градиента т е м п е р а т у р ы . В январе смена знака разностей происходит лишь над низкими широтами — ю ж н е е 50° с. ш.
Что к а с а е т с я широт к северу от 50° с. ш., то здесь положительные разности т е м п е р а т у р ы вдоль меридиана с о х р а н я ю т наибольшие значения в д и а п а з о н е и с с л е д у е м ы х нами высот (25 км) (см.
т а б л . 22). Этим определяется резкое в о з р а с т а н и е з а п а д н о й сос т а в л я ю щ е й на ш и р о т а х 60—70° с. ш. в с т р а т о с ф е р е . В июле
в с т р а т о с ф е р е н а б л ю д а ю т с я отрицательные разности температ у р ы на всех ш и р о т а х .
В соответствии с различным х а р а к т е р о м распределения у к а занных горизонтальных градиентов т е м п е р а т у р ы величина и направление термического ветра д о л ж н ы быть разными зимой и
летом. Зимой термический ветер — западный и в о з р а с т а е т с высотой. Л е т о м н а б л ю д а е т с я в р а щ е н и е термического в е т р а с высотой по часовой стрелке: от з а п а д н о г о направления в т р о п о с ф е р е
он, у м е н ь ш а я с ь , постепенно переходит на восточный, у с и л и в а ю щийся с высотой.
§ 3. Краткий обзор схем зональной циркуляции атмосферы
В н а с т о я щ е е время с у щ е с т в у ю т различные с х е м ы о б щ е й циркуляции. Д л я их создания использовались осредненные данные,
а т а к ж е ежедневные синоптические карты, на которых т а к ж е
видны основные черты атмосферной циркуляции.
О с н о в н ы е р е з у л ь т а т ы по исследованию общей циркуляции
а т м о с ф е р ы можно найти в метеорологических к у р с а х и сборник а х [6, 26, 27, 44, 46, 56, 62, 102, 110, 123,, 127, 131, 137, 170]. Теоретические и с с л е д о в а н и я циркуляции атмосферы, которые ч а с т о
сочетались с анализом эмпирических данных, изложены в [8, 9,
10, 13, 16, 17, 24, 45, 49, 64, 66, 73, 90, 97, 98, 132, 135, 139, 145,
164]. В течение последних десятилетий нашли о т р а ж е н и е в литер а т у р е специальные исследования по планетарной фронтальной
зоне и струйным течениям к а к в а ж н е й ш и м звеньям общей циркуляции [14, 15, 21, 41, 42, 74, 85, 95, 96, 100, 103, 109, 192, 193,
213, 214, 233].
К а к известно, чисто зональное д в и ж е н и е в природе н а р у ш а е т с я влиянием т у р б у л е н т н о г о трения, которое с о з д а е т меридиональные и вертикальные перемещения масс. П о э т о м у т а к о е
движение можно выявить при условии, что оно о б л а д а е т значительной степенью устойчивости. Э т о значит, что зональное движение м о ж е т быть исследовано с помощью схемы, п о л у ч а е м о й
путем осреднения реальных ветров по времени и по широте (независимо О Т Д О Л Г О Т Ы ) ;
106
С х е м ы зональной циркуляции, осредненной по к р у г а м широт
Земли, строились многократно по м а т е р и а л а м фактических наблюдений д о с т а т о ч н о большого числа станций; строились т а к ж е
теоретические схемы с использованием законов физики и гидромеханики.
Р а н н и е схемы зональной циркуляции а т м о с ф е р ы были составлены Я- Бьеркнесом. Н а среднем р а з р е з е д л я всего п о л у ш а р и я
по х о д у изотах зональной компоненты геострофического ветра
у ж е т о г д а была видна неравномерность н а р а с т а н и я скорости западного зонального д в и ж е н и я . О т у м е р е н н ы х и субтропических
широт з о н а л ь н а я скорость резко у м е н ь ш а л а с ь к ю г у и в экватор и а л ь н ы х ш и р о т а х она принимала восточное направление.
В период 1 9 3 0 — 1 9 4 0 гг. появилось б о л ь ш о е число количественных м а т е м а т и ч е с к и х решений системы общей циркуляции, и
в особенности зональной циркуляции.
Н. Е. Кочин {47, 66] в своей р а б о т е исходил из наиболее общей формы у р а в н е н и я д в и ж е н и я гидродинамики в сферических
к о о р д и н а т а х , у ч и т ы в а ю щ и х т у р б у л е н т н о с т ь ; причем использов а н н а я им величина коэффициента вязкости была в з я т а исходя
из м а с ш т а б о в д в и ж е н и я в системе общей циркуляции. В т р е х мод е л я х циркуляции р а с с м а т р и в а л и с ь соотношения х а р а к т е р и с т и к
м а с ш т а б о в в е р т и к а л ь н ы х и горизонтальных движений в атмосфере. Э т о позволило ввести х а р а к т е р и с т и ч е с к у ю величину б, опр е д е л я ю щ у ю развитие циркуляции, и у п р о с т и т ь у р а в н е н и е Нав ь е — С т о к с а . М а с ш т а б величины б п о р я д к а толщины атмосферы.
О ц е н к а п о р я д к а сил, в о з д е й с т в у ю щ и х на а т м о с ф е р у , потреб о в а л а у п р о щ е н и я у р а в н е н и й д в и ж е н и я . Б ы л о у с т а н о в л е н о , что
м о ж н о пренебречь силой инерции по сравнению с силой К о р и о лиса и что последняя в модели зональной стационарной циркуляции д о л ж н а иметь тот ж е самый порядок, что и сила вязкости.
П р и н я в известными из наблюдений распределение д а в л е н и я
у поверхности земли и т е м п е р а т у р у на высотах* Кочин рассмотрел с х е м ы течений чисто зональной, стационарной зональной и
незональной и нестационарной циркуляции атмосферы.
В п о с л е д у ю щ е м идеи Кочина о том, что д в и ж е н и я а т м о с ф е р ы
на земле подобны д в и ж е н и ю в пограничном слое вязкой жидкости,
были значительно о б о б щ е н ы и уточнены. В 1938 г. М . А . Г е л ь б к е
[47] построил с х е м у стационарной зональной циркуляции атмос ф е р ы исходя из уточнения х а р а к т е р а распределения коэффициента т у р б у л е н т н о й вязкости по вертикали. В с х е м е А . А . Д о р о д ницына, В. И. И з в е к о в а и М . Г , Ш в е ц а [50] использовались новые
исходные д а н н ы е по р а с п р е д е л е н и ю т е м п е р а т у р ы и наземного
д а в л е н и я и более точное значение коэффициента т у р б у л е н т н о й
вязкости в функции высоты и по горизонтали. Э т а с х е м а содерж и т кольца циркуляции в меридиональной плоскости, в том числе
п а с с а т н у ю циркуляцию, к о т о р а я не могла быть получена по
с х е м е Н. Е. Кочина. К р о м е того, з о н а л ь н а я циркуляция в с х е м а х
107
у п о м я н у т ы х авторов расчленена по вертикали, что весьма существенно с точки зрения приближения теоретических схем к реальным.
Н е о б х о д и м о с т ь д а л ь н е й ш е г о уточнения гидродинамических
моделей циркуляции а т м о с ф е р ы привела к с у щ е с т в е н н о м у улучшению теории Кочина и, в частности, в т а к и х в о п р о с а х , к а к решение уравнений п р и т о к а тепла в атмосфере, изучение х а р а к т е р а
т у р б у л е н т н о й вязкости с у ч е т о м зависимости ее не только от
высоты, но и от широты и долготы, в связи с х а р а к т е р о м подс т и л а ю щ е й поверхности и др.
Б о л ь ш о й в к л а д в р а з р а б о т к у этих вопросов внесли работы
И. А . К и б е л я [64], М . Е. Ш в е ц а [135], М . И. Ю д и н а [138, 139].
Точный учет влияния горизонтального перемешивания на распределение т е м п е р а т у р ы , которое м о ж е т быть получено из теоретического' решения
уравнений
гидродинамики,
выполнен
Е. Н. Блиновой [8]. Е ю было рассчитано зональное распределение т е м п е р а т у р ы с у ч е т о м распределения материков и океанов.
В п о с л е д у ю щ е м выводы данной р а б о т ы по р а с ч е т у зонального
> поля т е м п е р а т у р ы в свободной а т м о с ф е р е были уточнены
С. А . М а ш к о в и ч е м и использованы им д л я построения системы
течений зональной циркуляции [72, 73, 74, 75].
Р е а л ь н о с т ь зональной циркуляции неоднократно постулиров а л а с ь ф а к т о м совпадения теоретических расчетных схем зональной циркуляции со с х е м а м и эмпирическими, построенными на
основе м а т е р и а л о в наблюдений. При этом теоретическим путем
у д а л о с ь получить данные, х о р о ш о с о в п а д а ю щ и е с действительной зональной картиной ветров, з а д а в один из термодинамических элементов, например т е м п е р а т у р у по данным наблюдений.
В о с п о л ь з у е м с я в качестве примера с х е м а м и зональных вет• ров, полученными М а ш к о в и ч е м [74, 75] в предположении, что
поле в е т р а полностью определяется зональным полем температуры
z
о
I
здесь Т — т е м п е р а т у р а , г 0 — р а д и у с Земли, со0 — у г л о в а я скорость
в р а щ е н и я Земли, vx — з о н а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я скорости, z —
в е р т и к а л ь н а я координата, 0 = 90° — ср, ср — г е о г р а ф и ч е с к а я широта, g — ускорение силы тяжести.
В р а б о т е [72] того ж е а в т о р а уточняется методика определения поля т е м п е р а т у р ы , п р е д л о ж е н н а я т р е м я г о д а м и ранее в работе [8]. В [75] приводится сравнение среднего зонального движения, полученного из зонального распределения т е м п е р а т у р ы , со
средней по к р у г а м широт градиентной зональной, скоростью,
полученной по фактическому полю д а в л е н и я и т е м п е р а т у р ы (см.,
например, [170]) д л я января, апреля, июля, о к т я б р я и за год. При
108
этом были получены схемы теоретического распределения зональных потоков, которые х о р о ш о с о г л а с о в ы в а л и с ь с эмпирическими с х е м а м и , имевшимися в то время. Н у ж н о отметить, что,
несмотря на р я д неточностей, п р и с у щ и х обеим с х е м а м , о б щ и е
черты зональной циркуляции в теоретической модели у к а з а н ы
правильно. Н а п р и м е р , п о к а з а н сезонный х о д зоны б о л ь ш и х скоростей, верно у к а з а н порядок скоростей в центрах зон, особенно
в основные сезоны, и т. д. Н е с к о л ь к о х у д ш и е (завышенные) рез у л ь т а т ы получены д л я переходных периодов года.
О д н а из ранних эмпирических схем зональной циркуляции ч и,
естественно, наименее точная с современной точки зрения б ы л а
п р е д л о ж е н а . К е л л о г о м и Ш и л л и н г о м в 1951 г. [187]. Н а вертикальном меридиональном р а з р е з е д л я л е т а и зимы, построенном
а в т о р а м и , приведены зональные компоненты скорости ветра и
некоторые д р у г и е х а р а к т е р и с т и к и , например кольца меридиональной циркуляции и в е р т и к а л ь н ы е д в и ж е н и я . Полученный этими а в т о р а м и р а з р е з о х в а т ы в а ё т высоты д о 120 км.
Б о л ь ш о й ш а г на пути изучения общей циркуляции представл я е т собой построение эмпирической с х е м ы зональной циркуляции а т м о с ф е р ы обоих п о л у ш а р и й д л я зимнего и летнего сезонов,
выполненное М и н ц е м [209, 210]. Д л я построения схемы циркуляции на ш и р о т а х севернее и ю ж н е е 20° им были использованы
геострофические ветры, а на ш и р о т а х от 20° с. ш. д о 20° ю. ш. —
н а б л ю д е н и я шаров-пилотов. И те, и д р у г и е д а н н ы е .Минц заимств о в а л из источников, о п у б л и к о в а н н ы х к моменту
построения
схем. Э т о г л а в н ы м о б р а з о м средние к а р т ы [219, 220] и разрезы
в д о л ь меридианов [174], построенные по п о л у ш а р и ю , независимо
от долготы.
М а р г е т р о й д [216], и с п о л ь з о в а в многочисленные хоть и не
связанные о б щ н о с т ь ю периода и методики эмпирические данные,
построил п е р в у ю п р и б л и ж е н н у ю картину течений д л я высоких
слоев с т р а т о с ф е р ы и ионосферы.
В 1959 г. В. Р . Д у б е н ц о в [53] произвел о б р а б о т к у д а н н ы х наблюдений за пёриод М е ж д у н а р о д н о г о геофизического
года
( 1 9 5 7 — 1 9 5 8 г.) и построил средний по п о л у ш а р и ю меридиональный р а з р е з д л я я н в а р я 1958 г. и июля 1957 г. О б а р а з р е з а сод е р ж а т изотахи зональной с о с т а в л я ю щ е й скорости ветра, изот е р м ы средней по к р у г а м ш и р о т т е м п е р а т у р ы
и высоту
тропопаузы. Д у б е н ц о в свою с х е м у потоков, ограниченную 10 мб,
п р о д о л ж и л в в е р х д о 110 км, з а и м с т в о в а в для этого данные М а р гетройда (1957 г . ) .
В 1959 г. Ч е н Ш о у - ю н [263] и с с л е д о в а л х а р а к т е р циркуляции
в д о л ь 140° в. д. с п о м о щ ь ю меридиональных разрезов д л я четыр е х месяцев (января, апреля, июля и о к т я б р я ) . Н а р а з р е з а х пок а з а н ы з о н а л ь н а я компонента геострофического ветра, температ у р а и т р о п о п а у з а . В р а б о т е [263] у к а з ы в а е т с я , что в я н в а р е
среднее значение скорости на 140° в. д. равно 80 м/сек., в июле —
109
18 м/сек. (геострофический в е т е р ) . В я н в а р е центр с т р у и распол о ж е н на 210 мб на 32,5° с. ш., а в июле — н а 200 мб на 41° с. иг
С т р у й н о е течение в я н в а р е р а с п о л о ж е н о м е ж д у тропической и
полярной тропопаузой, а в июле — ниже тропической и н и ж е полярной. В апреле скорость зонального ветра с о с т а в л я е т 50 м/сек.
на 33° с. ш., в о к т я б р е — 42,5 м/сек. на 38° с. ш. В о к т я б р е имеется
второе ядро, п р о с л е ж и в а ю щ е е с я в д о л ь п а р а л л е л и 33° с. ш., скорость в котором с о с т а в л я е т 36 м/сек. П р и в о д и т с я т а к ж е разность
геострофического
зонального
в е т р а на д в у х м е р и д и а н а х —
80° з. д. и 140° в. д. В я н в а р е на 33° с. ш. эта разность д о с т и г а е т
45 м/сек., а на 50° с. ш. — 12,5 м/сек., т а к и м образом, с т р у я в д о л ь
С е в е р н о й А м е р и к и по сравнению со струей над А з и е й более сглаж е н а по меридиану.
У к а з а н н ы е различия в значениях зональных скоростей потоков н а д д в у м я меридианами Чен Ш о у - ю н о б о с н о в ы в а е т наличием разностей средних т е м п е р а т у р меридианрв: 80° з. д . —
140° в. д. М а к с и м а л ь н ы е разности т е м п е р а т у р ы в я н в а р е ( — 1 2 ° С )
д о с т и г а ю т с я на 42° с. ш. на поверхности 500 мб, в с т р а т о с ф е р е
на у р о в н е 100 мб р а з н о с т ь р а в н а + 1 0 ° С . В июле н а и б о л ь ш а я
р а з н о с т ь о т м е ч а е т с я на 36° с. ш. (6 м/сек.) на у р о в н е 200 мб и
на 57° с. ш. на у р о в н е 100 мб ( 1 2 м/сек.) . Р а з н о с т и т е м п е р а т у р ы
в и ю л е малы и с о с т а в л я ю т около 0 — 2 ° С.
В р а б о т е , выполненной в 1959 г. Е Д у - ч ж е н й С е Г у а н - д а о
{163], о п у б л и к о в а н обзор исследований общей циркуляции атмосферы. О б з о р о м охвачены многие вопросы циркуляции, в частности р а с с м о т р е н о влияние Т и б е т с к о г о нагорья и поведение линий тока в различные сезоны, д а н а оценка средней зональной
циркуляции.
Наиболее
подробно
исследуются
зональные
потоки над меридианами, п е р е с е к а ю щ и м и Китай. Н а одном из
разрезов в д о л ь 120° в. д. показано возмущение, вызванное горным хребтом. В о з м у щ е н и е в ы р а ж е н о в раздвоении струи. О д н о
я д р о в струйном течении со с к о р о с т ь ю геострофического ветра
;70 м/сек. р а с п о л о ж е н о н а 30° с. ш., а д р у г о е со скоростью
60 м / с е к . — на 38° с. ш. Н а .летнем, р а з р е з е вдоль этого меридиана на высоте 22 км на 15° с. ш. п о к а з а н а с т р у я в восточном
потоке со с к о р о с т ь ю д о 28 м/сек.
В 1960 г. X. П. П о г о с я н [101, 103] о п у б л и к о в а л средние разрезы а т м о с ф е р ы д л я д в у х меридианов (10° з. д. й 140° в. д.) д л я
четырех сезонов года. Н а этих р а з р е з а х приведены многие х а р а к теристики атмосферной циркуляции, и в том числе изолинии
скорости ветра. Г о р и з о н т а л ь н а я циркуляция на этих р а з р е з а х
и с с л е д у е т с я д о у р о в н я 10 мб по р е з у л ь т а т а м наблюдений периода М е ж д у н а р о д н о г о геофизического года и М е ж д у н а р о д н о г о
геофизического сотрудничества.
В д е к а б р е 1960 г. Л э м б [195] привел описание схем о б щ е й
циркуляции а т м о с ф е р ы с п о м о щ ь ю меридиональных
разрезов
д л я обоих п о л у ш а р и й д л я января и июля вдоль 150° в. д. и
110
30° з. д. Н а р а з р е з а х , построенных д о 30 км, приводятся изотахй
зональной скорости ветра, т р о п о п а у з ы и фронтальные зоны, совп а д а ю щ и е в о б щ и х ч е р т а х с д а н н ы м и п р е д ы д у щ и х исследований.
§ 4. Средняя зональная циркуляция атмосферы над северным
полушарием
П о я в л е н и е новых д а н н ы х влечет за собой т е или иные изменения представлений об о с о б е н н о с т я х общей циркуляции атмосферы. В с е в ы ш е р а с с м о т р е н н ы е с х е м ы зональной циркуляции
д л я своего времени были признаны правильными, тем не менее
с точки зрения климатологии они имеют р я д недостатков. Н а их
качестве отрицательно с к а з ы в а ю т с я к р а т к о с т ь периодов, неодин а к о в а я точность наблюдений, недостаточная строгость методических приемов о б р а б о т к и д а н н ы х и т. д. В м е с т е с т е м с л е д у е т
отметить, что, опираясь на накопленные знания и р е з у л ь т а т ы
своих предшественников, к а ж д ы й из а в т о р о в у п о м я н у т ы х схем
циркуляции внес то или иное уточнение в соответствии с новыми
теоретическими в з г л я д а м и и , новыми, более полными данными.
И с п о л ь з о в а н и е новых д а н н ы х по ф а к т и ч е с к о м у р е ж и м у ветров, сильно о т л и ч а ю щ и х с я по полноте и д о с т о в е р н о с т и от всего
того, что имелось д о н а с т о я щ е г о времени, позволяет нам уточнить схемы зональной циркуляции а т м о с ф е р ы и п о к а з а т ь р я д
новых элементов.
Р а с с м а т р и в а е м а я з о н а л ь н а я ц и р к у л я ц и я ( к а к и меридиональная, см. г л а в у III) о х в а т ы в а е т слой а т м о с ф е р ы вплоть д о
25 км. В р а б о т е о с в е щ а е т с я х а р а к т е р циркуляции д л я четырех
месяцев, средин сезонов, а не т о л ь к о д л я я н в а р я и июля, к а к э т о
б ы л о д о сих пор; д е т а л и з и р у е т с я ц и р к у л я ц и я в с т р а т о с ф е р е .
Н а меридиональных р а з р е з а х (рис. 26, 28, 29, 3 1 ) п о к а з а н ы
схемы средней зональной скорости ветра, построенные д л я полушария по данным, не з а в и с я щ и м от д о л г о т ы места. С р е д н я я зон а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я при этом р а с с ч и т а н а по значениям в точк а х через 10° д о л г о т ы к а к средняя в д о л ь с л е д у ю щ и х широтных
кругов: 0, 10, 15, 20, 30, 35, 40, 50, . . . , 80° с. ш., полюс. Д л я построения р а з р е з о в дополнительно были т а к ж е использованы средние зональные с о с т а в л я ю щ и е вдоль 32° с. ш. д л я я н в а р я и в д о л ь
42° с. ш. д л я июля, т. е. д л я широтных кругов, на которых зональная с о с т а в л я ю щ а я имеет м а к с и м у м
(табл. 23). Т е м с а м ы м
исключено излишнее с г л а ж и в а н и е меридионального
профиля
ветров. Р а з р е з ы были построены д л я четырех центральных месяцев сезонов: января, апреля, июля и октября.
О б з о р в с е х р а з р е з о в ,(рис. 26, 28, 29, 3 1 ) , а т а к ж е в с е х д р у г и х
м а т е р и а л о в , у п о м я н у т ы х ранее, у к а з ы в а е т на устойчивость зональной циркуляции, осредненной по периоду в один месяц. Э т у
устойчивость у д а е т с я четко выявить на фоне и м е ю щ е й с я в действительности нестационарности.
С р е д н я я месячная з о н а л ь н а я
111
с о с т а в л я ю щ а я на р а з л и ч н ы х у ч а с т к а х р а з р е з о в и м е е т з н а ч е н и я ,
б л и з к и е к т е м , к а к и е н а б л ю д а ю т с я на е ж е д н е в н ы х к а р т а х в е т р о в
( 1 0 — 4 0 м/сек.). И з этого т а к ж е следует в ы в о д о реальности сущ е с т в о в а н и я з о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и , н е с м о т р я на р а з б р о с в е т р о в .
О б щ е й чертой с р е д н е й з о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и н а д с е в е р н ы м \
п о л у ш а р и е м , х а р а к т е р н о й д л я к а ж д о г о из ч е т ы р е х сезонов, явл я е т с я р а с ч л е н е н и е ее на п о я с а , в н у т р и к о т о р ы х п р е о б л а д а ю т
гп.км
-1
2
—з
Рис. 26. Средняя зональная циркуляция над северным полушарием.
Январь.
/ — и з о т а х и ( м / с е к . ) , 2 — и з о т а х а Vx=0,
З н а к «минус» — восточная
3 — промежуточные
составляющая.
изотахи.
р е з к о о т л и ч а ю щ и е с я з о н а л ь н ы е потоки. В п р е д е л а х к а ж д о г о
п о я с а х а р а к т е р ц и р к у л я ц и и у с л о в н о м о ж е т б ы т ь п р и н я т однор о д н ы м . Н а м е р и д и о н а л ь н ы х р а з р е з а х д л я я н в а р я и а п р е л я особенно ч е т к о в ы д е л я ю т с я т р и п о я с а с о д н о з н а ч н ы м х а р а к т е р о м
зональной циркуляции, которые ориентируются в трех широтных
зонах. Эти пояса характеризуются соответственно западными
ветрами вдоль субтропических и умеренных широт, устойчивыми
в о с т о ч н ы м и в е т р а м и в д о л ь тропических; и п р и э к в а т о р и а л ь н ы х
широт и слабыми неустойчивыми ветрами в нижней тропосфере,
о б ы ч н о в о с т о ч н ы м и , в д о л ь п о л я р н ы х ш и р о т (рис. 26 и 28).
Н а е ж е д н е в н ы х к а р т а х течений у к а з а н н о е р а з д е л е н и е на т р и
п о я с а ц и р к у л я ц и и , с т р о г о л о к а л и з о в а н н ы е по о п р е д е л е н н ы м шир о т а м в п р е д е л а х к а ж д о г о с е з о н а или м е с я ц а , у в и д е т ь т р у д н е е ,
чем на с р е д н и х к а р т а х или с р е д н и х р а з р е з а х .
И з в е с т н о , что
112
о о о о о
Ю
ю
ооооо
<0 10 0 СО ю
о ю о о о
о~со ^ГО00
(МОО-ФЮ
> « О СОт)<
>-<1М I
о о о о о
O
NN^O
r^rHCONi-i
осм o o ©
о о ою о
ю" N ^ f O
о о о о о>
со~о~—~со~ю
OOOlOS
ИОЮЮР)
со--i ^ со со
гНгН(МгН
НС^ЮО
<СЧ- I
о.
я
я
tx
оо о о о о
'Оя!1^!
<СМСОСМ
о о ю о о
Ю 00 ^сН СО
NOOOO
О о ОСТ>СМ
со сгэ со со со
о ю о о о
^ coco см со
г-мюга^
4
2
5
2
я
S
К
ч
я
я
е9
>.
03
о
ооооою
I M SСO
МO O
оюоюю
о 00 о со со
'-I'-I^CM
смоооо
Н t~- О <м
юооою
00 t- оо со t^
•-н СО СМ
ocoomo
СМ ООСООО
см см
OCOOOO
ооогоюоо
•"-!т-<СО(М
оюю о о
о ю о о о
t—11—I о lO о
со смосГсм со"
о о о о о
о о о о ю
MOINrH
о
о
о оо оо оо ю
t>U0CM--<
«
>>
02
к
я
Я
го
я
я
я
В"
ш
- а
я
о,
с
из
в частных случаях, а т а к ж е в отдельные годы проявляются знач и т е л ь н ы е н а р у ш е н и я в п о л е в е т р о в . Т е м не м е н е е на ф о н е пос т о я н н о в о з н и к а ю щ и х н а р у ш е н и й ;и в о з м у щ е н и й эти о б щ и е , п р е о б л а д а ю щ и е черты можно всегда заметить.
Д л я к а ж д о г о зонального потока были построены графики
и з м е н е н и я по в е р т и к а л и з о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й . Н а рис. 27
представлено изменение зональной составляющей в функции
км
Рис. 27. Изменение по вертикали средней зональной составляющей скорости ветра в различных широтных поясах. Январь.
1) 10° с. ш . , 2) 30° с . ш . , 3) 50° о. ш . , 4) 80" с. ш . З н а к « м и н у с » — в о с т о ч н а я с о с т а в л я ю щая.
в ы с о т ы д л я 10, 30 й 80° с. ш., т. е. д л я зон с п р е о б л а д а ю щ и м и в о сточными ветрами, сильными западными ветрами и неустойчивыми зональными ветрами полярных широт. Дополнительно
п р и в о д и т с я к р и в а я д л я 50° с. ш.
Д л я к а ж д о г о из ш и р о т н ы х п о я с о в с типичной д л я него зональной циркуляцией вертикальный профиль ветров имеет свои
о с о б е н н о с т и . В п е р в у ю о ч е р е д ь видно, что р е з к о р а з л и ч а ю т с я
значения скоростей зональных составляющих, затем можно подчеркнуть столь ж е резкие различия вертикальных градиентов
з о н а л ь н ы х с к о р о с т е й . П о с л е д н и е , к а к э т о б ы л о в и д н о из а н а л и з а
т а б л . 22, о б у с л о в л е н ы р а з л и ч и е м м е р и д и о н а л ь н ы х г р а д и е н т о в
температуры в указанных трех зонах.
В с у б т р о п и ч е с к и х ш и р о т а х (рис. 27, к р и в а я 2) з а п а д н ы е в е т р ы н а и б о л е е сильные. О н и р е з к о в о з р а с т а ю т к 12 км, а з а т е м
столь ж е резко о с л а б е в а ю т с высотой. Величина среднего вертик а л ь н о г о г р а д и е н т а в о в с е м с л о е с о с т а в л я е т о к о л о 3 м/сек. км,
114
причем изменение г р а д и е н т а с высотой происходит почти линейно
к а к выше, т а к и ниже точки м а к с и м у м а . Т а к о й х о д с о с т а в л я ю щ и х
с высотой л е г к о в ы р а з и т ь аналитической функцией.
Восточные ветры п р и э к в а т о р и а л ь н ы х широт (рис. 27, крив а я 1) р а с п а д а ю т с я по вертикали на д в а потока: нижний (пассатный) и верхний. В нижнем потоке скорости незначительные,
они резко в о з р а с т а ю т от земли д о у р о в н я 2,5 км и затем у б ы в а ю т
к средней тропосфере. В верхнем восточном потоке скорости усил и в а ю т с я в с т р а т о с ф е р е . О б а потока восточных ветров (особенно нижний) х а р а к т е р и з у ю т с я исключительным постоянством
в п р е д е л а х месяца. Ч т о к а с а е т с я верхнего восточного течения, то
его устойчивость во времени сейчас к а ж е т с я относительной. Исс л е д о в а н и я последних лет п о к а з а л и наличие в приэкваториальном зональном потоке, г л а в н ы м о б р а з о м над океанами, отчетл и в о в ы р а ж е н н о й д в у х г о д и ч н о й цикличности [255, 256]. О н а
в ы р а ж а е т с я в резком п р е о б л а д а н и и з а п а д н о й с о с т а в л я ю щ е й
в одном г о д у и восточной с о с т а в л я ю щ е й в п о с л е д у ю щ е м . О д н а к о
восточная с о с т а в л я ю щ а я скорости п р е в ы ш а е т з а п а д н у ю , т а к что,
несмотря, на правильное чередование, р е з у л ь т и р у ю щ а я за многолетний период, к а к м о ж н о с у д и т ь по нашим к а р т а м , о с т а е т с я
восточной.
М е ж д у д в у м я потоками восточных ветров н а б л ю д а ю т с я западные а н т и п а с с а т н ы е ветры, интенсивность которых в разные
сезоны различная. К о б с у ж д е н и ю свойств з а п а д н ы х ветров н а д
приэкваториальными и тропическими широтами, я в л я ю щ и х с я
противопассатными течениями, мы е щ е . вернемся. Восточные
ветры, к а к это с л е д у е т из а н а л и з а рис. 26 и 27 (кривая 1 ) , прео б л а д а ю т д о у р о в н я 6,5 км, в ы ш е н а б л ю д а ю т с я ветры с з а п а д а ,
а с 17,5 км — снова с в о с т о к а . Осреднение по времени и по долготе сильно с г л а д и л о данный профиль. К р о м е того, т у р б у л е н т ность в низких ш и р о т а х д о с т а т о ч н о интенсивна, т а к что профиль
зональных ветров еще более с г л а ж и в а е т с я . Известно, что в турб у л е н т н о м потоке происходит процесс обмена м а с с и выравнивание скорости:
в приземном слое скорость увеличивается,
а в выше л е ж а щ е м слое у м е н ь ш а е т с я .
Д л я з о н а л ь н ы х ветров внутри полярных широт (рис. 27, крив а я 4) х а р а к т е р н ы с л а б ы е скорости в тропосфере и сильные
в с т р а т о с ф е р е . З а б е г а я вперед, у к а ж е м еще на наличие больших
изменений вертикального профиля в е т р а в течение года. Зимой
в т р о п о с ф е р е ветры с л а б ы е , причем в с а м о м нижнем слое, в шапке х о л о д н ы х антициклонических масс, ветры имеют восточное
н а п р а в л е н и е и скорость их д о с т и г а е т (в среднем по п о л у ш а р и ю )
всего около 1 м/сек. В ы ш е 1 км на 75° с. ш. и выше 2 км на
80° с. ш. вплоть д о 18 км ветры з а п а д н ы е и скорость их не превыш а е т 2 — 4 м/сек. В с т р а т о с ф е р е с 18 км н а с т у п а е т очень резкое
в о з р а с т а н и е скорости з а п а д н о г о ветра, которое по величине срав8*
115
нимо с в о з р а с т а н и е м в с и л ь н о м з а п а д н о м п о т о к е т р о п о с ф е р ы
с у б т р о п и ч е с к и х ш и р о т (ср. с к р и в о й 2 рис. 2 7 ) .
В я н в а р е и а п р е л е , с у д я по р а з р е з а м (рис. 26, 28) , в о с т о ч н ы е
в е т р ы в п о л я р н ы х ш и р о т а х в и д н ы л и ш ь в с л о е 1,5 км. В и ю л е
и о к т я б р е в п о л я р н о й о б л а с т и в о с т о ч н а я ц и р к у л я ц и я на м е р и д и о н а л ь н о м р а з р е з е (в с р е д н е м по в с е м у п о л у ш а р и ю ) не о б н а р у ж и в а е т с я . Э т о у т в е р ж д е н и е с п р а в е д л и в о по к р а й н е й м е р е д л я
гп.пм
Ш и' р о т а
Рис. 28. Средняя зональная циркуляция над северным полушарием.
Апрель.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 26.
с л о я от п о в е р х н о с т и 850 мб ( 1 , 3 к м ) и в ы ш е . В о з м о ж н о , что оср е д н е н и е н а з е м н ы х в е т р о в и в е т р о в д л я с л о я 0 , 5 — 1 , 5 км позвол и л о бы в ы я в и т ь с р е д н ю ю в о с т о ч н у ю с о с т а в л я ю щ у ю в д о л ь пол у ш а р и я и в эти сезоны.
Н а ш и д а н н ы е по ц и р к у л я ц и и н и ж н е й т р о п о с ф е р ы н а д п о л я р ными ш и р о т а м и о т л и ч а ю т с я от п р е ж н и х , у к а з ы в а ю щ и х на
н а л и ч и е в в ы с о к и х ш и р о т а х в о с т о ч н ы х в е т р о в д о у р о в н я 3 — 4 км.
М и н ц [209] при о ц е н к е ц и р к у л я ц и и н а д п о л я р н ы м и о б л а с т я м и
с с ы л а е т с я на д и с к у с с и ю Б. J1. Д з е р д з е е в с к о г о (44] и Д . Б . К а р е л и н а . П о его м н е н и ю , в п о л я р н о м б а с с е й н е в с р е д н е м л е т о м бол е е в е р о я т н ы в о с т о ч н ы е в е т р ы , п о э т о м у на его с х е м а х они п р е о б л а д а ю т от 65° с. ш. д о п о л ю с а в с л о е от п о в е р х н о с т и з е м л и д о
2 км. Н а ш и с х е м ы э т о г о не п о д т в е р ж д а ю т , и п о э т о м у м н е н и е
Б . JI. Д з е р д з е е в с к о г о «о г о с п о д с т в у ю щ е й в п р и п о л ю с н ы х р а й о нах депрессии» в июле справедливо.
116
Н а ш и р о т е 50° с. ш. в я н в а р е с р е д н и й по п о л у ш а р и ю в е р т и кальный профиль зональных ветров х а р а к т е р и з у е т с я незначит е л ь н ы м в о з р а с т а н и е м их с в ы с о т о й в с т р а т о с ф е р е , что у к а з ы в а е т
на м а л у ю в е л и ч и н у т е р м и ч е с к о г о в е т р а , н а п р а в л е н н о г о в д о л ь
м е р и д и а н а (см. к р и в у ю 3 рис. 2 7 ) . В э т о м слое, к а к мы у в и д и м
д а л е е , н е к о т о р ы й р о с т с к о р о с т и в е т р а п р о и с х о д и т в с в я з и с ростом
меридиональной
составляющей
ветров
(северной)
• гп. км
Рис. 29. Средняя зональная циркуляция над северным полушарием.
Июль.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 26.
(см. г л а в у I I I ) . Б о л ь ш и е з н а ч е н и я м е р и д и о н а л ь н ы х п о т о к о в з д е с ь
соответствуют обратному противотечению в стратосферном звене
с р е д н е й м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и н а д зоной п о н и ж е н н о г о
д а в л е н и я в д о л ь 50° с. ш.
И ю л ь с к и е п р о ф и л и (рис. 29) с р е д н е й з о н а л ь н о й с к о р о с т и д л я '
в с е х т р е х п о т о к о в о т л и ч а ю т с я от я н в а р с к и х (рис. 28) м е н ь ш и м и
с к о р о с т я м и и м е н е е в ы р а ж е н н ы м р а з б р о с о м их по з о н а м . Д л я
с р а в н е н и я к р и в ы е д л я и ю л я (рис. 30) п р и в о д я т с я д л я т е х ж е
ш и р о т н ы х к р у г о в , что и д л я я н в а р я . О д н а к о д л я и ю л я б о л е е
п р а в и л ь н ы м б ы л о бы х а р а к т е р и з о в а т ь в е р т и к а л ь н ы й п р о ф и л ь
с и л ь н ы х з а п а д н ы х в е т р о в к р и в о й д л я ш и р о т н о г о к р у г а 40° с. ш.,
в д о л ь к о т о р о г о они в ы р а ж е н ы н а и б о л е е резко.
Отметим следующие особенности профилей зональных ветров
в и ю л е (рис. 30). В у м е р е н н ы х ш и р о т а х , к у д а с м е щ е н ы с и л ь н ы е
западные ветры, н а б л ю д а е т с я линейное возрастание западной
117
с о с т а в л я ю щ е й в т р о п о с ф е р е д о у р о в н я 12 км, л и н е й н о е у б ы в а н и е
е е в с т р а т о с ф е р е д о н у л я и п е р е х о д на в о с т о ч н у ю на у р о в н е
19 км. Т а к о й п р о ф и л ь у к а з ы в а е т на ниличие з н а ч и т е л ь н о й б а р о к л и н н о с т и в зоне, р а с п о л о ж е н н о й в с р е д н е м на ш и р о т а х 4 0 — 5 0 ° ,
х о т я и н е с к о л ь к о б о л е е с л а б о й , чем в я н в а р е . С р е д н и й в е р т и к а л ь ный г р а д и е н т в с л о е в о з р а с т а н и я с к о р о с т и , т а к ж е к а к и в с л о е
е е у б ы в а н и я , с о с т а в л я е т о к о л о 1,5 м/сек. км.
Рис. 30. Изменение, по вертикали средней зональной составляющей скорости ветра в различных широтных поясах. Июль.
У с л . о б о з н а ч е н и я , с м . р и с . 27.
В т р о п и ч е с к и х ш и р о т а х (рис. 30, к р и в а я 1) п р е о б л а д а ю т знач и т е л ь н ы е в о с т о ч н ы е в е т р ы , в о з р а с т а ю щ и е в п л о т ь д о 2 2 — 2 3 км.
Д а л е е б у д е т п о к а з а н о , что на э т и х в ы с о т а х в и ю л е р а з в и в а е т с я
п р и э к в а т о р и а л ь н о е с т р у й н о е течение; п о д р о б н о е его о п и с а н и е
с м . в [192, 193].
В п о л я р н ы х ш и р о т а х (рис. 30, к р и в а я 4) с к о р о с т и в е т р о в е щ е
с л а б е е , ч е м в июле. Д о 1 7 — 1 8 к м в е т р ы з а п а д н ы е , а в ы ш е восточные.
В п о я с е с у б т р о п и ч е с к и х ш и р о т (рис. 30, к р и в а я 2) з а п а д н а я
с о с т а в л я ю щ а я сохраняется лишь в тропосфере, а в полярном
п о я с е в д о л ь 80° с. ш. (рис. 30, к р и в а я 4) с р е д н и й п р о ф и л ь - з а п а д н ы х в е т р о в и м е е т на в ы с о т е 8 к м м а к с и м у м с к о р о с т и , в ы ш е зон а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я р е з к о у б ы в а е т и с у р о в н я 17 к м смен я е т с я восточной.
118
Таким образом, июльские профили зональных ветров для в с е х
т р е х в ы д е л е н н ы х п о я с о в ц и р к у л я ц и и у к а з ы в а ю т на то, что з а п а д н а я с о с т а в л я ю щ а я р а с т е т с в ы с о т о й л и ш ь в п р е д е л а х тропос ф е р ы , а в с т р а т о с ф е р е н а б л ю д а е т с я ее п е р е х о д на в о з р а с т а ю щ у ю с высотой восточную зональную составляющую. На кривой
д л я у м е р е н н ы х ш и р о т (50° с. ш.) н у л е в а я с к о р о с т ь з о н а л ь н о г о ;
в е т р а д о с т и г а е т с я на 19 км, на к р и в ы х д л я п о л я р н ы х и с у б т р о гп.км
Широта
Рис. 31. Средняя зональная циркуляция над северным полушарием.
. Октябрь.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 26.
пических широт высота перехода через нуль располагается ниже,
В ц е л о м по в с е м у п о л у ш а р и ю на в ы с о т а х в ы ш е 19 км у с т а н а в л и в а е т с я е д и н а я в о с т о ч н а я ц и р к у л я ц и я (см. рис. 2 9 ) , г д е в о с т о ч ные ветры э к в а т о р и а л ь н ы х и тропических широт с л и в а ю т с я
с восточными ветрами полярных широт. Вследствие этого расчленение зональной циркуляции в стратосфере м о ж е т быть выявлено с привлечением дополнительных характеристик, например
п а р а м е т р а у с т о й ч и в о с т и q.
Р а с ч л е н е н и е з о н а л ь н о г о п о т о к а на п о я с а х а р а к т е р н о и д л я
о к т я б р я (рис. 3 1 ) , т. е. д л я в с е х с е з о н о в , а не т о л ь к о д л я з и м н е г о
и л е т н е г о . О д н а к о в к а ж д о м из с е з о н о в а р е а л п р е о б л а д а н и я т о г о
или иного в и д а ц и р к у л я ц и и н е с к о л ь к о с м е щ а е т с я .
В настоящее время известны многие закономерности годового х о д а з о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и , но н е к о т о р ы е из них н у ж д а ю т с я в д о п о л н и т е л ь н о м и с с л е д о в а н и и . Н а п р и м е р , не я с н ы г о д о -
119
вые изменения зональных потоков в стратосфере полярных и
экваториальных широт, их связь м е ж д у собой и другие вопросы.
Н а меридиональных разрезах хорошо видна' концентрация
ветров в сравнительно узких широтных зонах. М о ж н о выделить
центры западных ветров в тропосфере субтропических широт,
западных ветров в стратосфере полярных широт и восточных
в е т р о в в с т р а т о с ф е р е т р о п и ч е с к и х и п р и э к в а т о р и а л ь н ы х широт.
К а к и з в е с т н о , п о т о к с р е з к и м и з м е н е н и е м с к о р о с т и в е т р а по
г о р и з о н т а л и и по в е р т и к а л и о п р е д е л я е т с я к а к с т р у й н о е течение.
Ч т о б ы о х а р а к т е р и з о в а т ь с т р у й н ы е течения с е в е р н о г о п о л у ш а р и я
безотносительно
к конкретному меридиану,
последовательно
р а с с м о т р и м , к а к к л и м а т и ч е с к и в ы р а ж е н к а ж д ы й из т р е х в ы ш е указанных потоков.
_
Таблица 24
Средние по полушарию характеристики зональных ветров трех потоков:
1) западного тропосферы субтропических широт, 2) западного стратосферы
полярных широт и 3) восточного тропосферы экваториальных широт
1
2
Месяц
скорость,
м/сек.
широ. та,
град.
высота,
км
Январь
Апрель
34
30
31
33
12,0
12,5
Июль
Октябрь
18
20
42
40
12,2
11,7
скорость,
м/сек.
широта,
град.
высота,
км
63
25
26
—
з .
..
—
—
— •
—
—
12
60
25
скорость,
м/сек.
•
—
—24
—10
широта,
Переходит
в южное
полушарие
18
20
высота,
км
—
25
25
И з д а н н ы х т а б л . 24 о т ч е т л и в о в и д е н сезонный х о д х а р а к т е р и стик зональных ветров. Н а и б о л ь ш а я скорость западного ветра
в с у б т р о п и ч е с к о м п о т о к е (34 м/сек.) д о с т и г а е т с я в я н в а р е , при
э т о м ось с т р у и з а н и м а е т н а и б о л е е ю ж н о е п о л о ж е н и е (31° с. ш . ) .
К а п р е л ю с к о р о с т ь н е с к о л ь к о у б ы в а е т и о с ь с т р у и к с е в е р у смещ а е т с я незначительно. В июле скорость з а п а д н ы х ветров еще
б о л е е о с л а б е в а е т , у м е н ь ш а я с ь по с р а в н е н и ю с я н в а р е м почти
в д в о е (в ц е н т р е зоны з а п а д н ы х в е т р о в , о с р е д н е н н ы х по ш и р о т е ,
с к о р о с т ь с о с т а в л я е т 18 м/сек.), а центр с м е щ а е т с я к с е в е р у наиб о л е е д а л е к о — д о 42° с. ш. Н а о к т я б р ь в г о д о в о м п е р и о д е колебания зональной циркуляции приходится точка перегиба. Средняя с к о р о с т ь з о н а л ь н ы х в е т р о в е щ е м а л а (20 м/сек.), а их ось
с т р у и р а с п о л о ж е н а в б л и з и 40° с. ш.
Таким образом, видна явная несимметричность годового хода
х а р а к т е р и с т и к с р е д н е г о с т р у й н о г о течения в с у б т р о п и к а х , что,
впрочем, б ы л о о т м е ч е н о и р а н е е [37, 54, 109]. В т е ч е н и е г о д а э т о
струйное течение в общих чертах х а р а к т е р и з у е т с я медленным
120
с п а д о м скоростей от я н в а р с к о г о м а к с и м у м а к весне, затем бы-,
стрым с к а ч к о о б р а з н ы м о с л а б л е н и е м скоростей к июлю ( т а к о й
ж е х а р а к т е р смещения центра к с е в е р у ) , с л а б ы м усилением скоростей к о к т я б р ю , а з а т е м снова резким их усилением при одновременном с к а ч к о о б р а з н о м смещении центра к ю г у в январе.
Несимметричность годового х о д а циркуляции с к а з ы в а е т с я е щ е
в том, что в о з р о ж д е н и е с т р а т о с ф е р н ы х з а п а д н ы х с т р у й н ы х течений н а д А р к т и к о й происходит у ж е в о к т я б р е (рис. 3 1 ) , к о г д а
в субтропическом центре з а п а д н ы х ветров т р о п о с ф е р ы средние
скорости с о х р а н я ю т с я почти т а к и м и же, к а к в июле, и в е р о я т ность струйных течений невелика.
