Содержание к диссертации
Введение
Глава I Явление Эль-Ниньо - Южное колебание и планетарная циркуляция атмосферы 9
1.1. Явление Эль-Ниньо и общепланетарная циркуляция 9
1.2. Связь явления Эль-Ниньо с индийским муссоном 22
1.3. Зимний азиатский и летний австралийский муссоны и явление Эль-Ниньо - Южное колебание 32
1.4. Дальние связи явления Эль-Ниньо Южное колебание 3 6
1.5. Классификация явлений Эль-Ниньо Южное колебание 39
Глава II Материалы и методика исследования 45
2.1. Материалы 45
2.2. Методика построения карт 49
2.3. Индекс циркуляции скорости ветра, разработанный на кафедре метеорологии и климатологии 52
2.4. Метод разложения случайных полей на естественные ортогональные составляющие 53
2.5. Расчет потенциала скорости дивергентного ветра 56
2.6. Метод выделения максимально сковариированных распределений из двух пространственно-временных полей 57
2.7. Оценка связей методом корреляционного анализа 60
Глава III Циркуляция планетарного масштаба в тропической зоне 62
3.1. Климатические характеристики ветра в тропосфере тропической зоны земного шара 63
3.1.1. Зональная циркуляция в тропосфере тропической зоны 64
3.1.2. Изменчивость средней зональной циркуляции 77
3.1.3. Средняя зональная циркуляция в тропосфере тропической зоны 81
3.1.4. Меридиональная циркуляция в тропосфере тропической зоны 94
3.1.5. Средняя меридиональная циркуляция в тропосфере тропической зоны 99
3.2. Атмосферная циркуляции я низких широтах в периоды теплых и холодных фаз явления ЭНКЖ 111
3.2.1. Перестройка атмосферной циркуляции в тропиках в период теплой фазы явления ЭНКЖ (события Эль-Ниньо) 114
3.2.2. Холодная фаза явления ЭНКЖ (события Ла-Нинья) 130
3.3. Основные закономерности низкочастотной изменчивости средней зональной циркуляции в тропосфере над тропической зоной земного шара 145
Глава IV Синоптические процессы над тропиками Тихого океана в периоды различной активности экваториальной зоны западных ветров в Эль-Ниньо 1982-1983 гг. и 1997-1998 гг . 150
4.1. Критерии выделения и классификации экваториальной зоны западных ветров 153
4.2. Атмосферная циркуляция в периоды различной активности экваториальной зоны западных ветров в фазу кульминации явления Эль-Ниньо - Южное колебание 1982-1983 гг . 157
4.3. Особенности атмосферной циркуляции в период кульминации явления Эль-Ниньо 1997-1998 гг. 180
4.4. Тропический циклогенез на фотографиях облачности с геостационарного спутника 200
Глава V Связь тропического циклогенеза и экваториальной зоны западных ветров и аномалий температуры поверхностных вод экваториальной части Тихого океана 211
Заключение 226
Список литературы 234
- Связь явления Эль-Ниньо с индийским муссоном
- Индекс циркуляции скорости ветра, разработанный на кафедре метеорологии и климатологии
- Атмосферная циркуляции я низких широтах в периоды теплых и холодных фаз явления ЭНКЖ
- Атмосферная циркуляция в периоды различной активности экваториальной зоны западных ветров в фазу кульминации явления Эль-Ниньо - Южное колебание 1982-1983 гг
Введение к работе
Процессы атмосферной циркуляции в тропической зоне, занимающей почти половину поверхности земного шара, оказывают самое существенное влияние на циркуляцию, погоду и климат умеренных широт. Без изучения условий и закономерностей атмосферной циркуляции в тропических широтах не могут быть решены и многие общие проблемы глобальной циркуляции атмосферы и вопросы формирования климата Земли в целом.