М а к с и м у м скорости в субтропическом поясе сильных ветров;
в течение года, к а к это у д а е т с я проследить по рис. 26, 28, 29, 3 1 ,
р а с п о л а г а е т с я примерно н а д точкой пересечения с поверхностью,
земли линии, о т д е л я ю щ е й з а п а д н у ю с о с т а в л я ю щ у ю от восточной.
П о л о ж е н и е этой точки т а к ж е и с п ы т ы в а е т годовой ход: в январеона видна на 3 1 — 3 2 ° с. ш., а в июле — на 42° с. ш. Э т о т фактх о р о ш о к о р р е л и р у е т с наличием в я н в а р е и июле на этих жеш и р о т а х н а и б о л ь ш и х г о р и з о н т а л ь н ы х градиентов т е м п е р а т у р ы .
П о с л е д н и е о т р а ж а ю т т а к н а з ы в а е м у ю в ы с о т н у ю планетарную :
ф р о н т а л ь н у ю зону. К о н т р а с т ы т е м п е р а т у р ы во фронтальной зонес о з д а ю т с я полярными и тропическими воздушными м а с с а м и .
В ы я в л е н н ы е центры н а и б о л ь ш и х скоростей по вертикалив п о я с е з а п а д н ы х ветров н а б л ю д а ю т с я на 1 1 , 7 — 1 2 , 5 км. К с е в е р у
положение м а к с и м у м а по в ы с о т е несколько с н и ж а е т с я . Н а высоте м а к с и м а л ь н о г о значения скоростей в верхней тропосферез а п а д н ы е ветры во все сезоны, к а к это видно из рисунков, р а с п р о с т р а н я ю т с я по меридиану д а л е к о к ю г у и к северу, вплоть дополюса. Б л а г о д а р я э т о м у они в к л и н и в а ю т с я в низкие полярныешироты, з а м е н я я т а м неустойчивые ветры восточного направления. Н а р а з р е з а х зональной циркуляции д л я я н в а р я (рис. 26);
и апреля (рис. 28) видно, что з а п а д н ы е ветры д о х о д я т почти дсъ
э к в а т о р а в слое 1 0 — 1 5 км, а на р а з р е з а х д л я о к т я б р я — в слое8 — 1 0 км (рис. 3 1 ) .
v
К л и м а т и ч е с к а я зона струйных течений в с т р а т о с ф е р е п о л я р ных широт п р о с л е ж и в а е т с я лишь на р а з р е з а х д л я января;
и октября. У ж е в апреле ее нет. Б о л е е того, в полярных ш и р о т а х , севернее 70° с. ш., в у с л о в и я х теплой с т р а т о с ф е р ы влияние;
термического в е т р а приводит к т о м у , что в ы ш е 22 км вдоль,
80° с. ш. з о н а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я действительных ветров о к а з ы в а е т с я восточной (см. рис. 28). Н а п р е о б л а д а н и е в полярном?
б а с с е й н е летнего распределения т е м п е р а т у р ы и на зарождениес т р а т о с ф е р н о г о полярного антициклона у ж е в апреле у к а з ы в а л и
И. Г. Пчелко [105] и X. П . П о г о с я н [96, 102]. Н а р а з р е з е для»
апреля видно, что по сравнению с разрезом д л я января- п р о изошла перестройка поля з о н а л ь н ы х ветров в стратосфере- на»
ш и р о т а х севернее 50° с. ш., и особенно резко н а д полюсом;.
12.1:
С р е д н и е июльские скорости восточных ветров (рис. 29 и 30)
;в с т р а т о с ф е р е не д о с т и г а ю т т а к и х значений, чтобы по ним
м о ж н о было заключить о в о з м о ж н о с т и с у щ е с т в о в а н и я струйных
течений в умеренных и полярных широтах. В р а б о т е [23] т а к ж е
о т м е ч а ю т с я с л а б ы е восточные ветры в июльской арктической
с т р а т о с ф е р е . Вероятно, имеющиеся в ы с к а з ы в а н и я о струйных
течениях в восточном потоке над умеренными широтами [189]
я в л я ю т с я ошибочными.
Сделаем
несколько
предварительных
замечаний относительно восточных струйных течений в с т р а т о с ф е р е тропических
и э к в а т о р и а л ь н ы х широт. Н а и б о л ь ш е й интенсивности восточные
в е т р ы э к в а т о р и а л ь н ы х широт д о с т и г а ю т в июле, когда их ось
р а с п о л а г а е т с я н а д северными тропиками (см. т а б л . 28, 29, 30).
К югу, в сторону э к в а т о р а , скорости восточного потока в июле
и октябре у б ы в а ю т ; в январе и апреле скорости в о з р а с т а ю т к ю г у :
м а к с и м у м их с м е щ а е т с я в ю ж н о е полушарие. И з этого м о ж н о заключить, что на земном ш а р е с у щ е с т в у е т лишь один экваториа л ь н ы й стратосферный м а к с и м у м скоростей восточных ветров,
который переходит в течение года из ю ж н ы х тропиков в северные и обратно. Зон ж е сильных субтропических струйных течений и с т р а т о с ф е р н ы х течений полярных широт две, т а к ж е как
л зон п а с с а т н о й циркуляции над океанами, — по одной на к а ж д о е полушарие.
О б р а т и м внимание на то, что, х о т я у з к и е зоны сильных ветр о в на рис. 26, 28, 29, 31 в ы д е л я ю т с я сравнительно отчетливо,
•тем не менее осреднение по д о л г о т а м привело к значительному
сглаживанию
профиля струйных течений в д о л ь меридиана.
-Чтобы оценить д е й с т в и т е л ь н у ю о с т р о т у профиля ветров, каким
о н о к а з ы в а е т с я после осреднения только по времени, приведем
р а з р е з ы в д о л ь конкретных меридианов, например
разрез по
140° в. д., 80° з. д.; 180° и 60° в. д. (рис, 32, 33, 34, 54).
У с т а н о в л е н н о е в § 2 по климатическим д а н н ы м (см. рис. 25)
с о в п а д е н и е у з к о г о потока з а п а д н ы х скоростей с узкой зоной
контрастов т е м п е р а т у р ы , п о к а з ы в а е т лишь кинематическую сторону процесса. М е х а н и з м о б р а з о в а н и я узкой зоны температурных контрастов одновременно с у з к о й зоной з а п а д н ы х ветров
этим не в с к р ы в а е т с я . В узкой полосе широт, в которой наблюд а ю т с я наибольшие по меридиану и по высоте скорости зонального движения, концентрируется по крайней мере более половины всего з а п а с а ' энергии. Очевидно, что л о к а л и з а ц и я и концентрация на определенных ш и р о т а х столь б о л ь ш и х скоростей
в е т р а м о ж е т происходить под влиянием комплекса физикогеографических и динамических условий. Т а к и м и у с л о в и я м и
•являются в п е р в у ю очередь г е о г р а ф и ч е с к а я широта, определяющ а я неравномерность распределения тепла, р а с п о л о ж е н и е матер и к о в и океанов, и г р а ю щ и х роль меняющихся по сезонам источников и стоков тепла, наконец, орография, воздействие которой
122
двоякое: термическое и динамическое. Д а н н ы й комплекс постоянно д е й с т в у ю щ и х условий приводит в то ж е время к локализации систем циркуляции, например барической, центров дейс т в и я , с р е д н и х л о ж б и н и г р е б н е й , зон п а с с а т о в , м у с с о н о в и пр.
[24, 27, 62, 131].
В к а ч е с т в е д и н а м и ч е с к и х у с л о в и й у к а ж е м на принцип с о х р а нения в е р т и к а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й а б с о л ю т н о г о в и х р я в з о н а л ь ном движении и к а к частный случай этого принципа, сохранение
гп. км
Рис. 32. Вертикальный ^разрез зональной составляющей
вдоль 140° в. д. Январь.
скорости
ветра
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 26.
а б с о л ю т н о г о м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я . Р о с с б и [236, 237J
п о к а з а л , что к с е в е р у от у з к о й з о н ы с т р у й н о г о т е ч е н и я с о х р а н е ние а б с о л ю т н о г о в и х р я я в л я е т с я н е о б х о д и м ы м с в о й с т в о м а т м о сферы, в которой действует горизонтальное макротурбулентноеп е р е м е ш и в а н и е . К ю г у от у з к о й з о н ы с т р у й н о г о т е ч е н и я , г д е т у р б у л е н т н о е г о р и з о н т а л ь н о е п е р е м е ш и в а н и е не р а з в и т о , н а и б о л ь ш е е з н а ч е н и е и м е е т принцип с о х р а н е н и я м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я . З д е с ь в ы с т у п а е т на п е р в ы й п л а н м е р и д и о н а л ь н ы й о б м е н
в с и с т е м е с р е д н е й м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и (см. п о д р о б н е е
в главе III).
П р е о б л а д а ю щ а я в атмосфере циркуляция по-разному взаимодействует с физико-географическими и динамическими услов и я м и . М а т е р и к и и о к е а н ы и м е ю т н а и б о л ь ш е е в л и я н и е на воз3453
мущение зональной циркуляции, на с р е д н ю ю м е р и д и о н а л ь н у ю
ц и р к у л я ц и ю и на Систему муссонной циркуляции. Горы внутри
континента с о з д а ю т дополнительные силы напряжения трения,
б л а г о д а р я чему появляется дополнительная компонента момента количества д в и ж е н и я в меридиональной циркуляции; в то
ж е время влиянию орографии приписывается исключительная
роль в о б р а з о в а н и и зон дивергенции и конвергенции, усиливающих з о н а л ь н у ю циркуляцию, вертикальные д в и ж е н и я и т. д.
Д о сих пор нами р а с с м а т р и в а л с я х а р а к т е р зональной циркуляции, осредненной по различным широтным к р у г а м , б л а г о д а р я
1чему п о л у ч а л а с ь картина нереальной чисто, зональной циркуляции. О д н а к о х а р а к т е р зональных скоростей меняется от одного
меридиана к д р у г о м у , что проявляется в неоднородности потока
по д о л г о т е и наличии волн возмущений (изгибов линий т о к о в ) .
Н а с к о л ь к о различной является зональная циркуляция на разных д о л г о т а х , видно из рис. 40, на котором о т р а ж е н о распределение средней зональной с о с т а в л я ю щ е й скорости к а к функции
долготы. К р и в ы е приводятся д л я д в у х широт, на которых отмеч а ю т с я м а к с и м а л ь н ы е значения зональной (западной) скорости
на у р о в н е 200 мб: 32° с. ш. для января и 42° с. ш. д л я июля.
З о н а л ь н ы й поток неоднороден и на различных д о л г о т а х . В д о л ь
круга широты н а б л ю д а ю т с я три волны длиной около 1 1 0 — 1 4 0 °
по долготе. А м п л и т у д а (или р а з м а х ) колебаний скорости в различных в о л н а х различна. Н а и б о л ь ш и е колебания н а б л ю д а ю т с я
в январе в волне, гребень которой р а с п о л а г а е т с я
вблизи
140° в. д. С л е д у ю щ и й по интенсивности гребень больших скоростей виден около 40—50° в. д. и третий гребень — в д о л ь
90° з. д.
/
;
В июле три волны в зональном потоке н а б л ю д а ю т с я отчетливо, а ч е т в е р т а я волна — менее отчетливо. Они имеют меньшие а м п л и т у д ы и тем не менее о б н а р у ж и в а ю т с я в среднем
хорошо. Н а и б о л ь ш а я а м п л и т у д а в волне зональных скоростей
д о с т и г а е т с я н а д А з и а т с к и м континентом на 50—60° в. д. Гребни
д в у х волн р а с п о л а г а ю т с я у восточных берегов А з и а т с к о г о и С е в е р о - А м е р и к а н с к о г о континентов, причем эти волны в ы р а ж е н ы .
не т а к отчетливо (рис. 3 5 ) .
Е с л и сравнить скорости зонального ветра на различных мер и д и а н а х вдоль данного к р у г а широты по д а н н ы м рис. 35, то
о к а ж е т с я , что распределение скоростей зонального в е т р а несимметрично т а к ж е и относительно географического полюса.
Ц е н т р его смещен в стороны А з и а т с к о г о континента. Н а б л ю д а е мый в среднем многолетнем эксцентриситет [37, 56, 109] отраж а е т как бы п е р в у ю г а р м о н и к у волнового д в и ж е н и я и м о ж е т
быть о б ъ я с н е н за счет различия в величине б а л а н с а тепла и в л а г и
на различных широтах. В т о р а я гармоника п о р о ж д а е т с я различием влияния с у ш и и океанов и т р е т ь я гармоника — орографией
[79, 205].
126
§ 5. Зимняя зональная циркуляция
ч
•
П о д о б н о т о м у к а к это д е л а л о с ь у ж е неоднократно при изучении полей д а в л е н и я и т е м п е р а т у р ы , д л я и с с л е д о в а н и я горизонт а л ь н о г о распределения з о н а л ь н ы х скоростей по п о л у ш а р и ю
п о с л е д о в а т е л ь н о р а с с м а т р и в а ю т с я особенности средних месячных карт различных изобарических поверхностей. О б з о р провод и т с я начиная с поверхности 850 мб — с с а м о г о нижнего у р о в н я
200 мб.
/ — я н в а р ь , 32° с . ш „ 2 — и ю л ь , 42° с. ш .
из в с е х построенных к а р т А э р о к л и м а т и ч е с к о г о а т л а с а х а р а к т е ристик ветра северного п о л у ш а р и я [4].
Е с л и я н в а р с к о е барическое поле на 850 мб ( 1 , 3 — 1 , 5 км)
сравнить с полем на 1000 мб, например, по д а н н ы м (182], то мы
у ж е не о б н а р у ж и м з а м к н у т ы х изогипс, х а р а к т е р н ы х д л я сибирского м а к с и м у м а , а л е у т с к о г о и и с л а н д с к о г о минимумов. Н а
у р о в н е 850 мб поле изогипс с г л а ж и в а е т с я и в д о л ь у м е р е н н ы х
и субтропических широт северного
полушария
между
25
и 60° с. ш. (и н а д С и б и р ь ю ) изогипсы р а с п о л а г а ю т с я зонально.
И з о б а р и ч е с к и е поверхности наклонены к северу и имеют циклоническую кривизну.
С о о т в е т с т в е н н о э т о м у в широтной зоне 2 5 — 6 0 ° с. ш. на пойерхности 850 мб (рис. 36) н а б л ю д а ю т с я з а п а д н ы е зональные
с о с т а в л я ю щ и е в е т р а со скоростями 4 — 8 м/сек. З а п а д н ы й поток
неоднороден: в нем видны изменения скорости в поперечном на127
п р а в л е н и и , причем н а и б о л е е с и л ь н ы е 1 с к о р о с т и н а б л ю д а ю т с я
k его ц е н т р е в д о л ь 3 5 — 4 0 ° с. ш., г д е они д о с т и г а ю т 8 — 9 м/сек.,
е щ е б о л ь ш а я н е о д н о р о д н о с т ь в и д н а в д о л ь по п о т о к у . Н а р а з н ы х
\ м е р и д и а н а х в р а с ч л е н е н н о м п о т о к е в и д н ы о б о с о б л е н н ы е зоны
н а и б о л ь ш и х з а п а д н ы х с о с т а в л я ю щ и х : о д н а н а д Я п о н с к и м и остро-
Рис. 36. Средняя зональная скорость ветра. Январь, 850 мб.
I — изотахи,
м/сек.,
2 — изотахи Vx—0, 3 — промежуточные
«минус» — восточная составляющая.
изотахи.
Знак
вами у восточного побережья Азии, д р у г а я в Атлантическом
океане у восточного п о б е р е ж ь я Америки. У п о м я н у т ы е зоны
характеризуют циркуляцию в юго-западных частях барических
минимумов — в алеутском и исландском соответственно. Обращ а я с ь с н о в а к к а р т е с р е д н и х изогипс д л я 850 м б з а я н в а р ь ,
в районах с наибольшими скоростями западных ветров обнаруж и в а е м сильную сходимость изогипс и большие горизонтальные
б а р и ч е с к и е г р а д и е н т ы [58]. П о с л е д н и е в о з н и к а ю т на линии соединения центров субтропических антициклонов и у ж е упомянутых барических минимумов.
128
З а пределами п о я с а з а п а д н ы х ветров севернее 60° с. ш.
н а б л ю д а ю т с я неустойчивые зональные потоки со скоростями
около 2 — 4 м/сек. в с л у ч а е з а п а д н ы х потоков и около 2 м/сек.
в с л у ч а е восточных. Восточные ветры, к а к это с л е д у е т из рассмотрения д а н н ы х , приведенных на рис. 36 и 37, п р е о б л а д а ю т
в это время в д о л ь берегов Сибири, Ч у к о т к и и н а д Гренландией.
Они о т р а ж а ю т ц и р к у л я ц и ю п р е о б л а д а ю щ и х здесь барических
систем, а именно: потоки н а д северной периферией барических
минимумов и ю ж н о й периферией о б л а с т и относительно повышенного д а в л е н и я над Ц е н т р а л ь н о й А р к т и к о й , г л а в н ы м о б р а з о м
над ее восточным сектором.
Н а ю г е п о л у ш а р и я , примерно от северного тропика вплоть д о
э к в а т о р а , п р о с т и р а е т с я пояс восточных з о н а л ь н ы х ветров. В н у т р и
этого пояса в д о л ь 1 0 — 1 5 ° с. ш. н а б л ю д а ю т с я н а и б о л ь ш и е значения скоростей восточных ветров. З д е с ь м о ж н о наметить климатическую ось п а с с а т н о й циркуляции. С к о р о с т ь восточной компоненты здесь н а б л ю д а е т с я от 6 д о 10 м/сек. О д н а к о поток восточных ветров т а к ж е неоднороден в продольном направлении: на
р а з н ы х д о л г о т а х скорости различные. В Т и х о м океане у 1 4 0 —
150° в. д. восточная с о с т а в л я ю щ а я пассатной циркуляции в янв а р е в ы р а ж е н а наиболее интенсивно. З д е с ь величина скорости
потока д о х о д и т д о 10 м/сек. Д р у г о й центр усиления интенсивности восточной с о с т а в л я ю щ е й пассатной циркуляции, в ы р а ж е н ный несколько с л а б е е , чем в Т и х о м океане, виден в з а п а д н о й
части А т л а н т и ч е с к о г о океана, причем скорости потока вблизи
6 0 — 7 0 ° з. д. д о х о д я т д о 8 м/сек. Н а к о н е ц , наиболее с л а б ы й центр
восточной с о с т а в л я ю щ е й п а с с а т о в , скорость в котором с о с т а в л я е т 6 м/сек., н а б л ю д а е т с я н а д А ф р и к о й .
П о л о ж е н и е линии р а з д е л а западной и восточной с о с т а в л я ю щих у поверхности земли п о к а з а н о на карте, составленной Т а к к е ром [252] и уточненной нами по м а т е р и а л а м д л я территории С о ветского С о ю з а , Индии и А ф р и к и . Е с л и сопоставить рис. 36 и 37,
т о м о ж н о отметить, что положение обеих линий р а з д е л а у к а з ы в а е т на сдвиг их по мере п о д ъ е м а от нижней поверхности к ю г у
на 5 — 7 ° . Т а к и м о б р а з о м , в нижнем слое поверхность р а з д е л а западной и восточной с о с т а в л я ю щ и х зонального потока Наклонена
к югу, в сторону теплого в о з д у х а . В д а л ь н е й ш е м увидим, что
т а к о е н а п р а в л е н и е наклона с о х р а н я е т с я вплоть д о 300—200 мб,
т. е. д о у р о в н я с м а к с и м а л ь н ы м значением западной с о с т а в л я ю щей скорости. Н а к л о н к ю г у поверхности р а з д е л а з а п а д н ы х и
восточных ветров с о х р а н я е т с я вдоль всего п о л у ш а р и я . Величина
наклона под различными д о л г о т а м и к о л е б л е т с я незначительно:
в среднем он-может быть оценен в '/зоо—VsooН а у р о в н е поверхности 700 мб (3 км) (рис. 38) з а п а д н ы е
ветры по в с е м у п о л у ш а р и ю у с и л и в а ю т с я . С у щ е с т в е н н о увеличив а е т с я о х в а т ы в а е м а я ими п л о щ а д ь , г л а в н ы м о б р а з о м за счет
р а с п р о с т р а н е н и я ветров к ю г у , т а к что линия, р а з д е л я ю щ а я
9
И.
Г.
Гутерман
129
западную и восточную составляющие, проходит вдоль
15—
20° с. ш., т. е. п р и м е р н о на 10° ю ж н е е , чем на п о в е р х н о с т и 850 мб.
Такое
распределение
с в я з а н о со с м е щ е н и е м с у б т р о п и ч е с к и х
Рис. 37. Средняя зональная скорость ветра у земли. Январь.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
а н т и ц и к л о н о в в с л о е 1 , 5 — 3 , 0 км по м е р е п о д ъ е м а к ю г у и на
континенты, г д е р а с п о л а г а ю т с я
относительно
более
теплые
м а с с ы в о з д у х а . Н а к а р т а х и з о г и п с и и з о т е р м из р а б о т [3, 58,
124, 125, 173] э т о о т ч е т л и в о видно.
Н а 700 м б зоны с и л ь н ы х з а п а д н ы х в е т р о в у в о с т о ч н ы х берег о в к о н т и н е н т о в с о х р а н я ю т с я . У с и л е н и е с к о р о с т и в них значительное и проявляется наиболее ярко над океанами. У восточного п о б е р е ж ь я А з и и с р е д н я я м е с я ч н а я с к о р о с т ь з а п а д н о г о
в е т р а д о с т и г а е т 18 м/сек., у в о с т о ч н о г о п о б е р е ж ь я С е в е р н о й
А м е р и к и — 1 4 м/сек. Н а д к о н т и н е н т а м и Е в р а з и и и С е в е р н о й
А м е р и к и з а п а д н ы е в е т р ы с л а б е е и д о с т и г а ю т л и ш ь 8 — 1 0 м/сек.
130
У к а ж е м к а к на в а ж н у ю д е т а л ь в г е о г р а ф и ч е с к о м р а с п р е д е лении в е т р о в на 700 м б на о б р а з о в а н и е е щ е т р е т ь е й зоны со скор о с т я м и д о 10 м/сек. с ц е н т р о м на с е в е р е А р а в и й с к о г о п о л у о с т р о в а . О б о с о б л е н и е э т о й зоны, т а к ж е к а к и н а л и ч и е у ж е р а с с м о т р е н н ы х д в у х п е р в ы х , у к а з ы в а е т н а то, что в я н в а р е н а ч и н а я
Рис. 38. Средняя зональная скорость ветра. Январь, 700 мб.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
с в ы с о т ы 3 км к л и м а т и ч е с к и ф о р м и р у е т с я п о л о с а с т р у й н о г о
т е ч е н и я в д о л ь с у б т р о п и ч е с к и х ш и р о т . О н а о р и е н т и р у е т с я в нап р а в л е н и и с с е в е р а А ф р и к и на А р а в и ю и д а л е е на С е в е р н у ю
Индию. В этих районах усилению ветров способствуют большие
к о н т р а с т ы т е м п е р а т у р ы и с х о д и м о с т ь линий т о к а .
Р а с ш и р е н и е п л о щ а д и з а п а д н ы х в е т р о в на 700 м б по с р а в н е н и ю с у р о в н е м 850 мб, е с т е с т в е н н о , с в я з а н о с у м е н ь ш е н и е м
области распространения восточных ветров. Зона распространения в о с т о ч н ы х в е т р о в о г р а н и ч и в а е т с я л и ш ь т р о п и ч е с к и м и
ш и р о т а м и , а м е с т а м и она не д о х о д и т д а ж е д о с е в е р н о г о т р о п и к а .
131
С к о р о с т и восточных ветров в системе п а с с а т н о й циркуляции
тропиков не столь резко в о з р а с т а ю т с высотой, к а к 'западные.
Т е м не менее онй о с т а ю т с я сравнительно сильными, особенно
в д о л ь 8 — 1 0 ° с. ш. О т оси п а с с а т н ы х течений в ю ж н о м направлении (вплоть д о э к в а т о р а ) и в северном (вплоть д о 2 0 — 2 5 ° с. иг.)
восточные п а с с а т н ы е ветры о с л а б е в а ю т . Неоднородность распределения в восточном потоке на разных д о л г о т а х , и м е ю щ а я
место на 850 мб, с о х р а н я е т с я и на 700 мб. Ц е н т р наибольших
скоростей, расположенный н а д западной ч а с т ь ю Т и х о г о океана
в д о л ь меридиана 140° в. д., связан с циркуляцией ю ж н о й периферии Г о н о л у л ь с к о г о субтропического м а к с и м у м а . Д р у г о й центр
с о о т в е т с т в у е т ю ж н о й периферии азорского антициклона в западной части А т л а н т и ч е с к о г о океана; третий центр р а с п о л о ж е н
над. Ц е н т р а л ь н о й Африкой. З д е с ь большие скорости восточных
ветров н а б л ю д а ю т с я на северной периферии з а м к н у т о г о цикл о н а н а д Ц е н т р а л ь н о й А ф р и к о й и ю ж н о й периферии о б л а с т и
повышенного д а в л е н и я , р а с п р о с т р а н я ю щ е й с я в д о л ь Северной
Африки. Э т о отрог азорского антициклона, с м ы к а ю щ и й с я с отрогом а з и а т с к о г о зимнего
антициклона [ 1 1 7 , 120]. В о всех
ц е н т р а х скорость восточных ветров д о с т и г а е т 8 м/сек.
В ы ш е было отмечено с л а б о е в о з р а с т а н и е скорости восточных
ветров с высотой. Н а п р и м е р , над А ф р и к о й в о з р а с т а н и е скорости
от 850 д о 700 мб с о с т а в и л о всего лишь 2 м/сек. Н а д Атлантическим океаном в этом ж е слое величина скорости т а к а я ж е ,
а в Т и х о м д а ж е меньше. Т а к и м образом, м о ж н о заключить, что
восточные с о с т а в л я ю щ и е зимой н а д о к е а н а м и в тропической
пассатной циркуляции д о с т и г а ю т наибольшей интенсивности
в основном на в ы с о т а х 2 — 3 км над у р о в н е м моря, т. е. м е ж д у
850 и 700 мб.
В с е перечисленные особенности в а ж н о у ч и т ы в а т ь при климатологическом изучении восточной с о с т а в л я ю щ е й п а с с а т н о г о
течения н а д тропиками. Э т о т вопрос еще б у д е т р а с с м а т р и в а т ь с я
более подробно.
Е щ е более к р а т к о р а с с м а т р и в а ю т с я особенности потоков на
изобарических п о в е р х н о с т я х средней и верхней тропосферы, ибо
на этих у р о в н я х с о х р а н я ю т с я черты распределения, свойственные зональным в е т р а м на нижних изобарических
поверхнос т я х — 8 5 0 и 700 мб. Особенно это с п р а в е д л и в о в отношении
з а п а д н ы х ветров над умеренными и субтропическими широтами,
главной х а р а к т е р и с т и к о й которых является их резкое в о з р а с т а ние с высотой (см. т а б л . 26).
Л и н и я р а з д е л а западной и восточной с о с т а в л я ю щ и х зонального потока, внешне о т о ж д е с т в л е н н а я с нулевой и з о т а х о й зональной скорости, по мере п е р е х о д а от изобарических поверхностей
850 и 700 мб к 500 и 300 мб о т с т у п а е т к ю г у (рис. 39). Н а поверхности 500 мб линия проходит в среднем вдоль 1 Г с. ш., а на
поверхности 300 мб — в среднем в д о л ь 4 — 5 ° с. ш. Н а д А з и а т 132
с к и м и А м е р и к а н с к и м к о н т и н е н т а м и с м е щ е н и е ее к югу. менее
заметно. Сохранение здесь областей повышенного
давления
н е с к о л ь к о з а д е р ж и в а е т п е р е х о д з а п а д н ы х в е т р о в на в о с т о ч н ы е ,
что п о д т в е р ж д а е т с я
п о л е м и з о г и п с 500 мб. Н а д п р о с т о р а м и
океанов субтропические антициклоны в верхней тропосфере у ж е
не п р о с л е ж и в а ю т с я . Б о л е е т о г о , н а д Т и х и м и А т л а н т и ч е с к и м
Рис. 39. Средняя зональная скорость ветра. Январь, 500 мб.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
океанами под влиянием перестройки поля температуры, наблюд а е т с я д а ж е ц и к л о н и ч е с к о е и с к р и в л е н и е изогипс в с и с т е м е
п р о с т и р а ю щ и х с я д а л е к о к ю г у б а р и ч е с к и х л о ж б и н со с л а б ы м и
западными ветрами. Центры слабой антициклонической деят е л ь н о с т и на и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 300 м б с о х р а н я ю т с я
лишь над Индонезией, Восточной Африкой и севером Ю ж н о й
А м е р и к и [56, 58, 95, 173, 182].
О т к л о н е н и я линии р а з д е л а з а п а д н о й и в о с т о ч н о й с о с т а в л я ю щ и х ( и з о т а х и У ж = 0) от ш и р о т н о г о п о л о ж е н и я на р а з л и ч н ы х
д о л г о т а х невелики. Н а и б о л ь ш е е о т к л о н е н и е ее и м е е т м е с т о
133
в в о с т о ч н о й ч а с т и Т и х о г о о к е а н а в д о л ь 140° з. д . З д е с ь
ные в е т р ы д о х о д я т д о 2 — 4 ° с. ш. у ж е на у р о в н е 500 мб. К
западные ветры переходят за экватор в другое, летнее
шарие. Положение нулевой изотахи в западной части
о к е а н а н е с к о л ь к о иное. Н а м е р и д и а н е 140° в. д. на линии,
запад300 м б
полуТихого
соеди-
Рис. 40. Средняя зональная скорость ветра. Январь, 200 мб.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
н я ю щ е й ц е н т р ы зон с и л ь н ы х з о н а л ь н ы х в е т р о в ( з а п а д н ы х и относительно повышенных восточных), западные ветры наблюд а ю т с я на н а и б о л е е с е в е р н ы х ш и р о т а х . З а м е т и м , что в с в я з и
с этим здесь создаются исключительно большие горизонтальные
г р а д и е н т ы з о н а л ь н о й с к о р о с т и в е т р а (рис. 39 и 4 0 ) . П о д р о б н е е
положение
линии
раздела
западных
и восточных
ветров
см. в т а б л . 25.
В б л и з и и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 200 м б з а п а д н ы е в е т р ы
п о величине и п л о щ а д и р а с п р о с т р а н е н и я д о с т и г а ю т м а к с и м у м а .
О н и о т х о д я т н а и б о л е е д а л е к о к югу, а в з а п а д н о м п о л у ш а р и и
134
Таблица 22
Средняя широта положения линии раздела западной и восточной составляющих
ветра и координаты северной и южной точек над полушарием
Граница
Р Мб
южная
Средняя
широта
широта
северная
долгота
широта
долгота
Январь
Земля
850
700
500
300
200
100
50
30
29° С
24
17
11
3
1
7
20
26
.—
_
—
18° С
14
6
2
2
0
16
19
70°
30
120
10
20
80
20
20
В
3
В
3
В
27° С
23
17
13
13
16
40
48
—
150°
140
80
130
140
160
180
170
3
В
В
3
Апрель
Земля *
850
700
500
300
200
100
50
30
30° С
24
19
12
Уходит за
экватор
То же
U
23
24
.—.
—
15° С
15
9
0
20
30
100° В
20 3
40
20 3
70 В
10 3
—
30° С
24
,
20
12
.11 16
32
38
—
180° В
180
160
140
140
130
140
30
3
3
Июль
Земля
850
700
500
300
200
100
50
30
36° С
28
29
28
21
22
32
—
—
—
3°С
6
18
3
2
11
35
—
—
140° В
130
150 3
160
170
170
60 В
— •
— .
40° С
(34
35
35
30
35
57
—
•
—
170°
100
180
90
130
90
90
3
В
3
В
3
В
•—
Октябрь
34°С
30
27
23
Уходит за
экватор
9
19
28
32
20° С
20
17
2
12
24
28
100 3
110 В
130 3
50
80
30 В
30
35° С
35
30
24
19
25
35
44
135
достигают экватора. Линия раздела западных и восточных потоков на поверхности 200 мб занимает по сравнению с ее положением на других поверхностях самое южное положение, что
характерно для всех месяцев. В январе изотаха нулевой зональ, ной скорости проходит в восточном полушарии вдоль 5 —
10° с. ш., а в западном полушарии переходит за линию экватора.
Э т о означает, что во всем западном полушарии на данной поверхности в среднем месячном поле течений (как и на поверхности 300 мб) восточные ветры наименее вероятны. Мощность
слоя западного ветра над различными меридианами западного
полушария вдоль экватора колеблется от 4 до 12 км.
В качестве дополнения к картам зональных скоростей ветра
приведем данные средних месячных скоростей в центрах климатических зон струйных течений (табл. 2 6 — 2 9 ) .
Н а поверхности 200 мб средние месячные зональные скорости достигают максимума и соответственно
составляют:
в Тихоокеанской зоне струйных течений 62 м/сек., в Азиатской —
44 м/сек. и в Атлантической — 42 м/сек. (рис. 40).
Д о сих пор анализировались главным образом условия распределения зональных ветров внутри слоя тропосферы. Л и ш ь
изобарическая поверхность 200 мб во внетропических широтах
пересекает нижнюю границу тропопаузы и описанные выше
ветры относятся к переходному слою м е ж д у тропопаузой и нижней стратосферой. Ветры ж е тропических широт южнее 2 5 —
20° с. ш. на уровнях изобарических поверхностей 850—200 -мб
и д а ж е 100 мб (16 км) полностью о т р а ж а ю т условия тропосферы. Ветры на высотах изобарических поверхностей 5 0 —
30 мб б у д у т повсеместно по всему полушарию характеризовать
динамические условия стратосферы.
^
Закончим о б щ у ю характеристику зональных ветров в январе описанием их особенностей на уровне изобарической поверхности 100 мб (рис. 4 1 ) .
Зональные потоки на уровне изобарической поверхности
100 мб сохраняют многие черты, отмеченные при рассмотрении
поля ветра на нижних поверхностях — 300 и 200 мб. Пояс устойчивых западных ветров, однако, в этом случае несколько смещается к северу. В д о л ь потока, расчлененного на различных
долготах, т а к ж е видны отмеченные выше три зоны с наибольшими скоростями. Линия раздела западных и восточных ветров,
хотя и переместилась несколько к более высоким широтам,
сохраняет еще достаточно южное положение. Восточные ветры
преобладают в приэкваториальном районе, ограниченном с севера 5 — 7 ° с.-ш.
Н а поверхности 100 мб скорости западных составляющих
меньше, чем на поверхности 200 мб. В центре Тихоокеанской
зоны средняя январская скорость западного ветра составляет
^ всего 44 м/сек., в Азии, над Аравийским полуостровом и в Ат136
Таблица
Средняя месячная зональная скорость (м/сек.) в трех зонах струйных
AV*
течении и
м/сек. 100 м
26
Lz
Атлантическая зона
Азиатская зона
- Тихоокеанская зона
Р Мб
х
м/сек.
м/сек.
м/сек.
Аг
&2
Разность
в двух
ских
зонах,
м/сек.
Январь
850
700
500
300
200
100
8
14
18
28
42
30
0,38
0,16
0,28
0,54
-0,27
10
20
40
44
30
0,13
0,39
0,57
0,15
—0,32
0,65
0,79
18
38
0,62
0,08
60
62
-0,41
44
0
4
20
32
20
14
Апрель
850
700
500
300
200
100
6
10
16
24
30
20
0,26
0,23
10
18
0,23
-0,23
30
40
24
0,22
0,13
0,31
0,33
0,38
-0,36
0,31
0,46
0,44
0,15
-0,23
10
22
38
42
32
2
0
6
14
12
12
Таблица 27
Средняя месячная зональная скорость ветра (м/сек.) в трех зонах струйных
течений
Р Мб
II
850
700
500
300
200
100
10
12
24
36
42
28
ш
V
6
10
20
32
44
26
6
8
14
20
30
14
VI
Азиатская
4
8
14
22
30
16
IX
VIII
8
16
32
54
60
40
6
14
28
42
60
42
850
700
500
300
200
100
8
12
22
32
42
30
10
14
22
30
40
26
6
8
20
32
38
26
4
8
18
32
36
18
6
8
12
18
26
10
Атлантическая
8
8
12
22
24
12
8
10
12
20
16
10
-8
12
16
22
22
12
XII
Разность
I—VII
зона
4
4
10
22
28
20
Тихоокеанская
850
700
500
300
200
100
XI
4
8
10
24
26
20
6
8
14
32
30
22
7
8
14
34
40
28
4
4
8
18
14
10
6
12
26
46
46
32
8
16
32
56
60
44
4
10
26
44
42
44
8
12
16
24
3222
10
14
22
28
36
28
0
4
2
8
22
• 22
зона
4
8
14
24
36
20
зона
8
12
16
24
24
• 12
-
137
Таблица 22
Зональная составляющая ветра ( V x ) в климатических зонах полярного
стратосферного струйного течения (м/сек.) и координаты центров
на различных изобарических поверхностях (з — западная долгота,
в — восточная)
Рмб
I
п
ш
IV
V
VI
VII
Тихоокеанская
100
70
64
140-3 133-з
16
14
50
68
70
155-з 170-3
12
24,
— :
68
160-3
28
—
30
—
—
'
—
50
30
—
—
—
—
—
—
—
—
—
63
15-з
14
67
Ю-з
12
—
—
—
—
—
62
43-з
30
61
40-з
20
75
90-з
10
—
—
—
—
—
58
60-3
36
64
72-з
20
—
—
—
—
—
Азиатская
100
58
'75-в
' 24
50
62
80-в
28
54
87-в
24
53
90-в
20
63
66-в
38
55
75-в
36
53
100-в
20
30
138
48
86-в
16
—
XI
XII
65
65
165-з 165-3
14
16
70
15022
63
70
170-3 170-3
14
18
68
160го
зона
66
5-з
20
—
X
зона
—
Атлантическая
100
IX
VIII
—
—
.
—
—
—
—
60
83-з
14
65
40-з
12
57
60-3
20
65
70-з
16
68
ЗО-з
16
60
40-з
24
зона
—
—
—
—
—
—
—
—
—
—
53
86-в
18,
50
68-в
18
—
53
115-в
18
46
113-в
24
60
80-в
30
л а н т и ч е с к о й зоне с р е д н я я м е с я ч н а я с к о р о с т ь з а п а д н ы х в е т р о в
с о с т а в л я е т 30 м/сек.
Д р у г о й не м е н е е в а ж н о й о с о б е н н о с т ь ю в х а р а к т е р е г е о г р а ф и ч е с к о г о р а с п р е д е л е н и я з о н а л ь н ы х с к о р о с т е й в я н в а р е на пов е р х н о с т и 100 м б я в л я е т с я н а л и ч и е м а л ы х г о р и з о н т а л ь н ы х г р а д и е н т о в з о н а л ь н о й с к о р о с т и . О н и с у щ е с т в е н н о у м е н ь ш и л и с ь по
Рис. 41. Средняя зональная скорость ветра. Январь, 100 мб.
Усл. о б о з н а ч е н и я см. рис. 36.
Таблица 29
Зональная составляющая ветра в приэкваториальной зоне струйных течений
(северная часть Индийского океана)
Р Мб
200
100
50
30
—10
—10
—4
—12
п
ш
IV
V
VI
VII
VIII
IX
—8
—8
4
—8
—6
—6
—6
—6
—4
—8
—8
-10
—4
—16
—8
—20
—16
—26
—18
—20
—22
—32
—20
—24
—28
—32
—18
—24
—16
—30
—14
—18
X
XI
—16 - 1 2
- 2 0 —18
—12 —6
—12 —10
XII
—8
—14
-i-4
—8
139
сравнению с горизонтальными
градиентами скорости тропосферы у м е р е н н ы х широт. Э т о произошло к а к в с л е д с т в и е о с л а б ления. скорости на оси струйных течений вдоль 30—35° с. ш.,
т а к и в с л е д с т в и е усиления скорости з а п а д н ы х ветров над у м е ренными и отчасти над полярными ш и р о т а м и в д о л ь 50 и 70° с. ш.
(рис. 4 1 ) . К ю г у от оси с т р у и на ш и р о т а х 2 5 — 2 8 ° с. ш. и до э к в а т о р а горизонтальные градиенты зональной скорости при э т о м
у м е н ь ш и л и с ь незначительно. Приведенные в П р и л о ж е н и и 3 значения средних градиентов по горизонтали д л я в с е х зон иллюстр и р у ю т с к а з а н н о е и не т р е б у ю т о с о б ы х пояснений.
П р а в и л ь н а я оценка ф а к т а ослабления зональных ветров при
переходе к поверхности 100 мб от более низких слоев в с у б т р о пических ш и р о т а х и в о з р а с т а н и я их н а д умеренными и. особенно
субполярными широтами м о ж е т быть с д е л а н а с учетом анализа поля т е м п е р а т у р ы . НапЬмним, что к с л о ю 1 4 — 1 6 км
(100 мб) в январе происходит перестройка поля т е м п е р а т у р ы .
Горизонтальные градиенты т е м п е р а т у р ы м е ж д у у р о в н я м и 2 0 0 —
100 мб в субтропических и тропических ш и р о т а х резко уменьшаются. О б л а с т ь тепла, свойственная тропосфере низких широт,
п е р е м е щ а е т с я около у р о в н я 100 мб на север, в у м е р е н н ы е широты. Б л а г о д а р я э т о м у в слое 200—100 мб горизонтальные градиенты т е м п е р а т у р ы в переходной зоне от у м е р е н н ы х широт
к высоким с о х р а н я ю т п р е ж н е е ю ж н о е направление, а в с у б т р о пическом и тропическом р а й о н а х меняют свое направление на
обратное и с т а н о в я т с я северными. Термический ветер в с у б полярных ш и р о т а х на у р о в н я х выше 200—100 мб с о в п а д а е т с направлением з а п а д н ы х ветров, и с п о с о б с т в у е т резкому их усилению. Н а д умеренными и субтропическими широтами, наоборот,
направление термического ветра б у д е т восточным и, т а к и м о б р а зом, геометрическая р е з у л ь т и р у ю щ а я действительного
ветра
б у д е т с высотой резко у м е н ь ш а т ь с я .
В т а б л . 27, 28 и 29 приведены средние месячные значения
зональных с о с т а в л я ю щ и х в климатических ц е н т р а х струйных
течений; в т а б л . 27 — д л я восьми месяцев д л я субтропических
широт ( с о о т в е т с т в у ю щ и е д а н н ы е д л я основных четырех м е с я ц е в
даны в табл. 26), в т а б л . 28 и 2 9 — - д л я полярных и приэкваториальных. О б з о р этих д а н н ы х позволяет получить представление о годовом х о д е зональных с о с т а в л я ю щ и х , их а м п л и т у д е
в разных з о н а х (разность I — V I I ) на р а з н ы х изобарических
поверхностях. В [21, 55, 103, 156] приводятся аналогичные сведения.
§ 6. Л е т н я я з о н а л ь н а я циркуляция
В годовом х о д е интенсивности зональной циркуляции минимум приходится на июль. Величина западной с о с т а в л я ю щ е й
в июле по сравнению с я н в а р е м у м е н ь ш а е т с я в целом по полуш а р и ю почти в 3 р а з а , а вдоль 30° с. ш. в среднем почти в 4 р а з а .
140
В июле, кроме того, с т а н о в и т с я минимальной п л о щ а д ь , з а н я т а я
з а п а д н ы м и ветрами. У м е н ь ш е н и е а р е а л а р а с п р о с т р а н е н и я западных ветров происходит за счет смещения к северу, вплоть д о
30° с. ш., зоны восточных ветров, а т а к ж е за счет перехода западных ветров на восточные в с т р а т о с ф е р е выше 1 7 — 2 0 км.
С д е л а н н ы й в § 2 обзор х а р а к т е р а т е р м о б а р и ч е с к и х полей
в июле на различных п о в е р х н о с т я х у к а з ы в а е т на с л е д у ю щ е е :
а) горизонтальные градиенты д а в л е н и я от я н в а р я к июлю
у м е н ь ш а ю т с я по в с е м у п о л у ш а р и ю , за исключением слоя 500—•
300 мб, в д о л ь полярных широт 60—70° с. ш.;
б) г о р и з о н т а л ь н ы е ' градиенты т е м п е р а т у р ы т а к ж е уменьш а ю т с я на всех изобарических поверхностях:
В у м е р е н н ы х и субтропических ш и р о т а х в т р о п о с ф е р е и в северных ш и р о т а х в с т р а т о с ф е р е в и ю л е исчезли х а р а к т е р н ы е д л я
я н в а р я зоны б о л ь ш и х горизонтальных к о н т р а с т о в т е м п е р а т у р ы ,
которые о б у с л о в и л и резкое в о з р а с т а н и е в е т р а с высотой и спос о б с т в о в а л и о б р а з о в а н и ю зимних струйных течений.
Р а с п р е д е л е н и е з о н а л ь н ы х с о с т а в л я ю щ и х в е т р а на 850 мб
(рис. 42) у к а з ы в а е т на п р е о б л а д а н и е з а п а д н ы х ветров в д о л ь
у м е р е н н ы х и полярных широт в полосе м е ж д у 40 и 70° с. ш.
С к о р о с т ь западной с о с т а в л я ю щ е й в е т р а невелика, распределение ее в д о л ь потока неоднородно. П о т о к по течению распад а е т с я на зоны, причем скорости в е т р а в центре потока больше,
чем по к р а я м . С а м ы е сильные з а п а д н ы е ветры л о к а л и з у ю т с я
н а д океанами, центры по сравнению с я н в а р е м сместились несколько к в о с т о к у и к с е в е р у . Н а и б о л е е ярко в ы р а ж е н н а я зона
сильных средних з а п а д н ы х ветров в и ю л е р а с п о л а г а е т с я над
А т л а н т и ч е с к и м океаном, ее центр н а х о д и т с я примерно у 30° з. д.
В т о р а я зона, не т а к ясно в ы р а ж е н н а я , р а с п о л о ж е н а в северной
части Т и х о г о океана. Из д а л ь н е й ш е г о рассмотрения
карты
850 мб м о ж н о у с т а н о в и т ь наличие большого числа отдельных
центров з а п а д н ы х ветров н а д океанами. О д и н из них располож е н на севере А т л а н т и к и (<р = 50° с. ш., Х = 3 0 ° в. д.) и д в а
центра — н а д Тихим океаном. С к о р о с т ь зонального д в и ж е н и я
в них не п р е в ы ш а е т 4 м/сек. Т а к и м образом, в с ю д у видно отчетливое о с л а б л е н и е и расчленение зональной циркуляции
к лету. С л е д ы а з и а т с к о й зоны сильных ветров в июле проявл я ю т с я у ж е на у р о в н е 1,5 км. Н а д К а в к а з о м виден их центр*
который п р е о б р а з у е т с я на верхних у р о в н я х в субтропическое
струйное течение.
В о с т о ч н ы е с о с т а в л я ю щ и е п а с с а т а на поверхности земли
(рис. 43) в июле по сравнению с я н в а р е м несколько о с л а б е в а ю т ,
а линия р а з д е л а з а п а д н ы х и восточных с о с т а в л я ю щ и х зонального потока проходит севернее, особенно н а д континентами.
Т а к , н а д А м е р и к а н с к и м континентом она поднимается д о
44° с. ш., н а д Т и х и м и А т л а н т и ч е с к и м о к е а н а м и линия разд е л а проходит в д о л ь 3 5 — 3 7 ° с. ш.
141
Н а д континентами Азии и Америки полоса восточных ветров,
п р о л е г а ю щ а я в д о л ь н и з к и х ш и р о т , не я в л я е т с я н е п р е р ы в н о й ,
к а к зимой. З д е с ь о б р а з у е т с я с е з о н н а я ц и р к у л я ц и я т и п а м у с с о н ной с п р е о б л а д а ю щ и м и з а п а д н ы м и в е т р а м и , р а з р ы в а ю щ и м и пол о с у восточных
ветров.
Над Индией,
Индонезией
и Африкой
формируется самое мощное летнее возмущение тропической
Рис. 42. Средняя зональная скорость ветра. Июль, 850 мб.
Усл. о б о з н а ч е н и я см. рис. 36.
пассатной циркуляции — южноазиатская тропическая
депресс и я . З н а ч и т е л ь н о с л а б е е , чем н а д Ю ж н о й А з и е й , п р о я в л я е т с я
в п о л е течений т е р м и ч е с к а я д е п р е с с и я н а д ю г о м к о н т и н е н т а
С е в е р н о й А м е р и к и . Н а и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 850 м б западная составляющая ветров занимает ограниченную площадь
И с к о р о с т и ее невелики. П а с с а т н а я ц и р к у л я ц и я в э т о м р а й о н е
м а л о в о з м у щ е н а , ибо в о с т о ч н ы е в е т р ы , х а р а к т е р н ы е д л я ц и р к у ляции северной периферии термического минимума, смыкаются
с восточными ветрами пассатной циркуляции тропических широт
(рис.42).
142
С е в е р н а я г р а н и ц а з а п а д н ы х в е т р о в у м е р е н н ы х ш и р о т в течение года с м е щ а е т с я незначительно. Т а к ж е к а к и в январе, на
нижних уровнях тропосферы наблюдаются
замкнутые
ядра
в о с т о ч н ы х в е т р о в , и д у щ и е в д о л ь 70° с. ш. (см. рис. 42 и 4 3 ) .
П о т о к в о с т о ч н ы х в е т р о в н и з к и х ш и р о т в и ю л е н а 850 м б на
Рис. 43. Средняя зональная скорость ветра у земли. Июль.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
разных д о л г о т а х т а к ж е расчленен. О с ь наибольших значений вос т о ч н о й с о с т а в л я ю щ е й п р о х о д и т н а д о к е а н а м и в д о л ь 1 0 — 1 5 ° с. ш.;
( н а д з а п а д н о й А ф р и к о й г о р а з д о с е в е р н е е — в д о л ь 25° с. ш.)«
В ц е н т р е Т и х о г о о к е а н а в и н т е р в а л е д о л г о т 160° з. д. — 180° п а с сатная восточная циркуляция усиливается, и здесь образуется
з а м к н у т ы й ц е н т р с о с к о р о с т я м и , д о с т и г а ю щ и м и 8 м/сек. В А т л а н т и ч е с к о м о к е а н е в и д е н в т о р о й центр, в к о т о р о м с р е д н я я месячная скорость
восточного
п о т о к а т а к ж е д о с т и г а е т 8 м/сек.
О б л а с т ь п р е о б л а д а ю щ и х восточных ветров имеется т а к ж е на
северо-западе Африки, однако среднемесячная скорость ветра
в ней не п р е в ы ш а е т 4 м/сек.
143.
- О б р а щ а я с ь к х а р а к т е р у распределения восточной с о с т а в л я ю щей пассатной циркуляции на этой ж е изобарической поверхности в январе, м о ж н о к о н с т а т и р о в а т ь некоторое о с л а б л е ние ее к июлю, х о т я сопоставление д а н н ы х я н в а р я и июля
указывает
на
устойчивость
этой
циркуляции
в
годовом
ходе.
Р а с с м о т р и м подробнее картину нарушения восточной пассатной циркуляции в т о р ж е н и е м з а п а д н ы х ветров. У с т а н о в и м ее х а р а к т е р с п о м о щ ь ю наземных карт д а в л е н и я [ 1 1 7 , 120] или карт
т о п о г р а ф и и изобарической поверхности 10.00 мб [182]. П о этим
к а р т а м видно, что с апреля по о к т я б р ь над Азией, точнее н а д
ее ю ж н б й ч а с т ь ю , над севером Индийского океана и Северной
и Ц е н т р а л ь н о й А ф р и к о й ф о р м и р у е т с я м о щ н а я термическая депрессия. Н а и б о л ь ш е й интенсивности и распространения по территории и по вертикали она д о с т и г а е т в июле, когда ее д в а центра
з а н и м а ю т с а м о е северное положение и р а с п о л а г а ю т с я над Персидским заливом и северной ч а с т ь ю Индии в районе г. Д е л и .
В д о л ь линии, соединяющей эти центры", т. е. в д о л ь 2 5 — 3 0 ° с. ш.,
л е ж и т о б л а с т ь наиболее теплых в о з д у ш н ы х м а с с (по крайней
мере в слое от поверхности земли д о уровней 500 и 400 м б ) . О б
этом м о ж н о с у д и т ь по к а р т е ОТ'юоо
и карте
изотерм на изобарической поверхности 850, 700 мб и Др. Т е р м и ч е с к о е происх о ж д е н и е т а к о г о циклонического в о з м у щ е н и я очевидно, а муссонный х а р а к т е р его, обусловленный прогревом м а с с над континентами Е в р а з и и ' и А ф р и к и за лето, столь резко в ы р а ж е н , что
динамические факторы, д е й с т в у ю щ и е в тропических ш и р о т а х
в течение года и с п о с о б с т в у ю щ и е стационированию субтропических м а к с и м у м о в , о к а з ы в а ю т с я м а л о з а м е т н ы м и н а ' фоне термического э ф ф е к т а [20, 130, 136].
Отметим, что п р и э к в а т о р и а л ь н а я л о ж б и н а ,
находящаяся
в январе над Ю ж н о й и Ц е н т р а л ь н о й А ф р и к о й , с наступлением
т е п л о г о времени г о д а в северном полушарии п р о д в и г а е т с я на
северо-восток, т. е. на А р а в и ю и Индию, и с м ы к а е т с я с о б л а с т ь ю
низкого давления, ф о р м и р у ю щ е й с я летом в Передней и С р е д н е й *
А з и и [13, 1 1 7 , 120].
Д р у г о й очаг нарушения непрерывности субтропической обл а с т и высокого д а в л е н и я северного п о л у ш а р и я в течение теплых
месяцев (с апреля по октябрь) имеет место н а д югом С е в е р о а м е р и к а н с к о г о континента. З д е с ь в ш т а т е А р и з о н а , н а д Мексикой и Калифорнией в о з н и к а ю т б л а г о п р и я т н ы е у с л о в и я д л я развития с у х о а д и а б а т и ч е с к о й конвективной неустойчивости и развития термической депрессии.
Интенсивность термических депрессий д о с т и г а е т в июле макс и м у м а . И з рассмотрения к а р т ы д л я 850 мб (рис. 42) видно, что
•чнад Ю ж н о й Азией, Индией и А ф р и к о й п р е о б л а д а ю т устойчивые
з а п а д н ы е ветры с наибольшей с к о р о с т ь ю их на ю ж н о й периферии
144.
циклонического вихря вдоль 1 0 — 1 2 ° с. ш. З а п а д н ы е ветры отс ю д а р а с п р о с т р а н я ю т с я почти на все восточное полушарие. Граница, о т д е л я ю щ а я их от восточных ветров, проходит примерно
на 15° з. д. и на 135° в. д.
В системе з а п а д н ы х ветров н а д ю ж н о й оконечностью Индос т а н а н а б л ю д а е т с я з а м к н у т о е я д р о наиболее интенсивных скоростей, д о с т и г а ю щ и х 12 м/сек. в центре. В т о р о е ядро з а п а д н ы х
ветров н а х о д и т с я над Ю ж н о - К и т а й с к и м морем, над С и а м с к и м
заливом. З д е с ь скорости в центре д о с т и г а ю т лишь 8 м/cek.-Наконец, на севере А р а в и й с к о г о п о л у о с т р о в а в ы д е л я е т с я третье
я д р о со скоростями в центре д о .4 м/сек. Т а к и м о б р а з о м , по
сравнению с величиной зональных потоков в д р у г и х р а й о н а х
п о л у ш а р и я , например в у м е р е н н ы х ш и р о т а х , з а п а д н ы е ветры
индийского м у с с о н а о к а з ы в а ю т с я на этих в ы с о т а х с а м ы м и сильными. О ф о р м л е н и е я д р а л о к а л ь н о г о усиления з а п а д н ы х ветров
н а д А р а в и й с к и м п о л у о с т р о в о м с в я з а н о с развитием второго
центра б а р и ч е с к о г о минимума в о б щ е й системе ю ж н о а з и а т с к о й
депрессии. Э т и д в а центра —- следы приэкваториальной л о ж б и н ы
и а з и а т с к о г о м и н и м у м а - — в и д н ы в поле изогипс поверхности
1000 мб (см. рис. 20).
О т центра основного я д р а з а п а д н ы х ветров, р а с п о л о ж е н н о г о
н а д Цейлоном, по н а п р а в л е н и ю к Т и б е т с к о м у н а г о р ь ю и экват о р у н а б л ю д а е т с я о с л а б л е н и е ветров, причем граница распространения з а п а д н ы х в е т р о в переходит за э к в а т о р в ю ж н о е
зимнее п о л у ш а р и е . Н а с е в е р е муссонные з а п а д н ы е ветры отдел я ю т с я от системы о б щ е п л а н е т а р н о й циркуляции я д р а м и восточных ветров. О д н о т а к о е я д р о устойчиво с о х р а н я е т с я летом
у ю ж н о й границы Г и м а л а е в н а д И н д о с т а н с к о й низменностью.
О н о х а р а к т е р и з у е т ц и р к у л я ц и ю северной периферии
южноазиатской депрессии (см. рис. 20). Д р у г о е я д р о восточных ветров н а б л ю д а е т с я н а д Ч е р н ы м И К а с п и й с к и м морями. З д е с ь на
северной периферии второго
(западного) центра ю ж н о а з и а т ской депрессии в среднем на 850 мб и в ы ш е (до 3 — 4 км) т а к ж е
п р е о б л а д а ю т восточные ветры со скоростями 1 — 2 м/сек.
Годовой х о д з о н а л ь н ы х потоков в муссонной^зоне на различных изобарических п о в е р х н о с т я х п о к а з а н на рис. 44.
П р е ж д е чем закончить р а с с м о т р е н и е системы средних месячных ветров н а изобарической поверхности 850 мб и перейти
к а н а л и з у к а р т зональных в е т р о в б о л е е ' в ы с о к и х уровней, рассмотрим
характер
н а к л о н а поверхности р а з д е л а з а п а д н ы х
и восточных ветров в слое от поверхности земли д о у р о в н я
850 мб. Н е т р у д н о себе представить, что конфигурация поверхности р а з д е л а в июле б у д е т значительно сложнее, чем в январе.
В июле непрерывность поверхности р а з д е л а по п о л у ш а р и ю нар у ш а е т с я не т о л ь к о в зональном направлении на определенных
д о л г о т а х , но и в д о л ь меридиана. Н а п р и м е р , вдоль 80° в. д. изоЮ
И . Г.
Гутерман
145
т а х а У ж = 0 б у д е т п е р е с е ч е н а н а д н е с к о л ь к и м и ш и р о т а м и (рис. 4 5
и табл. 25).
У п о в е р х н о с т и земли, к а к о б э т о м м о ж н о с у д и т ь по рис. 43,
л и н и я р а з д е л а з а п а д н о й с о с т а в л я ю щ е й у м е р е н н ы х ш и р о т и во-
б)
-IV
-V
ш ш ш ,
-VI
о>
ВО
i".
тШ:
12о°т.
80
120
ш
120
Ш.
У//////Л2
Рис. 44. Годовой ход зональных потоков в муссонной зоне Индийского океана на различных уровнях.
а — 850 м б , 6 — 700 м б , в — 500 м б ; 1 — Vх=0,
2 — области восточных
ветров.
сточной в с и с т е м е ц и р к у л я ц и и т р о п и ч е с к и х ш и р о т п р о х о д и т н а д
о к е а н а м и в д о л ь 30^-40° с. ш., а н а д к о н т и н е н т о м А м е р и к и —
в д о л ь 45° с. ш. Н а д к о н т и н е н т о м Е в р а з и и в с п л о ш н о м з а п а д н о м
потоке видны л и ш ь отдельные ядра восточных ветров. Линия
р а з д е л а с о с т а в л я ю щ и х на п о в е р х н о с т и 850 м б (см. рис. 42)
в с р е д н е м по в с е м у п о л у ш а р и ю п р а к т и ч е с к и о с т а е т с я на т е х ж е
ш и р о т а х , и п о в е р х н о с т ь р а з д е л а в с л о е от з е м л и д о 850 м б про146.
Ходит без з а м е т н о г о н а к л о н а к ю г у . Б о л е е т о г о , на м н о г и х мерид и а н а х , н а п р и м е р н а д к о н т и н е н т а м и на 80° в. д . и 80° з. д., поверхность имеет наклон, обратный наклону этой поверхности
в я н в а р е . П о м е р е с м е щ е н и я к с е в е р у в ы с о т а п о в е р х н о с т и разд е л а у в е л и ч и в а е т с я , ч т о у к а з ы в а е т на р а с ш и р е н и е с в ы с о т о й
Рис. 45. Средняя зональная скорость ветра. Июль, 700 мб.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
площади распространения восточной циркуляции. Объяснение
э т о м у ф а к т у с л е д у е т и с к а т ь в с м е щ е н и и в э т о м с л о е на континентах областей тепла к северу.
К - п о в е р х н о с т и 700 м б ( о к о л о 3 к м ) в и ю л е о с н о в н ы е ч е р т ы
зональной
циркуляции, свойственные приземному,
наиболее
в о з м у щ е н н о м у с л о ю т р о п о с ф е р ы , с о х р а н я ю т с я (рис. 4 5 ) . В д о л ь
умеренных широт преобладают западные ветры, усиливающиеся
с в ы с о т о й . В п о т о к е с и л ь н ы х з а п а д н ы х в е т р о в в ы я в л я ю т с я обос о б л е н н ы е зоны: о д н а н а д А т л а н т и ч е с к и м о к е а н о м на 40° з. д.,
с к о р о с т ь в к о т о р о й д о с т и г а е т 10 м/сек., д р у г а я н а д Т и х и м о к е а ном в д о л ь м е р и д и а н а 180°, г д е п р о х о д и т и з о т а х а 8 м/сек. Н а д .
10*
147
Средиземным морем р а с п о л а г а е т с я очаг з а п а д н ы х ветров со
с к о р о с т я м и до. 6 м/сек. В о с т о ч н е е его, на с е в е р е А р а в и й с к о г о
полуострова, в тылу южноазиатской депрессии наблюдаются
относительно сильные западные ветры, которые отделяют пасс а т н ы е в о с т о ч н ы е в е т р ы н а д А ф р и к о й от в о с т о ч н ы х в е т р о в циклонической циркуляции над Ираном, южной частью К а с п и я
Рис. 46. Климатическая устойчивость направлений ветров над сёвер- ным полушарием (%). Январь, 700 мб.
и Туранской низменностью. З а б е г а я немного вперед, упомянем
о т о м , что з а п а д н ы е в е т р ы в э т о м р а й о н е к п о в е р х н о с т и 300 мб,
а е щ е б о л е е о т ч е т л и в о к 200 м б д о с т и г н у т и с к л ю ч и т е л ь н о й инт е н с и в н о с т и . П о д в л и я н и е м с и л ь н ы х к о н в е р г е н т н ы х течений н а
высотах в области северной периферии высотного субтропического
антициклона о б р а з у е т с я самое сильное, климатически
я р к о в ы р а ж е н н о е с т р у й н о е течение н а д А з и е й [14, 15, 92, 9 5 ,
165].
Область, охваченная
восточной
циркуляцией
на
уровне
700 мб, р а с ш и р я е т с я , т а к что л и н и я р а з д е л а з а п а д н о й и в о с т о ч н о й
с о с т а в л я ю щ и х п р о л е г а е т н е с к о л ь к о с е в е р н е е . Е с л и на п о в е р х н о 148.
сти 850 мб она р а с п о л о ж е н а в среднем в д о л ь 3 0 — 3 5 ° с. ш., то на
поверхности 700 мб — у ж е в д о л ь 3 5 — 3 7 ° с. ш. Р а с ш и р е н и е площ а д и восточных ветров на изобарической поверхности 700 м б
произошло не столько за счет сдвига к северу, сколько за счет
проникновения их с в о с т о к а и с з а п а д а в н у т р ь циклонической
циркуляции
южноазиатского
муссона. З а п а д н ы е м у с с о н н ы е
ветры на 700 мб видны т о л ь к о н а д Индийским океаном и Индией. Н а д А ф р и к о й п р е о б л а д а ю т у ж е восточные ветры на в с е х
у р о в н я х начиная с 2 — 3 км. В д о л ь широтного р а з р е з а , например
10° с. ш., м о ж н о представить, что поверхность н у л е в ы х значений
з о н а л ь н ы х ветров наклонена от А ф р и к и и от Т и х о г о о к е а н а
в сторону Индии, резко с у ж а я о б л а с т ь з а п а д н ы х ветров.
З а линией У ж = 0, положение которой на данной поверхности
у ж е было показано, в зоне п а с с а т о в происходит о с л а б л е н и е
восточной с о с т а в л я ю щ е й . Величина средней месячной скорости
над Т и х и м океаном, с 8 м/сек. у п а л а д о 5 м/сек. в д о л ь оси наибольших значений; в А т л а н т и ч е с к о м о к е а н е величина восточной
с о с т а в л я ю щ е й о с т а л а с ь т а к о й ж е , к а к и на 850 мб, •—-8 м/сек.
Н о м а к с и м у м скорости, к а к мы у в и д и м ниже, н а х о д и т с я в э т о м
с л у ч а е на в ы с о т е 4 — 4 , 5 км, т. е. м е ж д у изобарическими поверхностями 700 и 500 мб (рис. 45 и 48).
Т о т факт, что над А т л а н т и ч е с к и м океаном летом скорости
п а с с а т н ы х ветров д о с т и г а ю т б о л ь ш и х значений, чем над Т и х и м
океаном, у ж е о т м е ч а л с я в л и т е р а т у р е [НО. 133, 134, 170]. Д л я
приземного слоя этот известный ф а к т о б ъ я с н я л с я большими
колебаниями т и х о о к е а н с к о г о м а к с и м у м а к а к по интенсивности,
т а к и по степени л о к а л и з а ц и и (ориентации ц е н т р а ) , в то в р е м я
к а к азорский м а к с и м у м летом — о б р а з о в а н и е более с т а б и л ь н о е
во времени и пространстве. Е с л и использовать т о л ь к о средние
данные, то выявленные различия в х а р а к т е р е обоих субтропических м а к с и м у м о в б у д у т невелики. И в том, и в д р у г о м барических центрах в и ю л е н а д Т и х и м и А т л а н т и ч е с к и м о к е а н а м и
в ы с о т а изобарической поверхности 1000 мб о д и н а к о в а я , т а к ж е
к а к и д а в л е н и е на у р о в н е моря [117]. И с п о л ь з у я д а н н ы е об изменчивости д а в л е н и я
(высоты геопотенциала) из [7], л е г к о
у б е д и т ь с я в меньшей стабильности поля д а в л е н и я н а д Т и х и м
океаном по сравнению с полем д а в л е н и я над А т л а н т и ч е с к и м .
В ы с к а з а н н у ю причину о с л а б л е н и я скорости п а с с а т н ы х в е т р о в
в о б л а с т и антициклона н а д Тихим океаном по сравнению с аналогичным о с л а б л е н и е м н а д А т л а н т и ч е с к и м океаном
можно
и л л ю с т р и р о в а т ь данными климатической устойчивости направления ветров. Величина п а р а м е т р а устойчивости ветров д л я
поверхности 700 мб (рис. 46 и 47) к о л е б л е т с я д л я района Т и х о г о
о к е а н а в пассатной зоне в п р е д е л а х 4 0 — 7 0 % , д л я А т л а н т и ч е ского о к е а н а она с о с т а в л я е т 7 0 — 8 0 % , а в восточной его части
снижается до 30—40%.
149.
Н а среднем у р о в н е тропосферы (поверхность 500 мб) в июле
(рис. 48) с о х р а н я е т с я свойственная нижним слоям расчлененность зональной циркуляции на отдельные макросиноптические
центры. В м е с т е с тем поле течений у ж е с о д е р ж и т особенности,
присущие о б щ е п л а н е т а р н о й системе циркуляции верхней тропос ф е р ы и нижней с т р а т о с ф е р ы . Конкретным примером этому
я в л я е т с я о б р а з о в а н и е вдоль широт 20—30° с. ш. непрерывного
пояса восточных ветров к а к р е з у л ь т а т смыкания восточных потоков Т и х о г о и А т л а н т и ч е с к о г о океанов (рис. 48).
О б л а с т ь распространения муссонных з а п а д н ы х ветров над
А ф р и к о й и Ю ж н о й Азией с у ж а е т с я при этом настолько, что
с л е д ы ее видны лишь н а д крайним югом И н д о с т а н а , Цейлоном
и северной ч а с т ь ю Индийского океана. З д е с ь в центре о б л а с т и
с о х р а н и в ш и х с я з а п а д н ы х ветров средняя месячная скорость
п а д а е т д о 4 м/сек. против 8 м/сек. на 700 мб и 12 м/сек. на
850 мб. Т а к о е инверсионное изменение скорости ветра с высо150.
т о й н а б л ю д а е т с я в п л о т ь д о у р о в н я 7 км. В ы ш е (на п о в е р х н о с т и
300 м б ) п р е о б л а д а ю т д о с т а т о ч н о с и л ь н ы е в о с т о ч н ы е в е т р ы .
О т м е т и м , что п а д е н и е с к о р о с т и м у с с о н н ы х з а п а д н ы х в е т р о в н а ч и н а е т с я с 2 км, г д е з о н а л ь н а я з а п а д н а я с о с т а в л я ю щ а я л е т н е г о
и н д и й с к о г о м у с с о н а д о с т и г а е т м а к с и м у м а (рис. 44 и 5 4 ) .
Рис. 48. Средняя зональная скорость ветра. Июль 500 мб.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
Чтобы правильно представить границы перехода муссонных
з а п а д н ы х в е т р о в на в о с т о ч н ы е , с в я з а н н ы е с о б щ и м п а с с а т н ы м
т е ч е н и е м , п р и в е д е м д а н н ы е об у с т о й ч и в о с т и н а п р а в л е н и я в е т р о в .
Н а рис. 46 и 47 п р и в о д я т с я в е л и ч и н ы к л и м а т и ч е с к о й у с т о й ч и в о с т и р е з у л ь т и р у ю щ и х в е т р о в . Н а д И н д и е й у с т о й ч и в о с т ь ветров наибольшая (около 9 0 % ) , а над Африкой и Т и х и м океаном
8 0 — 7 0 % . Р е з у л ь т а т ы обзора этой статистической характеристики в е т р а в ы р а ж а ю т , с о д н о й с т о р о н ы , б о л ь ш о е п о с т о я н с т в о
в е т р о в в м у с с о н н о й о б л а с т и д о 500 м б , а с д р у г о й с т о р о н ы , т о ,
что на с о о т в е т с т в у ю щ и х в ы с о т а х в Т и х о м о к е а н е и н а д А ф р и к о й
изменчивость ветров велика. Использование этих данных м о ж е т
151.
о к а з а т ь с я полезным при определении а р е а л а распространения
л е т н е г о ю ж н о а з и а т с к о г о м у с с о н а различной степени вероятности.
Восточные ветры низких широт на изобарической поверхности 500 мб е щ е о с т а ю т с я слабыми, хотя, к а к у ж е было отмечено, минимальное их значение н а б л ю д а е т с я в, более низких,
слоях. В сплошном потоке этих ветров видны центры наибольших скоростей, р а с п о л о ж е н н ы е над Т и х и м океаном. Н а д С е в е р ной и Ц е н т р а л ь н о й Индией к 500 мб влияние ниже р а с п о л о ж е н ной муссонной циркуляции о с л а б л е н о настолько, что в слое
вблизи
поверхности 500 мб о ф о р м л я е т с я локальный
центр
восточных ветров субтропического антициклона, хотя и с очень
м а л ы м и скоростями. О б р а з о в а н и е этого центра, вероятно, происходит под воздействием гор. О б л а с т ь муссонного в о з м у щ е н и я
на нижних у р о в н я х тропосферы примыкает к предгорьям Гимал а й с к о г о х р е б т а , б л а г о д а р я чему циркуляция этого типа развив а л а с ь без обмена со слоями атмосферы, р а с п о л о ж е н н ы м и к сев е р у за х р е б т о м . Ч т о б ы обеспечить связь м е ж д у м а с с а м и низких
и высоких широт в системе меридиональной циркуляции, центр
ее д о л ж е н быть достаточно приподнят [230].
Р о л ь х р е б т а в формировании поля в е т р а в слое 700—500 мб
и д а ж е д о 300 мб с к а з ы в а е т с я , к а к б у д е т показано в г л а в е III,
в появлении северных ветров в прямой_ меридиональной ячейке
циркуляции. К а к следствие этого, с высотой о б л а с т ь наиболее
теплых слоев резко отходит к югу, т а к что граница, о т д е л я ю щ а я
з а п а д н ы е ветры индийской летней муссонной депрессии от восточных ветров квазипостоянной циркуляции тропических широт, проходит т о ж е с наклоном к югу. В с е это приводит к возникновению восточной с о с т а в л я ю щ е й ветров н а д у к а з а н н ы м
районом. Н а д Ц е н т р а л ь н о й и С е в е р н о й Индией з а п а д н ы е ветры
постепенно в с л е д с т в и е действия северной с о с т а в л я ю щ е й термического в е т р а сменяются восточными при постоянном увеличении скорости с высотой. Н а ч и н а я с высот 6 — 8 км н а д этим
районом у ж е исчезают какие-либо следы з а п а д н ы х
ветров
и в д о л ь низких широт по в с е м у п о л у ш а р и ю у с т а н а в л и в а е т с я
непрерывная восточная циркуляция (см. рис. 50).
В д р у г и х р а й о н а х п о л у ш а р и я скорости восточной зональной
с о с т а в л я ю щ е й к поверхности 500 мб несколько у в е л и ч и в а ю т с я .
Э т о заметно в тихоокеанском, атлантическом и а ф р и к а н с к о м
центрах.
В о з р а с т а н и е скорости в системе п а с с а т н ы х ветров ниже
500 мб не было непрерывным во всем слое. П а с с а т ы нижнего
с л о я тропосферы летом над океанами у с и л и в а ю т с я лишь д о
уровней 1,5—4,0 км в зависимости от долготы. В ы ш е интенсивность восточной с о с т а в л я ю щ е й п а с с а т о в заметно у б ы в а е т д о
300—200 мб и, в частности, н а д океанами Тихим и Атлантическим у ж е в слое 8 — 1 2 км возникают д а ж е з а п а д н ы е ветры. s
152.
В восточной части Тихого океана в полосе 120—160° з. д .
средняя месячная восточная с о с т а в л я ю щ а я достигает минимума
на очень низком уровне и вблизи поверхности 500 мб составляет
1,5—2,0 м/сек. Причиной этого является проникновение в д о л ь
указанных долгот в июле ложбины холода наиболее д а л е к о
на юг. При процессах проникновения на юг холодных м а с с
в слое 850—700 мб возникает термический ветер северного н а правления в западных частях ложбин и южного в восточных.
Это обусловливает вращение ветров с высотой и уменьшение
в связи с этим результирующего восточного вектора. В результате частого вторжения холода в системе циклонов [179] устойчивость субтропического антициклона снижается. Поэтому г р а ница, р а з д е л я ю щ а я западные и восточные ветры, с п у с к а е т с я
наиболее д а л е к о в низкие широты, вплоть до 20—23° с. ш..[179,.
228]. П е р е х о д от поверхности 700 мб к 500 мб (см. рис. 48) сопров о ж д а е т с я смещением оси наибольших значений западных ветров к 40—45° с. ш. Н а д Атлантическим океаном с о х р а н я ю т с я
наибольшие по полушарию скорости, достигающие 16 м/сек. Н а д
Тихим океаном скорость западного ветра составляет 12 м/сек.
Зона сильных западных ветров над Средиземным морем н а
этом уровне отчетливо в ы р а ж е н а и простирается д а л е е над К а в казом и Каспийским морем.
Наконец, в третьем поясе зональной циркуляции в полярных
районах на высотах около 5 — 6 км сохраняются в общем слабые
западные ветры. З д е с ь характерно возникновение на их фоне
области сравнительно увеличенных западных ветров над К а н а дой; она распространяется на Центральный Полярный б а с с е й н
и далее на Восточно-Сибирское море. Летнее возрастание скорости ветра, и особенно зональной составляющей, в полярных
районах отмечалось и раньше, в частности, в [23, 37]. О б ъ я с н е ние аномального возрастания скорости к лету и образования
области повышенных скоростей севернее 50—60° с. ш. можнополучить из анализа горизонтальных градиентов температуры
в слое 700—500 мб. К лету на участке континент Сибирь —
Центральный Полярный бассейн за счет более сильного прогрева континента по сравнению с морем, покрытым льдом, происходит увеличение горизонтального
меридионального
градиента температуры, направленного на север (рис. 49). Д и н а м и ческая причина летнего усиления ветров и образования тропосферных струйных течений, по мнению, изложенному в [23],.
кроется в увеличении повторяемости циклонов в и ю н е — а в г у с т е .
При прохождении циклонов вдоль северного побережья Сибири
наблюдаются обычно значительные контрасты температуры.
Л е т н ю ю зональную циркуляцию верхней тропосферы тропических широт и субстратосферы умеренных широт мы рассмотрим с помощью карт зональных ветров на изобарической поверхности 200 мб (рис. 50). Т а к ж е как и в январе, в данном
153.
с л у ч а е з а п а д н ы е в е т р ы д о с т и г а ю т э к в а т о р и а л ь н о й зоны. П о в е р х н о с т ь У ж = 0 в с л о е от 300 д о 200 м б на б о л ь ш е й ч а с т и п о л у ш а р и я р е з к о с м е щ а е т с я к ю г у . В д о л ь 160° з. д. ( ц е н т р а л ь н ы й
меридиан Тихого океана) область распространения западных
в е т р о в д а ж е п е р е х о д и т з а э к в а т о р в ю ж н о е п о л у ш а р и е , полностью прерывая полосу экваториальных
восточных
ветров
в д о в о л ь н о м о щ н о м в е р т и к а л ь н о м с л о е о т 10 д о 15 км. В А т л а н -
ъп.км
П
15
10
(
A
/
/
Ь30° \/
- у
/ / S
X
N
С--
v
/
W
...
i
80
7
Рис. 49
1 — изотахи
Вертикальный
70
Широта
2
ю
»
V
О
90
/8
/
> " " " *
1
—
"
10
i
60
50
— — 5
разрез зональной составляющей
вдоль 100° в. д. Июль.
скорости
зональной составляющей скорости
(м/сек.), 2 — изотахи
с о с т а в л я ю щ е й с к о р о с т и (м/'сек.), 3 — и з о т е р м ы (°С).
ветра
меридиональной
т и ч е с к о м о к е а н е в д о л ь 5 0 — 6 0 ° з. д . в и д е н в т о р о й р а й о н н а и б о л е е
резкого смещения к югу западных ветров,
простирающийся
в п л о т ь д о 10° с. ш.
Т а к и м о б р а з о м , в и ю л е на п о в е р х н о с т и 200 мб з а п а д н ы е
в ч етры, т а к ж е к а к и в я н в а р е , з а н и м а ю т н а и б о л ь ш у ю п л о щ а д ь .
П о в е л и ч и н е они з д е с ь т а к ж е д о с т и г а ю т м а к с и м у м а . К л и м а т и ч е с к а я о с ь с т р у й н ы х течений п р о х о д и т в д о л ь 4 0 — 4 4 ° с. ш., т. е.
н а 10° с е в е р н е е , чем в я н в а р е . В д о л ь э т о й оси п о т о к р а с п а д а е т с я
н а з о н ы б о л е е р е л ь е ф н о , чем в б о л е е низких с л о я х . Т р и т а к и е
з о н ы о т ч е т л и в о в и д н ы на в с е х у р о в н я х в п л о т ь д о 100 м б : т и х о о к е а н с к а я н а д Я п о н и е й со скоростью^ в ц е н т р е д о 20 м/сек.,
в А т л а н т и ч е с к о м о к е а н е , л о к а л и з у ю щ а я с я в б л и з и 70° з. д.,
с такими ж е скоростями зонального потока, как и в тихоокеанской зоне; н а к о н е ц , зона л е т н е г о с у б т р о п и ч е с к о г о
струйного
т е ч е н и я с ц е н т р о м н а д К а в к а з о м и К а с п и й с к и м м о р е м , г д е скор о с т ь з а п а д н о й с о с т а в л я ю щ е й д о с т и г а е т 30 м/сек. ( т а б л . 3 0 ) .
Изучая июльские западные ветры в слое м е ж д у поверхнос т я м и 5 0 0 — 1 0 0 мб, н е л ь з я не о с т а н о в и т ь с я на п о я в л е н и и зон
154.
с и л ь н ы х в е т р о в в д о л ь т р о п и к о в на ш и р о т а х 1 8 — 2 0 ° , л о к а л и з у ю щ и х с я н а д ц е н т р а л ь н ы м и м е р и д и а н а м и о к е а н о в . Н а $ту о с о б е н н о с т ь л е т н е й ц и р к у л я ц и и , в ы т е к а ю щ у ю из у с л о в и й о т н о с и т е л ь ного п о в ы ш е н и я в э т и х р а й о н а х п о в т о р я е м о с т и ц и к л о н о в , у ж е
у к а з ы в а л о с ь . О б р а з о в а н и е зоны п о в ы ш е н н ы х з а п а д н ы х в е т р о в
Рис. 50. Средняя зональная скорость ветра 200 мб. Июль.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
на с т о л ь ю ж н ы х ш и р о т а х п р о и с х о д и т в р е з у л ь т а т е о с л а б л е н и я
восточной
составляющей
в нижней тропосфере в слое 7 0 0 —
500 мб, п е р е х о д а ее на з а п а д н у ю и п о с л е д у ю щ е г о р е з к о г о у с и л е н и я с в ы с о т о й к у р о в н ю 200 мб. Р а с с м о т р и м т е р м и ч е с к у ю
причину у с и л е н и я з о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й с у ч е т о м к а р т температуры.
На
средних
картах
температуры,
помещенных,
Например, в [3], на 500 м б в и д н ы л о ж б и н ы х о л о д а , о р и е н т и р о в а н н ы е в ю ж н о м н а п р а в л е н и и по с е р е д и н е о к е а н о в ( Т и х о г о
и А т л а н т и ч е с к о г о ) . П р о н и к н о в е н и е х о л о д а в с т о л ь низкие шир о т ы п р о я в л я е т с я в о б о с т р е н и и к о н т р а с т о в т е м п е р а т у р ы , котор ы е к 300 м б д о с т и г а ю т н а и б о л ь ш и х значений. Н а
картах
155.
т е м п е р а т у р ы этот эффект в ы р а ж а е т с я в появлении сравнительно больших горизонтальных градиентов температуры, достиг а ю щ и х 0,2° С/100 км и и м е ю щ и х ю ж н о е н а п р а в л е н и е . Л о к а л ь ные области т а к и х градиентов видны над Атлантическим океан о м в д о л ь 18° с. ш. и н а д Т и х и м о к е а н о м в д о л ь 20 °с. ш. у Г а в а й с к и х о с т р о в о в [125].
Таблица
30
Средняя месячная зональная скорость ветра (м/сек.) в центрах зон струйных
течений и
Атлантическая
зона
^
х
м/сек. 100 м
Дг
Тихоокеанская
зона
Азиатская
зона
Р Мб
м/сек.
Ь У х
Дг ~
м/сек.
ДZ
м/сек.
Дz
Разность
в двух
океанических
зонах,
м/сек.
И юл ь
8
10
16
20
20
8
850
700
500 л
300
200
100
50
0,13
0,22
0,11
0,00
-0,27
—
0,13
12
22
30
20
6
0,22
0,27
0,30
—0,22
12
16
20
0,25
0,15
0,11
0,15
—4
—2
—4
. 4 •
0
—0,32
Октябрь
850
700
500
300
200
100
50
8
10
14
24
24
14
—
0,13
0,15
0,28
0,00
—0,23
4
8
12
18
26
22
18
0,26
0,15
0,16
0,30
-0,09
-0,09
6
10
20
32
38
26
18
0,26
0,38
0,32
0,23
—0,27
—0,19
—2
0
6
8
14
12
Н а рис. 50 в и д н а о б л а с т ь с п л о ш н ы х з а п а д н ы х в е т р о в со знач е н и е м с р е д н е й м е с я ч н о й з о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й 20 м/сек.
в Т и х о м о к е а н е и 4 — 6 м/сек. в А т л а н т и ч е с к о м . В о з н и к а ю щ и е
з д е с ь з а п а д н ы е в е т р ы т р о п и ч е с к и х ш и р о т п р а к т и ч е с к и изолир о в а н ы от з а п а д н ы х в е т р о в с у б т р о п и ч е с к и х и у м е р е н н ы х ш и р о т .
М е ж д у ними п р о х о д и т п о л о с а н е у с т о й ч и в ы х в е т р о в со с л а б ы м и
с к о р о с т я м и (в с р е д н е м к л и м а т и ч е с к о м з а п а д н ы х ) , что о т л и ч а е т
их от в е т р о в о б щ е п л а н е т а р н о й ц и р к у л я ц и и . Т а к и м о б р а з о м ,
летние возмущения поля зональных восточных потоков над
океанами в тропиках приводят к образованию струйных западн ы х в е т р о в . Я д р о с т р у й н ы х течений н а д т р о п и к а м и не с в я з а н о
с основными западными струйными течениями вдоль
40—
50° с. ш., а о т д е л е н о от них (рис. 5 1 ) .
Р и л ь [110] у к а з ы в а е т , что р а з д е л е н и е з а п а д н о г о п о т о к а
156.
на-
в е р х у на д в е струи широтным поясом 20—30° я в л я е т с я х а р а к т е р ной чертой циркуляции тропических широт. О б р а з о в а н и е сильных з а п а д н ы х ветров над зоной восточных ( п а с с а т н ы х ) ветров,
по его мнению, не с в я з а н о с в т о р ж е н и е м их из ю ж н о г о пблу-
. а — 60° з . д . , 6 — 160° з . д . , / — и з о т а х и
(м/сек.), 2 — изотермы
(°С).
шария, к а к и не с в я з а н о с отрывом от более мощного струйного
течения к с е в е р о - з а п а д у .
П а л ь м е р [228], а н а л и з и р у я случай в о з м у щ е н и я верхней тропосферы н а д тропиками, у к а з ы в а е т на о б р а з о в а н и е меридионально р а с п о л о ж е н н ы х ячеек
циркуляции.
Они
прерывают
зонально р а с п р о с т р а н я ю щ и е с я субтропические м а к с и м у м ы серией циклонических вихрей. Н а р у ш е н и е системы з а п а д н ы х потоков умеренных широт и системы восточных потоков тропических
157.
широт сопровождается развитием значительной ложбины обычно
в о с т о ч н е е Я п о н и и , в Т и х о м о к е а н е (см. рис. 84) . В с и с т е м е с е в е р ных ветров холодный воздух проникает к ю г у и тем самым благоприятствует усилению западной составляющей ветра. Пример
т а к о г о « с е в е р о - з а п а д н о г о п р о р ы в а » п р и в о д и т с я Р и л е м [110]
(рис.52).
Все сказанное о положении границы западных ветров характ е р н о д л я с р е д н е г о м н о г о л е т н е г о р е ж и м а без у ч е т а к о л е б а н и я
его в о т д е л ь н ы е г о д ы . Ч т о б ы оценить в о з м о ж н ы е п р е д е л ы ,
внутри которых может находиться нулевая изотаха, показываю-
Рис. 52. Возмущение восточной зональной циркуляции в тропиках
над центральным районом Тихого океана, 25 июля 1951 г., 200 мб.
/ —изогипсы
(сотни футов), 2 — и з о т а х и
(узлы).
щ а я границу м е ж д у двумя составляющими зонального потока,
воспользуемся данными о климатической устойчивости ветров.
С о в е р ш е н н о о ч е в и д н о , что п о л о ж е н и е л и н и и п е р е х о д а з а п а д н ы х
в е т р о в на в о с т о ч н ы е из г о д а в г о д б у д е т с и л ь н о м е н я т ь с я . П р и чинами этого являются неустойчивость и случайность процессов
п р о р ы в а ц и к л о н о в на о к е а н ы , к о т о р ы е в н о с я т н а р у ш е н и я в антиц и к л о н и ч е с к у ю ц и р к у л я ц и ю с у б т р о п и ч е с к и х широт. Х о т я интенсивная циклоническая и антициклоническая деятельность набл ю д а е т с я на н и ж н и х и с р е д н и х у р о в н я х т р о п о с ф е р ы , т е м не
м е н е е ее в л и я н и е л е г к о п р о с л е ж и в а е т с я и на р а с с м а т р и в а е м о й
п о в е р х н о с т и 200 м б (и д а ж е в ы ш е ) .
В р я д е р а б о т [63, 110] п р о в е д е н а т и п и з а ц и я з о н а л ь н ы х поток о в н а д у к а з а н н ы м и ш и р о т а м и , причем з а о с н о в у был в з я т
х а р а к т е р в е р т и к а л ь н о г о п р о ф и л я в е т р а или число п е р е х о д о в
з а п а д н о й с о с т а в л я ю щ е й на в о с т о ч н у ю в о т д е л ь н ы е г о д ы . О ч е в и д н о , что при с т о л ь с л а б ы х с к о р о с т я х з о н а л ь н о г о п о т о к а в зоне
т р о п и ч е с к и х и п р и э к в а т о р и а л ь н ы х ш и р о т , т. е. при у с л о в и я х
с л а б о й у с т о й ч и в о с т и п о т о к о в на у р о в н я х 5 ; — 1 4 км, п е р е х о д с за158.
падного н а п р а в л е н и я на восточное во многом носит случайный
х а р а к т е р и ни в коей мере не м о ж е т с л у ж и т ь критерием д л я
типизации.
Изменчивость ветров н а д о к е а н а м и в летние месяцы отдельных лет н а с т о л ь к о велика, что ч а с т о з а п а д н ы е ветры и над А т л а н тическим океаном, а не т о л ь к о н а д Т и х и м м о г у т переходить за
э к в а т о р . В р е з у л ь т а т е происходит исчезновение восточной сос т а в л я ю щ е й зональной циркуляции на п о в е р х н о с т я х 300—200
и 100 мб. Р а с с м о т р и м конкретные примеры р а с п р е д е л е н и я ветров в и ю л е 1957 г. и в июле 1958 г. в д о л ь меридиана 75° з. д.
(рис. 5 3 ) . В о с п о л ь з у е м с я д л я этого разрезами, заимствованными нами из [215]. П о нашим средним данным, пересечение границы р а з д е л а ветров здесь происходит на 17° с. ш. н а д К а р и б ским морем. А н а л и з р а з р е з о в показывает, что в июле 1957 г.
(рис. 53 а) в слое 1 0 — 1 5 км ( 2 5 0 — 1 0 0 мб) происходит вклинивание з а п а д н ы х ветров в сплошной восточный поток над экваториальными широтами, причем о б л а с т ь з а п а д н ы х ветров проникла
д а ж е в ю ж н о е п о л у ш а р и е . А н а л о г и ч н а я картина н а б л ю д а л а с ь
в и ю л е 1958 г. (рис. 53 б ) . П р и о б щ е м усилении зональной циркуляции в у м е р е н н ы х ш и р о т а х с л а б ы е з а п а д н ы е ветры в этом
с л у ч а е видны в слое 9 — 1 4 км (300—140 мб) в зоне тропиков;
н а д э к в а т о р о м т а к ж е н а б л ю д а ю т с я з а п а д н ы е ветры на в ы с о т а х
1 3 — 2 0 км.
С у щ е с т в е н н о иным я в л я е т с я летнее распределение ветров
в т р о п и к а х на поверхности 200 мб ^ д о л ь континентов. З д е с ь изолиния V X = Q проходит севернее, чем н а д о к е а н а м и (см. рис. 50).
В о б л а с т и з а п а д н о г о субтропического струйного течения н а д
С р е д н е й А з и е й и восточного п р и э к в а т о р и а л ь н о г о н а д А р а в и й ским п о л у о с т р о в о м и Индийским океаном линия р а з д е л а у д е р ж и в а е т с я на д о в о л ь н о северных широтах, а именно на 29° с. ш.