Тропическая зона — один из наименее изученных в метеорологическом отношении районов земного шара. Несмотря на успехи последнего времени, состояние тропической метеорологии заметно отстало от метеорологии внетропической и вовсе не случайно, что сам термин тропическая метеорология вошел в обиход лишь после второй мировой войны. Исторически сложилось так, что сеть станций в тропиках по разным причинам оказалась намного реже, чем в умеренных и высоких широтах. Кроме того, она оказалась крайне неравномерной даже на суше. Плохая освещенность данными в тропической атмосфере усугубляется еще тем, что по мере приближения к экватору изменчивость давления и температуры в пространстве и во времени убывает и в значительной части тропиков сопоставима с ошибками измерений. Поэтому применять обычный анализ к данным зондирования в тропической атмосфере затруднительно.
Определенную роль в отставании тропической метеорологии сыграло и то обстоятельство, что на основе слишком широкой интерпретации имевшихся наблюдений существовало полуаприорное представление о принципиальной простоте атмосферных процессов в тропиках в сравнении с процессами более высоких широт и о возможности свести тропическую погоду к климату и, тем самым, тропическую метеорологию к климатологии. По мере роста наблюдений в тропиках, особенно аэрологических, стала очевидной ошибочность этого представления. Да и сама климатология тропиков оказалась не такой уж простой. Пожалуй, наиболее яркими примерами этого являются обнаружившиеся отсутствие непрерывного глобального пояса антипассатов и синоптическая изменчивость тропической циркуляции.
Формулируя причины, которые заставляют выделить атмосферу в тропиках как объект самостоятельного исследования, в первую очередь, необходимо указать на отсутствие возможности использования геострофического соотношения между полями ветра и давления даже в качестве первичного приближения. Вторая причина - это существенная неадиабатичность атмосферы в тропиках даже в пределах суток, обусловленная главным образом конвективными конденсационными процессами, характерные масштабы которых малы по сравнению с масштабами синоптических процессов. При этом, в свою очередь, возникает вопрос о взаимодействии процессов различного масштаба и встает проблема разработки методов оценки влияния мелко- и мезомасштабных циркуляционных систем в тропиках на циркуляцию синоптического и планетарного масштабов.
Возрастанию интереса к тропической циркуляции способствовало также внедрение в оперативную практику численного прогноза полей давления и температуры в передовых странах, расположенных в умеренных широтах. При этом, сразу встал вопрос, какие условия следует поставить на границах области интегрирования. Создание полусферических моделей численного прогноза естественным образом привело к необходимости определить граничные условия на экваторе. За неимением ничего лучшего принимались условия «стенки» на экваторе (меридиональная составляющая ветра равна О, зональная составляющая равна скорости геострофического ветра), либо в силу малой изменчивости в тропиках полей ветра и давления, на границах принимались их климатические значения. Естественно, требовалось проверить эти допущения и оценить, в какой степени они влияют на качество прогнозирования в умеренных широтах.
Исследования в тропической зоне заняли одно из важнейших мест в Программе исследования глобальных атмосферных процессов (ПИГАП), возникновение которой было обусловлено необходимостью неотложного решения на качественно новом уровне проблем, связанных с совершенствованием численных методов прогноза погоды. Среди них важнейшая - построение более совершенных физико-математических моделей циркуляции атмосферы, базирующихся на учете реально происходящих в атмосфере физических процессах. Именно огромная роль тропической зоны в формировании глобальных атмосферных процессов и сравнительно малая ее изученность «заставили» организаторов ПИГАП начать исследования с Атлантического тропического эксперимента (АТЭП). В порядке подготовки к АТЭП были проведены Барбадосский океано-метеорологический эксперимент (БОМЭКС), Атлантический эксперимент СССР (ТРОПЭКС-72). Для изучения глобальной структуры метеорологических полей, связанных с муссонной циркуляцией, была также проведена серия международных экспериментов, таких как Международная индоокеанская экспедиция (1963-1965 гг.), Индийско-советский муссонный эксперимент (ИСМЭКС-73), экспедиция «Муссон-77», Западно-африканский муссонный эксперимент (ЗАМЭКС) и, наконец, Зимний и Летний МОНЭКС, проведение который совпало с наблюдательными периодами Первого глобального эксперимента ПИГАП (ПГЭП). Несомненно, проведение ПГЭП и региональных экспериментов дало мощный толчок метеорологическим исследованиям в тропиках.