Н а п р и м е р , на р а з р е з е через 60° в. д. (рис. 54) мы видим границу р а з д е л а , ориентированную в слое от 500 д о 200 мб почти
вертикально. П о обе стороны р а с п о л а г а ю т с я центры струйных
течений: восточного в д о л ь 11° с. ш. в х о л о д н о м с т р а т о с ф е р н о м
в о з д у х е и з а п а д н о г о в д о л ь 44° с. ш. в х о л о д н о м тропосферном
в о з д у х е (сильно б а р о к л и н н а я зона со значительным контраст о м ) . У с л о в и я развития сильных ветров н а д этими районами
о б с у ж д е н ы в [14, 85, 92].
В о с т о ч н ы е ветры в э к в а т о р и а л ь н ы х и тропических ш и р о т а х
в слое 300—200 мб в о з р а с т а ю т исключительно резко, и поэтому
у ж е вблизи поверхности 200 мб о б р а з у е т с я э к в а т о р и а л ь н о е
восточное струйное течение. О с ь его р а с п о л а г а е т с я
вдоль
10° с. ш. и проходит над Восточной А ф р и к о й и югом А р а в и й ского п о л у о с т р о в а . З д е с ь скорость восточной
составляющей
д о с т и г а е т у ж е 22 м/сек. (см. рис. 50 и 5 4 ) . У ч и т ы в а я , что в этом
районе на изобарических п о в е р х н о с т я х 850—500 мб н а б л ю д а л и с ь з а п а д н ы е ветры, с л е д у е т предположить; что переход их
159.
в б л и з и у р о в н я 200 м б на с и л ь н ы е в о с т о ч н ы е д о л ж е н сопровож-:
даться
исключительно
резким
возрастанием
по
вертикали
з о н а л ь н о г о п о т о к а в с л о е 300—200 мб. Д е й с т в и т е л ь н о , к а к э т о
в и д н о из т а б л . 30, в е р т и к а л ь н ы й г р а д и е н т з о н а л ь н о й с к о р о с т и
по с р е д н и м м е с я ч н ы м д а н н ы м з д е с ь д о с т и г а е т б м/сек. км. Л и ш ь
км
^
Мб
Рис. 53. Вертикальный разрез зональной составляющей
а — июль, 1957 г.; б — июль, 1958 г.;
в Т и х о о к е а н с к о й зоне с т р у й н ы х течений и м е е т м е с т о в о з р а с т а ние з а п а д н о й с о с т а в л я ю щ е й в я н в а р е д о 8 м/сек. км. В о с т а л ь ных районах полушария столь резкого возрастания зональной
с к о р о с т и не н а б л ю д а е т с я .
Т а к и м о б р а з о м , на о с н о в а н и и в с е г о в ы ш е с к а з а н н о г о м о ж н о
с д е л а т ь в ы в о д , что д л я у р о в н я 200 м б в и ю л е х а р а к т е р н о с л е д у ю щее: существование сравнительно больших скоростей западных
в е т р о в н а д у м е р е н н ы м и ш и р о т а м и , о б р а з о в а н и е зон с и л ь н ы х
з а п а д н ы х в е т р о в в т р о п и к а х н а д о к е а н а м и , и с к л ю ч и т е л ь н о рез160.
кое в о з р а с т а н и е с к о р о с т и в о с т о ч н о й с о с т а в л я ю щ е й н а д приэкваториальными широтами над континентами. Н а р я д у с этим,
в е р о я т н о , с л е д у е т о т м е т и т ь и то, что у ж е на э т о й п о в е р х н о с т и
в некоторых районах над Центральным полярным бассейном
западная с о с т а в л я ю щ а я оказывается равной нулю. Н а д Грен'
ям
мб
<(S0°
70°
50°
30°
10°
0°
скорости ветра вдоль 75° з. д.
/ — изотахи
(узлы), 2 — изотермы
(°С).
л а н д и е й , н а п р и м е р , у ж е на у р о в н е 100 м б ( 1 6 км) п о л н о с т ь ю
п р е о б л а д а ю т восточные ветры.
П р и п е р е х о д е к в е р х н е й и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 100 м б
из о б л а с т и л е т н е й т р о п о с ф е р ы в л е т н ю ю с т р а т о с ф е р у з о н а л ь н ы е
составляющие скорости ветра сохраняют западное направление
на з н а ч и т е л ь н о й п л о щ а д и (рис. 5 5 ) . Н а э т о й , п о в е р х н о с т и п о л е
температуры у ж е полностью приобретает черты летнего распред е л е н и я . Г о р и з о н т а л ь н ы й г р а д и е н т т е м п е р а т у р ы на в с е х ш и р о т а х н а п р а в л е н с с е в е р а на юг, ибо о б р а щ е н и е г о р и з о н т а л ь н о г о
11
И.
Г.
Гутерман
161
градиента температуры началось в более нижних слоях. Северное н а п р а в л е н и е г р а д и е н т а и с о о т в е т с т в е н н о в о с т о ч н о е н а п р а в л е ние т е р м и ч е с к о г о в е т р а м о ж н о н а б л ю д а т ь в п о л я р н ы х и тропичес к и х ш и р о т а х у ж е на и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 200 мб, и т о л ь к о
в п о л о с е у м е р е н н ы х ш и р о т м е ж д у 40 и 50° с. ш. с о х р а н я ю т с я , ,
хотя и небольшие, южные горизонтальные градиенты температ у р ы (см. т а б л . 22 г л а в ы I I ) . Т а к о й х а р а к т е р т е р м и ч е с к и х в е т р о в
о п р е д е л я е т с о х р а н е н и е на п о в е р х н о с т и 100 м б п о л о с ы з а п а д н ы х
в е т р о в в у м е р е н н ы х ш и р о т а х ( в д о л ь 3 0 — 6 0 ° с. ш . ) .
гп.км
Рис. 54. Вертикальный разрез зональной составляющей скорости ветра
вдоль 60° в. д. Июль.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 51.
. В н е у м е р е н н ы х ш и р о т с к о р о с т ь з а п а д н ы х в е т р о в от п о в е р х ности 200 мб о с л а б е в а е т , причем з н а ч и т е л ь н о е о с л а б л е н и е происх о д и т н а д Т и х и м о к е а н о м . З д е с ь в р а й о н е т р о п и к о в н а д центр а л ь н ы м т и х о о к е а н с к и м м е р и д и а н о м у м е н ь ш е н и е з а п а д н о й сос т а в л я ю щ е й с о с т а в л я е т о к о л о 5 м/сек. км. О т н о с и т е л ь н о м а л о
меняется с высотой скорость западного ветра н а д континентом.
Силы внутренней турбулентной вязкости над
Евроазиатским
континентом и отчасти над континентом Америки обусловливает
здесь наличие очагов влияния западной зональной циркуляции
т р о п о с ф е р ы . Н . Е . К о ч и н у к а з ы в а е т , что при о т с у т с т в и и вязкости западная с о с т а в л я ю щ а я быстро у б ы в а е т вверх и затем
в стратосфере сменяется восточной. Влияние вязкости замедляет
это у б ы в а н и е и з н а ч и т е л ь н о п о д н и м а е т у р о в е н ь о б р а щ е н и я ветр о в (см. н а п р и м е р , [127]). К а р т а т о п о г р а ф и и п о в е р х н о с т и перех о д а з а п а д н ы х в е т р о в на в о с т о ч н ы е э т о п о д т в е р ж д а е т (рис. 5 6 ) .
Н а рис. 50 и 54 Можно в и д е т ь с о х р а н е н и е з о н ы с и л ь н ы х зап а д н ы х в е т р о в н а д А з и е й . Е е ц е н т р , вч к о т о р о м с к о р о с т ь д о с т и 162.
-
г а е т 20 м/сек/, р а с п о л а г а е т с я
над Каспийским
морем вдоль
42° с. ш. Д р у г а я о б л а с т ь с о х р а н я ю щ и х с я д о б о л ь ш и х в ы с о т зап а д н ы х в е т р о в л е т о м в и д н а н а д к о н т и н е н т о м А м е р и к и . В ее
ц е н т р е с к о р о с т ь з о н а л ь н о г о п о т о к а с о с т а в л я е т 8 м/сек. В и ю л ь ском поле ветров у к а з а н н ы е области о т р а ж а ю т наиболее север-
Рис. 55. Средняя зональная скорость ветра. Июль, 100 мб.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 36.
ный а р е а л р а с п р о с т р а н е н и я з а п а д н о й к о м п о н е н т ы . З а п а д н ы е
в е т р ы к ю г у от з о н ы н а и б о л ь ш и х с к о р о с т е й о с л а б е в а ю т и с к л ю ч и т е л ь н о р е з к о , при э т о м г о р и з о н т а л ь н ы й г р а д и е н т з о н а л ь н о й
с о с т а в л я ю щ е й велик. Т а к ж е у б ы в а е т скорость ветра и к северу,
причем по м е р е у д а л е н и я от э т и х зон г о р и з о н т а л ь н ы й г р а д и е н т
з о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й с к о р о с т и у м е н ь ш а е т с я (см. П р и л о ж е ние 3 ) .
Н а д Ц е н т р а л ь н ы м П о л я р н ы м б а с с е й н о м , с е в е р н е е 70° с. ш.,
у ж е видна циркуляция летнего стратосферного
антициклона.
Н а и б о л е е низко, к а к о т м е ч а л о с ь , в о с т о ч н а я с о с т а в л я ю щ а я зонального движения располагается над территорией Гренландии.
10*
163
О б р а з о в а н и е зоны в о с т о ч н ы х в е т р о в з д е с ь , в е р о я т н о , с в я з а н о
с влиянием ледникового щита Гренландии. Это влияние двояко.
Динамическое влияние Гренландии, как горного препятствия,
б ы л о и с с л е д о в а н о Ш . А . М у с а е л я н о м [87]. П о его мнению, р о л ь
Рис. 56. Топография поверхности перехода западной составляющей
скорости ветра на восточную ( V ^ O ) .
/ — линия
пересечения
поверхности
Vx—0
с землей; 2 — изогипсы
3 — промежуточные изогипсы..
(км);
препятствия велика в образовании исландского минимума. Кроме того, и с с л е д о в а н и я А . А . Д о р о д н и ц ы н а [49] у к а з ы в а ю т , что
н а л и ч и е г о р н о г о п р е п я т с т в и я п р и в о д и т к д е ф о р м а ц и и поля темп е р а т у р н а д ним. И з о т е р м ы и с к р и в л я ю т с я , о б р а з у ю т с я в о л н ы ,
причем на н е к о т о р о й в ы с о т е , г д е в о з м у щ е н и я о к а з ы в а ю т с я р а в ными н у л ю , ф а з а в о л н м е н я е т знак. В с и л у э т о г о на в ы с о т е , не
испытывающей возмущения, вертикальные движения, порождаем ы е п р е п я т с т в и е м , б у д у т р а в н ы н у л ю , а в ы ш е — н а х о д я т с я в противоположной фазе.
164.
- К а к с л е д у е т из карт А э р о к л и м а т и ч е с к о г о а т л а с а [3] и из опис а н и я полей т е м п е р а т у р ы , выполненного в [105, 124, 125], над
Гренландией, в т р о п о с ф е р е д о 500 мб включительно н а б л ю д а ю т с я
с а м ы е низкие т е м п е р а т у р ы в п р е д е л а х летнего полушария. Н а
поверхности 300 мб н а д этим районом н а б л ю д а ю т с я минимальные горизонтальные градиенты т е м п е р а т у р ы , что позволяет с позиций теории Д о р о д н и ц ы н а п р е д п о л о ж и т ь наличие невозмущенных рельефом изотермических поверхностей. Наконец, на изобарической поверхности 200 мб н а д Гренландией у ж е виден очаг
высоких т е м п е р а т у р , в ы д е л я ю щ и й с я на фоне сравнительно холодных м а с с с у б с т р а т о с ф е р ы умеренных широт.
В о з м о ж н о , однако, и д р у г о е объяснение более высоких тем-,
п е р а т у р н а д Гренландией и, к а к следствие этого, наиболее низкого у р о в н я перехода западной с о с т а в л я ю щ е й ветра на восточную. В е к с л е р [18] в ы с к а з а л предположение, что в аналогичных
у с л о в и я х слои с т р а т о с ф е р ы дополнительно п р о г р е в а ю т с я потоками о б р а т н о г о излучения радиации, интенсивность которого
велика в связи с м а к с и м а л ь н ы м а л ь б е д о ледового щита материка, намного п р е в ы ш а ю щ и м а л ь б е д о о к р у ж а ю щ е й воды и д а ж е
п л а в у ч и х льдов. Известно, что т е м п е р а т у р а в о з д у х а в стратос ф е р е над Ц е н т р а л ь н ы м полярным бассейном летом о к а з ы в а е т с я
наиболее теплой в с л о я х а т м о с ф е р ы от поверхности 200 мб, т. е.
с 12 км.
П о д влиянием сравнительно теплого в о з д у х а тропосферы н а д
континентами в д о л ь субтропических широт термический э к в а т о р
с д в и г а е т с я на у р о в н я х 500—300 мб д о 30° с. ш. Д а ж е на поверхности 200 мб над континентом Азии, н а д Т и б е т с к и м нагорьем,
е щ е с о х р а н я е т с я значительная о б л а с т ь тепла. Б л а г о д а р я э т о м у
субтропические о б л а с т и высокого д а в л е н и я п е р е м е щ а ю т с я с океанов на континент. Н а д умеренными широтами в верхней тропос ф е р е и в с у б с т р а т о с ф е р е л о к а л и з у е т с я о б л а с т ь низких температ у р . Изобарические поверхности 100 мб и особенно 50 мб над
континентами вдоль умеренных широт о п у с к а ю т с я , что приводит
к о б р а з о в а н и ю о б л а с т и пониженных д'авлений. В с е эти ф а к т о р ы ,
к а к и у п о м я н у т ы е выше, б л а г о п р и я т с т в у ю т сохранению здесь
в п л о т ь д о высоты 1 6 — 2 0 км отмеченных выше з а п а д н ы х ветров.
К ю г у от термического э к в а т о р а над тропическими и экваториальными широтами н а б л ю д а е т с я с л а б о е падение т е м п е р а т у р ы
я усиление антициклонической кривизны изобар. Т а к о е ж е распределение линий тока н а б л ю д а е т с я к северу от о б л а с т и низких
т е м п е р а т у р над полярными широтами, где под влиянием все возр а с т а ю щ е й с высотой т е м п е р а т у р ы в о з д у х а с т р а т о с ф е р ы развив а е т с я т а к ж е антициклонический режим. Т а к и м образом, з а п а д ные ветры к а к бы вытесняются вверх с д в у х сторон (со стороны
э к в а т о р а и со стороны полюса) у с и л и в а ю щ и м и с я с высотой вос т о ч н ы м и термическими ветрами.
Р е з у л ь т а т ы осреднения зональных с о с т а в л я ю щ и х скорости
165.
в е т р а д л я июля показали, что начиная е поверхности 300 мб ^сущ е с т в у е т зона приэкваториального струйного течения. Восточные
ветры н а д А ф р и к о й , Индийским океаном и отчасти н а д западной
ч а с т ь ю Т и х о г о океана в ы ш е 1 0 — 1 2 км резко у с и л и в а ю т с я , а м е ж д у 100 и 50 мб д о с т и г а ю т м а к с и м у м а . К а к с л е д у е т из рис. 50, 54
и 55, зона наибольших скоростей восточного в е т р а на поверхности 100 мб л о к а л и з у е т с я над северной ч а с т ь ю И н д и й с к о г о
океана. В ее центре (10° с. ш. и 65° в. д.) скорость д о с т и г а е т
32 м/сек. Б о л е е подробные д а н н ы е о зональных в е т р а х , х а р а к т е р и з у ю щ и е летнее струйное течение н а д приэкваториальными
областями, приведены в т а б л . 29. М е ж д у центром зоны сильных
з а п а д н ы х ветров на у ч а с т к е меридиана от э к в а т о р а д о 40° с. ш.
горизонтальный градиент зональной скорости исключительно велик и с о с т а в л я е т в среднем почти 2 м/сек. 100 км ( П р и л о ж е н и е 3 ) .
Н а д Т и х и м и А т л а н т и ч е с к и м о к е а н а м и восточные потоки слабые. З д е с ь в среднем не ф о р м и р у ю т с я большие скорости, которые
можно х а р а к т е р и з о в а т ь как струйные течения.
Глава
111
МЕРИДИОНАЛЬНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ
§ 1. Общие понятия о меридиональных движениях в атмосфере
М е р и д и о н а л ь н ы е д в и ж е н и я в атмосфере, н а б л ю д а е м ы е в сис т е м е л о ж б и н и гребней, о т р а ж а ю т пульсационные в о з м у щ е н и я
зональной циркуляции. П о с л е д н и е р а з в и в а ю т с я при кратковременных н а р у ш е н и я х геострофического равновесия полей д а в л е ния и ветра. Е с л и т а к и е в о з м у щ е н и я осреднить за длительный
период, то на определенных д о л г о т а х в д о л ь к р у г а широты обнар у ж и в а е т с я л о к а л и з а ц и я у з л о в и пучностей, о т р а ж а ю щ и х нео д н о р о д н о с т ь распределения зональной циркуляции по долготе.
В этом ф а к т е с к а з ы в а е т с я устойчивость волн в потоке. Р е а л ь ность с у щ е с т в о в а н и я к р а т к о в р е м е н н ы х л о ж б и н и гребней подт в е р ж д а е т с я ежедневной синоптической практикой. Особенно
заметно это в у м е р е н н ы х и высоких ш и р о т а х , где пульсационные
меридиональные д в и ж е н и я играют с у щ е с т в е н н у ю роль в обмене
энергии и массы.
П о м и м о меридиональных движений пульсационного х а р а к т е р а в системе а т м о с ф е р н ы х вихрей большого м а с ш т а б а (греб- ней и л о ж б и н ) , с у щ е с т в у е т среднее меридиональное движение,
п р е д с т а в л я ю щ е е собой в а ж н у ю , ф о р м у общей циркуляции атмосферы. С р е д н я я м е р и д и о н а л ь н а я циркуляция, в отличие от меридиональных движений системы а т м о с ф е р н ы х вихрей, имеет наиб о л ь ш е е значение при обмене теплом, влагой и количеством движения в э к в а т о р и а л ь н ы х и тропических ш и р о т а х . П у л ь с а ц и о н н ы е
меридиональные д в и ж е н и я в этой области, наоборот, в ы р а ж е н ы
с л а б о [51].
С р е д н ю ю м е р и д и о н а л ь н у ю ц и р к у л я ц и ю м о ж н о выявить в рез у л ь т а т е а л г е б р а и ч е с к о г о с у м м и р о в а н и я в д о л ь круга широты
меридиональной с о с т а в л я ю щ е й . Н а разных д о л г о т а х в д о л ь к р у г а
широты меридиональная с о с т а в л я ю щ а я сильно к о л е б л е т с я (по
з н а к у и величине). В с л у ч а е если интеграл в д о л ь широты не
167
равен нулю, это у к а з ы в а е т на реально с у щ е с т в у ю щ у ю стационарную меридиональную циркуляцию. Т а к и м о б р а з о м , чтобы оценить величину и х а р а к т е р средней меридиональной циркуляции,
необходимо получить пространственно-временное осреднение меридиональных с о с т а в л я ю щ и х . П р о с т р а н с т в е н н о е осреднение проводится по полному широтному кругу. Д л я осреднения по. времени (в п р е д е л а х месяца и по с е з о н у ) ; с л е д у е т о б р а б о т а т ь наблюдения за д о с т а т о ч н о длинный р я д лет.
М е р и д и о н а л ь н ы е д в и ж е н и я о б л а д а ю т заметно в ы р а ж е н н о й
неоднородностью. В д о л ь меридиана о б н а р у ж и в а е т с я расчленение меридиональной циркуляции, наиболее заметно проявляю- _
щееся к северу от. 20° с. ш. В с л е д с т в и е этого в у м е р е н н ы х и высоких ш и р о т а х д о л ж е н р а з в и в а т ь с я м е ж д у ш и р о т н ы й обмен в 'системе пульсационных движений.
При описании меридиональной циркуляции над северным
п о л у ш а р и е м и анализе схемы средней циркуляции в а т м о с ф е р е
Земли необходимо у ч и т ы в а т ь т у роль, к а к у ю играет она в - р а з витии атмосферных процессов, В частности, исследование меридиональной циркуляции потребует выяснения того, каким образом н е а д и а б а т и ч е с к о е солнечное нагревание атмосферы в экваториальных и тропических ш и р о т а х п о д д е р ж и в а е т в конечном
счете субтропическое струйное течение.
В механизме формирования зональной циркуляции, как у ж е
отмечалось, б о л ь ш у ю роль играют к р у п н о м а с ш т а б н ы е волны и
вихри, а т а к ж е средняя меридиональная циркуляция [132]. С пом о щ ь ю последней п о д д е р ж и в а е т с я состояние квазигеострофичности зонального движения. Н а б л ю д а е м о е непрерывное отклонение от состояния квазигеострофичности происходит за счет
асимметричных волнообразных возмущений. Т е м не менее, за
исключением
областей
вблизи э к в а т о р а , основное д в и ж е н и е
в а т м о с ф е р е отличается .условиями квазигеострофичности, и поэтому волны в зональном потоке умеренных широт имеют постоянную тенденцию к з а т у х а н и ю и восстановлению, а в процессе
восстановления и р а з р у ш е н и я — к перемещению на восток по
потоку [56, 73, 90, 237].
- В низких ж е ш и р о т а х возмущения, о б р а з у ю щ и е с я в ^результ а т е осесимметричной конвективной циркуляции с единственным источником тепла у э к в а т о р а и симметрично р а с п о л о ж е н ными к северу и ю г у от него стоками тепла ( х о л о д и л ь н и к а м и ) ,
-должны быстро исчезать. П о т е н ц и а л ь н а я энергия, п р е о б р а з у ю щ а я с я в кинетическую, в о с с т а н а в л и в а е т с я системой непрерывного нагрева и испарения в э к в а т о р и а л ь н о й о б л а с т и низкого
давления. Значительная часть кинетической энергии д о л ж н а диссипировать при п е р е х о д е возмущений к северу в субтропические
широты, п о д д е р ж и в а я т а м зональное движение. П о т е р я энергии
при этом происходит отчасти за счет трения и действия сил турбулентности, п о р о ж д а я вертикально направленный перенос коли168.
чества движения, т е п л а и др. М а с с а , сместившись к северу,
кроме того, теряет тепло в новом р е ж и м е излучения.
Т а к к е р [253] пришел к выводу, что энергия, о с в о б о ж д а ю щ а я с я
при м е р и д и о н а л ь н ы х п р о ц е с с а х прямой ячейки Г а д л е я , имеет
с р а в н и т е л ь н о б о л ь ш о е значение д л я к р у п н о м а с ш т а б н ы х в о з м у щ е н и й и в б а л а н с е общей циркуляции а т м о с ф е р ы в целом. О н
считает, что м а с с а в о з д у х а , с м е щ е н н а я к северу, т е р я е т тепло
не только путем излучения, но т а к ж е и в процессе оттока в л а г и
к северу. П о э т о м у ряд авторов придает меридиональной циркуляции значительную роль в п о д д е р ж а н и и б а л а н с а не т о л ь к о количества д в и ж е н и я [225, 235], но и тепла [ 2 1 0 — 2 1 2 ] и в л а г и [52,
242, 243] в атмосфере.
Н е с к о л ь к о д р у г и х взглядов на роль средней меридиональной
циркуляции п р и д е р ж и в а е т с я Р и л ь [234]. О н показал, что если
д а ж е ограничить м о щ н о с т ь слоя п а с с а т о в высотой 3 км, то и
т о г д а механизм средней меридиональной циркуляции б у д е т нед о с т а т о ч е н д л я обеспечения б а л а н с а т е п л а и -количества движения. П о н а д о б и л о с ь прибегнуть к вихрям — тропическим циклонам. В м е с т е с тем т а к ж е велика роль циклонов и антициклонов
в качестве т у р б у л е н т н ы х элементов б о л ь ш и х м а с ш т а б о в , в сис т е м е которых о с у щ е с т в л я е т с я боковой обмен [51, 237, 238].
П р и в л е к а е м ы е для исследования в настоящей р а б о т е к а р т ы средних месячных меридиональных с о с т а в л я ю щ и х позволяют
р а с с м о т р е т ь поведение л о ж б и н и гребней в горизонтальных плоскостях и у с т а н о в и т ь некоторые х а р а к т е р н ы е черты меридиональной циркуляции в зависимости от времени и местоположения.
О б з о р к а р т средних меридиональных с о с т а в л я ю щ и х на изобарических поверхностях показал, что меридиональные движения на
различных д о л г о т а х в д о л ь широтных кругов существенно различны, меридиональные потоки на разных м е р и д и а н а х различны
по направлению. М е р и д и о н а л ь н ы е потоки одного знака не прос т и р а ю т с я вдоль данной поверхности от п о л ю с а до э к в а т о р а .
В д о л ь меридиана на разных ш и р о т а х , к а к правило, н а б л ю д а ю т с я
д в е или три области, внутри которых знак и величина меридиональной с о с т а в л я ю щ е й различны. Наконец, сопоставляя карты
различных уровней, можно у б е д и т ь с я , что и с высотой знак меридиональной с о с т а в л я ю щ е й меняется, т. е. потоки разных направлений р а с п о л а г а ю т с я д р у г н а д д р у г о м . В т о л щ е а т м о с ф е р ы д о
5 0 — 3 0 мб (20—24 км) м о ж н о выявить по крайней мере три слоя,
в которых направление потока меняется (см. подробнее § 4 — 6 ) .
§ 2. Теоретическое объяснение существования
средней меридиональной циркуляции атмосферы
О б ъ я с н е н и е условий с у щ е с т в о в а н и я п а с с а т н ы х ветров над
тропическими широтами впервые было д а н о Г а д л е е м . Е г о симметричная
конвективная
модель
циркуляции
подвергалась
впоследствии пересмотру, хотя р е а л ь н о с т ь такой циркуляции не
169.
о т р и ц а е т с я и по сей д е н ь . Н е о с п о р и м ы м ф а к т о м , в ы т е к а ю щ и м из
т е о р и и Г а д д е я , я в л я е т с я то, что в р е з у л ь т а т е о с е с и м м е т р и ч н о й
конвекции создается кинетическая энергия, р а с х о д у е м а я крупном а с ш т а б н ы м и процессами атмосферы средних широт. В м е с т е
с т е м н е с о с т о я т е л ь н о с т ь м о ж е т б ы т ь п о д т в е р ж д е н а т е м , что с р е д няя м е р и д и о н а л ь н а я ц и р к у л я ц и я о б е с п е ч и в а е т п е р е н о с л и ш ь 7б
ч а с т и энергии, н е о б х о д и м о й д л я п о д д е р ж а н и я ц и р к у л я ц и и с у б т р о п и ч е с к и х и у м е р е н н ы х ш и р о т . О с н о в н а я ч а с т ь э т о й энергии,
т. е. б / 6 , к а к это п о к а з а н о в [245—249], п е р е н о с и т с я с и с т е м о й
м а к р о т у р б у л е н т н о г о о б м е н а . П о с л е д н и й , к а к известно, из т е о р и и
Г а д л е я не м о ж е т б ы т ь о б ъ я с н е н . Б о л е е т о г о , с о в р е м е н н а я т е о р и я
п о к а з ы в а е т , что с у б т р о п и ч е с к и е а н т и ц и к л о н ы не с о з д а ю т с я в системе средней меридиональной циркуляции пассат — антипассат,
а возникают в результате вторжений холодных масс умеренных
ш и р о т , б л о к и р о в а н и я их и п о с л е д у ю щ е г о п р о д в и ж е н и я с постоянной к о м п о н е н т о й к э к в а т о р у [164].
М е х а н и з м о б р а з о в а н и я и с у щ е с т в о в а н и я с р е д н е й меридиональной циркуляции как стационарной системы качественно
м о ж е т б ы т ь о п и с а н с л е д у ю щ и м о б р а з о м . Е д и н и ч н ы й о б ъ е м возд у х а н а д зоной т е р м и ч е с к о г о э к в а т о р а , п о д н я в ш и с ь от з е м л и п о д
в о з д е й с т в и е м п р и т о к а с о л н е ч н о й энергии, а т а к ж е з а счет с к р ы того тепла парообразования, поступающего с океанов, будет
р а с ш и р я т ь с я . Б л а г о д а р я э т о м у д а в л е н и е в о з д у х а в в е р х н е й троп о с ф е р е у в е л и ч и т с я , о б у с л о в и в с м е щ е н и е т е п л о г о в о з д у х а к сев е р у и к ю г у от э к в а т о р а . О т т о к т е п л о г о в о з д у х а с о п р о в о ж д а е т с я
затоком относительно холодных масс, двигающихся к экватору
с с е в е р а . В т а б л . 31 п р и в е д е н ы , м е р и д и о н а л ь н ы е с о с т а в л я ю щ и е
у земли, осредненные вдоль кругов широт, которые подтверж д а ю т н а л и ч и е в низких ш и р о т а х с е в е р н о й с о с т а в л я ю щ е й .
Таблица 31
Средний профиль меридиональной составляющей [V„] (м/сек.) у поверхности
земли
Широта, град.
Мееяц
0
Январь
.10
—0,8
—1,8
2,1
0,9
Июль
Примечание.
Знак
30
20
-2,2
- 1 , 3 —0,4
—0,4 —0,4
«минус»
40
0,3
указывает
на
70
50
60
0,2
ОД
0,2
0,7
северную
80
—0,1 0 , 2
—0,2 0 , 2
составляющую.
Д л я ч а с т и ц в о з д у х а , о т т е к а ю щ и х от э к в а т о р а к с е в е р у ( и л и
к югу) в горизонтальной плоскости, можно записать приближенное у р а в н е н и е д в и ж е н и я
= 2co0v sin ср,
*
170
(77)
где too — у г л о в а я скорость вращения Земли, ср — широта места,
R — р а д и у с кривизны траектории, v — скорость.
Очевидно, что первоначальная циркуляция будет находиться
л и ш ь под действием силы Кориолиса. П р а в а я часть уравнения —
модуль вектора силы Кориолиса.
Если через д: обозначить расстояние от э к в а т о р а , к о т о р о е
пройдет частица, то уравнение движения можно записать в виде
где а — радиус Земли, a v — скорость переносного движения в
широтном направлении. Предполагая, что скорость постоянна,
получим следующее уравнение траектории частицы:
(79)
• \ = ХС,
г д е с = const. С помощью этого уравнения можно рассчитать максимальное удаление частицы л:макс и широту ф мак с, до которой
дойдет частица, начиная движение от экватора. Л е г к о убедиться,
что
со0
I
(si)
Принимая v = 5 м/сек., получим ф = 8,5° с. ш., при г» = 20 м/сек.
tp= 17° с. ш. (а = 6 , 3 7 - 1 0 6 м, a со 0 =7,29• 10" 5 сек." 1 ). Получается,
что д а ж е при значительных скоростях удаление частиц от экватора невелико. М а с с ы воздуха, смещенные от экватора, имеют
тенденцию к нему возвращаться.
Прандтль [6, 47] рассчитал изменение давления, которое произойдет за счет смещения масс от экватора. В схеме П р а н д т л я
не учитывается трение. П о л а г а я известной скорость переносного
движения на той широте ф, куда переместится частица от экватора, он рассчитал изменение давления вдоль меридиана. Оказалось, что давление к полюсу д о л ж н о убывать, причем разность
давлений на широте ф и на экваторе пропорциональна изменению момента переносного движения, обусловленного вращением
Земли. Т а к о е уменьшение давления за счет переноса масс от
экватора теоретически оказывается весьма большим. В действительности, однако, этого нет, как нет и больших западных скоростей. Э т о означает, что массы опускаются, з а в е р ш а я циркуляционный процесс вдоль меридиана, не достигнув полюса. Опускание происходит примерно на широте 30° с. ш.
171.
В д а л ь н е й ш е м Н. Е. Кочин [26, 66] п о к а з а л ; что перенос м а с с
по меридиану о с у щ е с т в л я е т с я при т у р б у л е н т н о м перемешивании
в значительной т о л щ е а т м о с ф е р ы и во взаимодействии с м а с с а м и
д р у г и х широт.
К аналогичным в ы в о д а м о механизме д в и ж е н и я в меридиональном направлении пришел Р о с с б и [237, 238]. О н показал, что
при условии сохранения абсолютного вихря восточное зональное
движение о к а з ы в а е т с я динамически неустойчивым. В с л у ч а е разрушения восточного течения в полярных ш и р о т а х с м е щ е н н а я
частица описывает петлю по циклонической траектории. Ч а с т и ц а ,
смещенная под влиянием термической неоднородности от э к в а тора, описывает петлю с антициклоническо'й кривизной. И в том,
и в д р у г о м с л у ч а е смещение частиц по меридиану редко оказыв а е т с я значительным [48, 51, 237].
В ы ш е были р а з о б р а н ы меридиональные д в и ж е н и я частиц под
в л и я н и е м ' п р и т о к а тепла и вращения Земли. Д а л е е р а с с м о т р и м
соотношение абсолютной, переносной и относительной скоростей
частиц, используя некоторые о б щ е и з в е с т н ы е положения [26, 47,
123].
П р е д п о л о ж и м , что первоначально скорость частицы в о з д у х а
р а в н а а>оа ( н е п о д в и ж н а я а т м о с ф е р а ) , т о г д а , переместившись на
север, она по закону сохранения п л о щ а д е й (закон сохранения
моментов количества движения) б у д е т д в и г а т ь с я с а б с о л ю т н о й
скоростью с у В с л е д с т в и е сохранения момента количества движения моменты частицы на э к в а т о р е и на широте ф д о л ж н ы
быть равны, т: е.
•
a2u>0~v?r,'
(82)
где а — р а д и у с Земли, r = a coscp — расстояние точки от оси вращения. О т с ю д а получаем
№ 0 a 2 ==ti <fl acoscp
(83)
г, ?v
(v8 4 )
и а б с о л ю т н а я скорость
=
COS CD
'
П е р е н о с н а я скорость частицы в о з д у х а на широте ф, приобретенная вследствие в р а щ е н и я Земли под воздействием сил вязкости, равна со0 а cos ф. Т е п е р ь легко определить относительную
скорость частицы, п е р е м е щ а ю щ е й с я от э к в а т о р а к широте ф,
найдя разность абсолютной и переносной скоростей
vx = v f - v
Следовательно,
•^ = ^ V 172.
n e p
(85)
.
.
< D
o«cos9 = a«>
0
(1^?-cos?).
(86)
С р а в н и в относительную скорость частицы на исходной широте а©о с относительной с к о р о с т ь ю частицы, смещенной к широте
ф,
«со0 f — —
\соь-т
cos ф ] ,
п о л у ч а е м э ф ф е к т ветра,
дующего
J
с з а п а д а на восток при переносе ч а с т и ц к северу (множитель
в с к о б к а х — в с е г д а п о л о ж и т е л ь н а я величина). К северу cos ф
у б ы в а е т , и д л я сохранения момента линейная скорость д о л ж н а
увеличиваться. Ч а с т и ц а к а к бы обгоняет З е м л ю , при этом ее
у г л о в а я скорость относительно З е м л и а б у д е т п р и б а в л я т ь с я к угловой
скорости
Земли
со0- А б с о л ю т н а я
угловая
скорость
соа — t o o + a . Е с л и а > 0, ветер б у д е т з а п а д н ы м , если а < 0, ветер
б у д е т восточным [6].
Величину линейной скорости частицы при ее смещении к сев е р у под действием градиента д а в л е н и я легко определить исходя
из з а к о н а сохранения а б с о л ю т н о г о момента количества д в и ж е ния. Е с л и н а ч а л ь н а я скорость р а в н а н у л ю ( а т м о с ф е р а непод в и ж н а ) , то по у р а в н е н и ю (86) м о ж н о вычислить vx.
З а д а в а я различные значения ф, К . М о р и [213, 214] подсчит а л скорости частиц (м/сек.) при движении их к северу от широты ф0 д о данной широты ф (табл. 32). И з приведенных д а н н ы х ,
в частности, следует, что при непрерывном смещении м а с с возд у х а к северу скорость их д в и ж е н и я к в о с т о к у д о л ж н а возрастать, при о б р а т н о м ж е переносе с севера на юг у в е л и ч и в а е т с я
скорость д в и ж е н и я м а с с с в о с т о к а на з а п а д .
К а к известно из механики, момент количества д в и ж е н и я системы м о ж е т у м е н ь ш а т ь с я под действием сил трения и увеличиваться (или у м е н ь ш а т ь с я ) под действием сил давления. Последние могут, в частности, возникать при наличии барического
г р а д и е н т а у склонов горных хребтов, в ы т я н у т ы х в д о л ь мерид и а н а [56].
С и л ы трения на земной поверхности при движении атмосферы с о з д а ю т , по т р е т ь е м у з а к о н у Н ь ю т о н а , р а в н ы е по величине
и п р о т и в о п о л о ж н ы е по з н а к у силы, д е й с т в у ю щ и е на а т м о с ф е р у .
Т а к , в зоне восточных в е т р о в а т м о с ф е р а у в л е к а е т с я на восток
з а п а д н о й компонентой трения и б л а г о д а р я этому получает некоторый момент количества д в и ж е н и я от Земли. В зоне полярных
восточных ветров этот момент мал, т а к к а к мал р а д и у с в р а щ е ния. Н а о б о р о т , в зоне з а п а д н ы х в е т р о в а т м о с ф е р а б у д е т увлек а т ь с я силой трения на з а п а д и ее момент б у д е т у м е н ь ш а т ь с я
за счет увеличения момента количества д в и ж е н и я Земли. А т м о с ф е р а при этом о т д а е т З е м л е некоторый момент количества движения. О т с ю д а , м е ж д у прочим, с л е д у е т в а ж н о с т ь определения
линии р а з д е л а восточных и з а п а д н ы х ветров, т. е. границы перех о д а от п о л о ж и т е л ь н о г о б а л а н с а момента количества д в и ж е н и я
к о т р и ц а т е л ь н о м у б а л а н с у [56, 123].
Ч т о б ы под влиянием действия сил трения западные ветры:
в у м е р е н н ы х и субтропических ш и р о т а х или восточные ветры?
3503.
Таблица 35Величина зональной скорости (м/сек.), приобретаемой массой атмосферы
при ее смещении вдоль меридиана от ф 0 к (р
<Ро г р а д .
9 град.
10
20
30
Движение
10
20
30
40
50
60
70
0
42
128
232
402
668
1160
10
20
30
40
50
60
70
0
0
72
182
340
539
1045
40
к
0
100
243
464
854
Примечание.
—104
—67
0
60
0
152
404
0
181
70
северу
0
125
313
637
Движение
-40
0
50
кюгу
—181
—148
—87
0
—262
—232
—180
—105
0
—340
—314
—263
—203
—113
0
—402
—380
—340
—285
—214
—123
0
Знак «минус» указывает на восточную составляющую.
в тропических широтах могли сохраняться, должен существовать
с р е д н и й п е р е н о с м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я от п о я с а восточных ветров к поясу западных. Это означает, что условие сохранения б а л а н с а м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я в ы п о л н я е т с я при
наличии п е р е н о с а м о м е н т а от т р о п и к о в к с е в е р у , причем в е к т о р
этого переноса обязательно д о л ж е н иметь компоненту, направл е н н у ю от н и ж н и х с л о е в к в е р х н и м . В у м е р е н н ы х ш и р о т а х избыток момента в верхних слоях должен передаваться к югу и
вниз д л я к о м п е н с а ц и и п о т е р и м о м е н т а от т р е н и я .
К а к и м ж е о б р а з о м о б е с п е ч и в а е т с я б а л а н с м о м е н т а количествй д в и ж е н и я ч а с т и ц в о з д у х а в а т м о с ф е р е ? Д л я о т в е т а на э т о т
вопрос с л е д у е т оценить изменение потока момента количества
д в и ж е н и я на ш и р о т е ср при у ч е т е м о м е н т о в в с е х в н е ш н и х сил,
д е й с т в у ю щ и х на ч а с т и ц у . М о м е н т о т н о с и т е л ь н о г о д в и ж е н и я единицы м а с с ы а т м о с ф е р ы ( о т н о с и т е л ь н о З е м л и ) , к а к известно, р а вен vxa c o s ф. С о о т в е т с т в е н н о м о м е н т п е р е н о с н о г о д в и ж е н и я ,
с в я з а н н ы й с в р а щ е н и е м З е м л и , р а в е н aoa 2 cos 2 (p. И х с у м м а
M = 'a t .acosep-|-o) 0 a 2 cos 2 cp
(87)
представляет собой абсолютный момент движения. Вследствие
з а к о н а п л о щ а д е й э т а в е л и ч и н а о с т а е т с я п о с т о я н н о й при с м е щ е нии по м е р и д и а н у ( р а д и у с З е м л и fl = c o n s t ) .
174
Изменение абсолютного момента количества движения единицы массы по закону Ньютона равно
=
dt
— p a cos ср
—
Dx\.
(88)
В последнем выражении р — плотность, р — давление, Dx —
сила трения, отнесенная к единице объема. П а л ь м е н [225], а такж е Е Д у - ч ж э н [56] используют уравнение баланса абсолютного
момента количества движения, которое д а е т соотношение м е ж д у
всеми силами, у ч а с т в у ю щ и м и в перераспределении масс вдоль
меридиана севернее широты ф, в виде
4t I Р а < 0 х cos ? dQ + со0а2 A
= a cos ср | J pvxvy
j cos 2 <р dQ
=
dx dz -(- ш 0 а 2 cos 2 <p J j pvy dx dz
+
tl
+ 2
i= l
1 1 ^Picos
а
? dy dz + a j cos mx ds.
(89)
В левой части выражения — изменение моментов относительного и переносного количества движения. В правой части первый
член представляет собой перенос относительного момента через
параллель к северу ( а д в е к ц и ю ) ; второй член — поток момента
количества движения из-за вращения Земли. Т а к и м образом,
сумма первых д в у х с л а г а е м ы х правой части (89) представляет
собой поток момента количества движения через параллель
в единицу времени, равный
оо
П — a cos ср 2-я j* р (fjp —f- л cos <p«>0)
о
(90)
В выражениях (88) и (89) приняты обозначения: dQ — элемент объема, г — вертикальная координата, п — число гор, а —
проекция горы на меридиональную плоскость. Третий член правой части уравнения (89) д а е т изменение момента, обусловленное градиентами давления на одном и том ж е уровне на западном и восточном склонах гор (Д/?г>0, когда на восточном склоне
горы давление больше, чем на з а п а д н о м ) . Наконец, четвертое
с л а г а е м о е правой части, как мы у ж е указывали, д а е т изменение
момента количества движения атмосферы, обусловленное трением.
Теперь мы убедились, что баланс момента количества движения в л ю б о м объеме с к л а д ы в а е т с я из д в у х частей: а) разности
м е ж д у притоком и оттоком момента на границах объема и
б) разности м е ж д у стоком момента и источником момента
внутри объема. Приток и отток осуществляются посредством горизонтальной и вертикальной адвекции момента. Источник мо-175.
мента — сила барического градиента, которая, например, м о ж е т
возникнуть за счет разности д а в л е н и я на с к л о н а х гор. С т о к момента о б у с л о в л е н действием силы трения.
Н е к о т о р о е количество д в и ж е н и я м о ж е т т а к ж е переноситься
по вертикали от с л о я к слою. К о г д а количество д в и ж е н и я переносится в направлении градиента средней скорости, что ч а щ е
в с е г о н а б л ю д а е т с я в зональном потоке, то в нем при т у р б у л е н т ном обмене возникают д о б а в о ч н ы е напряжения
t = pu'w',
(91)
где и ' и w ' — пульсационные г о р и з о н т а л ь н а я и в е р т и к а л ь н а я
скорости. Т а к к а к траектории д в и ж е н и я п р е д с т а в л я ю т собой
обычно наклонные линии, т. е. частицы имеют компоненты не
т о л ь к о горизонтальные, но и вертикальные, то по этим траектор и я м от слоя к слою переносится некоторое количество д в и ж е ния ри' со с к о р о с т ь ю т ' {6, 225]. Н а и б о л е е с у щ е с т в е н н ы е напряжения сил трения р а з в и в а ю т с я в горизонтальном направлении.
И поэтому сток момента количества д в и ж е н и я приобретает мак с и м а л ь н ы е значения в горизонтальной плоскости. При этом
н а п р я ж е н и е трения в восточном потоке имеет о т р и ц а т е л ь н у ю
компоненту в горизонтальной плоскости, а напряжение трения
в западном потоке — п о л о ж и т е л ь н у ю . В свободной атмосфере,
по мнению Ч а р н и [132], диссипация момента происходит главным о б р а з о м за счет вертикального переноса количества д в и ж е ния м е л к о м а с ш т а б н ы м и вихрями,
а не за счет приземного
трения при меридиональном переносе количества движения.
Первый вывод, в ы т е к а ю щ и й из р а с с м о т р е н н ы х выше качественных р а с с у ж д е н и й , состоит в том, что сохранение б а л а н с а
момента количества д в и ж е н и я в реальной а т м о с ф е р е З е м л и
о п р е д е л я е т с у щ е с т в о в а н и е средней меридиональной циркуляции,
т а к ж е к а к и средней зональной циркуляции. И б о , к а к мы видели, меридиональные д в и ж е н и я м а с с в о з д у х а (к северу или
к ю г у ) неминуемо связаны с горизонтальным смещением их в зональном направлении с з а п а д а на восток или с востока на запад.
Э т о т ф а к т играет о г р о м н у ю роль в п р о ц е с с а х общей
циркуляции.
Д р у г о й вывод, который м о ж н о с д е л а т ь из у с л о в и я сохранения момента количества движения при меридиональных смещениях масс, состоит в том, что скорость восточного потока в нижних с л о я х д о л ж н а к югу в о з р а с т а т ь . П о с т у п а ю щ и е с севера
м а с с ы в о з д у х а приносят малый момент количества движения
(приток из районов с малым r = a c o s c p ) ; поэтому д л я того чтобы
в новых у с л о в и я х (со все у в е л и ч и в а ю щ и м с я r = a cos ф) момент
мог с о х р а н и т ь с я , скорость д о л ж н а у б ы в а т ь . У м е н ь ш е н и е скорости при перемещении в о з д у ш н ы х м а с с к югу связано с возникновением д в и ж е н и я против вращения Земли, т. е. с востока
на запад. В западном потоке, наоборот, д в и ж е н и е с ю г а на север
176.
у в е л и ч и в а е т момент количества движения, и д л я его сохранения
(при у с л о в и и у м е н ь ш а ю щ е г о с я
к с е в е р у r = a cosq>) скорость
ветра должна увеличиваться.
Наконец, третий в ы в о д з а к л ю ч а е т с я в том, что воздушные
м а с с ы в п а с с а т н о м потоке, д в и ж у щ и е с я к э к в а т о р у в нижних
с л о я х атм-осферы, п о л у ч а ю т некоторый момент количества движения от в р а щ а ю щ е й с я Земли. А т а к к а к скорость восточного
потока в среднем д л я земного ш а р а (по меньшей мере ю ж н е е
1 0 — 1 5 ° с. ш.) в о з р а с т а е т с высотой, то в о с х о д я щ и й поток момента количества д в и ж е н и я м о ж е т с у щ е с т в о в а т ь лишь в приэкв а т о р и а л ь н ы х ш и р о т а х [185, 207, 212]. З д е с ь интенсивность восточного в е т р а с высотой несколько в о з р а с т а е т (рис. 2 7 ) . Приземные слои в поясе п а с с а т н ы х ветров п о л у ч а ю т момент количес т в а д в и ж е н и я с в е р х у и снизу, причем, по мнению Р и л я [235], на
поверхности 700 мб он приблизительно равен нулю. О т широтного
к р у г а 1 0 — 1 5 ° с. ш. и д а л е е к п о л ю с у абсолютный момент количества д в и ж е н и я переносится средним потоком и т у р б у л е н т н ы м
обменом вниз от верхних к нижним слоям тропосферы. П р и т о к
в о з д у х а с севера с м а л ы м моментом количества д в и ж е н и я через
линию р а з д е л а з а п а д н о й и восточной с о с т а в л я ю щ и х в субтропическом гребне обеспечивает сохранение б а л а н с а у г л о в о г о момента.
И т а к , в п а с с а т н ы х ш и р о т а х момент количества д в и ж е н и я переносится вверх из с л о я трения. В верхних слоях с у щ е с т в у е т
меридиональный перенос момента количества д в и ж е н и я к северу. При этом П а л ь м е н [222, 224, 225] у к а з ы в а е т на д в а возм о ж н ы х способа переноса, а именно: а) системой средней меридиональной циркуляции и б) системой к р у п н о м а с ш т а б н о г о
вихревого переноса. С о о т н о ш е н и е у к а з а н н ы х д в у х способов переноса меняется в широких п р е д е л а х в зависимости от сезона и
интенсивности процесса.
§ 3. Подсчет меридиональных потоков над северным
полушарием
Численные подсчеты б а л а н с а момента количества д в и ж е н и я
и переноса отдельных его с о с т а в л я ю щ и х в д о л ь меридиана выполнялись многократно по данным действительных и геострофических ветров. Э т и м вопросом з а н и м а л и с ь Т а к к е р [ 2 5 1 —
253], П а л ь м е н [224—227], Р и л ь [110, 234, 235], М и н ц [207—211],
К р и ш н а м у р т а [192], С т а р и У а й т [245—249], Монин [84], Г р у з а
[30—32], К о з л о в с к и й [191].
П о к а ж е м сейчас, каким путем м о ж н о произвести расчеты некоторых с о с т а в л я ю щ и х б а л а н с а , и с д е л а е м краткий анализ величин, о п р е д е л я ю щ и х поток момента количества движения.
В уравнений (89) б а л а н с а момента количества д в и ж е н и я
первые д в а с л а г а е м ы х правой части в ы р а ж а ю т изменение ме12
И.
Г.
Гутерман
177
ридионального переноса момента количества движения через
ш и р о т у в н а п р а в л е н и и с ю г а на север ( а д в е к ц и ю м о м е н т а количества движения).
П а л ь м е н [222] применил д л я оценки н а п р а в л е н н о г о к п о л ю с у
потока момента с л е д у ю щ у ю формулу:
Ро
'
П=
а
У
°°S
f [ vxvy
0
]
-f
[ a>0vya
cos у ] dp.
(92)'.
З д е с ь г о р и з о н т а л ь н а я ч е р т а с в е р х у у к а з ы в а е т на осреднение
во времени, а к в а д р а т н ы е с к о б к и — на о с р е д н е н и е по к р у г у шир о т ы ( и н т е г р и р о в а н и е от 0 д о 2л). Р а с с м о т р и м п е р в о е подынтег р а л ь н о е с л а г а е м о е [иЖ) vy], к о т о р о е , к а к л е г к о видеть, о т р а ж а е т
поток относительного момента количества движения.
Е с л и vx'=vx—Vx
и vy'— Vy— Vy — с о о т в е т с т в е н н о п у л ь с а ц и о н ные к о м п о н е н т ы з о н а л ь н о й vx и м е р и д и о н а л ь н о й vv
скоростей:
ветр_а, a Vx и Vy — их н о р м ы за д а н н ы й п е р и о д о с р е д н е н и я , и т а к
к а к vx'=Vy=0,
то
vxvy
=VX
(93)
Vy + v'xv'y
или п о с л е о с р е д н е н и я по ш и р о т е
[
] =
1У* V y ] +
] •
(94):
П е р в о е с л а г а е м о е (94) м о ж е т б ы т ь п р е д с т а в л е н о в в и д е
[VxVy]=
[Vx]
[Vy]
+ [vx]' К Г ,
(95) "
где [ v x Y и [vyY — о т к л о н е н и я значений с о с т а в л я ю щ и х от с р е д н е й
по к р у г у широты. С у ч е т о м (94) о к о н ч а т е л ь н о е в ы р а ж е н и е д л я
переноса относительного момента количества движения будет
=
\VX]
[Vy]
+ [vx]' [vyy
+ [w~y].
(96)
П е р в ы й член в п р а в о й ч а с т и у р а в н е н и я (96) д а е т п е р е н о с
к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я , с о в е р ш а ю щ и й с я за счет с р е д н е й по к р у г у
ш и р о т ы м е р и д и о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й , в т о р о й член в ы р а ж а е т
перенос к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я , с в я з а н н ы й с наличием к о р р е л я ционной связи м е ж д у п у л ь с а ц и о н н ы м и м е р и д и о н а л ь н о й и зон а л ь н о й с о с т а в л я ю щ и м и с к о р о с т и , и, наконец, п о с л е д н и й ч л е н
п р а в о й ч а с т и у р а в н е н и я (96) д а е т п е р е н о с к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я
в с и с т е м е к р у п н о м а с ш т а б н ы х г о р и з о н т а л ь н ы х вихрей. В ы р а ж е ние (96), с о г л а с н о С т а р р у [246—248], м о ж е т б ы т ь п р е д с т а в л е н о
в д р у г о й форме, если вспомнить, что к о э ф ф и ц и е н т к о р р е л я ц и и
м е ж д у з о н а л ь н о й и м е р и д и о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ и м и на д а н н о м
уровне равен
N
r {\ v xxv v у)) = ^
178.
jr
NaTx(Sy
—
=
axcy
.
(97)
v
/
З а м е н я я в (96) vx\ vy его значением из ( 9 7 ) , получим оконч а т е л ь н о е в ы р а ж е н и е , которым м о ж н о в о с п о л ь з о в а т ь с я д л я подс ч е т а величины, пропорциональной потоку момента количества
д в и ж е н и я , по д а н н ы м ветров на изобарических поверхностях
I®.*®, ] =
[ V x V y ] - Ь [«,<>,].
(98)
И з д в у х с л а г а е м ы х п р а в о й части первое о т р а ж а е т перенос
относительного момента количества д в и ж е н и я средней меридиональной циркуляцией, а в т о р о е — т у р б у л е н т н ы й перенос в гориз о н т а л ь н о м направлении системой к р у п н о м а с ш т а б н ы х вихрей,
циклонов и антициклонов.
Б е з у с л о в н о , большой практический и научный интерес предс т а в л я е т оценка роли к а ж д о г о из с л а г а е м ы х в о б щ е м б а л а н с е
момента количества д в и ж е н и я на различных ш и р о т а х вдоль мер и д и а н а , а т а к ж е д л я с у ж д е н и я о степени развития м а к р о т у р б у л е н т н о с т и в а т м о с ф е р е и роли ее в системе общей циркуляции.
М о ж н о с д е л а т ь предположение о п о р я д к е величины обоих слаг а е м ы х на различных широтах. В п о л н е реально, в частности,
п р е д п о л о ж е н и е о том, что м а к р о т у р б у л е н т н о с т ь играет сущес т в е н н у ю роль в у м е р е н н ы х и высоких ш и р о т а х , а в низких шир о т а х о б м е н о с у щ е с т в л я е т с я в основном средней меридиональной циркуляцией.
Е с л и исходить из предположения о геострофичности движения в о з д у х а , то средняя меридиональная циркуляция в д о л ь
л ю б о г о широтного к р у г а д о л ж н а быть близка к нулю, т. е.
2ic со
J J pvydxdz
— 0.
о о
Но, к а к б у д е т п о к а з а н о н и ж е с п о м о щ ь ю средних р а з р е з о в
(рис. 63, 66, 68, 69), в действительности [ У у ф $ \ . Б о л е е того, на
некоторых ш и р о т а х , например тропических, и г л а в н ы м о б р а з о м
в т р о п о с ф е р е [Vj/] д о с т и г а е т 1 — 2 м/сек. Т а к что у ж е по с а м о м у
г р у б о м у определению перенос за счет средней по к р у г у широты
меридиональной с о с т а в л я ю щ е й д о л ж е н с у щ е с т в о в а т ь .
Е с л и подсчитать на л ю б о й широте или в широтной полосе
с у м м а р н ы й поток м а с с ы по в с е м у в е р т и к а л ь н о м у слою от Р0 д о
О, то м о ж н о п о к а з а т ь , что при осреднении по времени за длир. _
тельный период он б у д е т р а в е н нулю, т. е. J VydP = 0.
о
Н а рис. 57 п о к а з а н о изменение средней меридиональной сос т а в л я ю щ е й в январе, апреле на 15° с. ш. и в июле, о к т я б р е на
20° с. ш. С р а в н и в п л о щ а д и , очерченные к а ж д о й из кривых ниже
и в ы ш е точки с нулевой абсциссой, м о ж н о видеть, что поток
м а с с ы в нижних слоях приблизительно компенсируется потоком
противоположного направления м а с с ы
в верхних слоях. И з
12*
179-
/
.
_
рис. 57 т а к ж е видно, что к о л и ч е с т в о м а с с ы , п е р е н о с и м о й с сев е р а , в о з р а с т а е т от п о д с т и л а ю щ е й п о в е р х н о с т и п р и м е р н о д о пов е р х н о с т и 950 м б . Т е м с а м ы м
косвенно
подтверждается
тот
ф а к т , ч т о в о б л а с т и п а с с а т о в на у р о в н е м а к с и м у м а з о н а л ь н о й
восточной составляющей
(этот уровень примерно
совпадает
мб
висимо от долготы.
/ — январь,
15° с. ш . ;
2 — а п р е л ь , 15° с. ш . ;
4 — о к т я б р ь , 20° с. ш .
3 — и ю л ь , 20° с. ш . ;
с уровнем максимума северной составляющей пассата) достигается равенство нулю потока момента количества движения,
н а п р а в л е н н о г о в в е р х . В н и ж н е м с л о е от з е м л и к э т о м у у р о в н ю
п о т о к н а п р а в л е н в в е р х , а из в е р х н и х с л о е в — вниз [251].
П р и б л и ж е н н у ю оценку вклада средней меридиональной цирк у л я ц и и в о т н о с и т е л ь н ы й п е р е н о с д а ю т д а н н ы е т а б л . 33. В ней
приведены средние широтные зональные и средние меридио180.
нальные составляющие • [У*] и [Vy]. Очевидно, что если в мери
диональном потоке преобладает южная составляющая и она со
провождается западной составляющей зонального движения или
если северная составляющая сопровождается восточной, то это
означает, что поток момента количества движения на данной
широте направлен к северу. При возрастании соответствующих
составляющих в более высоких широтах должна иметь месго
дивергенция потока момента количества движения, а при уменьшении — его конвергенция.
Из табл. 33 легко видеть, что в январе направленный к северу поток на высотах 9—18 км на 15° с. ш. больше, чем на 30
и 50° с. ш. Перенос растет с высотой и достигает максимума на
уровне 9 км в субтропических и умеренных широтах (в табл. 33
Таблица
Средние зональные и средние меридиональные составляющие
в д о л ь 15, 30 и 50° с. ш.
км
15° с. ш.
,VX]
50° с. ш.
> у ] [Vx\
0
3.0
1 -4,0
2
3,5
3 —2,7
0,0
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
25
- 2 , 0 0,0
- 1 , 6 2,0
-0,9 5.2
- 0 , 7 8,0
- 0 , 4 10,5
1,5 -0,2 13,1
3 , 2 0,2 16,0
4 . 8 0,6 19,1
1,0 2 2 , 0
6,2
8,0 1.5 25,1
9,5
1.6 2 8 , 0
10,7
1,6 3 1 , 3
11,7
1,6 32.7
11,5
1 " 29.5
10,2
1,2 26.6
8.4 0,9 24.0
6 . 5 0,6 21.1
4 . 9 0,2 17.8
2.1 0,0 13,1
0,0 0,0 9 . 3
6,8
-1.7 0
5,3
—2,7 0
4,0
0
—3,8
3,3
—5,1 - 0
2,5
—6,0 -о:
6,0 - 0
2,0
Примечание,
составляющие.
'\VX\
-1,0
2,2
-0,5
-0,3
3.5
5,3
0,2
9,5
0,0 6.6
ОД 8,0
0,3 1 1 , 1
0 , 3 12,5
0 , 4 14,0
0 , 4 14,5
0,3 14,9
0 , 2 15,4
0,1 15,8
0,0 16,0
-0,2 16,2
- 0 , 7 16.4
-0,8 16.5
- 0 , 9 17.0
- 0 , 7 17.2
- 0 , 4 17,5
-0,2 17.7
-0,1 17.8
0,0 17.9
0,1
0,1 18.1
0,1 18.3
18,5
Знак
33
(м/сек.)
Июль
Январь
Высота,
ветра
15° с. ш.
.Vx]
50° с. ш.
30° с. ш.
Vy]
[VX\
Vy]
Vy]
- 0 , 5 0,4
1,0
0,0
0,2 —1
2,5
0,3
0,1 •0,3
0 , 4 —2
4,0
0,3
-0,1 —3
0 , 5 0,1
5,5
0,2
-0,1 —3
0 , 5 0,0
6,7
-0,2 —3 —0,3
0 , 5 0,1
8,0
0,0
- 0 , 4 —3
1,0 — 0 , 3
9,0
0,0
- 0 , 4 —4
1,8 0,0
—3
0,2
2,8 0,4 10,0
10,7
0,1
0,2 —3
3 , 9 0,7
1,0 11,5
0,1
4,5
0 , 3 —3
12,5
0,1
4 , 7 0,8
0,0 —3
0,1
5 . 5 0,0 13,0
- 0 , 5 —3
13,0
0,0
5,9 —0,7
-0,6 — 4
0,0
-0,8 —6
5 . 6 —0,8 12,0
10,3
•0,2
-1,0 —7
4,3 - 0 , 8
0,2
-1,0 — 9
1,9 — 0 , 5
—0,1 —1,0 — 0 , 3
-0,9 - 1 1
7
0,1 — 2 , 5 —0,2
-0,8 -12
5
0,0 — 3 , 8 —0,1
-0,8 — 1 4
3
0,1 —5,5 —0,1
-0,8 —16
1
0,1 —8,0 0,0 —1
-0,8 18
0,1 - 1 0 , 7 0,1
-0,8 —19
2
0,1 - 1 2 , 5 0,1
- 0 , 7 •20
•3,8
0,1
•22
ОД
-0,6
-14,5
5,0
0,1 -16,2 ОД '—6,5
- 0 , 5 —22
0,1
—22
0,1
-0,4
-18,0
7.5
«минус»
указывает
на
восточную
и
0,7
0,4
0,2'
0,0
0,3
0,6
—0,60,3
0,0
0,2
0,2"
0,5—0,8
•0,8
—0,5
-0,2
0,2'
0,1
0,1
0,1
0,1
ОД
0,1
0,0
—0,1
—0,1
северную
181
максимальные значения выделены полужирным). В , н и з к и х шир о т а х (15° с. ш.) перенос момента количества движения, направленный к северу, достигает максимума на уровне 12 км. С л е д у е т ,
кроме того, отметить, что зимой величина [Vx^y] больше, чем летом, примерно в 2 раза. А если учесть, что летом в связи со
сдвигом всех зон струйных течений происходит уменьшение
абсолютного момента количества движения,
обусловленного
малостью радиуса-вектора r = a coscp, то общее уменьшение его
б у д е т еще более значительным. Некоторые исследователи оценивают отношение летнего момента количества движения к зимнему как 1 : 4 [195].
Действительная меридиональная с о с т а в л я ю щ а я ветров [4, 65]
позволяет весьма точно учесть принцип сохранения неразрывности и подсчитать баланс момента количества движения. С этой
точки зренйя приведенные в табл. 33 данные ограниченны, ибо
они не о т р а ж а ю т всех компонент баланса момента количества
движения, в частности момента сил трения, вихревого потока
и пр. Поэтому на их основании можно лишь оценить ту часть
баланса
момента количества движения, которая обусловлив а е т с я средней меридиональной циркуляцией. Сведения о переносе момента количества движения, необходимые для учета следующего приближения к полному балансу, рассматриваются
ниже.
Анализ материалов, приведенных на рис. 57 и в табл. 33, к а с а л с я переноса относительного момента количества движения,
обусловленного наличием в атмосфере на разных широтах и на
разных уровнях средней меридиональной циркуляции, т. е. величины [ V x V y ] — первого слагаемого уравнения (98).
Второе
слагаемое уравнения [га х а у ] о т р а ж а е т возмущенность циркуляции и наличие корреляции м е ж д у зональной и меридиональной
компонентами. Здесь и далее предполагается отсутствие связи
между
колебаниями плотности и колебанием ветра, т. е.
r(
pv)=0.
Увеличение потока момента количества. движения к северу
через параллель, о т р а ж а е м о е слагаемым [га х а у \ будет происходить при наличии положительной корреляции м е ж д у составляющими вектора ветра vx и vy, а уменьшение потока к северу —
при отрицательной связи м е ж д у ними. Из факта коррелированн о е ™ с о с т а в л я ю щ и х вектора ветра вытекает, что суммарный
перенос момента количества движения с учетом вклада горизонтального вихревого потока должен резко возрастать (все множители положительны).
Д о п у с т и м , что к описанию режима ветров в свободной атмосфере применяется закон кругового нормального распределения
Ох = оу, r(vxvy)=
0 или эллиптического распределения с осями
182
,
'
эллипса, совпадающими с осями координат; тогда оказывается,,
что на о с н о в е т а к о й м о д е л и р а с п р е д е л е н и я н е в о з м о ж н о п р а в и л ь н о и с с л е д о в а т ь в о з м у щ е н и я ц и р к у л я ц и и . Л и ш ь при условии;
некоторой эллиптичности в распределении векторов ветра можно
у л о в и т ь ф а к т с у щ е с т в о в а н и я а г е о с т р о ф и ч н о с т и и в ы т е к а ю щ и х из-
Рис. 58. Поле коэффициентов взаимной корреляции составляющих
скорости ветра. Январь, 200 мб.
нее р а з л и ч н ы х э н е р г е т и ч е с к и х п р е о б р а з о в а н и й [84, 90]. Д о б а в и м
еще,
что п о л о ж и т е л ь н а я к о р р е л я ц и я „ с о с т а в л я ю щ и х
говорит
о м г н о в е н н о м у в е л и ч е н и и ( у м е н ь ш е н и и ) о д н о й из них при мгнов е н н о м у в е л и ч е н и и ( у м е н ь ш е н и и ) д р у г о й . Э т о значит, что при
в с я к и х м г н о в е н н ы х п у л ь с а ц и я х в е к т о р а в е т р а при г > 0 б о л е е
в е р о я т н ы п у л ь с а ц и и по м о д у л ю , чем по н а п р а в л е н и ю [35] (см. § 1
главы I).
В о п р о с о х а р а к т е р е в з а и м н о й к о р р е л я ц и и с о с т а в л я ю щ и х вект о р а в е т р а и с с л е д о в а л с я , и в н а с т о я щ е е в р е м я и з в е с т н ы некоторые данные о географическом распределении этого параметра
183.
[155]. Н а рис. 58 и 59 приводятся, в частности, к а р т ы распределения коэффициентов взаимной корреляции с о с т а в л я ю щ и х скорости ветра д л я января и июля на у р о в н е 200 мб над северным
п о л у ш а р и е м . И з этих д а н н ы х видно, что в большинстве случаев
з н а к коэффициентов корреляции действительно положительный,
особенно в р а й о н а х к северу от 20—30° с. ш. Д а л е е можно сде-
Р и с . 59. П о л е к о э ф ф и ц и е н т о в в з а и м н о й к о р р е л я ц и и
с к о р о с т и в е т р а . И ю л ь , 200 м б .
составляющих
л а т ь вывод о том, что в январе п л о щ а д ь , з а н я т а я положительной корреляцией, больше, чем с о о т в е т с т в у ю щ а я п л о щ а д ь в июле.
К р о м е того, из анализа к а р т (рис. 58 и 59) видно, что над
континентами н а б л ю д а ю т с я более значительные величины коэффициентов корреляции, чем н а д океанами; это о б с т о я т е л ь с т в о
лишний раз п о д т в е р ж д а е т б о л ь ш у ю роль т у р б у л е н т н о й вязкости
в п р о ц е с с а х над континентами.
Ч т о б ы оценить, в каких п р е д е л а х к о л е б л ю т с я коэффициенты
корреляции с о с т а в л я ю щ и х ветра на различных в ы с о т а х , рас184.
смотрим значения
их н а д С в е р д л о в с к о м
и Владивостоком.
В слое, п р и л е г а ю щ е м к п о в е р х н о с т и земли, п р е о б л а д а ю т о т р и ц а т е л ь н ы е з н а ч е н и я к о э ф ф и ц и е н т о в , что п о д т в е р ж д а е т с я повседн е в н ы м о п ы т о м , п о к а з ы в а ю щ и м , что в е т р ы в н и з у по с к о р о с т и
б о л е е п о с т о я н н ы , ч е м по н а п р а в л е н и ю . В с в о б о д н о й а т м о с ф е р е
над обеими станциями преобладает положительная корреляция,
причем н а и б о л ь ш а я к о р р е л и р о в а н н о с т ь с о с т а в л я ю щ и х
наблюдается в стратосфере. П р е о б л а д а ю щ и е значения коэффициентов
к о р р е л я ц и и к о л е б л ю т с я о к о л о 0,2, а в с л о я х м а к с и м у м а — д о 0,4
(табл. 34).
Таблица 34
К о э ф ф и ц и е н т ы к о р р е л я ц и и с о с т а в л я ю щ и х ветра
Н
км
I
IV
VII
Св е р д л о век
.
1,5
4
7
10
13
16
19
22
25
X
I
VII
IV
Е ладив
о
ст
X
о
к
0,222 —0,072 —0,077 —0,038
—0,037 —0,110
0,016 —0,026
0,089 —0,051 —0,090
0,109 —0,002
0,118 • 0,160
0,306
0,050
0,130
0,125
0,198
0,091 —0,039
0,089
0,203
0,009
0,128
0,121
0,277
0,018
0,143
0,165
0,163
0,253
0,222
0,254 —0,053 —0,101
0,138
0,100
0,146;
0,050 —0,076
0,222
0,353
0,250
0,087
0,142
0,079
0,045 —0,046 —0,128
0,023
0,377
0,621
0,107
0,141
0,029 —0,196 —0,307
0,288
0,053 —0,038
0,359
0,083;
0,226
0,267
0,139
0,031
0,012
0,033
0,266.
В х о л о д н ы е м е с я ц ы к о э ф ф и ц и е н т ы в з а и м н о й к о р р е л я ц и и со-,
с т а в л я ю щ и х в е т р а б о л ь ш е , ч е м в т е п л ы е . Л е т о м ч а щ е наблю-.
даются
отрицательные
значения коэффициентов, когда п о с л е
в е т р а о с л а б л е н о и м е н е е у с т о й ч и в о по н а п р а в л е н и я м .
С к о р р е л и р о в а н н о с т ь ю с о с т а ё л я ю щ и х в е т р а с в я з а н о известное из о п ы т а с и н о п т и к а я в л е н и е , з а к л ю ч а ю щ е е с я в т о м , что,
о б ы ч н о оси л о ж б и н и гребней- п р о с т и р а ю т с я с с е в е р о - в о с т о к а н а
ю г о - з а п а д . Н а к л о н оси в г о р и з о н т а л ь н о й п л о с к о с т и отмечается*
о б ы ч н о в т е х с л у ч а я х , к о г д а и м е е т м е с т о и н а к л о н оси по вер-,
т и к а л и ч а щ е в с е г о в м е р и д и о н а л ь н о й п л о с к о с т и в с т о р о н у хо-.
л о д н о г о в о з д у х а . В к а ж д о м о т д е л ь н о м с л у ч а е м г н о в е н н ы е меридиональные составляющие
в п е р е д н е й и т ы л о в о й частях;
л о ж б и н ы или г р е б н я б у д у т и м е т ь п р о т и в о п о л о ж н ы е знаки. П о этому перенос
м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я соответственно;,
в п е р е д н е й и т ы л о в о й ч а с т я х л о ж б и н и г р е б н е й б у д е т т а к ж е раз-,
личным. В р е з у л ь т а т е т а к о г о р а з л и ч и я п о т о к о в в р а з н ы х ч а с т я х ;
б а р и ч е с к и х с и с т е м п р о и с х о д и т п е р е р а с п р е д е л е н и е з о н а л ь н о й со-,
с т а в л я ю щ е й вдоль потока и смещение л о ж б и н и гребней. Но,
очевидно, что п р о д в и ж е н и е л о ж б и н и г р е б н е й м о ж е т п р о и с х о д и т ь при у с л о в и и , к о г д а с у м м а п р о и з в е д е н и й з о н а л ь н ы х состав-,
л я ю щ и х н а м е р и д и о н а л ь н ы е в ц е л о м по к р у г у ш и р о т ы (средний;
185.
:момент) не р а в н а н у л ю , т. е. при у с л о в и и \о х у у ~\ФЪ. Э т о п о с л е д нее о б с т о я т е л ь с т в о в о з м о ж н о при у с л о в и и н е с и м м е т р и ч н о с т и си•стем л о ж б и н и г р е б н е й , т. е. при р а с п о л о ж е н и и и х с н а к л о н о м
-относительно меридиана. И з взаимного рассмотрения средних
.климатических карт меридиональной составляющей, представ-
Рис. 60. Среднее квадратическое отклонение
а — январь, б — июль; 1 — основные
д е н н ы х д а л е е , в и д н о , что линии, с о е д и н я ю щ и е ц е н т р ы о б л а с т е й
п р е о б л а д а ю щ е й ю ж н о й или с е в е р н о й с о с т а в л я ю щ е й , к а к прав и л о , не п р о х о д я т в е р т и к а л ь н о , а и м е ю т н е к о т о р ы й н а к л о н .
В о п р е д е л е н и и в е л и ч и н ы в и х р е в о г о п о т о к а м о м е н т а колич е с т в а движения, помимо корреляции с о с т а в л я ю щ и х вектора
скорости, б о л ь ш у ю роль играют параметры распределения ветра
а х и ау, х а р а к т е р и з у ю щ и е возмущенность зонального и меридион а л ь н о г о д в и ж е н и й [30—32, 84].
Н а р и с . €0 и 61 д а н ы к а р т ы у к а з а н н ы х п а р а м е т р о в д л я янв а р я и и ю л я на и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 200 мб. В в и д у в а ж н о с т и х а р а к т е р и с т и к м и к р о т у р б у л е н т н о с т и в р а з в и т и и процес186.
сов общей циркуляции о с т а н о в и м с я подробнее на их анализе.
:
В я н в а р е средние квадрэтические отклонения зональной сос т а в л я ю щ е й сгх (рис. 60) меняются по территории п о л у ш а р и я
в п р е д е л а х 4 — 2 0 м/сек., т. е. они в 2 — 3 р а з а меньше; чем значения с а м и х средних зональной с о с т а в л я ю щ е й р е з у л ь т и р у ю щ е г о
з о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й с к о р о с т и ветра ( м / с е к . ) , 2 0 0 мб.
изолинии, 2 — промежуточные.
вектора Vx. Э т о означает, что при подсчете полной кинетической:
энергии энергия м а к р о т у р б у л е н т н о с т и д о с т и г а е т лишь 2 0 — 3 0 %
энергии среднего д в и ж е н и я . Например, в р а й о н а х д е л ь т ы субтропического струйного течения н а д Т и х и м и А т л а н т и ч е с к и м о к е а нами средние к в а д р а т и ч е с к и е отклонения зонального и м е р и д и о нального движений с о с т а в л я ю т 2 4 — 2 0 м/сек. С р е д н я я месячная
з о н а л ь н а я скорость в этих ж е р а й о н а х к о л е б л е т с я в п р е д е л а х
40—60 м/сек. А н а л о г и ч н ы е р а с с у ж д е н и я д л я меридиональной
с о с т а в л я ю щ е й д в и ж е н и я на поверхности 200 мб в я н в а р е приводят к
выводу, что
пульсационная
компонента
движения
\
187"
и г р а е т почти т а к у ю ж е или д а ж е б о л ь ш у ю роль в о б щ е м б а л а н с е
энергии, к а к и среднее меридиональное движение. Напомним,
что средняя меридиональная с о с т а в л я ю щ а я в тех же- р а й о н а х
Т и х о г о и А т л а н т и ч е с к о г о океанов д о с т и г а е т лишь 8 — 1 2 м/сек.
Д а л е е отметим, что п а р а м е т р ы м а к р о т у р б у л е н т н о с т и в ян-
Рис. 61. С р е д н е е к в а д р а т и ч е с к о е
отклонение
Усл.
обозначе
в а р е вдоль тропических широт на 200 мб колеблются в пределах
€ — 8 м/сек., т. е. имеют тот ж е порядок', что и компонента сред- '
него движения.
В июле х а р а к т е р и с т и к и м а к р о т у р б у л е н т н о с т и а х и а у меньше,
чем в январе. Л и ш ь над Тихим океаном в д е л ь т е струйного течения среднее к в а д р а т и ч е с к о е отклонение зональной с о с т а в л я ю щей д в и ж е н и я д о с т и г а е т 24 м/сек. против 20 м/сек. в январе
(см. рис. 60 и 6 1 ) .
О б щ и м свойством
полей м а к р о т у р б у л е н т н о с т и
января и
июля на 200 мб является рост х а р а к т е р и с т и к от континентов
к океанам, некоторое превышение среднего квадратического от388.
клонения зональной с о с т а в л я ю щ е й н а д средним к в а д р а т и ч е с к и м
отклонением меридиональной с о с т а в л я ю щ е й , что у к а з ы в а е т на
эллиптичность распределения.
Эллиптичность
распределения
в е т р а видна в д о л ь линий р а з д е л а з а п а д н ы х и восточных составл я ю щ и х , вдоль оси струйных течений.
м е р и д и о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й с к о р о с т и ветра, 200 мб.
н и я с м . р и с . 60.
В § 2 была выяснена роль переноса момента количества движения в п о д д е р ж а н и и зонального д в и ж е н и я в западном потоке.
Э ф ф е к т переноса, обусловленный с у м м а р н ы м влиянием д в у х сос т а в л я ю щ и х относительного момента количества движения, мож е т с л у ж и т ь х о р о ш и м приближением д л я оценки возмущенн о е ™ циркуляции [30, 84]. В т а б л . 35 д а е т с я - расчет потоков
момента количества д в и ж е н и я на 200 мб. Д а н н ы е эти о т р а ж а ю т
в к л а д обеих с о с т а в л я ю щ и х переноса: средней, обусловленной
средней меридиональной циркуляцией, и вихревой, возникшей из
возмущений в горизонтальной плоскости и к о р р е л и р о в а н н о е ™
с о с т а в л я ю щ и х вектора ветра на одном уровне.
189.
Таблица 35Поток о т н о с и т е л ь н о г о м о м е н т а количества д в и ж е н и я , поток с р е д н е г о движения-
Wх, Vу],
пульсационный п о т о к
[гбхву]
(м2/секг2)
Ш и р о т а , град.
0
10
15
20
30
35
40
50
60
70
80
Январь
xVyl
S
-6,3
1,3
-4,9
1,9
1,9
3,8
16,5 27,6 32,4 13,3 - 9 , 4
3 , 8 6,6 17,9 23,8 1 6 , 6
7,2
20,3 34,2 50,3 37,1
-6,0
10,4
4,4
-2,7
3,2
-0,5
-4,5
1,3-0,9 -8,6- 5 , 4 —7,4-
Июл ь
Vy\
7- X
18,0
-1,5
16,5
14,0 13.3 11,6 2 , 5 — 2 , 6 - 1 6 , 0 - 9 , 3
13,5 22,0 15,6
- 3 , 2 —2,9 - 1 , 8 5 , 0
10,9
10,8 10.4 9,8 7 , 5
6,0 6 . 3
П р и м е ч а н и е . Знак «минус» указывает на северное
тока.
-1,5 — 2 , 0
-0,9
0,2
-2,4
2,3
направление
2,61,5по-
П о т о к о т н о с и т е л ь н о г о м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я : на пов е р х н о с т и 200 м б с у щ е с т в е н н о и з м е н я е т с я в д о л ь м е р и д и а н а и
в годовом ходе. В январе суммарный поток момента количества
движения
в
верхней
тропосфере
превышает
аналогичныйв и ю л е в 3 — 4 р а з а в п о л о с е о т 15 д о 35° с. ш. В т о м и д р у г о м
м е с я ц е он п о л о ж и т е л ь н ы й , т. е. н а п р а в л е н с ю г а на с е в е р . Н а и б о л ь ш и х р а з л и ч и й п о т о к и д о с т и г а ю т в д о л ь 30° с. ш. В и ю л е пот о к м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я , н а п р а в л е н н ы й с ю г а на с е в е р ,
больше- а н а л о г и ч н о г о п о т о к а в я н в а р е л и ш ь в д о л ь п р и э к в а т о р и а л ь н ы х ш и р о т , что к о с в е н н о у к а з ы в а е т на з н а ч и т е л ь н ы й о б м е н
м е ж д у п о л у ш а р и я м и . Х а р а к т е р н о , что в я н в а р е и и ю л е в пол я р н о й о б л а с т и , с е в е р н е е 60° с. ш., о б щ и й п о т о к м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я н а п р а в л е н с с е в е р а на юг.
Д а н н ы е т а б л . 35 п о к а з ы в а ю т , к р о м е т о г о , что в и х р е в а я к о м понента п о т о к а м о м е н т а к о л и ч е с т в а д в и ж е н и я и в я н в а р е , и
в июле оказывается направленной против потока среднего движения. Это проявляется в умеренных и приэкваториальных шир о т а х . Ч т о к а с а е т с я с о о т н о ш е н и я величин о б о и х в и д о в п о т о к о в ,
то а н а л и з д а е т о с н о в а н и е о т м е т и т ь с у щ е с т в е н н у ю р о л ь т у р б у лентной с о с т а в л я ю щ е й в умеренных широтах и незначительную
в т р о п и ч е с к и х . В "низких ш и р о т а х в я н в а р е в п л о т ь д о 30° с. ш.,
а в и ю л е д о 20° с. ш. п о т о к за счет с р е д н е г о д в и ж е н и я в 5 — 8 р а з
больше вихревого потока.
190
§ 4. Средняя меридиональная циркуляция над северным
полушарием
П о л у ч е н и е правильной с х е м ы средней меридиональной циркуляции с о п р я ж е н о с р я д о м трудностей. С л у ч а й н ы е ошибки
в определении в е т р а в свободной а т м о с ф е р е в равной степени
с к а з ы в а ю т с я на точности определения к а к зональной, т а к и меридиональной с о с т а в л я ю щ е й . О д н а к о , т а к к а к м е р и д и о н а л ь н а я
с о с т а в л я ю щ а я м а л а по сравнению с зональной, относительная
точность ее определения
(по величине и з н а к у )
значительно
меньше. К р о м е того, ч а с т о в д о л ь одной и той ж е широты наблюдается
чередование
знаков
меридиональной
составляющей.
В этом с л у ч а е р е з у л ь т и р у ю щ а я их, подсчитанная по д в у м значениям р а з н ы х знаков, д а ж е в с л у ч а е больших а б с о л ю т н ы х
значений этих с о с т а в л я ю щ и х , м о ж е т о к а з а т ь с я статистически
небольшой и поэтому недостоверной. Известно, что м а л ы е разности больших величин о п р е д е л я ю т с я
неточно.
Например,
в у м е р е н н ы х и полярных ш и р о т а х вдоль широтных кругов имеет
место смена л о ж б и н и гребней, в которых с у щ е с т в у ю т значительные ю ж н ы е и северные компоненты д в и ж е н и я . Ч т о б ы правильно оценить с р е д н ю ю м е р и д и о н а л ь н у ю циркуляцию, здесь
с л а б о в ы р а ж е н н у ю , с л е д у е т исходить из статистически достоверного м а т е р и а л а наблюдений, т. е. репрезентативного по точности, однородности, д л и т е л ь н о с т и и т.. д.
Т а к к е р [253] правильно критикует С т а р р а и У а й т а [245—248]
за недоучет в о з м о ж н ы х о ш и б о к при вычислении ими средней
меридиональной циркуляции. Т а к к е р при этом ф о р м у л и р у е т след у ю щ и е т р е б о в а н и я , которым д о л ж н ы у д о в л е т в о р я т ь н а б л ю д е ния за ветрами, непосредственно используемые д л я исследования меридиональной циркуляции.
1. С т а н ц и и н а б л ю д е н и й д о л ж н ы быть р а с п о л о ж е н ы по возм о ж н о с т и равномерно в д о л ь к р у г а широты. Е с л и это т р е б о в а н и е
у д о в л е т в о р и т ь невозможно, то неравномерность распределения
д о л ж н а ' б ы т ь по в о з м о ж н о с т и с б а л а н с и р о в а н а в х о д е анализа и
обработки материала.
2. Н а б л ю д е н и я д о л ж н ы р а в н о м е р н о р а с п р е д е л я т ь с я по выс о т а м и по о д и н а к о в ы м п е р и о д а м на р а з л и ч н ы х станциях. В а ж н о
у ч и т ы в а т ь случайные и особенно систематические ошибки, обусловленные н е р а в н о м е р н о с т ь ю наблюдений при различных у с л о виях погоды.
Р е з у л ь т и р у ю щ а я величина меридиональной циркуляции, подсчитанная вдоль тропических широтных кругов, б у д е т статистически наиболее достоверной. Х о т я число аэрологических станций
здесь недостаточно и р а в н о м е р н о с т ь н а б л ю д е н и й невелика, тем
не менее устойчивость с а м о й меридиональной циркуляции столь
велика,, что осреднение по месяцу или д а ж е по сезону статистически весьма обеспечено.
191.
Р и л ь [110], в ы п о л н и в ш и й р я д и с с л е д о в а н и й по ц и р к у л я ц и и
тропических широт, подчеркивает устойчивость знака меридион а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й в д о л ь т р о п и к о в . О н у к а з ы в а е т , что и з
59 п я т и г р а д у с н ы х
широтно-долготных
квадратов вдоль 5 —
10° с. ш. в я н в а р е 3 к в а д р а т а имели ю ж н у ю
составляющую,
а 53 — с е в е р н у ю ; в д о л ь 1 0 — 1 5 ° с. ш. с о о т в е т с т в е н н о 0 и 59. Т а ким о б р а з о м , в т р о п и ч е с к о й зоне о т м е ч а е т с я п р е о б л а д а н и е с е верной с о с т а в л я ю щ е й ц и р к у л я ц и и в зимний п е р и о д г о д а .
Д л я иллюстрации этого важного свойства циркуляции и обобщения вывода о б устойчивости рассмотрим аналогичные матер и а л ы , с н я т ы е с п о с т р о е н н ы х н а м и к а р т м е р и д и о н а л ь н ы х сос т а в л я ю щ и х Vy. В т а б л . 36 п р е д с т а в л е н ы с у м м ы ю ж н ы х и с е в е р н ы х м е р и д и о н а л ь н ы х - с о с т а в л я ю щ и х , р а з д е л ь н о подсчитанныевдоль широтных кругов
по 36 д е с я т и г р а д у с н ы м
квадратам.
Таблица
Суммы ю ж н ы х ( а ) и с е в е р н ы х ( б ) м е р и д и о н а л ь н ы х с о с т а в л я ю щ и х
р а з л и ч н ы х ш и р о т н ы х кругов
36-
вдоль
Широта, град.
Р Мб
10
-
30
- Б0
70
-
.. ю
Янва рь
850 а
б
700 а
б
500 а
б
300 а
б
200 а
б
100 а
б
50 а
б
30
50
70
Июль
0,0
—50,1
2,5
—20,0
33,8
—34,6
16,3
—21,8
40,9
—15,6
48,3
—41,9
19,1
—17,6
24,1
—25,6
5,1
—26,8
14,1
—13,4
40,2
—46,1
30,8
—29,7
13,4
—21,9
32,4
—31,7
25,3
—25,5
21,8
-28,6
21,2
—15,7
18,9
—25,8
53,5
—69,4
56,0
—37,4
21,2
—19,8
23,6
—23,9
25,1
—47,2
27,0
—27,2
56,2
—2,6
35,7
—20,4
96,3
—85,8
71,2
—25,0
10,9
—16,2
45,7
—16,3
34,6
—36,1
30,2
—32,2
83,6
—17,7
49,5
—42,8
• 64,7
—86,6
98,3
—32,9
23,5
—33,9
42,0
—70,3
26,6
—54,4
22,3
—26,8
50,1
-17,5
10,0
—45,6
63,8
—93,0
130,8
—58,4
23,8
—21,8
47,3
—57,5
20,9
—17,7
20,1
—20,5
9,8
—7,2
17,8
—10,0
13,0
—8,7
13,1
-7,8
72,4
152,5
23,7
—27,4 —101,1 —136,2
—
Т а к и е с в е д е н и я п о з в о л я ю т с у д и т ь о степени у с т о й ч и в о с т и м е р и д и о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й п о к р у г у ш и р о т ы . Н а и б о л ь ш а я возмущенн-ость м е р и д и о н а л ь н о г о д в и ж е н и я
видна в умеренных
ш и р о т а х . Н а п р и м е р , в д о л ь 50° с. ш. в я н в а р е почти н а в с е х
изобарических поверхностях результирующая
меридиональная
192.
с о с т а в л я ю щ а я о к а ж е т с я небольшой (везде северной, за исключением 300 мб, где она противоположного знака, т. е. ю ж н а я ) . С о вершенно очевидно, что в тех с л у ч а я х , когда р е з у л ь т и р у ю щ а я
(по величине и з н а к у ) р е ш а е т вопрос о направлении переноса
вдоль меридиана, подсчет ее д о л ж е н иметь х о р о ш у ю статистич е с к у ю достоверность. И легко увидеть, что это у с л о в и е не обеспечивается на широте 50°, г д е незначительная р е з у л ь т и р у ю щ а я
разность (того или иного з н а к а ) о п р е д е л я е т с я д в у м я с л а г а е мыми р а з н ы х знаков, а б с о л ю т н ы е значения которых х о т я и велики, но близки м е ж д у собой. При т а к и х у с л о в и я х получение
а л г е б р а и ч е с к о й с у м м ы , х а р а к т е р и з у ю щ е й с р е д н ю ю меридиональную с о с т а в л я ю щ у ю в д о л ь у м е р е н н ы х или полярных широт, не
м о ж е т быть признано статистически достоверным.
К д р у г и м в ы в о д а м приводят нас р е з у л ь т а т ы подсчета д л я
широтных к р у г о в 10 и отчасти 30° с. ш. д л я января. З д е с ь з н а к
и величина р е з у л ь т и р у ю щ е й средней меридиональной циркуляции на всех изобарических п о в е р х н о с т я х (кроме 500 мб) вдоль
к р у г а , ш и р о т ы о п р е д е л я ю т с я значительным п р е о б л а д а н и е м сос т а в л я ю щ е й о д н о г о • з н а к а — в нижних с л о я х северной (пассатные северные в е т р ы ) , на верхних у р о в н я х ю ж н о й ( а н т и п а с с а т н ы е
противотечения).
В о внетропических ш и р о т а х , к а к мы видели, средняя мерид и о н а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я я в л я е т с я р е з у л ь т и р у ю щ е й переменных ветров северного и ю ж н о г о направлений.
В у п о м я н у т о й р а б о т е Т а к к е р оценил точность подсчета меридиональных с о с т а в л я ю щ и х в целом п о . широтному кругу.
С этой целью он использовал к а р т ы векторного к в а д р а т и ч е с к о г о
отклонения а, построенные Б р у к с о м [147]. К в а д р а т и ч е с к о е отклонение меридиональной компоненты
а у он принял равным у =
,
т. е. с г ж = а у = 0,71 бег, к а к это и с л е д у е т из з а к о н а к р у г о в о г о нормального распределения. З а т е м им были подсчитаны среднеширотные значения векторного к в а д р а т и ч е с к о г о
отклонения
пятиградусных
квадратов
полу-
шария.
С р е д н я я к в а д р а т и ч е с к а я о ш и б к а средней меридиональной
с о с т а в л я ю щ е й по широтному к р у г у была оценена и с х о д я из
числа наблюдений по широтному к р у г у N v
М н о ж и т е л ь «2» взят с у ч е т о м того, что в р е м е н н а я корреляция
о к а з ы в а е т с я малой лишь на четвертый день н а б л ю д е н и й . О к а залось, что ошибка р а с т е т с высотой, причем зимой она больше,
4i
13
Г.
Гутерман
193
чем летом, а в в ы с о к и х ш и р о т а х больше, чем в низких. Н а поверхности 850 мб в полосе широт 50—60° она к о л е б л е т с я от
0,15 до 0,20 м/сек. и « а ш и р о т а х 1 5 — 2 0 ° — от 0,10 д о 0,15 м/сек.