Изучение атмосферных процессов в тропиках заняло важное место во Всемирной программе исследований климата (ВПИК), созданной ВМО. С этой целью, в рамках ВПИК, была разработана программа «Исследование тропических областей океана и глобальной атмосферы» (ТОГА), основной задачей которой являлось изучение крупномасштабных климатических изменений в тропической зоне океанов и глобальной атмосфере и получение описания тропических океанов и глобальной атмосферы - как системы, определяемой временным фактором, с целью определения пределов предсказуемости этой системы в масштабах времени от нескольких месяцев до нескольких лет. При этом, установлено, что взаимодействие океана и атмосферы наиболее эффективно проявляется в тропиках, где, ввиду малости силы Кориолиса, тропические океаны характеризуются относительно быстрой динамической и термической реакцией на возмущения атмосферы, что контрастирует с условиями умеренных и высоких широт, где более медленная реакция океана обуславливает гораздо более слабую зависимость глобальных циркуляции океана и атмосферы.
В соответствие с планом реализации Всемирной Программы Исследования Климата (ВПИК) по проблеме мониторинга климатической системы были выработаны рекомендации относительно основных параметров климата, подлежащих мониторингу. В числе наиболее приоритетных параметров атмосферы, представляемых в виде глобальных полей, указывается поле ветра или линии тока в нижней (поверхность 850 гПа) и верхней (200 гПа) тропосфере тропиков. При этом, особое внимание обращается на циркуляционные характеристики климата: системы пассатов и муссонов, ВЗК и центры действия атмосферы, струйные течения и преобладающие траектории тропических циклонов.
Одной из главных задач программы ТОГА было всестороннее изучение явления Эль-Ниньо - Южное Колебание (ЭНЮК), которое является наиболее ярким примером глобальных аномалий климата, метеорологические последствия которых сказываются на погодных условиях всего земного шара в течение нескольких лет. ЭНЮК проявляется как в значительном потеплении поверхностных вод тропического Тихого океана, так и в крупномасштабной перестройке атмосферной циркуляции, прежде всего в тропическом регионе, которая, в свою очередь, посредством дальних связей оказывает воздействие на климат и погоду умеренных широт. Именно поэтому понимание механизма и эволюции этого явления может внести большой вклад в развитие новых методов долгосрочных прогнозов погоды.
Появление в последние годы принципиально новой глобальной информации по основным параметрам свободной атмосферы в узлах сетки 2,5 на 2,5° (ежедневные и среднемесячные данные Европейского центра среднесрочных прогнозов погоды и данные Reanalysis NCEP/NCAR, выгодно отличающиеся по полноте, однородности и достоверности от всего того, что имелось до настоящего времени) позволяет проводить разносторонние исследования этого глобального климатического явления. В связи с вышесказанным, предлагаемая работа, посвященная комплексному изучению крупномасштабной перестройки атмосферной циркуляции в тропиках в период событий ЭНЮК и выяснению причин формирования и эволюции теплой и холодных фаз этого явления, приобретает особую актуальность и значимость.
Связь явления Эль-Ниньо с индийским муссоном
На нашей Земле с ее современной географией муссонная циркуляция столь же «нормальна», как и пассатная [Петросянц М.А., 1987]. Еще СП. Хромов указывал на связь муссонной циркуляции с глобальной перестройкой воздушных течений [Хромов СП., 1956]. Затем, в многочисленных работах Кришнамурти (см.., например, [Krishnamurti T.N., 1971; Krishnamurti T.N., 1978; Krishnamurti T.N., 1986]) подчеркивался глобальный характер муссонов. Действительно, отвлекаясь от колебаний интенсивности как пассатной, так и муссонной циркуляции, и рассматривая устойчивость этих циркуляции в годовом цикле, можно утверждать,что она равняется 100% в том смысле, что в 100% лет над Атлантическим и Тихим океанами наблюдаются пассаты и в 100% лет над Азией наблюдаются летний азиатский и зимний азиатский муссоны. Действительно, муссон может быть ранним или поздним, интенсивным или слабым, но за всю историю наблюдений не было ни единого года, когда не наблюдался бы летний или зимний муссон как циркуляционная система [Петросянц М.А., 1987].