Н а поверхности 300 мб ошибка с о с т а в л я е т в северных ш и р о т а х
0,40—0,45 м/сек., а на этом ж е у р о в н е в ю ж н ы х ш и р о т а х ( 2 0 —
30° с. ш.) — 0,30 м/сек.
И м е ю т с я некоторые косвенные методы подсчета средней меридиональной циркуляции. Т а к , например, П а л ь м е н [225] предл о ж и л вычислить среднюю м е р и д и о н а л ь н у ю циркуляцию, исп о л ь з у я у р а в н е н и я д в и ж е н и я и у р а в н е н и е неразрывности. Э т о т
м е т о д он считает л у ч ш и м д л я подсчета р е з у л ь т и р у ю щ е й с о с т а в л я ю щ е й в средних и высоких ш и р о т а х , у ч и т ы в а я , что при подсчете непосредственно из наблюдений она здесь в е с ь м а недос т о в е р н а и, как мы видели, статистически с л а б о обеспечена.
Д л я оценки с р е д я е ш и р о т н ы х меридиональных с о с т а в л я ю щ и х
[V y ] с р е д н е й вертикальной скорости [w] по у п о м я н у т ы м д в у м
у р а в н е н и я м необходимо, чтобы были известны поток к полюсу
в и х р е в о г о момента количества движения, а т а к ж е поток этого
м о м е н т а по вертикали. П р и этом М и н ц считает, что вертикальный поток момента вихревого д в и ж е н и я на у р о в н е 700 мб равен
нулю.
В некоторых п о с л е д у ю щ и х р а б о т а х [84, 2 1 1 , 231] д а е т с я подробное исследование всех видов потоков момента количества
движения. Н а основе этих исследований была уточнена модель
средней меридиональной циркуляции, к о т о р а я с о п о с т а в л я е т с я
с эмпирической моделью-циркуляции.
С р е д н я я м е р и д и о н а л ь н а я циркуляция в вертикальной плоскости, к а к об этом м о ж н о заключить по наиболее общепринятым с х е м а м [56, 123, 185, 253], состоит из т р е х основных ячеек.
С а М а я устойчивая ячейка, и м е ю щ а я н а и б о л ь ш е е распространение по вертикали, носит название ячейки циркуляции Г а д л е я .
Н а п р а в л е н и е ц и р к у л я ц и и в ней определяется .непосредственным
п р е о б р а з о в а н и е м потенциальной энергии в кинетическую энергию д в и ж е н и я при п р о ц е с с а х о х л а ж д е н и я в о з д у х а в субтропических и у м е р е н н ы х ш и р о т а х и нагревания в о з д у х а в экваториальных и тропических ш и р о т а х . З д е с ь д е й с т в у е т прямой конвективный
механизм,
когда _ т е п л ы й в о з д у х
поднимается
у э к в а т о р а и о п у с к а е т с я на широте 30° зимой и на 3 5 — 4 0 ° с. ш.
летом.
В полосе полярных широт зимой м е ж д у 60 и 80° с. ш., а летом с некоторым смещением к северу видна т а к ж е с и с т е м а прямой циркуляции в д р у г о й вертикальной ячейке. В этом с л у ч а е
потенциально более теплый в о з д у х над зоной пониженного давления и приземной конвергенции умеренных широт у 60° с. ш.
п о д н и м а е т с я и течет к северу, а примерно над 80° с. ш. потенциально более холодный в о з д у х о п у с к а е т с я , о б у с л о в л и в а я здесь
о б р а з о в а н и е о б л а с т и повышенного давления. П р о ц е с с у опуска194
ния б л а г о п р и я т с т в у ю т сильные ю ж н ы е потоки в в е р х н и х с л о я х
а т м о с ф е р ы , нередко п р о с т и р а ю щ и е с я д о 20 км.
Н а п р а в л е н и е циркуляции в полярной прямой ячейке таково,
что энергия этой ячейки п р е о б р а з у е т с я в направлении действия
ускорения силы т я ж е с т и , ибо м а с с ы п о д н и м а ю т с я в о б л а с т и низкого д а в л е н и я и высоких т е м п е р а т у р , а о п у с к а ю т с я и растек а ю т с я в х о л о д н ы х о б л а с т я х высокого давления.
В средних ш и р о т а х северного п о л у ш а р и я , 30—60° зимой и
3 5 — 6 5 ° летом, м а с с ы ц и р к у л и р у ю т в ячейке непрямой (обратной) меридиональной циркуляции.
О б р а т н а я м е р и д и о н а л ь н а я циркуляция у м е р е н н ы х широт хар а к т е р и з у е т с я ю ж н ы м и потоками в приземном слое, П о мере
сдвига м а с с к северу последние о х л а ж д а ю т с я и на и х подъем
в о б л а с т и пониженного д а в л е н и я на 50—60° с. ш. т р е б у е т с я зат р а т а энергии. Точно т а к ж е о т т е к а ю щ и е к югу на у р о в н я х
500—300 мб м а с с ы по пути п р о г р е в а ю т с я и их в ы н у ж д е н н о е
опускание в поясе субтропических широт у 3 0 — 3 5 ° с. ш., направленное против действия гидростатических сил, происходит с затратой энергии против направления о б х о д а гидродинамических'
соленоидов. М о ж н о предположить, что циркуляция в о б р а т н о й
ячейке у м е р е н н ы х широт имеет фрикционную причину вследствие необходимости компенсировать ц и р к у л я ц и ю д в у х д р у г и х
прямых ячеек циркуляции в тропических и полярных ш и р о т а х .
Границей м е ж д у ячейками прямой циркуляции тропических широт и о б р а т н о й ячейкой циркуляции у м е р е н н ы х широт я в л я е т с я
в среднем п о л о ж е н и е зоны полярного фронта.
О т м е ч е н н а я выше меридиональная циркуляция п р е д с т а в л е н а
как зонально-симметричная с х е м а . В действительности она, несмотря на тенденцию к сохранению основных черт, непрерывно
изменяется под влиянием с у щ е с т в у ю щ и х климатических центров
действия. В н а с т о я щ е м анализе ветров б у д е т показано, что
кольца циркуляции в меридиональной плоскости на о т д е л ь н ы х
м е р и д и а н а х в ы р а ж е н ы неявно или совсем о т с у т с т в у ю т .
Р а з р е з ы , построенные д л я отдельных конкретных меридианов, особенно д л я тех, где р а з в и в а ю т с я интенсивные зональные
движения, у к а з ы в а ю т на н е д о с т а т о ч н о с т ь концепции «зональносимметричных колес» д в и ж е н и я , п р е д п о л а г а ю щ е й о б м е н теплом,
количеством д в и ж е н и я и др. лишь в направлении экватор:—полюс. С р е д н и е р а з р е з ы по конкретным меридианам, а в большей
мере р а з р е з ы д л я индивидуальных синоптических с и т у а ц и й подт в е р ж д а ю т , что обмен м е ж д у ш и р о т а м и (теплом, количеством
д в и ж е н и я и др.) происходит в системе к р у п н о м а с ш т а б н о й турб у л е н т н о с т и - — а т м о с ф е р н ы х вихрей — ц и к л о н о в и антициклонов.
Т а к и е процессы р а з в и в а ю т с я в с х е м а х ячеистой с т р у к т у р ы зонально-симметричной циркуляции, т. е. расчлененной вдоль м е ридиана и по широтным к р у г а м . П р и этом с о з д а ю т с я у с л о в и я ,
когда обмен с о в е р ш а е т с я и при нулевом среднем потоке в д о л ь
10*
195
м е р и д и а н а . Р а з л и ч и я в м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и в д о л ь конк р е т н ы х м е р и д и а н о в , к о т о р ы е м о г у т б ы т ь в ы я в л е н ы на рис. 62,
наглядно это п о д т в е р ж д а ю т .
В последующем для анализа б у д у т привлечены новые данные, х а р а к т е р и з у ю щ и е , в ч а с т н о с т и , м е р и д и о н а л ь н ы е п о т о к и д л я
ч е т ы р е х м е с я ц е в , п о л у ч е н н ы е н е з а в и с и м о от д о л г о т ы , а т а к ж е
,——;
2
з
«
Рис. 62. Вертикальный разрез средней меридиональной составляющей скорости ветра (м/сек.). Январь.
а — 80° в . ' д . , 6 ^ 3 0 ° з . д . , в — 140° з . д . ; 1 — и з о т а х и _ м е р и д и 0 н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й с к о р о с т и ; 2 — и з о т а х а V,, = 0 ; 3 — и з о т а х а V „ = 0; 4 — п р о м е ж у т о ч -
у
ная изотаха. З н а к «минус» — северная
л
составляющая.
р а з р е з ы в д о л ь н е к о т о р ы х к о н к р е т н ы х м е р и д и а н о в . Н а э т и х прим е р а х б у д е т , по в о з м о ж н о с т и , п о к а з а н а р о л ь о б о и х в и д о в о б м е н а
в различные сезоны и в различных географических районах.
Н а рис. 63, 66, 68, 69 п р и в о д я т с я в е р т и к а л ь н ы е р а з р е з ы средней м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и с е в е р н о г о п о л у ш а р и я в ф у н к ции от ш и р о т ы и в ы с о т ы д л я ч е т ы р е х м е с я ц е в : я н в а р я , а п р е л я ,
и ю л я и о к т я б р я . Р и с у н к и с т р о и л и с ь по д а н н ы м с р е д н и х мерид и о н а л ь н ы х с о с т а в л я ю щ и х в д о л ь ш и р о т н ы х к р у г о в 0, 10, 15, 20,
30, 35, 40° с. ш. и д а л е е ч е р е з Л0° на г л а в н ы х и з о б а р и ч е с к и х пов е р х н о с т я х : 850, 700, 500, 300, 200, 100, 50 и 30 м б , причем д а н 196.
ные с м е с я ч н ы х к а р т [4] с н и м а л и с ь
с е т к и ч е р е з 10° д о л г о т ы , т а к что:
для
узлов
географической
к
\ y y ] = ~ ^ v
y j
,
(100)
j - l
N
V
y = -kli
1•
v
yi'
(101)
2
Рис. 63. Средняя меридиональная циркуляция над северным полушарием. Январь.
1 — изотахи
меридиональной составляющей скорости (м/сек.), 2 — изотаха
Vy = 0. З н а к « м и н у с » — с е в е р н а я с о с т а в л я ю щ а я .
где vVi — м е р и д и о н а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я отдельного н а б л ю д е ния, a Vv — с р е д н я я м н о г о л е т н я я с о с т а в л я ю щ а я в д а н н о м у з л е
географической сетки д л я данного месяца, N — число н а б л ю д е ний в п у н к т е , k — ч и с л о д о л г о т н ы х д е с я т и г р а д у с н ы х у з л о в .
Средняя м е р и д и о н а л ь н а я циркуляция
северного полушария
в январе.
Н а рис. 63 п р е д с т а в л е н а
схема средней меридиональной циркуляции северного полуш а р и я в я н в а р е . В п о л о с е ш и р о т от э к в а т о р а д о 3 5 — 4 0 ° с. Ш.
в в е р т и к а л ь н о м с л о е от п о в е р х н о с т и з е м л и д о 500 м б п р е о б л а д а ю т с е в е р н ы е в е т р ы . С а м ы е б о л ь ш и е с к о р о с т и ( д о 2,2 м/сек.)
наблюдаются в слоях, прилегающих к подстилающей
поверхн о с т и (на в ы с о т е д о 1 к м ) на 15° с. ш. В д о л ь э т о й ш и р о т ы , к а к
1/ 2
1 3 И.
Г.
Гутерман
197
Показано в г л а в е II, в среднем зимой проходит линия наибольших значений восточной с о с т а в л я ю щ е й п а с с а т н ы х ветров. С к о рость северной с о с т а в л я ю щ е й п а с с а т н о г о потока выше у р о в н я
м а к с и м у м а (т. е. в ы ш е 1 кМ) резко у б ы в а е т . Н а у р о в н е 5 — 6 км
с о с т а в л я ю щ а я д о с т и г а е т нуля и в ы ш е становится южной. В е р х ние ю ж н ы е ветры в низких ш и р о т а х п р е д с т а в л я ю т собой возвратное течение прямой циркуляционной ячейки Г а д л е я . Э т о мощное
противотечение в о з р а с т а е т по вертикали д о 200 мб ( 1 2 к м ) , причем в центре потока здесь скорость ю ж н о г о в е т р а м а к с и м а л ь н а
и д о с т и г а е т 2,0 м/сек. Выше- происходит у б ы в а н и е скорости, и
к 1 8 — 2 0 км ю ж н а я м е р и д и о н а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я практически
исчезает.
В зоне возвратного антипассатного ю ж н о г о течения прямой
ячейки тропических широт скорость в направлении к полюсу
резко о с л а б е в а е т .
Н а широте 20° с. ш. она с о с т а в л я е т у ж е
1,5 м/сек., а на широте 30° — т о л ь к о 0,5 м/сек. Т а к и м о б р а з о м ,
м о ж н о предположить, что у ж е на 2 0 — 2 5 ° с. ш. возникают нисход я щ и е потоки, величина которых к 30.—35° с. ш. д о с т и г а е т мак с и м у м а . З д е с ь в вертикальном слое м е р и д и о н а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я равна нулю.
К с е в е р у от 35° с. ш. вплоть д о 60—65° с. ш. н а б л ю д а е т с я
ячейка обратной меридиональной циркуляции у м е р е н н ы х широт. В слое от п о д с т и л а ю щ е й поверхности д о поверхности 850 мб
( 1 , 5 — 2 , 0 км) п р е о б л а д а ю т в с р е д н е м с л а б ы е ю ж н ы е ветры, не
п р е в ы ш а ю щ и е , по нашим подсчетам, 0,2 м/сек. Н а д ними вплоть
д о высоты , 5 — 6 км н а б л ю д а ю т с я
противотечения о б р а т н о й
ячейки умеренных широт, а именно северные ветры с максимумом д о 0,5 м/сек. на высоте 4 — 5 км. Т а к и м образом, м о ж н о констатировать, что циркуляция обратной ячейки у м е р е н н ы х широт
в я н в а р е простирается лишь д о середины тропосферы, горизонт а л ь н ы е меридиональные скорости в ней значительно с л а б е е ,
чем в прямой ячейке тропических широт.
Наконец, в полярных и арктических ш и р о т а х к северу от
60—63° с. ш. н а б л ю д а е т с я третье кольцо меридиональной циркуляции тропосферы. В этой ячейке циркуляция п р я м а я со слабыми (до 0,1 м/сек.) северными в е т р а м и у земли, причем их
мощность по вертикали с о с т а в л я е т лишь 2 — 3 км. Э т и северные
ветры, т а к ж е к а к и приземные ю ж н ы е в ячейке умеренных широт, я в л я ю т с я к о н в е р г и р у ю щ и м и течениями в полосе низкого
давления. С е в е р н ы е м а с с ы о т т е к а ю т из о б л а с т и с л а б о г о арктического антициклона, который, к а к это с л е д у е т из д а н н ы х наблюдений, п р о с л е ж и в а е т с я на 80° с. ш.
В ы ш е в средней тропосфере и с т р а т о с ф е р е п р е о б л а д а ю т ю ж ные в е т р ы системы средней меридиональной циркуляции. Они
п р е д с т а в л я ю т наиболее мощные противотечения зимнего полушария и р а с п р о с т р а н я ю т с я по в е р т и к а л и от 3 д о 20 км в большой полосе широт и постепенно з а т у х а ю т к полюсу. М а к с и м а л ь 198.
j
ные скорости, н а б л ю д а ю щ и е с я з д е с ь в слое арктической с т р а т о сферы 1 0 — 1 5 км, д о х о д я т д о 2,0—2,5 м/сек. Т а к и е верхние
ветры с п о с о б с т в у ю т развитию дивергенции н а д о б л а с т ь ю низкого д а в л е н и я у м е р е н н ы х и с у б п о л я р н ы х широт. О т м е т и м т а к ж е ,
что ю ж н ы е ветры в полярных ш и р о т а х непосредственно с л а б о
с в я з а н ы с ю ж н ы м и в е т р а м и в е р х н е г о а н т и п а с с а т н о г о течения
тропических широт. О б а эти потока разделены н а д умеренными
широтами с л а б ы м и неустойчивыми ветрами,
направленными
с севера.
Р а с с м о т р е н н а я с х е м а я н в а р с к и х колец меридиональной циркуляции в т р о п о с ф е р е имеет с л е д у ю щ и е особенности.
1. В е р т и к а л ь н а я м о щ н о с т ь т р е х колец тропосферной меридиональной циркуляции различная. К о л ь ц о у м е р е н н ы х широт по
вертикали менее всего развито.
2. В с е границы противоположных м е р и д и о н а л ь н ы х потоков
наклонены в северных ч а с т я х колец циркуляции с севера на юг.
Т а к о й наклон поверхностей р а з д е л а меридиональных потоков
связан с тенденцией к снижению у р о в н я частиц (приближение
к поверхности земли) при их движении с ю г а на север в прямой
ячейке и к в о з р а с т а н и ю в ы с о т ы при движении с севера на юг
в обратной ячейке. С н и ж е н и е высоты означает у м е н ь ш е н и е рад и у с а - в е к т о р а в р а щ е н и я в о к р у г оси Земли, а значит, и у м е н ь шение у г л о в о г о момента. Из у с л о в и я постоянства у г л о в о г о момента в р а щ е н и я З е м л и вытекает, что д в и ж е н и е к северу, при
котором ось в р а щ е н и я (r = a c o s c p ) у м е н ь ш а е т с я , д о л ж н о сопров о ж д а т ь с я ростом западной компоненты скорости. П о э т о м у снижение у р о в н я п е р е м е щ е н и я ч а с т и ц в первом кольце циркуляции
п о д д е р ж и в а е т в о з р а с т а н и е скорости в субтропическом струйном
течении. В то ж е время увеличение высоты в северном потоке
о б р а т н о й ячейки у м е р е н н ы х широт приводит в у с л о в и я х сохраняемости момента к е щ е более р е з к о м у у м е н ь ш е н и ю западной
скорости в зоне к с е в е р у от с у б т р о п и ч е с к и х широт. В р е з у л ь т а т е
п о д д е р ж и в а е т с я и с о х р а н я е т с я о с т р о т а профиля з а п а д н ы х ветров в струйном течении в д о л ь меридиана (рис. 64).
3. П р и з е м н ы е средние м е р и д и о н а л ь н ы е потоки с у щ е с т в е н н ы
в полосе тропиков, а верхние противотечения значительны не
т о л ь к о у э к в а т о р а , но и в полярных ш и р о т а х .
П о м и м о циркуляции в тропосефере, к а к это видно из рис. 63,
имеется м е р и д и о н а л ь н а я ц и р к у л я ц и я в с т р а т о с ф е р е . О н а л у ч ш е
всего в ы р а ж е н а в у м е р е н н ы х ш и р о т а х и имеет здесь с л о ж н у ю
ячеистую с т р у к т у р у . З д е с ь в полосе 30—60° с. ш. в вертикальной
плоскости,
помимо у ж е описанной с л а б о й обратной ячейки,
видна ц и р к у л я ц и я в с т р а т о с ф е р е д о 1 7 — 1 8 км. Э т о т о ж е ячейка
о б р а т н о й ц и р к у л я ц и и с очень с л а б ы м и ю ж н ы м и потоками в слое
7 — 8 км и мощным противотечением северного направления (до
1,0 м/сек.) на 1 7 — 1 8 км.
В заключение по д а н н ы м о средних меридиональных состав199.
л я ю щ и х н а м е т и м к а ч е с т в е н н у ю с х е м у линий т о к а в в е р т и к а л ь ной п л о с к о с т и в д о л ь м е р и д и а н а . К р а т к о п о д ы т о ж и м и з л о ж е н н о е
с п о м о щ ь ю т а к о й с х е м ы течений д л я я н в а р я (рис. 6 5 ) . С о г л а с н о
этой схеме, граница м е ж д у северными составляющими пассатови в е т р а м и у м е р е н н ы х ш и р о т п р о х о д и т на 35° с. ш. В зоне с у б т р о пического антициклона внизу н а б л ю д а ю т с я слабые ю ж н ы е и
Vx
м/сек
/У
у/.
*
-
\
\ ч
\
\ \
\
"- *
Г
I
\
.
\ \
я
г
1
1
Рис. 64. Средний профиль зональной составляющей скорости ветра
вдоль меридиана. .
а— 140° в. д., 200 м б ; б — 80° в. д., 200 м б ; / — я н в а р ь , 2 — а п р е л ь , 3 — и ю л ь ,
4 — октябрь.
с е в е р н ы е в е т р ы , р а с т е к а ю щ и е с я в с л о е т р е н и я . В д о л ь 60° с. ш.
в о з д у ш н ы е м а с с ы к о н в е р г и р у ю т с с е в е р а и с ю г а в о б л а с т и низк о г о д а в л е н и я и и м е ю т т е н д е н ц и ю к п о д ъ е м у . Еще. д а л е е к сев е р у в п о л о с е 6 5 — 8 5 ° с. ш. н а б л ю д а ю т с я р а с т е к а ю щ и е с я очень
с л а б ы е с е в е р н ы е и ю ж н ы е потоки в с и с т е м е зимней а р к т и ч е с к о й
з о н ы п о в ы ш е н н о г о д а в л е н и я . З д е с ь ж е д о л ж е н иметь м е с т о с л а бый н и с х о д я щ и й поток. Н а с х е м е п о к а з а н ы , к р о м е того, некоторые
черты зональной циркуляции,
о которых
говорится
в г л а в е II.
С р е д н я я меридиональная ц и р к у л я ц и я
северн о г о п о л у ш а р и я в и ю л е . С р е д н я я м е р и д и о н а л ь н а я цирк у л я ц и я в и ю л е н а в с е х ш и р о т а х в д о л ь м е р и д и а н а и на в с е х
высотах в ы р а ж е н а значительно слабее, чем в январе. Скорость
200.
м е р и д и о н а л ь н ы х п о т о к о в , о с р е д н е н н ы х по ш и р о т н ы м к р у г а м ,
почти в д в о е м е н ь ш е , ч е м с о о т в е т с т в у ю щ и е с к о р о с т и в я н в а р е .
При дальнейшем рассмотрении схемы меридиональной циркуляции д л я июля с л е д у е т о с о б е н н о у ч и т ы в а т ь н е д о с т а т о ч н у ю с т а тистическую достоверность среднего результирующего вектора
м е р и д и о н а л ь н о г о д в и ж е н и я . П о э т о м у н а м е ч е н н а я на рис. 66 и, 67
схема движений не столь определенно выражена, как в январе,
и, в е р о я т н о , с о д е р ж и т р я д н е т о ч н о с т е й .
Рис. 65. Схема линий тока в меридиональной плоскости. Январь.
/ — и з о т а х а Vx=0,
2— и з о т а х а Vy=0,
3 — линии тока в в е р т и к а л ь н о й плоскости, 4 — ось н а и б о л ь ш е й м е р и д и о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й скорости вет р а ( + ) ; В — ось пассатных и струйных течений в восточном потоке, 3 —
ось субтропического и полярного струйных течений.
В и ю л е в с и с т е м е с р е д н е й м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и троп о с ф е р ы в ы д е л я ю т с я х а р а к т е р н ы е и д л я я н в а р я т р и ячейки циркуляции. В стратосфере практически средняя результирующая
м е р и д и о н а л ь н ы х п о т о к о в б л и з к а к н у л ю , что п о д т в е р ж д а е т близость к квазигеострофическому равновесию здесь всех движений.
С е в е р н ы е в е т р ы п р я м о й ячейки Г а д л е я и м е ю т в н и ж н е м с л о е
с к о р о с т ь не б о л е е 0,5 м/сек. ( с о о т в е т с т в у ю щ а я с к о р о с т ь в янв а р е 2,2 м / с е к . ) . О с ь п а с с а т н о й с о с т а в л я ю щ е й р а с п о л о ж е н а на
25° с. ш., т. е. с м е щ е н а по с р а в н е н и ю с я н в а р е м к с е в е р у на 10°.
Э т и п о т о к и р а с п р о с т р а н е н ы в зоне от 15 д о 35° с. ш. и по верт и к а л и от п о д с т и л а ю щ е й п о в е р х н о с т и д о у р о в н я 1,5 км. Н а д
ними н а б л ю д а е т с я с л а б о е ю ж н о е а н т и п а с с а т н о е п р о т и в о т е ч е н и е .
201.
С к о р о с т ь ю ж н о г о п о т о к а д о с т и г а е т м а к с и м у м а на уровне 8 —
9 км И с о с т а в л я е т 1,0 м/сек.
Н а 40° с. ш. л о к а л и з у е т с я центр субтропического антициклона, здесь средние меридиональные потоки близки к н у л ю , а На
Северной периферии, средней по п о л у ш а р и ю о б л а с т и субтропического антициклона на ш и р о т а х 4 5 — 5 5 ° с. ш., р а с п р о с т р а н е н ы
ю ж н ы е потоки, причем т а к ж е наиболее сильные вблизи подс т и л а ю щ е й поверхности.
гп. км
251—
10
L
•
20
'
' • ^
Ю
30
40
Широт а
v
I ^
50
,
60
L70
80
Рис. 66. С р е д н я я м е р и д и о н а л ь н а я ц и р к у л я ц и я н а д северным
ш а р и е м . Июль.
Усл. обозначения
90'
полу-
с м . р и с . 63.
Ячейка обратной циркуляции умеренных широт летом м о ж е т
быть о х а р а к т е р и з о в а н а ю ж н ы м и потоками в слое от п о д с т и л а ю щей поверхности до уровня 2 — 3 км; такой ж е интенсивности
д о с т и г а ю т северные потоки в средней и верхней тропосфере. Северные потоки в о з в р а т н о г о течения имеют н е б о л ь ш у ю вертик а л ь н у ю протяженность (от 2 — 3 д о 8 км) и г о с п о д с т в у ю т н а
ш и р о т а х от 30 д о 70° с. ш. Т а к и м образом, возвратное течение
непрямой ячейки циркуляции умеренных широт летом прерыв а е т кольцо а н т и п а с с а т о в низких широт и отчасти кольцо полярных широт.
В полярных ш и р о т а х июльская п р я м а я ячейка меридиональной циркуляции п р о с л е ж и в а е т с я не явно. П о ее ю ж н о й периферии внизу р а с т е к а ю т с я массы с северными потоками из о б л а с т и
202.
повышенного д а в л е н и я в арктических ш и р о т а х . Они конвергир у ю т здесь с ю ж н ы м и потоками из о б л а с т и низкого д а в л е н и я
в у м е р е н н ы х ш и р о т а х . В о б л а с т и низкого д а в л е н и я на 60° с. ш.
п о д н и м а ю щ и е с я м а с с ы з а н и м а ю т очень м а л у ю т о л щ у , поэтому
Южное противотечение здесь и н а д полосой приземных северных
ветров на 6 5 — 7 5 ° с. ш. в ы р а ж е н о с л а б о . К о л ь ц о меридиональной
циркуляции полярных широт о с т а е т с я незамкнутым. О б л а с т ь
сплошных ю ж н ы х ветров смещена резко на север относительно
нижних северных потоков, поэтому севернее 75° с. ш. вплоть д о
п о л ю с а во всей а т м о с ф е р е г о с п о д с т в у ю т ю ж н ы е потоки.
Над умеренными широтами, к а к и в январе, х а р а к т е р н ы меридиональные потоки ячеистой с т р у к т у р ы цр вертикали. Н а д
кольцом непрямой циркуляции на ш и р о т а х 3 5 — 5 5 ° с. ш. в предел а х верхней т р о п о с ф е р ы и с у б с т р а т о с ф е р ы имеет место северный перенос со скоростью д о 1,0 м/сек. Э т о т поток д о с т и г а е т с у б тропических широт, а на у р о в н я х 200—100 мб д а ж е переходит
в зимнее ю ж н о е полушарие, поддерживая, этим обмен м е ж д у пол у ш а р и я м и . (З'имой в верхних слоях отмечался обратный поток,
направленный со стороны летнего ю ж н о г о полушария.)
Н а д у м е р е н н ы м и ш и р о т а м и на в ы с о т а х 8 — 1 2 км м е ж д у кольцом непрямой меридиональной циркуляции тропосферы и кольцом непрямой циркуляции с т р а т о с ф е р ы , т а к ж е к а к и в январе,
м о ж н о п р е д п о л о ж и т ь наличие в ы н у ж д е н н о г о фрикционного кольца циркуляции. О н о о б р а з у е т с я верхней ч а с т ь ю противотечения
ячейки у м е р е н н ы х широт, т. е. северными ветрами и з а т е к а ю щими в у м е р е н н ы е широты верхними с л а б ы м и ю ж н ы м и ветрами.
К особенностям меридиональной циркуляции в июле можно
отнести наличие п о л у к о л ь ц а прямой- циркуляции у э к в а т о р а .
Оно о б р а з о в а л о с ь в связи со смещением э к в а т о р и а л ь н о й о б л а с т и
низкого д а в л е н и я к северу в п л о т ь д о 15° с. ш. В э к в а т о р и а л ь н о й
о б л а с т и р е з у л ь т и р у ю щ и й меридиональный поток в приземных
с л о я х о к а з ы в а е т с я ю ж н ы м , скорость' его д о с т и г а е т 0,5 м/сек.
Т а к о е течение, п р о н и к а ю щ е е в летнее п о л у ш а р и е из зимнего,
к а к известно, считается п а с с а т о м ю ж н о г о полушария. Н а в ы с о т а х
7 — 1 5 км в полосе широт 0 — 1 5 ° распространены с л а б ы е северные
а н т и п а с с а т н ы е ветры. Они о б р а з у ю т с е в е р н у ю ветвь прямой циркуляции ю ж н о г о зимнего п о л у ш а р и я и, к а к у ж е у к а з ы в а л о с ь , приносят к э к в а т о р у и д а л е е за э к в а т о р в о з д у х северного полушария.
В приэкваториальной с т р а т о с ф е р е в зоне летнего струйного
течения восточного .направления н а б л ю д а ю т с я с л а б ы е ю ж н ы е
потоки со стороны холодной с т р а т о с ф е р ы зимнего полушария.
. Н а рис. 67 приведена качественная с х е м а линий тока в плоскости меридиана для лета (июля) северного полушария. Отметим основные особенности ее:
а) в полосе 1 5 — 3 5 ° с. ш. проявляется прямая ячейка Г а д л е я
с подъемом м а с с вблизи 15° с. ш., антипассатным п р о т и в о т е ч е - ,
нием в слое 2 — 1 2 к м и нисходящими движениями о к о л о 3 5 ° с . ш.;
203.
б) в пЬлосе 4 0 — 6 0 ° с. ш. п р о я в л я е т с я с л а б о е ф р и к ц и о н н о е
кольцо непрямой циркуляции умеренных широт. М а с с а воздуха
в нем ц и р к у л и р у е т в в е р т и к а л ь н о м с л о е 0 — 7 к м . В е р х н и е с е в е р ные в е т р ы э т о г о колыца р а с п р о с т р а н я ю т с я д а л е к о на ю г и север.
П о с л е д н е е о б с т о я т е л ь с т в о п о з в о л я е т п р е д п о л о ж и т ь , что к о л ь ц о
э т о й ц и р к у л я ц и и у м е р е н н ы х ш и р о т не з а м к н у т о в с в о е й с е в е р -
Ш и
р о т а
Рис. 67. Схема линий тока в меридиональной плоскости. Июль.
Усл. о б о з н а ч е н и я см. рис. 65.
в) в п о л я р н ы х и а р к т и ч е с к и х ш и р о т а х с у щ е с т в у е т п р я м а я
ц и р к у л я ц и я . О н а в ы р а ж е н а е щ е с л а б е е , чем п е р в ы е д в а к о л ь ц а
с р е д н е й м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и . В п о л я р н о й ячейке в нижней ее ч а с т и ц и р к у л и р у ю т с л а б ы е с е в е р н ы е в е т р ы , п р и м е р н о на
60° с. ш. м а с с ы п о д н и м а ю т с я и, в е р о я т н о , о т т е к а ю т г л а в н ы м образом к югу. Т а к и м образом, летом и эта ячейка циркуляции
в своей ю ж н о й в е т в и не з а м к н у т а ;
г) в у м е р е н н ы х ш и р о т а х о т ч е т л и в о п р о я в л я е т с я и ц и р к у л я ция в с т р а т о с ф е р е . О н а о б р а з у е т с я из с л а б ы х ю ж н ы х в е т р о в ,
п р е о б л а д а ю щ и х на в ы с о т а х 9 — 1 0 км.
П р о т и в о т е ч е н и я этой
ц и р к у л я ц и и о б р а з у ю т с я в с т р а т о с ф е р е на в ы с о т а х 1 2 — 1 6 км,
г д е п р е о б л а д а ю т с и л ь н ы е с е в е р н ы е в е т р ы . В д а н н о м з в е н е цирк у л я ц и и в с т р а т о с ф е р е с е в е р н ы е в е т р ы п р и н о с я т т е п л о , ибо н а д
Ц е н т р а л ь н ы м п о л я р н ы м б а с с е й н о м т е м п е р а т у р а д о с т и г а е т выс о к и х значений в с л е д с т в и е п р е о б л а д а н и я п р и т о к а т е п л а н а д
излучением;
д)
204.
между
верхним
стратосферным кольцом
циркуляции
и
нижней обратной ячейкой умеренных широт н а б л ю д а е т с я весьма
о г р а н и ч е н н о е по в е р т и к а л и т р е т ь е к о л ь ц о ц и р к у л я ц и и в в е р т и кальной цлоскости умеренных широт, компенсирующее циркуляц и ю д в у х я ч е е к (см. рис. 6 7 ) . Н а рис. 67, к а к и на рис. 65 д л я
я н в а р я , н а н е с е н ы г л а в н ы е « б а з ы » з о н а л ь н о г о д в и ж е н и я : линия
Vx = 0, оси с т р у й н ы х течений 3, оси в о с т о ч н о й ц и р к у л я ц и и п а с сатов В.
Рис. 68. Средняя меридиональная циркуляция над северным полушарием. Апрель.
Усл. обозначения
с м . р и с . 63.
Перейдем к рассмотрению схемы средней меридиональной
циркуляции в центральные месяцы переходных сезонов — апреле
и октябре.
В а п р е л е х о р о ш о в и д н а п р я м а я я ч е й к а Г а д л е я в низких ш и р о т а х ( р и с . 6 8 ) . И м е е т м е с т о с м е щ е н и е к с е в е р у на 5 — 7 ° о с е й
с и л ь н ы х п р и з е м н ы х с е в е р н ы х в е т р о в в е с е н н е г о п а с с а т н о г о течения и с о о т в е т с т в е н н о ю ж н ы х в е т р о в в е р х н е г о а н т и п а с с а т н о г о
противотечения. С р е д н я я меридиональная циркуляция несколько
ослаблена.
Н е п р я м а я ц и р к у л я ц и я у м е р е н н ы х ш и р о т с у щ е с т в у е т от 40
д о 60° с. ш. З д е с ь в с л о е от з е м л и д о 2 к м п р е о б л а д а ю т ю ж н ы е
в е т р ы , о т т е к а ю щ и е из о б л а с т и с у б т р о п и ч е с к о г о
максимума,
а в с л о е 2 — 6 к м — с е в е р н о е п р о т и в о т е ч е н и е , н е с у щ е е м а с с ы из
х о л о д н о й т р о п о с ф е р ы . Т а к и м о б р а з о м , м а с с ы в о с х о д я щ е г о возд у х а в о б л а с т и н и з к о г о д а в л е н и я в б л и з и 60° с. ш. у с и л и в а ю т
205.
с к о р о с т ь п о т о к а , д и в е р г и р у ю щ е г о н а д ней, и с п о с о б с т в у ю т т е м
самым понижению давления.
- •
Третье кольцо меридиональной циркуляции в полярных и
а р к т и ч е с к и х ш и р о т а х в е с н о й в и д н о т а к ж е д о с т а т о ч н о четко.
В б л и з и 7 0 — 7 5 ° с. ш., в е р о я т н о , р а с п о л о ж е н центр в ы с о к о г о д а в л е н и я , на с е в е р н о й п е р и ф е р и и к о т о р о г о в н и з у п р е о б л а д а ю т ю ж ные в е т р ы ( д о 0,5 м / с е к . ) , а на ю ж н о й — т а к и е ж е с л а б ы е с е в е р -
гп.км
Рис. 69. Средняя меридиональная циркуляция над северным полушарием. Октябрь.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 63.
ные. В е р х н и е п о т о к и очень с л а б ы е .
Э т о к о л ь ц о , в е р о я т н о , не
з а м ы к а е т с я , ибо м а с с ы с с е в е р н ы м и х о л о д н ы м и п о т о к а м и , не
о п у с к а я с ь у 7 0 — 7 5 ° с. ш., п р о д о л ж а ю т о т т е к а т ь к у м е р е н н ы м
ш и р о т а м . С л и я н и е их с п р о т и в о т е ч е н и я м и н е п р я м о й
ячейки
умеренных широт усиливает общий перенос к ю г у ниже уровня
м а к с и м а л ь н о г о з н а ч е н и я - з о н а л ь н о й с о с т а в л я ю щ е й в д о л ь оси
с т р у й н о г о течения (см. рис. 63, 65 и 68).
Е с л и а п р е л ь с к а я с р е д н я я м е р и д и о н а л ь н а я ц и р к у л я ц и я в троп о с ф е р е б л и з к а по своей с х е м е к ц и р к у л я ц и и я н в а р я , то ц и р к у л я ц и я о к т я б р я в о м н о г о м п о в т о р я е т и ю л ь с к у ю (рис. 6 9 ) . И м е ю щиеся материалы указывают
на н а л и ч и е в о к т я б р е п р я м о й
ячейки Г а д л е я в т р о п и ч е с к и х ш и р о т а х . Н а оси с е в е р н о й с о с т а в л я ю щ е й п а с с а т а , р а с п о л о ж е н н о й н а д 20° с. ш., с к о р о с т и д о с т и г а ю т 1,5 м/сек. С е в е р н е е 40° с. ш. на п е р и ф е р и и с у б т р о п и ч е ского пояса высокого давления н а б л ю д а ю т с я слабые южные
206.
/
ветры. Н а д ними в слое 1 , 5 — 7 к м п р е о б л а д а ю т северные ветры.
Они р а с п р о с т р а н я ю т с я в эти широты со стороны очень холодной
тропосферы арктических широт.
С у щ е с т в е н н о то, что в октябре, т а к ж е к а к и в январе, северные ветры умеренных широт не п р е р ы в а ю т потока ю ж н ы х антип а с с а т о в . Н а о б о р о т , ю ж н ы е а н т и п а с с а т н ы е ветры осенью исклю- чительно развиты. И х сплошной поток, о х в а т ы в а ю щ и й все
северное полушарие, о б л а д а е т значительными скоростями, достигающими 1 , 0 — 1 , 5 м/сек.
В октябре, в связи с тем что приземные п а с с а т н ы е в е т р ы еще
п р е о б л а д а ю т д о с т а т о ч н о д а л е к о на севере (в полосе от 10 д о
40° с. ш.), в слое от земли д о 2,0 км в п р и э к в а т о р и а л ь н ы х широт а х в с р е д н е м п р е о б л а д а ю т с л а б ы е ю ж н ы е ветры. Э т о остатки
юго-восточного п а с с а т а ю ж н о г о полушария. Н а д этим течением
в п л о т ь д о 7 км н а б л ю д а ю т с я п а с с а т ы северного полушария, которые переходят за э к в а т о р в южное" полушарие. П р и э к в а т о риальные м а с с ы п о д н и м а ю т с я в в е р х в полосе 5 — 1 0 ° с. ш., а зат е м они о т т е к а ю т , вероятно, в сторону ю ж н о г о п о л у ш а р и я как
а н т и п а с с а т ы и в то ж е время в о з в р а щ а ю т с я в северное полуш а р и е о б щ и м а н т и п а с с а т н ы м ю ж н ы м потоком. Н а то, что пасс а т ы северного п о л у ш а р и я переходят в ю ж н о е к а к антипассатное в е р х н е е течение, у к а з ы в а е т усиление с высотой северной компоненты меридиональной с о с т а в л я ю щ е й над э к в а т о р о м (рис. 69).
О с о б е н н о с т ь ю осенней средней меридиональной циркуляции
я в л я е т с я т а к ж е наличие н е з а м к н у т ы х колец циркуляции. Э т о хар а к т е р н о д л я прямой ячейки тропических широт, непрямой
ячейки у м е р е н н ы х широт и прямой ячейки полярных широт.
П о с л е д н ю ю в о к т я б р е выявить н а и б о л е е трудно.
Н а с х е м а х линий т о к а д л я апреля и о к т я б р я (рис. 70) о б щ и м
является непрерывный поток ю ж н ы х ветров в д о л ь всего меридиана >в с л о я х под т р о п о п а у з о й (на в ы с о т а х 8 — 1 2 к м ) . В ы ш е
этих потоков, в с т р а т о с ф е р е , н а у р о в н е 1 2 — 1 8 км п р е о б л а д а е т
поток п р о т и в о п о л о ж н о г о направления с с е в е р а на юг. С к о р о с т и
его к а к в ю ж н о м н и ж н е м течении, т а к и в верхнем северном дос т и г а ю т 1,0 м/сек. П о т о к и в д о л ь меридиана неоднородны. Н а д
приземными о б л а с т я м и конвергенции с к о р о с т ь ю ж н о г о потока
у с и л и в а е т с я , с о з д а в а я т е м с а м ы м в в е р х н е й части благоприятные
у с л о в и я д л я компенсирующей дивергенции. Д о п о л н и т е л ь н ы м
ф а к т о р о м , х а р а к т е р и з у ю щ и м т а к у ю н е п р я м у ю ячейку стратосферной циркуляции в а п р е л е и о к т я б р е в д о л ь м е р и д и а н а , явл я е т с я наличие нижнего потока непрямой ячейки под осью струйного течения и в е р х н е г о потока над ней.
Т а к и м о б р а з о м , в а п р е л е и о к т я б р е расчленение меридиональной циркуляции в с т р а т о с ф е р е на отдельные ячейки выражено слабо. Э т о т а к ж е относится и к умеренным широтам, г д е
в о з м у щ е ц н о с т ь зональной циркуляции м а к с и м а л ь н а . Н а схеме,
изображенной на рис. 70, видно, что в эти месяцы потоки про207.
с т и р а ю т с я от п о л ю с а к э к в а т о р у , о б р а з у я е д и н о е к о л ь ц о цирку-
Рис. 70. Схема
линий тока в меридиональной
Апрель (а) и октябрь (б).
плоскости.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 65.
вить, что с р е д н и е т е м п е р а т у р ы ib а п р е л е и о к т я б р е д о п о в е р х ности 300 м б (9,3 к м ) п о в ы ш а ю т с я в н а п р а в л е н и и с с е в е р а на
юг, а на п о в е р х н о с т и 100 м б н а б л ю д а е т с я о б р а т н о е с о о т н о ш е 208.
ние — т е м п е р а т у р а р а с т е т от э к в а т о р а к п о л ю с у . Э т о о з н а ч а е т ,
что м а с с ы в э т о м е д и н о м , р а с п о л о ж е н н о м в д о л ь в с е г о м е р и д и а н а
к о л ь ц е ц и р к у л и р у ю т к а к внизу, т а к и в в е р х у , с о з д а в а я п о л о ж и тельный поток тепла в системе средней меридиональной циркуляции.
§ 5. Меридиональные движения зимой в системе ложбин
и гребней
На к а ж д о й данной широте происходит непрерывный перенос
м а с с ы п о м е р и д и а н у с р а з л и ч н о й с к о р о с т ь ю с с е в е р а на ю г и
с ю г а на с е в е р . Т а к и е м е р и д и о н а л ь н ы е д в и ж е н и я , н а р у ш а ю щ и е
з о н а л ь н ы й поток, н а б л ю д а ю т с я в с в я з и с, п р о х о ж д е н и е м л о ж б и н
и г р е б н е й , в к о т о р ы х они в ы р а ж е н ы н а и б о л е е четко. Н а м е с я ч ных к а р т а х средних меридиональных с о с т а в л я ю щ и х д л я различных и з о б а р и ч е с к и х п о в е р х н о с т е й п о к а з а н ы о б л а с т и с п р е о б л а д а ю щ и м и с е в е р н ы м и или ю ж н ы м и с о с т а в л я ю щ и м и . О б л а с т и
разных знаков разделяются нулевой изотахой меридиональной
составляющей.
П р и с т у п а я к о п и с а н и ю о с о б е н н о с т е й м е р и д и о н а л ь н ы х потоков, п р е о б л а д а ю щ и х в с р е д н е м в д а н н о м м е с я ц е н а д т е м или
иным г е о г р а ф и ч е с к и м р а й о н о м , н е о б х о д и м о д а т ь о п р е д е л е н и е
х а р а к т е р и с т и к е , к о т о р а я п р е д с т а в л е н а на к а р т а х [4]. В к а ж д о й
точке карты значение средней составляющей в ы р а ж а е т баланс
в с е х м е р и д и о н а л ь н ы х д в и ж е н и й , п р о я в и в ш и х с я за п е р и о д о с р е д нения. Е с т е с т в е н н о , что в п р е д е л а х к а ж д о й о б л а с т и в р а з н о е
в р е м я они м о г л и б ы т ь п р о т и в о п о л о ж н ы х н а п р а в л е н и й и п о э т о м у
. а л г е б р а и ч е с к и с л о ж а т с я при и н т е г р и р о в а н и и п о в р е м е н и .
Таблица 37
Средние скорости (м/сек.) меридиональной составляющей в центрах областей
преобладающих южных и северных потоков
Январь
Р
Мб
Тихий
океан
Азиатский
континент
"
Атлантический о к е а н
4
4
8
12
12
15
20
22
И. Г.