Исследование связи азиатского муссона с ЭНКЖ было начато Уокером в 1923г. [Walker G.T., 1923]. Он обнаружил, что существует ряд циркуляционных систем, покрывающих огромные области земного шара, которые колеблются с низкими частотами (период порядка несколько лет). Наиболее значительной системой является Южное колебание, имеющее период 3-5 лет. Количественной мерой этой циркуляционной системы служит индекс Южного колебания. Периоды, когда значения ИЮК отрицательные, соответствуют явлениям Эль-Ниньо, а положительные - Ла-Нинья. Согласно исследованиям Барнетта, Верма, Ропелевски, Торенса и др. [Barnett Т.Р., 1984; Meehl G.A., 1987; Meehl G.A., 1997; Ropelewski C.F. and Jones P.D., 1987; Ropelewski C.F., Halpert M.S., Wang X., 1992; Tomita T. and Yasunary Т., 1996; Verma R.K., 1995], в межгодовой изменчивости существуют колебания с периодом от 4 до 6 лет. Исследования Ясунари [Yasnuari Т., 1990] показали, что существует также двухлетняя компонента изменчивости ИЮК, которая обнаружена в изменчивости таких параметров, как осадки, приземное давление, приземный ветер, температура поверхности океана, но только в экваториальной части Тихого океана, основном районе ЭНКЖ [Ropelewski C.F., Halpert M.S., Wang X., 1992; Verma R.K., 1995; Ropelewski C.F. and Halpert M.S., 1987; Lau K.-M. and Yang S., 1996; Mohanty P.K. and Dash S.K., 2000]. Это позволило авторам исследований высказать предположение, что именно экваториальная зона Тихого океана в районе линии смены дат является основным источником низкочастотной изменчивости ЭНКЖ. А в тропическом регионе Индийского океана, согласно исследованиям Торенса [Torrence С. and Webster P.J., 1999], Тренберта [Trenberth К.Е., 1975], Барнета [Barnett Т.Р., 1984], Харрисона [Harrison D.E., Schopf P.S.,1984], Мила [МееЫ G.A., 1987; МееЫ G.A., 1997], Киладиза и ван Луна [Kiladis G.N. and Н. van Loon, 1998], Ропелевски, [Ropelevski C.F., Halpert M.S., Wang X., 1992], в межгодовой изменчивости приземных параметров двухгодичная изменчивость выделена в качестве основной.
Но в связи с тем, что за последнее время меняется характер океанических и атмосферных колебаний, то вопрос о переходе от теплого события к холодному остается до сих пор открытым и говорить о наличии каких-либо закономерностей в повторяемости этих событий пока преждевременно.
Принципиально отличная точка зрения на связь между индийским муссоном и циркуляцией в тропиках была высказана Нормандом [Normand С, 1953], который предположил, что межгодовая изменчивость муссона влияет на изменения в основном ритме Южного колебания и, следовательно, Эль-ниньо. Он писал: «.. .к сожалению, для Индии Южное колебание в июле — августе в фазу активного муссона имеет много значительных связей с более поздними явлениями... Поэтому индийский муссон выделяется как активная, а не как пассивная особенность в мировой погоде». В ряде исследований, например, в работах Барнетта [Barnett Т.Р., 1984], Ясунари [Yasunary Т., 1991], Вебстера и Янга [Webster P.J., 1992; Webster P.J. and Yang S., 1992], Лау [Lau N.C. and Nath M.J., 2000, Lau K.-M. and Yang S., 1996; Laval K., Raghava R., Polcher J., Sadourny R. and Forichon M., 1996], так же показано, что муссонная циркуляция, развивающаяся в Индийском и западной части Тихого океана, не является пассивной составляющей.
Связь приэкваториальной циркуляции атмосферы над Тихим и Индийским океанами с развитием и затуханием муссона, с его межгодовыми колебаниями обнаружили и другие авторы [Taylor R, 1973; Watts J.E., 1965; Chang СР., bCrishnamurty T.N., 1987; Витвицкий Г.Н., 1971; Динамика, 1983; Перелаборд П., 1963; Рамедж К., 1976]. Эти ранние исследования очень важны, т.к. кроме азиатско-австралийской муссонной системы не было найдено больше ни одной циркуляционной системы, которая была бы связана с ЭНЮК. Сейчас известно, что интенсивность развития и фаза ЭНЮК могут зависеть и от других факторов, которые влияют на структуру океана, но индийский муссон - это циркуляционнаясистема, обладающая существенной изменчивостью и оказывающая влияние на огромных пространственных и временных масштабах.
Так, позднее Сикка [Sikka D.D., 1995] обнаружил, что теплые воды в восточной части Тихого океана (Эль-Ниньо) появляются, главным образом, в годы слабого муссона. Годом сильного (слабого) муссона является год, в котором индекс осадков выше (ниже) нормы. Сикка впервые поставил вопрос о существовании единой системы океан - атмосфера бассейнов Индийского и Тихого океанов.В 1984 году Барнетт [Barnett Т.Р., 1984] высказал предположение о взаимодействии индийского муссона и юго-восточного пассата в экваториальной
Индекс циркуляции скорости ветра, разработанный на кафедре метеорологии и климатологии
Для обобщения вертикальной структуры ветра строились по среднемесячным данным для центральных месяцев зимы и лета серии меридиональных разрезов для всей тропической зоны (от 45 с.ш. до 45 ю.ш.). При построении таких разрезов был использован разработанный на кафедре метеорологии и климатологии географического факультета МГУ Петросянцем М.А. [Петросянц М.А., Гущина Д.Ю., 1998] новый видоизмененный индекс циркуляции скорости ветра, который позволяет описывать крупномасштабные воздушные течения. Этот индекс рассчитывается для каждой из 8 изобарических поверхностей (925, 850, 700, 500, 300, 250, 200 и 100 гПа) по следующей формуле: где и( р) - зональная составляющая среднемесячного ветра на широте / ; dl p=azos(pdk\ а - радиус Земли; ср - широта; Л - долгота. Границы интегрирования были следующими q 0 = 0 и срп = 2л-. Для отдельных регионов тропиков - над акваториями Индийского (от 45 с.ш. до 45 ю.ш. и от 40 в.д. до 120 в.д.) и Тихого океанов (от 45 с.ш. до 45 ю.ш. и от 140 в.д. до 80 з.д.) по формуле (1) рассчитывалась средняя зональная скорость ветра со следующими границами интегрирования: 7 13 для акватории Тихого океана р0= -л и рп= —л для акватории Индийского океана 0= -ли рп= —л. Построенные таким образом меридиональные разрезы зонального ветра реально отражают движения в атмосфере, в которой преобладает зональная циркуляция. Знание особенностей распределения составляющих зональной циркуляции атмосферы и отсюда правильное представление о положении раздела западных и восточных ветров необходимы для оценки различных теоретических моделей общей циркуляции. Чтобы лучше понять динамику меридиональных возмущений от сезона к сезону были построены вертикальные разрезы (в слое от 925 до 100 гПа) средней меридиональной циркуляции результирующего вектора ветра в январе и июле вдоль экватора, 20с.ш., 20ю.ш., 40с.ш. и 40ю.ш. Правильная картина зональной и меридиональной циркуляции над тропической зоной может помочь в установлении допустимых пределов упрощений сложных уравнений гидродинамики и термодинамики, применяемых для описания процессов погоды. Граница между восточными и западными ветрами является той поверхностью, через которую в верхних слоях атмосферы перетекают массы из области восточных ветров в область западных, а в нижних наоборот [Е Ду-чжен, Чжу Бао-чжэнь, 1961]. Знание того, как расположена эта поверхность, необходимо и для учета переноса момента количества движения, баланс которого является одним из основных механизмов существования и поддержания средней зональной и средней меридиональной циркуляции. Именно момент количества движения переносится в меридиональной циркуляции ячейкой Гадлея от приземного слоя восточных ветров в более высокие слои атмосферы. Здесь преимущественно и осуществляется перенос момента количества движения в средние широты [Гутерман И.Г., 1965]. Для исследования низкочастотной изменчивости зональной составляющей атмосферной циркуляции применялся метод разложения случайных полей на естественные ортогональные составляющие (ЕОФ), так как разложение случайной функции по ЕОФ по сравнению с разложением по ее любой другой системе ортонормированных функций или векторов дает наиболее быстрое убывание дисперсии от одной составляющей к другой. Многочисленные примеры вычислений ЕОФ для геофизических полей приведены в монографии [Мещерская А.В., Руховец Л.В., Юдин М.И., Яковлева Н.Н., 1970]. Разложение случайной функции X(t) =Rm по базису \ рк}"к=1 , где п т, равносильно вычислению проекции функции X(t) на п -мерное ортогональное пространство {р ., с{ ;=1}.