—6
—6
—8
—12
—12
—10
—8
—14
^У
2
2
2
2
2
1
2
Гутерман
—2
—4
—6
—8
—8
—6
—6
4
4
6
8
10
10
4
4
—3
—4
—4
—4
—4
—8
—14
—16
•п
4
4
6
6
4
2
1
0
у
У
У
у
—2
4
—6
—8
—8
4
—1
—1
1
1
1
2
4
1
1
1
Атлантиче-
восток
(MIN^^^IMrHlN
1 1 1 1 1 I I I"
14
Евразийский
континент
Тихий
океан
запад
^У
850
700
500
300
200
100
50
30
Июль
v
п
y
0
1
2
6
8
2
\
1
—2
—6
—1
—4
—4
—1
0
0
^У
3
2
3
4
6
3
1
0
—2
—3
—6
—6
—2
—2
0
0
209
Е с л и необходимо оценить о б щ у ю интенсивность потоков
в д о л ь м е р и д и а н а , т а к н а з ы в а е м у ю меридиональность движений
[30], то, помимо средних д а н н ы х , и м е ю щ и х с я н а наших к а р т а х ,
с л е д у е т принять в о внимание п а р а м е т р рассеяния меридиональной с о с т а в л я ю щ е й а у в о к р у г средней. А э р о к л и м а т и ч е с к и е справочники с х а р а к т е р и с т и к а м и рассеяния в е к т о р а ветра сейчас изд а н ы в ряде стран ( С С С Р , С Ш А , А н г л и я ) . К а р т ы квадратичес к и х отклонений с о с т а в л я ю щ и х
вектора ветра приводятся на
рис. 60 и 61.
С о п о с т а в и в к а р т ы с р е д н и х к в а д р а т и ч е с к и х отклонений с карт а м и средней меридиональной скорости, легко у б е д и т ь с я , что
в точках, где средняя меридиональная с о с т а в л я ю щ а я равна
нулю, среднее к в а д р а т и ч е с к о е отклонение имеет с у щ е с т в е н н у ю
величину. В с л е д с т в и е этого меридиональность движения, выраж а ю щ а я интенсивность - полного, а не т о л ь к о среднего обмена
м е ж д у широтами, б у д е т значительной, хотя средняя меридиональность или среднемесячный б а л а н с обмена м о ж е т принимать
н у л е в ы е значения.
•
_
С а м о е о б щ е е впечатление, которое м о ж н о получить из обзора
меридиональной с о с т а в л я ю щ е й за я н в а р ь поверхностей земля,
8 5 0 — 1 0 0 мб, з а к л ю ч а е т с я в том, что в целом по п о л у ш а р и ю
в нижней тропосфере северная с о с т а в л я ю щ а я ветров преоблад а е т н а д южной. В этом с к а з ы в а е т с я сезонный х а р а к т е р обмена
м а с с а м и м е ж д у полушариями. П о в е р х н о с т ь с е в е р н о г о полушария, с о с т о я щ а я н а 3 9 % из с у ш и , зимой о х л а ж д а е т с я сильней,
чем поверхность ю ж н о г о полушария. С л е д с т в и е м этого является
развитие своеобразного муссонного переноса м а с с (Шулейкин,
Белинский, С т е х н о в с к и й ) в сторону ю ж н о г о летнего полушария.
П о д т в е р ж д е н и е м с к а з а н н о м у с л у ж и т рис. 71, на котором д а н а
интегральная х а р а к т е р и с т и к а меридиональной с о с т а в л я ю щ е й по
всему п о л у ш а р и ю
тс
_
2к~2 t
[Vy] =
JJ Jv
y
dy dx dt
. 0 0 0
(здесь волнистая черта означает осреднение вдоль меридиана
о т э к в а т о р а д о п о л ю с а ) . Полученное значение интегрального пот о к а невелико, но оно с очевидностью с в и д е т е л ь с т в у е т о том, что
в нижней половине т р о п о с ф е р ы зимой г о с п о д с т в у ю т потоки
с северными с о с т а в л я ю щ и м и , а летом — о б р а т н ы е потоки южного направления.
М е р и д и о н а л ь н а я циркуляция в той ж е мере, что и зональная,
неоднородна в д о л ь меридиана и, кроме того, зависит от долготы. Д о с т а т о ч н о наглядным примером с л у ж и т р а с п р е д е л е н и е
меридиональной с о с т а в л я ю щ е й на различных д о л г о т а х в д о л ь
широтных кругов, показанное на рис. 72. В д о л ь 50° с. ш. отчетливо в ы я в л я ю т с я три волны, с о о т в е т с т в у ю щ и е трем климати210.
чес-ким б а р и ч е с к и м л о ж б и н а м и т р е м к л и м а т и ч е с к и м б а р и ч е с к и м
гребням. В менее отчетливой форме волны просматриваются
т а к ж е и на д р у г и х ш и р о т а х .
Н а рис. 73 п о к а з а н о
изменение средней
меридиональной
с о с т а в л я ю щ е й , п о д с ч и т а н н о й о т д е л ь н о по р а з л и ч н ы м ш и р о т н ы м
к р у г а м н е з а в и с и м о от д о л г о т ы . Х а р а к т е р н о , что м е р и д и о н а л ь Рмб
Рис. 71. Меридиональная ^составляющая скорости ветра [Vy],
осредненная в целом по северному полушарию (независимо от
долготы и широты).
/ — январь, 2 — июль.
н а я ц и р к у л я ц и я , п о л у ч е н н а я из о с р е д н е н и я по к р у г а м ш и р о т ы
в ц е л о м по п о л у ш а р и ю в д о л ь э к в а т о р и а л ь н ы х и т р о п и ч е с к и х широт, с у щ е с т в е н н а и и м е е т с е в е р н у ю к о м п о н е н т у . В д о л ь 30° с. ш.
средняя меридиональная составляющая мала. Н а д высокими и
умеренными широтами она вновь возрастает. Севернее 70—80°
с. ш. м е р и д и о н а л ь н ы е п о т о к и р е з к о о с л а б е в а ю т , т а к к а к на пол ю с е в ы п о л н я е т с я е с т е с т в е н н о е г р а н и ч н о е у с л о в и е "[ТА/] = 0.
В системе средней меридиональной циркуляции гребни волн
( у с л о в н о - — ю ж н ы е потоки) распространяются над Тихим и Атлантическим океанами. Л о ж б и н ы волн
(условно — северные
14*
211
ветры) р а с п р о с т р а н я ю т с я над А з и а т с к и м и А м е р и к а н с к и м континентами.
Над
океанами
скорость
южной
составляющей
в г р е б н я х д о с т и г а е т в д о л ь 160° в. д. на поверхности 200 мб
10 м/сек. и в д о л ь 45° з. д. около 8 м/сек. В д о л ь континентального
меридиана с к о р о с т ь северной с о с т а в л я ю щ е й в л о ж б и н е значительно п р е в ы ш а е т скорость в гребне (12 м/сек. в д о л ь 100° в. д.
в л о ж б и н е и 2 м/сек. вдоль 50° в. д. в г р е б н е ) .
а — я н в а р ь , б — и ю л ь ; 1 — 200 м б , 2 — 500 м б .
Б о л ь ш и е скорости потоков ю ж н о й с о с т а в л я ю щ е й над океанами с о о т в е т с т в у ю т о б л а с т я м п е р е х о д а от передней части барической л о ж б и н ы к тыловой части высотных гребней. Н у л е в ы е
значения меридиональных с о с т а в л я ю щ и х с о о т в е т с т в у ю т центрам
л о ж б и н и гребней, а с и л ь н ы е северные потоки н а д континентам и — тыловым ч а с т я м климатических барических л о ж б и н и передним ч а с т я м в ы с о т н ы х барических гребней. П о д р о б н ы е х а р а к теристики о центрах меридиональных с о с т а в л я ю щ и х приведены
в т а б л . 37.
К а к у ж е п о к а з а л анализ барического поля (см. § 2 г л а в ы II)
с п о м о щ ь ю к а р т барической топографии, центры барических систем р а с п о л а г а ю т с я над Восточной С и б и р ь ю , Северной К а н а д о й
212.
и над северо-востоком Европы. Н а б л ю д а е м ы е средние, меридиональные составляющие ветра в барических ложбинах (южные
над океанами и северные над континентами), вероятно, дополнительно усиливаются влиянием широтных градиентов температуры, которые зимой в е с ь м а значительны. Градиенты температ у р ы н а п р а в л е н ы с о к е а н о в на к о н т и н е н т ы , т. е. из о б л а с т и т е п л а
Рис. 73. Меридиональная составляющая скорости ветра, осредненная вдоль круга широты на различных изобарических поверхностях.
а — январь,
б — июль;
1 — 850 м б , 2 — 500 м б ,
5 —30 мб.
3 — 200 мб,-
4 — 100
мб,
в область холода. В барической ложбине, простирающейся с Бел о г о м о р я на С р е д и з е м н о е , р а з л и ч и я м е ж д у с к о р о с т я м и мерид и о н а л ь н ы х п о т о к о в в ее п е р е д н е й и т ы л о в о й ч а с т я х не с т о л ь
в е л и к и . М а с с ы в о з д у х а н а д Е в р о п е й с к и м к о н т и н е н т о м не т а к
р е з к о о т л и ч а ю т с я по с в о и м т е п л о в ы м с в о й с т в а м от м а с с н а д северной частью Атлантики. Напомним, что над З а п а д н о й Европой
горизонтальные широтные градиенты т е м п е р а т у р ы зимой сглаж и в а ю т с я в с в я з и с п р и т о к о м т е п л а с А т л а н т и к и на Е в р о п у
в системе преобладающей зональной западной циркуляции.
213.
О с т а н о в и м с я на б о л е е д е т а л ь н о м р а с с м о т р е н и и х а р а к т е р а
меридиональных составляющих ветров над конкретными географ и ч е с к и м и р а й о н а м и с е в е р н о г о п о л у ш а р и я . Д л я э т о й цели восп о л ь з у е м с я с о о т в е т с т в у ю щ и м и к а р т а м и д л я и з о б а р и ч е с к и х пов е р х н о с т е й 850, 700, 500, 300, 200 и 100 м б И п о в е р х н о с т и земли.
—
Рис. 74. Средняя
/ — изотахи,
м/сек.,
— 1 ——— 2 — • — 3
меридиональная составляющая
" Январь, земля.
2 — изотахи
Vy=0,
«минус» — северная
скорости
3 — промежуточные
изотахи.
ветра.
Знак
составляющая.
Меридиональные движения в январе у поверхности земли
(рис. 7 4 ) , т а к ж е к а к и на и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 850 мб,
испытывают значительное действие трения как динамического
ф а к т о р а . З д е с ь ж е н а и б о л е е сильно т е п л о в о е в о з д е й с т в и е . П о э т о м у на х а р а к т е р е . м е р и д и о н а л ь н ы х д в и ж е н и й на у к а з а н н ы х
поверхностях сильнее всего скажется муссонная составляющая
поля т е м п е р а т у р ы . В э т о т п е р и о д с е в е р н ы е с о с т а в л я ю щ и е б о л е е
интенсивны, чем ю ж н ы е , и п р е о б л а д а ю т по т е р р и т о р и и .
214.
В п а с с а т н о й зоне, к а к э т о в и д н о на рис. 74, в ы я в л я ю т с я
ц е н т р ы п о в ы ш е н н ы х значений с е в е р н о й с о с т а в л я ю щ е й в Т и х о м
о к е а н е (в' в о с т о ч н о й и з а п а д н о й ч а с т я х ) , в И н д и й с к о м океане,,
над Восточной и Западной Африкой и в западной части Атлантического океана. Северная с о с т а в л я ю щ а я ветра у поверхности
Рис. 75. Средняя
меридиональная составляющая
(м/сек.). Январь, 850 мб.
Усл."обозначения
скорости
:
ветра
с м . р и с . 74.
з е м л и в э т и х ц е н т р а х почти т а к о й ж е величины, что и в о с т о ч н а я
в с о о т в е т с т в у ю щ и х ц е н т р а х п а с с а т а , и с о с т а в л я е т 4 — 8 м/сек.
(ср. рис. 74 и 3 7 ) .
Перечислим те области п р е о б л а д а ю щ и х северных и ю ж н ы х
в е т р о в , к о т о р ы е н а б л ю д а ю т с я на 850 мб к с е в е р у от линии, о т д е л я ю щ е й п а с с а т н у ю з о н у от с о о т в е т с т в у ю щ и х с о с т а в л я ю щ и х с у б т р о п и ч е с к и х и у м е р е н н ы х ш и р о т (рис. 7 5 ) .
При рассмотрении карт меридиональных с о с т а в л я ю щ и х обр а щ а е т на с е б я в н и м а н и е т о т о б щ е и з в е с т н ы й ф а к т , что ц е н т р ы
наибольших скоростей северных ветров располагаются севернее
215.
центров наибольших з а п а д н ы х скоростей, имеющих место в ю ж ных ч а с т я х л о ж б и н и депрессий. Ц е н т р ы северных ветров расп о л а г а ю т с я над Восточным К и т а е м и К а н а д о й , Ц е н т р ы ю ж н ы х
потоков н а х о д я т с я в северо-восточной части Т и х о г о океана, у западных берегов Северной А м е р и к и и в центре северной части
А т л а н т и ч е с к о г о океана.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 74.
К северу от линии нулевой меридиональной скорости, идущей
в д о л ь 20° с. ш., п р е о б л а д а ю т Южные потоки. Они н а и б о л е е развиты над океанами. Н а 20—60° с. ш. в сплошном потоке западной с о с т а в л я ю щ е й ю ж н ы е в е т р ы п р е р ы в а ю т с я л и ш ь над восточными частями А з и а т с к о г о и А м е р и к а н с к о г о континентов. Наб л ю д а ю щ и е с я здесь сильные северные ветры п р е д с т а в л я ю т собой
м у с с о н н у ю циркуляцию. О н а дополнительно у с и л и в а е т с я в услов и я х конвергенции в т ы л у барических депрессий над океанами.
Н а д Европой т а к ж е н а б л ю д а ю т с я преимущественно север216.
ные с о с т а в л я ю щ и е
результирующего
потока.
Сопряженные
с ними ю ж н ы е в е т р ы п р е о б л а д а ю т над З а п а д н о й С и б и р ь ю . Э т и
д в е о б л а с т и меридиональных ветров п р е д с т а в л я ю т собой циркул я ц и ю в л о ж б и н е , направленной с Б е л о г о моря к югу. Значения
с о с т а в л я ю щ и х в е т р а в них в 2 — 3 р а з а меньше, чем в меридиональных потоках н а д о к е а н а м и и восточными частями континентов.
Н а поверхности 700 мб (рис. 76) п л о щ а д ь , з а н и м а е м а я -северной
составляющей
меридиональных' потоков,
уменьшается.
В низких ш и р о т а х северные п а с с а т н ы е ветры, к р о м е того, ослаб е в а ю т и с о х р а н я ю т с я интенсивными лишь н а д Т и х и м океаном и
Африкой. Э т о означает, что « а этих у ч а с т к а х тропических широт
на 700 м б не д о с т и г а е т с я у р о в е н ь п о в о р о т а направления меридионального п о т о к а с северного на ю ж н о е антипассатное. Н а д большей ч а с т ь ю Ц е н т р а л ь н о й А т л а н т и к и у ж е в и д е н п е р е х о д на ю ж ные с о с т а в л я ю щ и е а н т и п а с с а т о в . Напомним, что у м е н ь ш е н и е
восточной с о с т а в л я ю щ е й п а с с а т а произошло над А т л а н т и ч е с к и м
океаном у ж е в с л о е 850—700 мб, а над Тихим океаном здесь е щ е
заметен некоторый рост восточной с о с т а в л я ю щ е й (см. рис.
36 и 38).
С к о р о с т ь меридиональных с о с т а в л я ю щ и х , к а к северных н а д
континентами, т а к и ю ж н ы х над океанами, в п р и э к в а т о р и а л ь н ы х
и тропических ш и р о т а х по мере п о д ъ е м а в слое от п о д с т и л а ю щ е й
поверхности к изобарической п о в е р х н о с т и 850 мб и д а ж е 700 мб
у б ы в а е т . Причина т а к о г о профиля ветров р а з б и р а е т с я в работе [48].
Н а изобарической поверхности 500 мб в я н в а р е (рис. 77) отчетливо в ы я в л я ю т с я три волны, в о з м у щ а ю щ и е средний зональный поток. В т р е х о б л а с т я х п р е о б л а д а н и я северных потоков,
а именно над Монголией и С е в е р н ы м К и т а е м , З а п а д н о й Европой и С р е д и з е м н ы м морем и н а д Соединенными Ш т а т а м и Америки, отмечается усиление скоростей до 6 — 8 м/сек. П о м и м о
этого, м о ж н о видеть, что северные потоки р а с п р о с т р а н я ю т с я
в этот период д а л е к о к югу и с м ы к а ю т с я с северными с о с т а в л я ю щими п а с с а т а низких шррот ю ж н е е 20° с. ш. А н а л о г и ч н о распрос т р а н я ю т с я от умеренных широт д о э к в а т о р а ю ж н ы е с о с т а в л я ю щие средних меридиональных потоков в б а р и ч е с к и х г р е б н я х над
Т и х и м океаном, С р е д н е й Азией, У р а л о м и над А т л а н т и ч е с к и м
океаном.
В описанном процессе проникновения с е в е р н ы х и ю ж н ы х сос т а в л я ю щ и х к ю г у мы находим а н а л о г и ю с п р е о б р а з о в а н и е м
х а р а к т е р а поля зональной с о с т а в л я ю щ е й при переходе от нижних уровней т р о п о с ф е р ы к верхним. Зимой в средней т р о п о с ф е р е
на изобарических п о в е р х н о с т я х 500 и 300 мб з а п а д н ы е ветры
умеренных широт п р о с т и р а ю т с я в ю ж н о м направлении в сторону
тропиков и д а ж е д о э к в а т о р а . При этом над нижним п а с с а т н ы м
течением (с восточной с о с т а в л я ю щ е й ) в тропической зоне возни217.
кает переходный слой к антипассатному западному противотечению (см. рис. 39 и 4 0 ) .
П о д р о б н ы й а н а л и з п о т о к о в на п о в е р х н о с т я х 700 и 500 мб
п о к а з ы в а е т , что з д е с ь с у щ е с т в у е т п е р е х о д н а я з о н а , в к о т о р о й
п р е о б л а д а ю т , к а к это у ж е б ы л о у с т а н о в л е н о д л я т р о п и ч е с к и х
Рис. 77. Средняя
меридиональная составляющая скорости
(м/сек.) . Январь, 500 мб.
ветра
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 74.
широт, с л а б ы е с е в е р н ы е в е т р ы , р а с п р о с т р а н я ю щ и е с я из у м е р е н ных ш и р о т . З о н а л ь н ы е с о с т а в л я ю щ и е п о т о к а в п е р е х о д н о й зоне
п а с с а т — а н т и п а с с а т к р а й н е н е у с т о й ч и в ы е : с л а б ы е з а п а д н ы е ветры ч а с т о п е р е х о д я т на с л а б ы е в о с т о ч н ы е . Т о л щ и н а п е р е х о д н о г о
с л о я в а р ь и р у е т в з а в и с и м о с т и от и н т е н с и в н о с т и з о н а л ь н о г о д в и ж е н и я в д о л ь с у б т р о п и ч е с к и х ш и р о т и степени р а з в и т и я н и ж н е г о
п а с с а т а , что п о - р а з н о м у п р о я в л я е т с я на р а з н ы х д о л г о т а х .
Н а д приэкваториальными и тропическими широтами северн а я м е р и д и о н а л ь н а я с о с т а в л я ю щ а я о к о л о п о в е р х н о с т и 300 м б
218.
почти полностью исчезает, а п р е о б л а д а ю т ю ж н ы е с о с т а в л я ю щ и е ,
причем в потоке у ж е л о к а л и з у ю т с я о т д е л ь н ы е о б л а с т и со скоростями в ц е н т р а х д о 8 м/сек. Н а п р и м е р , т а к о й центр ю ж н ы х
ветров виден н а д К и т а й с к и м морем, Филиппинами и Индокитаем; в центре н а д Ц е н т р а л ь н о й А ф р и к о й с к о р о с т ь ' с о с т а в л я е т
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . '74.
4 м/сек., а над ю ж н о й оконечностью С е в е р н о й А м е р и к и ю ж н а я
с о с т а в л я ю щ а я , д о с т и г а е т 6 м/сек. Л о к а л и з а ц и я центров с ю ж н о й
с о с т а в л я ю щ е й , обособление их от с о о т в е т с т в у ю щ и х центров у м е ренных широт, р а з д е л я е м ы х на у р о в н е изобарической поверхности 300 мб перемычками с л а б ы х северных или с л а б ы х ю ж н ы х
ветров, наконец, д а л ь н е й ш е е увеличение скорости ю ж н ы х сос т а в л я ю щ и х с высотой (рис. 78) — все это является неоспоримым д о к а з а т е л ь с т в о м того, что на у р о в н е 300 мб над зимними
тропиками у ж е повсеместно с у щ е с т в у е т верхнее ю ж н о е антипассатное течение.
219.
Н а у р о в н е 200 мб скорость меридиональной с о с т а в л я ю щ е й
вдоль умеренных и полярных широт несколько увеличивается.
Э т о относится к в е т р а м д в у х основных высотных барических
л о ж б и н у восточных берегов А з и а т с к о г о и А м е р и к а н с к о г о континентов, а именно к северным в е т р а м над Восточной С и б и р ь ю ,
Монголией и Ц е н т р а л ь н ы м К и т а е м , а т а к ж е над А л я с к о й и К а надой и к ю ж н ы м над Тихим океаном, г д е с к о р о с т ь д о с т и г а е т
12 м/сек., и А т л а н т и ч е с к и м океаном, где скорости д о 10 м/сек.
Ю ж н ы е потоки низких широт на поверхности 200 мб т а к же, к а к
и на поверхности 300 мб, л о к а л и з у ю т с я в т р е х центрах, ориентированных главным о б р а з о м над у ч а с т к а м и с у ш и в тропических
широтах, т. е. над И н д о к и т а е м и Индией, Ц е н т р а л ь н о й А ф р и к о й
и Ц е н т р а л ь н о й А м е р и к о й (рис. 78).
В с е с к а з а н н о е п о д т в е р ж д а е т вывод о противоречивости классической схемы единой зонально-симметричной циркуляции в д о л ь
меридианов на основе осесимметричной конвекции. Б о л е е того,
наличие т р е х отчетливых волн, н а л а г а ю щ и х с я на западный поток,
г о с п о д с т в у ю щ и й почти по в с е м у северному п о л у ш а р и ю на у р о в н е
изобарической поверхности 300 мб (как, впрочем, и на у р о в н е
200 м б ) , у к а з ы в а е т на то, что расчленение циркуляции вдоль
меридиана на вертикальные кольца циркуляции неизбежно связано с расчленением вдоль кругов широт зонального движения.
Физический механизм этой связи единый д л я всех широт, ибо
волны вдоль субтропических широт к о р р е л и р у ю т с волнами,
р а з в и в а ю щ и м и с я в антипассатном ю ж н о м течении в тропической
зоне (ср. рис. 76 и 78).
Д л я изобарической поверхности 100 мб (рис. 79) х а р а к т е р н о
сохранение т р е х областей ю ж н ы х потоков в северных ш и р о т а х
г л а в н ы м о б р а з о м над океанами и сопряженных с ними т р е х областей северных потоков над континентами. К этой поверхности скорость ю ж н ы х потоков особенно над Тихим и отчасти над А т л а н тическим океанами резко у с и л и в а е т с я (см. т а б л . 3 7 ) . Х а р а к т е р н о ,
что увеличение скорости меридионального потока происходит при
одновременном смещении о б л а с т е й п р е о б л а д а н и я этих потоков
к северу. Н а у р о в н е изобарической поверхности 100 мб центры
с а м ы х сильных меридиональных ветров у ж е р а с п о л а г а ю т с я вдоль
65° с. ш., т. е. почти на 7 — 1 0 ° севернее, чем на у р о в н е поверхности 200 мб. В этом резком смещении центров сильных ю ж н ы х
ветров (и отчасти северных ветров) к северу с к а з ы в а е т с я перестройка поля т е м п е р а т у р ы в с т р а т о с ф е р е в зимний период года.
Ю ж н ы е потоки к у р о в н ю 100 мб над приэкваториальными и
тропическими широтами о с л а б е в а ю т и едва д о с т и г а ю т
3—
5 м/сек. И х центры п р о с л е ж и в а ю т с я т о л ь к о над Филиппинскими
островами, А ф р и к о й и неявно над восточной ч а с т ь ю А т л а н т и ческого океана.
С а м ы е сильные ю ж н ы е потоки в с т р а т о с ф е р е вдоль 6 5 —
220.
70° с. HI. н а б л ю д а ю т с я н а д Т и х и м о к е а н о м в д о л ь 150° в. д .
(рис. 80). П о д а н н ы м к а р т т е м п е р а т у р ы , п р и м е р н о в э т о м ж е
р а й о н е Т и х о г о о к е а н а в я н в а р е н а ч и н а я с 200 м б с у щ е с т в у ю т
о б л а с т и в ы с о к и х т е м п е р а т у р [3, 99, 124, 167]. В с в я з и с э т и м нап р а ш и в а е т с я п р е д п о л о ж е н и е о наличии причинной с в я з и м е ж д у
обоими указанными выше явлениями.
Рис. 79. Средняя меридиональная составляющая
(м/сек.). Январь, 100 мб.
скорости
ветра
У с л . о б о з н а ч е н и я с м , р и с . 74.
К а к известно, сильные ю ж н ы е ветры зимой о б у с л о в л и в а ю т
выравнивание средних горизонтальных градиентов температуры.
Более' т о г о , к а к э т о в и д н о по к а р т а м с р е д н е й м е с я ч н о й т е м п е р а т у р ы на у р о в н е 100 мб, н а д К а м ч а т с к и м п о л у о с т р о в о м н а б л ю даются наиболее высокие температуры в пределах стратосферы
[3] с е в е р н о г о п о л у ш а р и я . С е в е р н е е э т о й о б л а с т и в н а п р а в л е н и и
Центрального полярного бассейна сохраняется область холода,
благодаря чему горизонтальные градиенты температуры, направл е н н ы е к с е в е р у , п р о д о л ж а ю т у в е л и ч и в а т ь с я и на в е р х н и х у р о в нях.
221.
В с о о т в е т с т в и и с з а к о н о м т е р м и ч е с к о г о в е т р а н а д э т о й зоной
горизонтальных контрастов температуры в слое 100—30 мб ( 1 6 —
24 к м ) п р о и с х о д и т р е з к о е в о з р а с т а н и е с к о р о с т и в е т р а . Т е р м и ч е с к а я с о с т а в л я ю щ а я в е т р а на н и ж н и х у р о в н я х ю ж н а я ( н а д конт и н е н т о м н а х о д я т с я ц е н т р ы х о л о д а ) , п о с т е п е н н о п е р е х о д и т на
юго-западное и чисто западное направление. У ж е в стратосфере
1 .
—2
—3
•¥*
5
Рис. 80. Вертикальный разрез меридиональной составляющей скорости ветра (м/сек.), вдоль 150° в. д. Январь.
1 — изотахи
основные,
2 — промежуточные
4 — центр субтропического
изотахи,
3 — изотаха V
с т р у й н о г о т е ч е н и я , 5 — и з о т а х а ~V
=0,
=0.
на у р о в н е 50 м б и о с о б е н н о в б л и з и 30 м б в д о л ь 6 0 — 6 5 ° с. ш.
п р о и с х о д и т ф о р м и р о в а н и е м о щ н о г о с т р у й н о г о течения в з а п а д ном п о т о к е с у б п о л я р н ы х ш и р о т .
Н и ж е з о н ы с у б п о л я р н о г о с т р у й н о г о течения, к а к о б э т о м
м о ж н о с у д и т ь по с р е д н е м у п о л ю в ы с о т и з о б а р и ч е с к и х п о в е р х ностей, н а х о д и т с я о б л а с т ь в ы с о т н о г о с т р а т о с ф е р н о г о антицикл о н а , в к о т о р о м в е р о я т н ы н и с х о д я щ и е п о т о к и [167]. О н и у с и л и вают прогрев масс, который достигает максимума в слое 100—
50 мб. Т е п л ы е
стратосферные массы над Тихим океаном,
с о п р и к а с а я с ь с х о л о д н ы м и м а с с а м и П о л я р н о г о б а с с е й н а , приводят к образованию значительных градиентов температуры и
с т р у й н ы х течений на б о л е е в ы с о к и х у р о в н я х . В н е с к о л ь к о о с л а б ленном виде аналогичные крупномасштабные процессы циркуляции р а з в и в а ю т с я н а д с е в е р о м А т л а н т и к и .
222.
В т а б л . 37 приведены значения м е р и д и о н а л ь н о й составляю-;
щей в ц е н т р а х о б л а с т е й с п р е о б л а д а н и е м ю ж н о г о или с е в е р н о г о
потока. В ц е н т р е т и х о о к е а н с к о й области, где п р е о б л а д а е т ю ж ная с о с т а в л я ю щ а я , н а у р о в н е 50 м б с к о р о с т ь д о с т и г а е т 20 м/сек.,
а на у р о в н е 30 мб — 22 м/сек.
И т а к , исследование меридиональных движений позволило установить наличие сильного ю ж н о г о потока, в о з н и к а ю щ е г о в рез у л ь т а т е оттока м а с с из о б л а с т и д е л ь т ы субтропического с т р у й ного течения. В о с п о л ь з у е м с я этим ф а к т о м т а к ж е д л я качественного объяснения с у щ е с т в о в а н и я теплого с т р а т о с ф е р н о г о антициклона над Тихим океаном. В связи с естественным граничным
у с л о в и е м на полосе [Vy]=0
скорость меридионального потока
в направлении к п о л ю с у б у д е т резко о с л а б е в а т ь . К а к следствие
неразрывности м а с с ы при столь остром с п а д е скорости в д о л ь
меридиана, вероятно, б у д е т н а б л ю д а т ь с я р а з в и т и е н и с х о д я щ е г о
движения" в нижней с т р а т о с ф е р е , с одной стороны, и усиление
зонального д в и ж е н и я в полярной области, с другой. О б а ф а к т о р а
здесь по д а н н ы м наблюдений в ы р а ж е н ы д о с т а т о ч н о х о р о ш о и не
в ы з ы в а ю т сомнений. В то ж е время интенсивный м е ж д у ш и р о т н ы й
обмен к с е в е р у от зоны субтропического тропосферного струйного течения д а с т в нижней с т р а т о с ф е р е существенный, направленный к с е в е р у поток массы. Последний обеспечивается сильными ю ж н ы м и п о т о к а м и в с и с т е м е с р е д н е й меридиональной циркуляции, в д о л ь меридианов над океанами, а т а к ж е сильной
м а к р о т у р б у л е н т н о с т ь ю . Н а 6 0 — 6 5 ° с. ш. о б р а з у е т с я - п о л о ж и т е л ь ная конвергенция момента количества движения, п о д д е р ж и в а ю щ а я высотное с у б п о л я р н о е струйное течение.
§ 6. Летняя меридиональная циркуляция
Н а распределении м е р и д и о н а л ь н ы х Движений у поверхности
земли (рис. 81) и . н а поверхности 850 мб (рис! 82) с к а з ы в а е т с я
сильная расчлененность барического рельефа. В г л а в е II отмеч а л а с ь б о л ь ш а я роль, к а к у ю играет в определении и развитии
летних процессов ц е н т р а л ь н о а з и а т с к а я т е р м и ч е с к а я депрессия.
Э т а о б ш и р н а я о б л а с т ь низкого д а в л е н и я в к л ю ч а е т центры над
П е р с и д с к и м з а л и в о м и С е в е р о - З а п а д н о й Индией. Л о ж б и н а этой
депрессии з а н и м а е т почти в с ю А з и ю вплоть д о берегов Т и х о г о
океана. Д р у г а я т е р м и ч е с к а я д е п р е с с и я л о к а л и з у е т с я над югом
С е в е р о - А м е р и к а н с к о г о континента; наконец, н а д Ц е н т р а л ь н ы м
полярным б а с с е й н о м с у щ е с т в у е т с а м о с т о я т е л ь н ы й центр низкого
давления. С у б т р о п и ч е с к и е м а к с и м у м ы л е т о м резко смещены
к северу и их ц е н т р а л ь н ы е части р а с п о л а г а ю т с я вдоль 35° с. ш.
С о о т в е т с т в е н н о т а к о м у . б а р и ч е с к о м у р е л ь е ф у меридиональные потоки летом т о ж е расчленены в большей степени, чем зимой. В д о л ь низких широт в этот период года северные с о с т а в л я ю щ и е п а с с а т о в в ы р а ж е н ы с л а б о . Они п р и о б р е т а ю т з а м е т н у ю
223.
величину л и ш ь над относительно х о л о д н ы м и в о д а м и Т и х о г о
о к е а н а и отчасти наД Северной Африкой.
В о з д у ш н ы е потоки северного направления над А ф р и к о й
п р е д с т а в л я ю т с о б о й типичные п а с с а т н ы е ветры, которые д о х о д я т
в этом районе д о поверхности 850 мб ( 1 , 3 — 1 , 5 к м ) . В центре
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 74.
я д р а над С е в е р о - З а п а д н о й А ф р и к о й скорости в е т р а д о с т и г а ю т
2 м/сек. Усиление северных ветров здесь происходит под воздействием периферии теплого гребня азорского субтропического
м а к с и м у м а , р а с п р о с т р а н я ю щ е г о с я с А т л а н т и ч е с к о г о океана на
З а п а д н у ю А ф р и к у . Н а его периферии с о з д а ю т с я дополнительные горизонтальные градиенты т е м п е р а т у р ы , обусловленные наличием теплых м а с с над З а п а д н о й А ф р и к о й и к о н в е р г и р у ю щ и х
холодных м а с с в районе С р е д и з е м н о г о моря.
Е щ е более сильные северные ветры над А р а в и й с к и м полуост224.
р о в о м о б р а з у ю т с я в т ы л у о д н о г о из д в у х ц е н т р о в ц е н т р а л ь н о азиатской барической депрессии. Скорости северных составляющ и х в ц е н т р е э т о й о б л а с т и д о с т и г а ю т 6 м/сек. и с о х р а н я ю т с я
в п л о т ь д о и з о б а р и ч е с к о й п о в е р х н о с т и 500 мб. Э т и в е т р ы , с у щ е с т в у ю щ и е в сплошном северном потоке, можно было бы отнести
Рис. 82. Средняя
меридиональная составляющая
(м/сек.). Июль, 850 мб.
скорости
ветра
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 74.
к п а с с а т у , о д н а к о они о т р а ж а ю т , п о - в и д и м о м у , и м у с с о н н у ю
термическую циркуляцию, возмущающую режим пассатов над
северной частью Индийского океана.
О с о б о е определение н у ж н о дать сильным северным ветрам,
преобладающим в июле н а д югом Индостана. Эти ветры отраж а ю т Циркуляцию в тылу второго центра термической азиатской
д е п р е с с и и и о т ч а с т и на п е р и ф е р и и о б л а с т и в ы с о к о г о д а в л е н и я
над Индийским океаном южного полушария. Северные ветры
з д е с ь н а ч и н а ю т с я от п о в е р х н о с т и з е м л и (см. рис. 8 1 ) и, по опред е л е н и ю Р а о [230], п р е д с т а в л я ю т с е в е р о - в о с т о ч н ы й
муссон.
15
И.
Г.
Гутерман
225
Индийские метеорологи неоднократно отмечали в литературе
т о т ф а к т , что с е в е р н ы е в е т р ы п р е о б л а д а ю т н а д Т р и в а н д р а м о м и
п р о с л е ж и в а ю т с я д о у р о в н е й 500 и 300 м б [229, 232].
Рассмотрим
некоторые
характерные
особенности
меридиональной циркуляции над Индией. Д л я этого воспользуемся
Рис. 83. Средняя меридиональная составляющая
(м/сек.). Июль, 700 мб.
скорости
ветра
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 74.
к а р т а м и м е р и д и о н а л ь н ы х п о т о к о в на и з о б а р и ч е с к и х п о в е р х н о с т я х 700 и 500 м б (рис. 83 и 84) и в е р т и к а л ь н ы м р а з р е з о м в д о л ь
ц е н т р а л ь н о г о и н д и й с к о г о м е р и д и а н а (рис. 8 5 ) . К а к с л е д у е т из
анализа указанных данных, над областью приземных северных
в е т р о в на п о в е р х н о с т и 500 м б в у з к о й э к в а т о р и а л ь н о й п о л о с е д о
10° с. ш. п о я в л я ю т с я ю ж н ы е с о с т а в л я ю щ и е ц и р к у л я ц и и . З д е с ь
о т ч е т л и в о в и д н а я ч е й к а п р я м о й ц и р к у л я ц и и , о г р а н и ч е н н а я по
д о л г о т е и широте. О с о б е н н о с т ь э т о й ц и р к у л я ц и и с о с т о и т в т о м ,
что, к а к у к а з ы в а е т с я в [229—232], н и ж н и е с е в е р н ы е в е т р ы пря226.
мой ячейки м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и и м е ю т к о н т и н е н т а л ь н о е
п р о и с х о ж д е н и е и п о т о м у я в л я ю т с я б о л е е т е п л ы м и , чем в е р х н и е
экваториальные ю ж н ы е ветры морского происхождения.
Н а д Центральной и Северной Индией ячейка прямой циркуляции под воздействием летнего муссона, в о з м у щ а ю щ е г о пассат-
Рис. 84. Средняя меридиональная составляющая
(м/сек.). Июль, 500 мб.
скорости
ветра
ч
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 74.
н у ю ц и р к у л я ц и ю , с м е щ а е т с я в в е р х и к с е в е р у . Н а ш и р о т а х от
8° с. ш. д о п о д н о ж ь я Т и б е т с к о г о н а г о р ь я н а д п р и з е м н ы м и югоз а п а д н ы м и в е т р а м и л е т н е г о м у с с о н а (рис. 85) п о я в л я е т с я п о л о с а
ю ж н ы х в е т р о в , с ж а т а я по м е р и д и а н у и по в е р т и к а л и ; с и з о б а р и ч е с к и х п о в е р х н о с т е й 5 0 0 — 3 0 0 мб с н о в а п р е о б л а д а ю т с е в е р н ы е
с о с т а в л я ю щ и е м е р и д и о н а л ь н о й ц и р к у л я ц и и . П р и п о д н я т а я прямая ячейка меридиональной циркуляции над Индией обеспечив а е т о б м е н м а с с ч е р е з г о р н о е п р е п я т с т в и е — Г и м а л а и [230].
Л е т о м , к а к известно, о б л а с т ь с е в е р н ы х с о с т а в л я ю щ и х в е т р а ,
14*
227
с в я з а н н а я с п е р и ф е р и е й 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 , поднимается к северу. Вблизи водной поверхности Тихого и Атлантического океанов, как видно по данным приземной карты средних
м е р и д и о н а л ь н ы х с о с т а в л я ю щ и х (см. рис. 8 1 ) , п р е о б л а д а ю т сев е р н ы е в е т р ы . В И н д и й с к о м о к е а н е с е в е р н о г о п о л у ш а р и я эти
в е т р ы о т с у т с т в у ю т , з а и с к л ю ч е н и е м у ж е о т м е ч е н н о й у з к о й пол о с ы н а д ю ж н о й о к о н е ч н о с т ь ю И н д о с т а н а . В п о л о с е д о л г о т от
Восточной А ф р и к и до западной части Тихого океана и над об-
гп.км
Рис. 85. Вертикальный разрез меридиональной составляющей
скорости ветра вдоль 80° в. д. Июль.
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 80.
ш и р н о й т е р р и т о р и е й к с е в е р у от э к в а т о р а д о 4 0 — 5 0 ° с. ш. п р е о б л а д а ю т южные составляющие меридиональной циркуляции. Эти
южные ветры сопровождаются западной составляющей зонального д в и ж е н и я и о т р а ж а ю т ц и р к у л я ц и ю и н д и й с к о г о м у с с о н а .
С р а в н и в а я м е р и д и о н а л ь н ы е с о с т а в л я ю щ и е на п о в е р х н о с т и
850 м б (см. рис. 82) с м е р и д и о н а л ь н ы м и с о с т а в л я ю щ и м и на приз е м н о й к а р т е (см. рис. 8 1 ) , м о ж н о о б н а р у ж и т ь с л е д у ю щ и е различия. С в ы с о т о й п р о и с х о д и т р е з к о е с о к р а щ е н и е п л о щ а д и , з а н я той
северными
составляющими.
Акватория
Атлантического
о к е а н а почти в с я о х в а ч е н а ю ж н ы м и п о т о к а м и . И с ч е з л и т а к ж е
с е в е р н ы е с о с т а в л я ю щ и е п а с с а т о в в д о л ь 20° с. ш. н а д Ц е н т р а л ь ной А м е р и к о й , с о к р а т и л а с ь п л о щ а д ь их н а д А ф р и к о й . В с е э т о
м о ж н о о б ъ я с н и т ь т е м , что в и ю л е а н т и п а о с а т н о е п р о т и в о т е ч е н и е
в д о л ь т р о п и к о в з а м е н я е т с я м у с с о н н ы м н а т е к а н и е м ю ж н ы х ветр о в н а д с у ж а ю щ е й с я по м е р и д и а н у и по к р у г у ш и р о т ы о б л а с т ь ю
северных ветров.
228.
Изменение системы меридиональных д в и ж е н и й от нижних
слоев т р о п о с ф е р ы (850 мб) к средним (700 и 500 мб) наиболее
з а м е т н о п р о я в л я е т с я в д о л ь у м е р е н н ы х широт. З д е с ь оформляю т с я волны, с о о т в е т с т в у ю щ и е четырем климатическим барическим л о ж б и н а м и четырем гребням летнего северного п о л у ш а р и я
(см. рис. 20 и 24).
Н а п о м н и м географические районы, н а д которыми п р о х о д я т
оси гребней и ложбин, и п р о а н а л и з и р у е м
меридиональные
потоки, с о о т в е т с т в у ю щ и е их передним и т ы л о в ы м частям. Основная х о л о д н а я л о ж б и н а р а с п о л а г а е т с я над Тихим океаном, причем ось ее проходит с севера в д о л ь Б е р и н г о в а пролива. В передней части л о ж б и н ы н а б л ю д а е т с я о б л а с т ь ю ж н ы х с о с т а в л я ю щих. со с к о р о с т я м и д о 4 м/сек., в ее тыловой части, над
К а м ч а т к о й , л о к а л и з у е т с я о б л а с т ь северных_ ветров примерно
т а к о й ж е интенсивности. С л е д у ю щ а я л о ж б и н а ориентируется
с Т а й м ы р с к о г о п о л у о с т р о в а на З а п а д н у ю С и б и р ь и д а л е е через
Т и б е т с к о е нагорье на Индию, где н а х о д и т с я с а м о с т о я т е л ь н ы й
центр континентальной депрессии. В передней части этой л о ж бины (над Монголией и Восточным К и т а е м ) о т м е ч а ю т с я ю ж н ы е
потоки, а в ее т ы л у — очаг с л а б о г о усиления северной составл я ю щ е й (до 2 м/сек. на 700 мб и д о 4 м/сек. н а 500 мб над А ф г а нистаном, см. т а б л . 3 7 ) . Н а д К а в к а з о м и К а с п и й с к и м морем
видна о б л а с т ь ю ж н ы х ветров, с в я з а н н а я с передней ч а с т ь ю
третьей барической л о ж б и н ы . П р е о б л а д а ю щ и е северные с о с т а в л я ю щ и е тыловой части этой л о ж б и н ы м а л ы п о абсолютной величине и н а б л ю д а ю т с я лишь над З а п а д н о й Европой.
Наконе.ц, четвертой барической л о ж б и н е с о о т в е т с т в у ю т прео б л а д а ю щ и е над А т л а н т и ч е с к и м океаном с л а б ы е ю ж н ы е составл я ю щ и е вдоль 40—50° с. ш. (до 2 м/сек. на 700 мб и д о 3 м/сек.
на 500 м б ) , а н а д севером С Ш А и югом К а н а д ы более сильные
(до 6 м/сек.).
О п и с а н н а я выше система волн меридиональных движений
в д о л ь 50° с. ш. п р е д с т а в л е н а на рис. 72. Н а этом рисунке приведены кривые изменения меридиональной с о с т а в л я ю щ е й по долготе на изобарических п о в е р х н о с т я х 500 и 200 мб.
Н а более в ы с о к и х у р о в н я х т р о п о с ф е р ы (300 и 200 мб)
и ю л ь с к а я меридиональная циркуляция несколько у п р о щ а е т с я
(рис. 86). О с н о в н ы м ее признаком я в л я ю т с я четыре волны в д о л ь
у м е р е н н ы х и субтропических широт. О т н о с и т е л ь н а я простота полей меридиональных ветров о б у с л о в л е н а с л а б ы м в о з р а с т а нием скорости в ц е н т р а х о б л а с т е й ю ж н ы х и северных составляющих.
Н а и б о л ь ш а я скорость в е т р а в о б л а с т и п р е о б л а д а ю щ и х северных потоков в д о л ь в о с т о ч н ы х берегов континентов на у р о в н е
300 мб д о с т и г а е т 5 м/сек. К 200 мб эти ветры у с и л и в а ю т с я лишь
д о 8 м/сек. над Тихим океаном, а над А т л а н т и ч е с к и м они д а ж е
о с л а б е в а ю т . Е с л и учесть, что в июле, за исключением азиатской
229.
з о н ы с т р у й н ы х течений н а д К а в к а з о м , с к о р о с т и в з о н а л ь н о м пот о к е на у р о в н е 200 м б н а х о д я т с я в п р е д е л а х 1 0 — 2 0 м/сек., т о
м о ж н о г о в о р и т ь о б о т н о с и т е л ь н о б о л е е з н а ч и т е л ь н о й роли мерид и о н а л ь н ы х с о с т а в л я ю щ и х л е т о м , ч е м зимой. З и м о й з о н а л ь н ы е
Рис. 86. Средняя
меридиональная составляющая
(м/сек.). Июль, 200 мб-.
скорости
ветра
У с л . о б о з н а ч е н и я с м . р и с . 74.
составляющие в 4 — 5 раз больше меридиональных, а летом
лишь в 2 — 3 раза.
О т м е т и м , что с в ы с о т о й н а б л ю д а е т с я н е к о т о р о е р а с ш и р е н и е
о б л а с т и ю ж н ы х с о с т а в л я ю щ и х , о с о б е н н о н а д о к е а н а м и , х о т я по
а б с о л ю т н о й в е л и ч и н е с к о р о с т и м а л ы (рис. 8 7 ) .