Атмосферная циркуляции я низких широтах в периоды теплых и холодных фаз явления ЭНКЖ
После анализа средней климатической картины атмосферной циркуляции в низких широтах, куда также вошли все наблюдавшиеся с 1948 по 1998 гг. случаи теплой (Эль-Ниньо) и холодной (Ла-Нинья) фаз явления ЭНЮК, представляло интерес рассмотреть атмосферную циркуляцию в тропиках раздельно для событий Эль-Ниньо и Ла-Нинья. С этой целью, как уже отмечалось в главе II, используя классификацию М.А. Петросянца и Д.Ю. Гущиной [Петросянц М.А., Гущина Д.Ю., 2002] было выделено случаев с Эль-Ниньо в январе 12, в апреле - 8, в июле — 12 и в октябре - 12 за все исследуемые годы. Случаев, когда наблюдалось явление Ла-Нинья, в январе было 18, в апреле - 15, в июле - 12 и в октябре - 19 за все исследуемые годы.
Построенные впервые раздельно для Эль-Ниньо и Ла-Нинья композиционные поля наиболее показательных характеристик циркуляции атмосферы и аномалий ТПО показали, что наиболее значимые изменения в картине атмосферной циркуляции в период этих событий происходили преимущественно летом Южного полушария и затронули, главным образом, тропическую зону Тихого океана и прилегающие к ней участки континентов. Изменения циркуляции в других районах тропиков и в другие сезоны были не столько яркими и масштабными. Поэтому в дальнейшем главное внимание при анализе мы уделим январской картине циркуляции и преимущественно над Тихим океаном. По этой же причине, построенные композиционные карты-схемы демонстрируют только январские события в Тихом океане. Эти региональные карты тропиков, являясь практически точной копией карт всей тропической зоны, призваны отразить только самые яркие эпизоды перестройки поля ветра и температуры поверхности Тихого океана, происходившие в нижней и верхней тропосфере в резко контрастирующие фазы явления ЭНЮК.
Из январской карты распределения зонального ветра для нижней тропосферы (рис.3.29) видно, что самые примечательные события в тропической зоне в период теплой фазы ЭНЮК произошли над Тихим океаном, где экваториальные западные ветры, заменившие традиционный для Тихого океана восточный пассатный перенос, простираются (вблизи изобарической поверхности 850 гПа) практически в непрерывной полосе от Индонезии и Северной Австралии до 120 з.д. Таким образом, даже в среднем за все годы с Эль-Ниньо экваториальные западные ветры продвинулись на восток Тихого океана более, чем на 6 тыс. км от своего среднего климатического положения. Особенно ярко это проявилось на карте распределения аномалий зонального ветра (рис. 3.32,а), где отчетливо видно, что к востоку от линии смены дат крупномасштабная аномалия западноговетра достигает 10 м/с. Ни в одном другом районе тропической зоны не наблюдается таких исключительно сильных аномалий. При этом даже на изобарической поверхности 700 гПа (вблизи высоты 3 км) скорости западного ветра в центре океана превышали 4 м/с (рис. 3.30,а). И, наконец, самое удивительное, что даже вблизи высоты 5 км (изобарическая поверхность 500 гПа) преобладание западной компоненты над экватором, разделяющей восточные пассаты северного и южного полушарий, прослеживается вплоть до 110 з.д.!!! На средних картах это показано впервые. Подобное проникновение ЭЗЗВ в среднюю тропосферу отмечалось только в Индийском океане в период разгара летнего индийского муссона. Примечательно, в период теплой фазы ЭНЮК летний австралийский муссон ослаблен, и связанная с ним западная составляющая ветра практически не проникает на Австралийский континент.