М е р и д и о н а л ь н ы е п о т о к и в д о л ь низких щ и р о т (от э к в а т о р а д о
2 0 — 3 0 ° с. ш.) м о ж н о р а з д е л и т ь на д в а в и д а в з а в и с и м о с т и о т
района распространения. К первому виду отнесены северные
ветры, которые распространяются над областью летней циклонич е с к о й д е п р е с с и и , т. е. н а д Ц е н т р а л ь н о й А з и е й , А ф р и к о й , И н дийским океаном и Индией. М о ж н о определенно у т в е р ж д а т ь ,
что с е в е р н ы е в е т р ы , п р и п о д н я т ы е в п р я м о й я ч е й к е ц и р к у л я ц и и
230.
128. Х р о м о в С. П. Атмосферная циркуляция и погода на пути «Оби» в плавании 1956—1957 гг. Советская антарктическая экспедиция 5. 1959. Изд-во
«Морской транспорт», 1959.
129. Х р о м о в С. П. К вопросу об экваториальной зоне западных ветров.
Труды первой научной конференции по общей циркуляции атмосферы
(14—18 марта 1960). Гидрометеоиздат, М., 1962.
130. X р о м о в С. П. Муссоны в общей циркуляции атмосферы. Сб. «А. И. Воейков и современные проблемы климатологии». Гидрометеоиздат, JL, 1956.
131. Х р о м о в С. П. Основы синоптической метеорологии. Гидрометеоиздат,
Л., 1948.
132. Ч а р н и Ж . Об общей циркуляции атмосферы. Сб. «Атмосфера и океан
в движении. Пер. с англ. под ред. А. М. Гусева. И Л , М„ 1963.
133. Ш а п а е в В. М. Нарушение пассатной циркуляции на востоке Атлантического океана. Труды ГГО, вып. 142, 1963.
134. Ш а л а е в В. М. О пассатной циркуляции над Атлантическим океаном.
Труды ГГО, вып. 90, 1960.
135. Ш в е ц М. Е. К гидродинамической теории зональной циркуляции атмосферы. Труды ГГО, вып. 41 (103), 1953.
136. Ш е р х а г Р. Проблема общей циркуляции. Сб. «Общая циркуляция атмосферы». Пер. статей под ред. С. П. Хромова. Изд-во «Прогресс», М.,
1964.
137. Ш у л е й к и н В . В. Физика моря. Изд-во АН СССР, 1953.
\ / 1 3 8 . Ю д и н М. И. Изменчивость метеорологических элементов в пространстве
и времени. Сб. «А. И. Воейков и современные проблемы климатологии».
Гидрометеоиздат, Л., 1956.
139. Ю д и н М. И. Полная система уравнений для определения агеострофического ветра и вертикальных движений. Материалы совещания координационной комиссии по численным методам прогноза. Гидрометеоиздат,
Л., 1961.
140. A n g е 11 J. К. A Climatological Analysis of Two Years of Routine Transosonde Flights from Japan. Monthly Weather Rev., vol. 87, No 12, XII, 1959.
141. Aerological Data of Japan. 5-Years Period
Average (1951—1955) Wind
Aloft Data. J a p a n Meteorological Agency. Tokyo, J a n u a r y 1958.
142. A r a k a w a H. The World's Strongest Wind as Revealed by Tateno RelayMethod. Soundings. BAMS, vol. 40, No 7, July 1959.
143. B a r r N. M., H a u s e n E. M., M a n e u s о R. U., W e l l s R. M.,
W e r g 1 n E. I. Equivalent Winds for World air Routes, 1962.
144. B a t t e n E. S. Wind Systems in the Mesosphere and Lower Ionosphere. J.
met., vol. 18, No 3, June 1961.
145. B j e r k n e s J. M i n t z V. Investigation of the General Circulation of the
Atmosphere. University of California, Los Angeles, 1959.
146. B j e r k n e s J. Preliminary Study of the Day Changes of Angular Momentum During J a n u a r y — February and July — August 1949. (Investigations of the General Circulation of the Atmosphere. Editors: Bjerknes J.,
Mintz Y. Los Angeles, 1959.)
147. B r o o k s С. E. P., D u r s t C. S., C a r r u t h e r s N., D e w a r D. and
S a w у e r J. S. Upper Winds over the World. Geophys. mem., No 85, 1950.
148. В г о о k s С. E. P., D u r s t C. S. and C a r r u t h e r s N. Upper Winds over
the World. P a r t 1. The Frequency Distribution of Winds at a Point in the
Free Air. Quart, j. Roy. met. soc., London, 72, 1946.
149. B u r l e y M., R i t c h i e E., G r a y Ch. R. Wind of the Upper Troposphere
and Lower Stratosphere over the United States. Monthly Weather Rev.,
No 1, 1957.
150. B e l m o u n t A. D. An Atlas of Prevailing Monthly Zonal Winds in the
Stratosphere over the Northern Hemisphere. Meteorologische Abhandlungen, Bd XXXVI. Edited by Richard Scherhag and Giinter Warnecke. Berlin, 1963.
237.
151. G l a r k s o n L. S. Analysis of Wind at 40,000 and 50,000 ft over Singapore,
Met. mag., vol. 85, No 1003, 1956.
152. C l a u s e J. Regional Modulations of Local Climatologies. MeteorologischeAbhandlungen, Bd XIV/H. 4, 1961.
153. Climatological data, 1957—1962, National Summary, USA.
154. C r u t c h e r Q. On the Standard Vector-Deviation Wind Rose. J. met.,
vol. 14, No 1, February 1957.
155. C r u t c h e r H. L. Upper Wind Statistics Charts of the Northern Hemisphere. vol. 1, 2, Issued by the office of the Chief of Naval Operations,
1959.
156. C r u t c h e r H. L. Upper Wind Distribution Statistical Parameter Estimates,
Techn. paper, No 34, Washington, D. C. Nov. 1958.
157. C r u t c h e r H. L. Meridional cross-Sections: Upper Winds over the Northern Hemisphere. Techn. paper, No 41, U. S. Weather Bureau, 1961.
158. Daily 100-millibar and 50-millibar and Three Times Monthly 30-millibar,.
Synoptic Weather Maps, of the IGY Period, J a n u a r y 1958—1961.
159. Daily Series, Synoptic Weather Maps, P a r t 11. Northern Hemisphere DataTabulations. Daily Bulletin, USA.
160. E s s e n w a n g e r О. M. On Defining and Computing the Mean and theStandard Deviation for Wind Directions. Army Ordnance Missile Command Redstone Arsenal. Huntsville. Ala, 1961.
161. E s s e n w a n g e r O. Probleme der Windstatistik. Meteorologische Rundschau. H. 2, Marz/Apr. 1959..
162. E s s e n w a n g e r О. M., B r a d f o r d R. E. and V l a u g h a m W. W. On.
Verification of Upper-Air Winds by Vertical Shear and Extremes. MonthlyWeather Rev., vol. 89, No 6, June 1961.
163. E Д у - ч ж э н и С е Г у а н - д а о. Работы по исследованию общей циркуляции за период в 10 лет с начала строительства нашего государства.
Acta Meteorologica Sinica, vol. 30, No 3, August 1959.
164. F 1 о h n H. Wilhelm Meinardus unci die Revision unserer vorstellungen v o n
der atmospharischen Zirkulation. Zeitschrift fiir Meteorologie, Bd 7, H. 4 r
1953.
165. G i 1 с h r i s t M. A. Winds between 300 and 100 mb in the Tropics and Subtropics. Met. rep., No 16, 1955.
166. G i l l D. S. Analysis of wind at 300 and 200 millibars over H o n g Kong. Met.
mag., vol, 87, No 1037, 1958.
167. G r a i g A. and L a t e e t . Vertical Motion. During the 1957 Stratospheric
Warming. J. geophys. res., vol. 67, No 5, May 1962.
168. G r a y s t o n e P. Equivalent Headwinds at Heights of 30,000 feet, 40,00»
f£et Along Air Routes. London, 1958.
169. G r e e n p o w Y. S. and N e u f e l d E. L. Winds in the Upper Atmosphere.
Quart, j. Roy. met. soc., vol. 87, No 374, October 1961.
170. H a n n - S i i r i n g . Lehrbuch der Meteorologie 1940, Leipzig, Sechstes kapitel.
171. H а у R. F. M. High-Level Strong Easterlies over Singapore and H o n g KongWeather, vol. VIII, No 7, 1953.
172. H e a s t i e H., S t e p h e n s o n P. M. Upper Winds over the World] P a r t s 1
and 2. Geophys. mem., vol. 13, No 103, London, I960.
173. H e n n i n g H. 40 jahrige Monattsmittel der absoluten Topographien d e r
850 mb, 700 mb und 300 mb Flachen fiber der Nordhemisphare fiir den
Zeitraum 1900—1939. Meteorologische Abhandlungen. Bd IV, H. 3, Berlin, 1958.
174. H e s s L. Some New Mean Meridional Cross Section through the Atmosphere. J. met., vol. 5, 1948.
175. H e s s W. Handbuche der Aerologie. Leipzig, 1961.
176. H e s s e l b e r g und В j о r k d a 1. Uber des Verteilungsgesetz der Windunruhe, Beitrage z. Physik d. fr. Atm. 15. 121. 1929.
177. H o f m ? y r W. L. Statistical Analyses of the Upper Air Temperatures and
238.
Winds over Tropical and Subtropical Africa, Notos, vol. 10, No 1/4, 1961.
378. H o p p e r V. D. and L a b у Y. E. Importance of Global Wind Study in the
30 km. Region Antarctic Meteorol., 1960.
.179. H u b e r t L. F. High Tropospheric Westerlies of the Equatorial West Pacific
Ocean. J. met., No 3, June 1949.
180. H u b e r t W. E. Rocket Observations of High Level Meridional Flow over
North America During 1960 and 1961. Monthly Weather Rev., vol. 90,
No 7 (VII), 1962.
181. India Weather Review. Monthly Weather Report. 1947, 1948, 1949, 1956.
182. Jacobs Ingrid. 5 — bzw. 40 jahrige Monatsmittel der absoluten Topographien der 1000 mb-, 850 mb-, 500 mb- und 300 mb.. Flachen sowie der relativen Topographien 500/1000 mb und 300/500 mb iiber der Nordhemisphare und ihre monatlichen Aanderungen. Meteorologische Abhandlungen,
Bd IV/H. 2, Berlin, 1958.
183. J a w Y. Y., T a o S. Y., K a o Y. S., L i n K. N. Statistical Studies on the
General Circulation in Middle Latitudes. J. Chinese geophys. soc., vol. 1,V
No 2, 1949.
184. J e n к i n s о n A. F., B. A. Average Wind Distribution of the Upper Air
in Temperate and Tropical Latitudes. Met. mag., vol. 84, No 955, May 1955.
185. K a o Y. S. On the Total Momentum Vorticity with Application to the Study
of the General Circulation of the Atmosphere (Investigations of the General
Circulation of the Atmosphere. Editors: Bjerknes J., Mintz V. Los Angeles,
1959).
186. K e l g a j i Y. T h o m a l . Large-Scale Disturbances of Atmospheric Circulation between 30 and 70 kilometers in Winter. J. geophys. res., vol. 67,
No 5, May 1962.
187. K e l l o g g W. W. and S c h i l l i n g G. F. A proposed.model of the circulation of the upper stratosphere. J. met., No 4, August 1951.
188. K o c h a n s k i A. Models of Vertical Correlations of the Wind. J. met.,
vol. 18, No 2, April 1961.
189. K o c h a n s k i A. Mean Wind Flow at the 50 and 25 mb Levels. BAMS,
No 2, 1956.
190. К о s с h m i e d e r H. Dynamische Meteorologie. Leipzig, 1933.
191. К о s 1 о w s к i G e r h a r d .
Uberlegungen zu einem Geschwindigkeitsdiagramm in der Atmosphare. Meteorologische Abhandlungen, Bd VI, H. 2,
Berlin, 1958.
192. К r i s h n a m u r t i T. N. On the Role of the Subtropical Jet Stream of Winter in the Atmospheric General Circulation. J. met., vol. 18, No 5, October 1961.
193. K r i s h n a m u r t i T. N. The Subtropical Jet Stream of Winter. J. met.,
vol. 18, No 2, April 1961. 194. L a h e y l . F„ B r y s o n R . A„ W a h l E . W„ H o r n L. H „
Henders o n W. D. Atlas of 500 mb Wind Characteristics for the Northern Hemisphere. The University of Wisonsin Press. Madison, 1958.
195. L a m b H. J. Representation of the General Atmospheric Circulation: an
Exhibit in the Royal Society Exhibition. Met. mag., vol. 89, No 1061, December 1960.
196. Les vents en altitude en Afrique occidentale Francaise (Periode 1941—
1955), Nov. Paris, 1958.
197. Marine C l i m a t e Atlas of the World, vol. 1. North Atlantic Ocean, U. S. Navy, 1955.
198. Marine Climatic Atlas of the World, vol. 2. North Pacific Ocean, U. S. Navy, 1956.
199. Marine Climatic Atlas of the World, vol. 3. Indian Ocean, U. S. Navy, 1957.
200. Marine Climatic Atlas of the World, vol. 4. South Atlantic Ocean, U. S. Navy, 1958.
201. M c a l l e n P. F. Mean Winds over Singapore with Special Reference to
the 40,000 and 50,000 feet Levels. Met. mag., vol. 91, No 1079, June 1962.
239.
202. M c C - a b e J o h n a n ^ P o t t e r T h o m a s D. A Method for the Construction of Climatic Logical Fallout-Dose Patterns. Bull. Amer. met. soc._
vol. 40, No l l , November 1959.
203. Meteorologis&he Abhandlungen, Bd 1B/H. 3. Institute fiir Meteorologie u n d
Geo'physik der Freien Universitat, Berlin, 1958.
204. Meteorologische Abhandlungen, Bd XV—XXVI. Institute fiir Meteorologieund Geophysik der Freien Universitat, Berlin, 1962.
205. M i e g h e m V a n J., D e f r i s e P., V a i s a c k e r Y. De harmonische a n a lyse van het normal Wind veld van het noordelijk halfrond op het 500 mb
niveau. (Mededelingen van de koninklijke vlaamse asademi voor w e t e n schappen; Klasse der Welenschappen, 1960, No 4, 38 p.)
206. M i l e s M. K. Temperature and Wind Distribution in the Lower Stratosphere. Met. mag., vol. 81, No 961, July 1952.
207. M i n t z V. The Geostrophic Poleward Flux of Angular Momentum in the
Month of J a n u a r y 1949. (Investigations of the General Circulation of theAtmosphere. Editors: Bjerknes Jacob, Mintz Vale. Los Angeles, 1959.)
208. M i n t z V. The Total Energy Budjet of. the Atmosphere. (Investigations of
the General Circulation of the Atmosphere. Editors: Bjerknes Jacob, Mintz;
Vale. Los Angeles, 1959.)
209. M i n t z V. The Observed Zonal Circulation of the Atmosphere. Bull. Amer..
met. soc., vol. 35, No 5, May 1954.
210. M i n t z V., D e a n - G . The Observed Mean Field of Motion of the Atmosphere. (Investigations of the General Circulation of the Atmosphere. E d i tors: Bjerknes Jacob, Mintz Vale. Los Angeles, 1959.)
211. M i n t z V., L a n g I. A. Model of the Mean Meridional Circulation. (Investigations of the General Circulation of the Atmosphere. Editors: BjerknesJacob, Mintz Vale. Los Angeles, 1959.)
212. M i n t z V. and K a o S. A. Zonal-Index Tendency Equation and its Application to Forecasts of the Zonal Index. (Investigations of the General
Circulation of the Atmosphere. Editors: Bjerknes Jacob, Mintz Vale. Los.
Angeles, 1959.)
213. M o h r i K. Jet Streams and Upper Fronts in the General Circulation a n d
their Characteristics over the F a r East. Geophys. mag., vol. 29, No 1, 1958.
214. M o h r i K. Jet Streams and Upper Fronts in the General Circulation a n d
Their Characteristics over the F a r East, pt II. Geophys. mag., vol. 29.
No 3, 1959.
215. Monthly Mean Aerologieal Cross Sections. Pole to Pole Along Meridian:
759 W, for the IGY Period. Washington D. C„ 1961.
216. M u r g a t r o y d R . I. Winds and temperatures between 20 km and 100 km.
Quart, j., vol. 83, No 358, October 1957.
217. M u r r a y M. A. Mean 200-millibar Winds at Aden in J a n u a r y 1958. Met.
mag., vol. 89, No 1054, May 1960.
218. Monthly Climatic Data for the World. U. S. A.
219. Normal Weather Charts for the Northern Hemisphere. Techn. paper, No 21,
Washington, D. C. (sea-level 700 and 500 millibars). U. S. Weather Bureau, 1952.
220. Normal Weather Maps, Northern Hemisphere Upper Level.. U. S. Weather
Bureau, Washington, D. C. (10, 13, 16 and 19 kilometers). 1944.
221. On the General Circulation of the Atmosphere in Middle Latitudes.—• Staff
Members of the Department of Meteorology of the University of Chicago.
Bull. Amer. met. soc., vol. 28, No 6, June 1947.
222. P a 1 m e n E. The Role of Atmospheric Disturbances in the General Circulation. Quart, j. Roy. met. soc., 77, 1951.
223. P a 1 m e n E. On the Distribution of Temperature and Wind in the Upper
Westerlies. J. met., vol. 5, No 1, February 1948.
224. P a l m e n E. Meridional Circulations and the Transfer of Angular Momentum. J. met., vol. 6, No 6, December 1949.
225. P a 1 m e n E. On the Mean Meridional Circulation in Low Latitudes of the
240.
226.
227.
228.
229.
230.
231.
232.
233.
234.
235.
236.
237.
238.
239.
240.
241.
242.
243.
244.
245.
246.
247.
248.
249.
250.
16
Northern Hemisphere in Winter and the Associated Meridional and Ver^
tical Flux of Angular Momentum. (Investigations of the General Circulation of the Atmosphere. Editors: Bjerknes .Jacob, Mintz Yale. Los Angeles,
1959.)
P a 1 m e n E. and A1 а к a M. A. On the Budget of Angular Momentum in
the Zone between Equator and 30° N, Tellus, 4, 1952.
P a l m e n E. and V u o r e l a L. A. On the Mean Meridional Circulations
in the Northern Hemisphere during the Winter Season. Quart, j. Roy. met,
soc., vol. 89, No 379, January 1963.
P a l m e r С. E. Tropical Meteorology. Quart, j. Roy. met. soc., vol. 78,
No 336, 1952.
R a o Y. P. Monsoon of the World. New Delhi, 1960.
R а о Y. P. Meridional Circulation Associated with the Monsoon of India. J.
met. and geophys., vol. 13, No 2, April 1962.
R а о M. S. V. Mean Meridional Air-Motion and Associated Transport Processes in the Atmosphere. Indian j. met. and geophys., vol. 14, No 2,
April 1963.
R a o К. V. A Study of the Indian North-east Monsoon Season. Indian j.
met. and geophys., vol. 14, No 2, April 1963.
R e i t e r E. R., L a n g H., M о о к R., W e n d 1 e r G. Analyse dreier Forschunge fltige des "Project jet Stream".
R i e h 1 H., J e h Т. С., M a 1 к u с Y. S. and 1 a S e u r N. E. The North-West
Trade of the Pacific Ocean. Quart, j. Roy. met. soc., 77, 1951.
R i e h 1 H., J e h Т. C. The Intensity of the Net Meridional Circulation. Quart.
j. Roy. met. soc., vol. 76, No 328, April 1950.
R o b i t z s c h M. Beitrage zur Kenntnis der Struktur des Bodenwindes. Arb.
d. Preuss. Aeronaut. Obs. Lindenberg 13.66. 1919.
R о s s b у С. G. Relation Between Variations in the Intensity of the Zonal
Circulation of the Atmosphere and the Displacement of the Semipermanent
Centers of Action. J. marine res., vol. 2, No 1, 1939.
R о s s b у С. On the Distribution of Angular Velocity in Gaseous Envelopes
under the Influence of Large-Scale Horizontal Mixing Processes Bull.
Amer. me.t. soc., No 2, 1947.
S a w j e r Y. S. Equivalent Head Winds. Application of Upper Wind Statistics to Air-route Planning. Met. rep., No 6, London, 1950..
S с о 11 J. R. Wind Statistics at Singapore. Quart, j. Roy. met. soc., vol. 83;
No 357, July 1957.
S h a r p F. A., S c o t t J. R. Weather and Upper Winds at Singapore. Quart.
j. Roy. met. soc., vol. 83, No 357, July 1957.
S h e p p a r d P. A. Momentum Flux and Meridional Motion in the General
Circulation. Proc. Toronto Met. Con., 1953.
S h e p p a r d P. A. The Vertical Transfer of Momentum in the General Circulation. Arch. met. geophys. biokl. A, 7, 1953.
S u t c l i f f e R. G. The Mediterranean in Relation to the General Circulation. Meteorologische Abhandlungen, Bd IX, H. 1, Berlin, 1961.
S t a г г V. P. A Note on the Eddy Transport of Angular Momentum. Quart.
j. Roy. met. soc., vol. 77, No 331, 1951.
S t a г г V. P. and W h i t e R. M. Meridional Flux of Angular Momentum in
the Tropics. Tellus, 4, 1952.
S t a г г V. P. and W h i t e R. M. Two Years of Momentum Flux Data for
31° N. Tellus, 4, 1952.
S t a г г V. P. and W h i t e R. M. Two Years of Momentum Flux Data for
13° N. Tellus, 6, 1954.
S t a г г V. P. and W h i t e R. M. A Hemispherical Study of the Atmospheric
Angular Momentum Balance. Quart, j. Roy. met. soc., vol. 77, No 333,
1951.
S t e i n h a u s e r F. und С e h а к К. Haufigkeitsverteilung der Windrichtun- ~
И. Г. Гутерман
241
251.
252.
253.
254.
255.
1
256.
.257.
258.
259.
260.
261.
262.
263.
gen und Windgeshwindigkeiten uber Wien bis 30 km Hohe (1952—1960),
Wien, 1962.
T u c k e r G. B. The Atmospheric Budget of Angular Momentum. Tellus.
vol. 12, No 2, May 1960.
T u c k e r G. B. Evidence of a Mean Meridional Circulation in the Atmosphere from Surface Wind Observations. Quart, j. Roy. met. soc., vol. 83,
No 357, July 1957.
T u c k e r G. B. Mean Meridional Circulation in the Atmosphere. Quart, j.
Roy. met. soc., vol. 85, No 365, July 1959.
T u c k e r G. B. Upper Winds over the World. P a r t 111. Standard Vector
Deviation of Wind up to the 100-millibar Level over the World. Geophys.
mem., No 105, London, 1960.
V e r y a r d R. G. and E b d o n R.-A. Fluctuations in Tropical Stratospheric
Winds. Met. mag., vol. 90, No 1, 066, May 1961.
V e r y a r d R. G. Fluctuations in Stratospheric Winds over Australia. Met.
m a g , vol. 90, No 1, 871, October 1961.
W a g n e r C. Kritische Bemerkungen zur Differenzenmethode. Beitr. zur
Phys. d. fr. Atm., Bd. XXI, H. 3, 1934.
W e g e n e r A. tJber die Ableitung von Mittelwerten aus Drachenaufstiegen
ungleicher Hohe. Beitr. zur Phys. d. fr. A t m , Bd III, 1910.
W e g e K , L e s s H , С г о e n i n g H , H o f f m a n G. Mean Seasonal Conditions of the Atmosphere at Altitudes of 20 to 30 km and Gross Sections
Along Selected Meridians in the Northern Hemisphere. Meteorologische
Abhandlungen, Bd VI/H. 4, Berlin, 1958.
W h i t e R. M. The Role of Mountains in the Angular Momentum Balance
of the Atmosphere. J. m e t . No 6, 1949.
W i с к h a m , P. G. 200 mb Mean Winds of the Route et A d e m to Aden Derived from Aircraft Reports. Met. m a g , vol. 90, No 1070, September, 1961.
W i l t r i e d H a u s e r . Vertikal verlagerungen der Flache Maximaler Windgeschwindigkeit. Zeitschrift fiir Meteorologie, Bd 16, H. 5—8, 1962.
The mean Field along 140°. Acta Meteorologica Sinica, vol. 30, No 1, 1959.
ПРИЛОЖЕНИЕ Г
Значения (%) функции Р (0<v<V)=F(%,
%') по обобщенному закону Релея
хг' = 0,4
0,6
0,8
1,0
3,9
3,8
3,6
3.3
ЗД
2,8
2.4
14,6
14,2
13.6
12,8
11.7
10,6
9,4
8,2
7,0
5,9
4.8
3.9
30.0
29,2
28,0.
26.5
24.6
22,4
46,9
45,9
44,3
42,2
39,5
36.5
33.2
29.8
26.3
22.9
19.6
16,5
13.7
11,2
9.0
7.1
5,5
4.2
3.2
2.3
1,7
1,2
0,8
0,6
62,8
61,8
60,0
57,6
54,6
51.1
47,3
43.2
38,9
34.6
30.3
26,2
22,3
18.7
15.5
2,4
2,6
2,1
1,8
1.5
1,2
1,0
0,7
0,6
0,4
0,3
0,2
0,2
0,1
0,1
.0,1
0,0
0,0
2,4
1,8
•
4
1,0
20.1
17.7
15,4
13,1
11,0
9,0
7.3
5,8
4,6
3.5
2.6
0,0
0,1
0.1
2,0
1.4
1,0
0,7
0,5
0,3
0,2
1,8
2,0
2,2
95,9
95.6
94,9
93,9
92.7
91.0
.89,0
86,6
83,5
80.4
76,7
72.5
68,0
63.1
58,0
14*
\
0,2
0,7
0,5
0,4
0,3
0,2
98,1
97,9
97,5
96,9'
96,1
95,1
93,8
92,1
90,1
87,7
81,5
77,8
73,7
69,1
99.2
99.0
98,8
98,5
98.1
97.5
96,7
95.6
94.4
92.7
90,7
88.3
85.5
82,3
78,5
99,6
99.6
99,5
99.3
99.1
98,8
98.4
97.8
97,0
96.0
94.7
93.2
91,2
88.9
86.1
12.6
10,1
8,0
6,2
4.7
3,6
2,6
1.8
1,3
99,9
99,8
99.8
99,7
99,6
99,5
99,2
98.9
98,5
98,0
97,2
96,2
95,0
93.5
91.6
1,2
76.0
75.0 1
73.3
71.0
68.1
64.7
60.8
56.5
52.0
47.2
42.4
57.6
32,9
28,4
24.1
1,4
6.7
5,1
3.8
2,8
85,6
84,8
83.4
81.5
79.0
76.1
72.6
68.7
64.4
59,7
54,8'
49.7
44,6
39.5
34,5
29.8
25.4
21,3'.
17,514,3
11.5
9,0
6,9
5,3
2,8
3,0
20.2
16.7
13,6
10,9
8,6
99,9
99,9
99,9
99,9
99,8
99,8
99,7
99.5
99,3
99.0
98.6
98.1
97.3
96.4
95.2
100,0
100,0
100,0
100,0
99,9
99,9
99,9
99,8
99,7
99.6
99.4
99.1
98.7
98.2
97.5
243
1.6
40,9
35.8
31.0
26.3
22.1
18.4
14.9
11,9
9,3
1,8
52,6
47,3
42.0
36.6
31.7
27.1
22,6
18,6
15,0
2.0
64,2
59.1
53,8
48.2
42,8'
37,7
32,5
27,5
23,0
2,2
74,4
69,9
65.0
59,6
54.3
49.1
43.4
37,8
32,4
2,4
82,9
79.3
75.2
70.4
65.7
60.8
55,1
49.3
43.5
2,6
89,2
86,6
83.4
79.5
75,5
71.4
66,2
60.5
54,8
2,8
93.6
91,8
89.5
86.6
83.5
80,2
75.7
70.6
65,2
3,0
96,5
95,4
94,0
91.8
89,7
87,4,
83.9
79,7
75,0
ПРИЛОЖЕНИЕ
2
Vr
Vr
Связь между параметрами q = ^ r и Я = — п о круговому нормальному закону
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
24
244.
0,010
0,020
0,030
0,038
0,045
0,055
0,065
0,074
0,082
0,089
0,098-
0,108
0,117
0,125
0,134
0,145
0,154
0,164
0,173
0,180
0,190
0,201
0,210
0,219
25
26
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
.38
39
40
41
42
43
44
45
46
47
48
0,227
0,237
0,246
0,256
0,266
0,275
0,285
0,295
0,305
0,316
0,327
0,340
0,350
0,362
0,371
0,380
0,394
0,404
0,413
0,425
0,437
0,447
0,459
0,471
49
50
51
52
53
54
55
56
57
58
59
60
61
62
63
64
65
66
67
68
69
70
71
72
0,483
0,495
0,507
0,519
0,533
0,546
0,562
0,573
0,589
,0,605
0,621
0,635
0,652
0,667
0,684
0,700
0,716
0,736
0,753
0,771
0,788
0,806
0,825
0,850
73
74
75
76
77
78
79
80
81
82
83
84
85
86
87
88
89
90
91
92
93
94
95
0,871
0,896
0,918
0,945
0,970
0,996
1,023
1,067
1,092
1,130
1,173
1,2.12
1,255
1,300
1,353
1,410
1,478
1,550
1,635
1,735
1,863
2,000
2,200
ПРИЛОЖЕНИЕ
3-
Горизонтальные меридиональные градиенты зональной скорости ветра
\VX
(.д
Р Мб
5
6
м/сек. 1°ф) для основных зон струйных течений
7
9
8
10
11
12
14
15
16
17
1,2
2,2
2,6
2,0
3,0
2,6
2,4
3,0
2,4
3,8
3,0.
2,0.
2,0
1,4
2,0
2,4.
2,0
2,6
2,02,4
0,2:
0,8
0,6
0,6
0,8
0,6
0,6
0,8
0,8
0,6
0,8;
1,0
0,8,
0,2
1,4
0,2
1,4
0,4
1,2
0,4
1,0
0,4
1,0
0,2
0,4
0,4
0,4
0,4
0,2
0,4
0,0
0,6.
0,6.
0,0-
13
Январь
Тихоокеанская
2,0
300
200
100
50
мюа
СлООО
оооо
0,8
0,6
0,6
0,6
0,8
1,0
0,8
1,4
1,8
1,2
1,4
2,2
2,4
зона
.
1,0
1,0
2,0
1,0
1,2
2,8
Азиатская
1,0
0,8
Атлантическая
оооо
ооою
0,8
0,4
0,6
0,6
0,8
0,6
0,8
0,8
0,6
0,8
0,6
0,8
0,6
1,0
зона
0,8
0,6
0,8
зона
0,8
0,8
0,6
.0,8
1,0
0,6
Июль
Тихоокеанская
300
200
100
50
300
200
.100
50
0,8
1,0
1,4
1,4
0,0
1,0
1,2
1,4
0,2
1,8
1,4
Азиатская
зона
0,0
0,6
0,2
0,6
0,0
0,6
0,0
0,6
Атлантическая
300
200
100
50
зона
—0,6
зона
- 0 , 6 -0,6 -0,6 - 0 , 6 —0,6 - 0 , 4 0,2
0,4
0,4
0,4
0,4
0,4 0,4
0,2'
0,4
245-
/'мб
<f° с. ш.
ч
18
19
20
22
21
23
24
25
26
27
28
29
30
2,0
4,2
3,8
2,0
3,4
3,8
2,0
5,2
4,6
2,6
4,6
4,6
2,2
0,0
1,4
0,4
0,6
1,8
0,0
0,4
0,6
2,7
1,0
1,0
0,6
3,5
2,4
1,0
0,6
2,0
2,8
1,4
0,8
1,0
3,0
1,2
0,4
0,8
3,0
1,2
0,4
1,0
4,0
2,2
0,4
1,4
2,6
2,0
0,4
0,8
1,4
1,4
0,8
1,6
1,2
0,8
1,5
1,4
0,8
0,6
1,8
1,6
1,8
1,8
2,2
2,5
2,6
2,4
2,0
2,3
2,6
2,2
1,6
2,4,
3,0
2,0
1,4
Январь
Тихоокеанская
300
200
100
50
2,6
2,6
2,0
.300
200 3 , 0
100 3 , 0
50 0 , 4
3,0
3,6
2,6
4,0
3,0
0,4
3,0
4,0
3,4
4,0
2,4
0,4
3,0
4,0
4,0
4,0
2,2
2,2
4,0
2,2
0,4
3,0
2,4
2,4
4,0
2,6
3,2
зона
2,2
Азиатская
зона
4,4
2,8
0,4
3,0
1,4
0,4
3,5
2,2
0,4
3,5
1,4
0,4
Атлантическая
.300 0 , 6
1200 1,0
ДОО 0 , 8
.50
1,0
1,0
0,8
0,8
1,4
1,0
0,8
1,2
1,0
0,4
4,4
3,6
4.2
3,0
0,8
1,4
1,2
0,4
1,0
1,6
1,4
0,4
1,0
2,4
1,2
0,4
зона
1,0
3,0
1,2
0,4
0,8
3,0
1,2
0,4
Июль
•Тихоокеанская
:300
•200
100
50
0,4
1,2
0,4
0,8
0,4
0,6
0,4
0,4
0,4
1,0
0,6
2,0
0,8
2,0
1,0
Азиатская
300
200
100
50
1,8
1,0
0,0
1,0
1,2
0,0
1,4
1,4
0,2
0,6
1,2
1,8
0,6
0,6
1,0
2,4
1,0
0,8
1,4
1,0
1,2
0,8
2,0
1,4
1,0
зона
0,8
1,6
1,0
зона
0,8
1,2
1,8
1,8
Атлантическая
300
200
100
50
2-16
0,2
0,4
0,2
0,4
0,2
0,4
0,2
0,4
0,2
0,4
0,2
0.4
0,2
0,4
зона
0,2
0,4
0,2
0,4
0,6
0,2
0,2
0,6
0,2
0,4
0,4
0,2
0,4
0,4
<р° с. ш.
Р Мб
31
32
33
34
35
36
38
37
40
41
42
43
2,0
2,2
2,0
5,0
2,2
0,4
3,0
4,4
2,2
0,4
5,0
2,2
0,4
1,6
2,0
0,8
1,2
2Д
1,4
0,6
1,4
1,8
0,6
0,6
1,0
1,8
0,6
0,6
1,0
ЗУ
Январь
Тихоокеанская
300
1,2
0,2
100 3 , 2
4,0
200 1 , 8 0 , 8
50
2,0
0,1
2,2
5,4
1,4
0,4
7,0
0,4
1,4
4,6
4,0
0,8
4,6
4,0
1,6
Азиатская
300
200
2,2
2,4
2,2
2,4
50
0,6
0,6
100 1,2 1,0
4,6
2,4
0,8
0,6
1,3
2,6
0,8
1,0
2,3
3,0
1,7
4,0
0,8
0,7
0,8
1,0
зона
1,2
0,8
2,6
0,6
2,0
0,6
1,8
0,6
2,0
1,4
1,0
0,6
0,6
2,0
0,4
0,6
1,0
1,4
0,6
0,6
0,4
2,6
1,2
0,8
1,4
3,4
1,6
0,8
0,0
2,4
1,4
0,8
2,0
0,6
1,6
2,2
0,6
зона
1,8
2,2
1,6
0,8
Атлантическая
300
200
100
50
2,4
4,0
3,0
4,0
2,8
1,3
0,6
0,6
1,0
зона
0,4
2,0
2,0
0,8
0,6
2,0
1,4
1,0
1,4
1,8
1,0
1,0
1,6
1,6
1,0
1,2
2,2
1,6
1,0
1,2
1,8,
1,6
1,0
1,4.
Июль
Тихоокеанская
300
0,8
100
1,8
200 0 , 4
50
0,8
0,3
2,0
1,0
0,2
2,4
1,0
0,2
2,0
1,2
0,2
2,0
1,6
0,2
2,4
300
200
100
50
2,0
2,4
2,4
0,8
2,0
1,6
2,6
1.0
2,0
2,0
3,2
1.4
2,6
2,0
2,6
1,2
2,6
1,8
2,4
1,6
2,8
1,6
2,0
1,4
2,4.
ОД
2,0
3,6
0,1
2,0
Азиатская
0,2
200 0 , 4
100 0 , 6
50
0,2
0,4
0,4
0,2
0,4
0,6
0,2
1,2
0,6
0,2
1,0
1,0
0,2
3,0
1,0
2,0
2,0
2,8
1,4
0,4
3,0
1,0
0,6
0,0
1,8
0,6
0,1
1.4
2,0
0,1
0,6
1,4
0,0
0,2
1,40,00,4.
0,6
0,0
0,4
3,0
0,4
2,0
1,2
1,4
1,6
2,0
2,0,
0,8
2,0
1,0,
зона
А тл а нт и ческая
300
зона
1,0
2,0
2,8
1,2
2,2
3,2
0,2
2,4
1,8
0,4
зона
0,6
2,2
1,0
0,8
1,4
0,8
1,2
0,8
0,8
1,6
0,4
0,8
1,6
0,0
0,8
1,6.
0,6
0,6
247.
JP мб
44
45
46
47
48
49
51
50
53
54
55
56
1,4
1,0
0,6
2,0
1,4
1,0
0,6
1,6
1,6
1,2
0,6
1,4
1,0
1,0
0,6
1,2
0,8
1,0
0,6
2,0
ОД
0,0
0,8
1,6
0,1
0,0
0,8
1,1
0,0
0,0
1,0
0,7
0,2
0,0
0,8
0,7
0,0
0,0
1,0
0,8
0,6
0,4
0,6
0,6
0,6
0,4
0,4
1,0
0,4
0,4
0,4
оооо
WtoVco
<?° с. ш.
0,2
0,1
0,6
0,2
0,1
0,4
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,4
1,8
0,8
0,4
1,6
1,0
0,2
1,6
1,0
0,2
0,6
1,0
0,2
0,4
0,4
0,8
0,8
0,6
2,2
1,0
0,8
2,0
1,6
0,8
2,0
1,0
0,8
52
-
Январь
СлООО
—К) to
oooo
Тихоокеанская
1,8
2,2
2,0
0,6
1,6
2,0
2,0
0,6
2,4
2,0
3,2
0,6
2,0
2,0
1,8
0,4
1,8
1,8
1,6
0,4
1,6
1,4
1,4
0,4
1,4
1,4
1,2
0,6
зона
1,2
1,4
1,0
0,6
Аз и а т с к а я з о н а
oooo
ооою
1,4
0,4
0,4
0,8
1,4
0,4
0,2
0,8
0,6
0,4
0,2
0,8
0,4
0,2
0,2
0,8
0,1
0,2
0,2
0,8
0,2
0,2
0,2
0,8
0,3
0,2
0,2
0,8
0,6
0,2
0,0
1,0
СлООО
'—to to
oooo
.A т л а н т и ч е с к а я
1,4
1,6
0,8
1,4
1,2
1,0
0,8
1,6
1,0
1,0
0,8
1,4
1,0
1,0
0,6
1,4
1,0
1,0
0,6
1,4
1,0
1,0
0,6
1,4
1,0
1,0
0,4
2,2
зона
1,0
0,8
0,4
1,8
1,0
0,6
0,4
1,0
Июль
Тихоокеанская
oooo
ооою
1,2
0,0
0,8
0,4
0,1
1,0
0,4
0,0
2,0
0,4
0,0
2,0
0,4
ОД
1,0
0,4
0,1
1,0
0,4
0,0
0,8
Азиатская
.300
200
100
.50
2,0
0,0
2,0
0,6
2,0
0,6
1,6
0,4
2,2
1,2
2,0
0,0
2,0
2,0
1,4
1,2
2,6
1,0
1,0
4,0
0,8
0,6
2,6
0,6
0,2
0,0
0,8
зона
0,6
2,0
0,8
А тлантическая
:300
200
100
50
:248
1,4
1,0
0,4
1,8
1,4
0,2
1,2
1,8
0,2
1,4
1,2
0,2
1,8
0,8
0,0
2,8
0,6
0,0
1,4
0,6
0,4
зона
0,4
0,4
0,6
зона
0,0
0,6
0,6
<р° с. ш,
Р Мб
57
58
59
61
60
63
62
64
66
67
0,0
1,0
1,2
0,8
0,0
0,8
1,0
0,8
0,7
0,4
0,4
1,6
1,3
0,4
0,4
1,6
1,2
0,2
0,4
1,8
1 , 0 1,0
0,2 0,4
0,4 0,4
1,6 1,4
0,4
0,4
0,4
1,4
0,2
0,4
0,6
2,0
0,2
0,8
0,6
2,2
ОД
0,6
0,8
2,2
0,2
0,4
0,2
0,2
0,4
0,0
0,2
0,4
0,0
0,2 0,2
0,2 0,3
0,2 0,0
0,2
0,0
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,0
0,0
0,2 0,1
0,2 0,2
0,2 0,2
0,4
0,2
0,0
0,2
0,2
0,4
0 , 2 0,2
0,4 0,2
65
68
69
70
Январь
300
200
100
50
1,2
0,8
1,0
0,8
1,0
1,2
1,0
0,8
1,0
1,6
1,2
1,2
1,0
1,0
1,2
1,4
1,0
1,0
1,2
1,2
0,4
0,4
0,8
1,0
1,8
1,2
2,0
Азиатская
300
200
100
50
0,6
0,4
0,0
0,8
0,5
0,2
0,2
0,6
0,4
0,2
0,2
0,6
0,1 0 , 2 ОД
0,2 0,2 0 , 2
0,5
0,2
0,4
М
0,4 0,4
0,4
1,0
0,4
1,2
0,2
1,2
1,2
1,8
1,0
0,4
0,2
0,2
0,8
0,4
0,2
0,2
1,0
0,4
0,2
0,0
0,6
0,0
0,4
0,4
0,4
0,0
0,6
0,4
0,4
0,4
0,4
0,4
0,4
0,4
ОД
1,4
1,0
0,0
0,6 0,4
0,4 0,2
0,8 2,0
зона
0,3
0,2
0,4
1,4
Атлантическая
300
200
100
50
зона
оооо
Тихоокеанская
0,4
0,4
0,4
0,8
0,4
0,2
0,4
I,4
зона
0,4
0,4
0,4
1,2
0,1
0,6
0,8
2,4
Июль
Тихоокеанская
300
200
100
50
0,4
0,2
0,2
0,4
0,3
0,2
0,2
0,2
0,0
0,2
0,2
0,0
0,2
0,2
0,2
0,2
0,2
0,0
0,2
0,4
0,0
Азиатская
300
200
100
50
0,2
0,4
0,4
0,2
0,2
0,2
0,0
0,4
0,2
0,0
0,2
0,0
0,0
0,4
0,2
0,0
0,4
0,2
0,0
0,2
0,2
0,2
0,4
0,0
200
100
50
2,0
0,8
0,6
2,0
0,6
0,6
1,0
0,6
0,4
1,0 0 , 6
0,4
0,6
0,4
0,4
0,2
0,2
0,2
0,6
0,5
0,4
0,4
0,2
0,2
0,2 0 , 4
0,2
0,4
0,0
зона
Атлантическая
300
зона
0,2
0,0
0,2
зона
0,4
0,2 0 , 4
0,2
0,2
249.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие
Глава
,
•$ •
I. Методы аэроклиматической обработки наблюдений над ветром и характеристика использованного материала . . .
§ 1. Основные климатические характеристики ветра . . . . .
§ 2. Вычисление климатических характеристик ветра с применением группировки по 8 румбам . . . . . :
§ 3. Законы распределения векторов ветра
§ 4, Вычисление климатических характеристик ветра в предположении справедливости закона кругового нормального
распределения
. .
§ 5. О законе распределения скоростей (модулей) ветра . . .
§ 6. Особенности климатической обработки наблюдений над
ветром
§ 7. Специальные климатические характеристики ветра . . .
§ 8. Построение аэроклиматических карт ветра . . . . . .
§ 9. Характеристика использованного материала наблюдений
над ветром
Глава
II. Зональная циркуляция
.
.
. . . . . . . . . . .
§ 1. Роль зональных движений в системе общей циркуляции атмосферы
. . . . . . . . . . . . . . . . . . .
§ 2. Некоторые физические процессы, обусловливающие существование зональной циркуляции атмосферы
§ 3. Краткий обзор схем зональной циркуляции атмосферы . .
§ 4. Средняя зональная циркуляция атмосферы над северным
полушарием
§ 5. Зимняя зональная циркуляция
§ 6. Летняя зональная циркуляция
250.
55 .
1428
3543
53
63
72'
81
87
.87
90
106
111
127
140
"
Глава
III. Меридиональная
циркуляция
§ 1. Общие понятия о меридиональных движениях в атмосфере
§ 2.. Теоретическое объяснение существования средней меридиональной циркуляции атмосферы . . . . . . . . . .
§ 3. Подсчет меридиональных потоков над северным полушарием
§ 4. Средняя меридиональная циркуляция над северным полушарием . .
§ 5. Меридиональные движения зимой в системе ложбин и гребней
, § 6. Л е т н я я меридиональная циркуляция
Литература
Приложения \
167 /
167
169
177
191
209
223
232
243
Гутерман Исай
Григорьевич
Р А С П Р Е Д Е Л Е Н И Е ВЕТРА
НАД СЕВЕРНЫМ ПОЛУШАРИЕМ
Р е д а к т о р Л. Л.
Беленькая
П е р е п л е т х у д о ж н и к а Е. Е.
Персона
Х у д о ж . р е д а к т о р Ю. Н.
Шаромов
Т е х н и ч . р е д а к т о р М. И.
Брайнина
К о р р е к т о р ы : А. А.
Гинзбург
и В. С.
Игнатова
С д а н о в н а б о р 30/XII 1964 г.
Подписано
к п е ч а т и 2 6 Д Н 1965 г.
Б у м а г а бОхЭО'/и.
Б у м . л . 7,88. П е ч . л . 15,75. У ч . - и з д . л . 16,98.
Т и р а ж 800 э к з .
М-21108
И н д е к с МЛ-177
Гидрометеорологическое издательство.
Л е н и н г р а д , В-53, 2 - л и н и я , д о м № 23.
З а к а з N° 1
Ц е н а 95 коп.
Т е м . п л а н 1965 г , № 43
Ленинградская типография № 8
Главполиграфпрома Государственного
Комитета Совета Министров СССР
по п е ч а т и
Л е н и н г р а д , П р а ч е ч н ы й пер., 6