В верхней тропосфере в январе также наблюдается существенные отличия от климатической картины. Так, на рис. 3.31 на изобарических поверхностях 300 и 200 гПа видно, что над аномалией нижних западных экваториальных ветров далеко к востоку (вплоть до 150 з.д.) над экватором формируется зона верхнетропосферного восточного переноса нетипичная для центральных областей Тихого океана. Это наглядно видно из карты распределения аномалий зональной составляющей вектора ветра на изобарической поверхности 200 гПа (рис 3.32,6), где над центральными и восточными районами тропического Тихого океана аномалии восточного ветра превышали 10 м/с, что значительно превышает по величине аномалии ветра в других тропических регионах.
Рассмотренные выше особенности зональной циркуляции в тропической зоне Тихого океана видны на осредненном для этого региона разрезе, где особенно четко выделяется экваториальная зона западного ветра, разделяющая макромасштабные ветровые системы пассатов северного и южного полушарий. На рис. 3.33 видно, что в экваториальной зоне Тихого океана появляется обширная зона западных ветров. И, хотя скорости
Атмосферная циркуляция в периоды различной активности экваториальной зоны западных ветров в фазу кульминации явления Эль-Ниньо - Южное колебание 1982-1983 гг
С целью изучения синоптического механизма формирования периодов различной активности экваториальной зоны западных ветров, в каждом классе были выбраны типичные ситуации (дни), для которых в дальнейшем проводится комплексный анализ условий атмосферной циркуляции в нижней и верхней тропосфере с выделением центров тропических депрессий и штормов на поверхности 850 гПа. и высотных антициклонов и верхнетропосферных ложбин на поверхности 200 гПа.
Всего рассмотрим пять типичных ситуаций: три для класса активной ЭЗЗВ (23 января, 31 января и 21 февраля) и по одной для классов «норма» (8 февраля) и «перебой» (26 декабря).
Ситуация, близкая к классу «норма». Как отмечалось выше, к этому классу относятся случаи, когда ЭЗЗВ не распространяется восточнее 180, а скорость западного ветра колеблется в пределах 5-9 м/с. Макет такой ситуации для поверхностей 850 и 200 гПа взят из средней месячной картины зонального климатического ветра для января, рассмотренного в главе III, и согласованной с картами атласа Е.К.Семенова и О.Г.Корнюшина [Семенов Е.К., Корнюшин О.Г., 1988]. В качестве типичного дня для этой ситуации было выбрано 8 февраля 1983 года.
Как видно на рис. 4.2,а зонального ветра, в нижней тропосфере, 8 февраля зона западных ветров простиралась от 100 в.д. (от Индонезии, через Новую Гвинею) на восток примерно до 180, а скорость западной составляющей не превышала 4-5 м/с. При этом, очаги максимальной скорости западного ветра локализованы преимущественно над крайними западными районами тропической зоны Тихого океана. В поле векторов результирующего ветра (рис. 4.3,а) в этой ситуации выделяются два центра с циклонической циркуляцией, расположенные в тропиках южного полушария на западе Тихого океана, генетически связанные с циркуляцией летнего муссона Северной Австралии. По их северной периферии, обращенной к экватору, формируются устойчивые западные ветры, распространяющиеся на запад южных тропиков Тихого океана практически до 180. Другой важной особенностью нижней тропосферной циркуляции для рассматриваемого класса ЭЗЗВ является существование интенсивного пассата над центральными и восточными районами Тихого океана, что типично длякласса «норма» и подтверждает сходство анализируемой ситуации со средней климатической картиной.
Особо следует остановиться на вертикальной мощности экваториальной зоны западных ветров. Из рис. 4.2, б видно, что даже на высоте 5 км (500 гПа) на западе Тихого океана существует хорошо выраженный западный перенос со скоростями 5-10 м/с, при этом, локализация двух очагов максимальных скоростей западного ветра практически совпадает с локализацией двух центров тропических циклонов на карте результирующих векторов ветра на изобарической поверхности 850 гПа (рис. 4.3, а). Все это наглядно свидетельствует о наличии органической связи между ЭЗЗВ и тропическим циклогенезом. Подробнее об этом будет сказано ниже при анализе активных периодов Эль-Ниньо.
В верхней тропосфере картина циркуляции резко меняется. На рис 4.2,в видно, что 8 февраля на западе Тихого океана над районами с циклонической деятельностью располагались высотные антициклонические вихри, локализация которых над экваториальным Тихим океаном также не выходит за пределы восточного полушария. Именно благодаря их существованию, в верхней тропосфере над ЭЗЗВ отмечается восточный перенос. На карте результирующего ветра на поверхности 200 гПа (рис. 4.3,6) видно, что два очага максимальных скоростей восточного ветра локализованы, соответственно, вблизи Индонезии (110в.д.) и к востоку от Новой Гвинеи (170в.д.-180). Над восточной частью тропиков Тихого океана в верхней тропосфере уже преобладают западные ветры, связанные с циркуляцией верхнетропосферных ложбин (ВТЛ), проникших в тропики из умеренных широт северного и южного полушария (рис. 4.3,6).
Совместный анализ карт распределения потенциала скорости дивергентного ветра (ПСДВ) в нижней и верхней тропосфере позволяет исследовать структуру, локализацию и интенсивность вертикальных ячеек циркуляции. Прежде всего, интересно рассмотреть тихоокеанскую ячейку зональной циркуляции Уокера, развивающуюся в экваториальной зоне между морским континентом Индонезии и центром Тихого океана. Как видно на рис.4.4 8 февраля 1983 г. над Индонезией и Северной Австралией в нижней тропосфере располагалась область отрицательных значений ПСДВ (конвергенция воздушных потоков), а в верхней тропосфере - обширная область положительных значений ПСДВ (дивергенция воздушных течений). Такое сочетание полей ПСДВ приводит к развитию интенсивных восходящих движений, существовавших над Индонезией и западом Тихого океана при ситуации, близкой к классу «норма». Нисходящая ветвь этой ячейки была слабо выражена и наблюдалась в центральной части Тихого океана.
Ситуации, близкие к классу «активный». Наибольший интерес вызывает анализ случаев, относящихся к классу «активный», так как именно при этих ситуациях в тропиках над Тихим океаном формируется аномалия западных ветров, с которой связывают кульминацию всего события Эль-Ниньо. В связи с этим, для этого класса явлений рассмотрим три типичных ситуации, каждая из которых, несмотря на общую схожесть, имеет свои индивидуальные особенности.
Самым ярким периодом в Эль-Ниньо 1982-83гг. была вторая половина января (с 16 по 31) 1983г. Поэтому для этого периода рассмотрим две ситуации - 23 и 31 января.23 января 1983г. зона западных ветров в нижней тропосфере (рис.4.5,а) простиралась в тропиках Тихого океана - от острова Калимантан (120 в.д.) до Маркизских островов во Французской Полинезии (130 з.д.), т.е. почти над 1/3 частью всей тропической зоны земного шара наблюдался западный перенос воздушных масс. При этом, в поле зонального ветра отмечались четыре очага максимальных скоростей, в которых скорость западной составляющей превышала 12-14 м/с и, если учесть, что меридиональная компонента составляет 3-5 м/с, то результирующая скорость могла достигать 16 м/с, т.е. циклонические возмущения, которые формировали такую аномальную ЭЗЗВ, достигали стадии тропического шторма. Локализацию
