133_p2297_B2_11771

ность на этой ветви арктического фронта практически уже не влияет на центральные районы Сибири.

Основным тропосферным образованием во все сезоны года над Арктическим бассейном является циркумполярный вихрь, сменяющийся летом в стратосфере полярным стратосферным антициклоном. Эти образования, особенно циркумполярный вихрь (ЦПВ), являются своеобразными дирижѐрами в сезонных преобразованиях планетарных высотных фронтальных зон в северном полушарии, и, следовательно, оказывают непосредственное влияние на сезонную структуру термобарического поля в тропосфере. Поэтому рассмотрим климатические и структурные особенности ЦПВ [Педь, 1973; Нестерова, Каткова, 1987]

1.2.Циркумполярный вихрь

Как известно, полярные области являются зонами стока энергии, регулирующими глобальную циркуляцию.

Циркумполярным вихрем называется общее движение воздуха вокруг полюса (против часовой стрелки), на которое налагаются возмущения различного происхождения. Формируется ЦПВ под влиянием следующих факторов: 1. Радиационного баланса в арктических широтах. 2. Вращения Земли. 3. Подстилающей поверхности, которая влияет на интенсивность, сезонные особенности и географическое положение [Педь, 1973]

Вертикальная структура ЦПВ существенно изменяется от сезона к сезону. Зимой на фоне господствующего радиационного выхолаживания циркумполярный вихрь отмечается на всех стандартных барических уровнях – до 50 и более километров. У поверхности океанических и материковых льдов образуется приземный арктический антициклон. Это образование существует во все сезоны года, наиболее развито зимой, но всѐ время эволюционирует в зависимости от траекторий циклонов, проходящих через арктический бассейн и активности Азиатского антициклона. Последний нередко именно через арктический антициклон, усиливая его, взаимодействует с Канадским антициклоном.

Заполнение ЦПВ вначале происходит на верхних уровнях (более 30 км) после весеннего равноденствия из-за повышения температуры воздуха, прежде всего в стратосфере и верхней тропосфере. Заполнение его происходит фрагментарно, что указыва-

11

ет и на влияние подстилающей поверхности в локальном прогреве тропосферы.

Летом циклоническая циркуляция (ЦПВ) распространяется только до уровня 100 гПа, а выше полярный циклонический вихрь сменяется стратосферным антициклоном, интенсивность которого увеличивается до уровня AT10 гПа и выше.

Вначале лета в стратосфере устанавливается восточная циркуляция. При этом область субтропического антициклона медленно смещается к северу: к полюсу вытягивается тропосферный гребень (чаще с Тихого океана), в котором и возникает летний стратосферный антициклон с самостоятельной областью тепла, усиливающейся за счѐт радиационных процессов. Этот антициклон может быть неустойчивым, если очаг тепла не усиливается за счѐт радиационного фактора, и даже разрушается при ослаблении меридионального обмена.

Стратосферный антициклон ослабевает в конце лета и постепенно разрушается снизу вверх. Основной причиной является уменьшение солнечной инсоляции, увеличение радиационного выхолаживания подстилающей поверхности и тропосферы. Антициклон при этом делится на два частных ядра, которые постепенно отходят к югу.

Воктябре радиационное выхолаживание распространяется и на стратосферу, и циркумполярный вихрь вновь господствует в пределах всей атмосферы северного полушария.

Климатологическая характеристика циркумполярного вих-

ря. В пределах тропосферы ЦПВ чаще всего имеет несколько центров. Поэтому полюс циркуляции установить трудно. Полюс циркуляции не всегда совмещается с центром наиболее глубокого циклона над Арктическим бассейном. Траектория движения цен-

тра циркуляции на карте AT500 гПа описывает эллипс, большая

ось которого направлена по линии Чукотка – Гренландия. Наиболее близкое положение центра ЦПВ к географическому полюсу наблюдается в июле и августе.

Летом циркумполярный вихрь имеет один центр и более всего приближен к географическому полюсу. Зимой ЦПВ чаще всего является двуцентровым, а иногда в его систему входит и третий центр – атлантический тропосферный циклон.

Глубина ЦПВ находится в зависимости от притока солнечной радиации и сильно изменяется во времени. Наибольшее зна-

12

чение геопотенциала в центре ЦПВ на карте AT100 гПа отмечает-

ся в июле (1644 дкм), а наименьшее значение (1512 дкм) отмечается в январе и феврале. Среднегодовое значение геопотенциала

в центре ЦПВ, равно 1576 дкм, а амплитуда А = Нмакс – Нмин = 132 дкм. С увеличением высоты амплитуда годовых колебаний возрас-

тает. Относительное изменение амплитуды = А/ Н % = 7,9 %, где

Н – среднегодовое значение геопотенциала в центре ЦПВ отражает взаимодействие термического и барического полей в районе господства ЦПВ. При малых значениях вся тропосфера в арктических широтах сходно реагирует на годовые колебания температуры воздуха в области ЦПВ [Педь, 1973; Нестерова, Катко-

ва, 1987]

На более высоких уровнях AT50 – AT30 гПа летом циклони-

ческий вихрь всегда сменяется антициклоническим. Продолжительность антициклонической циркуляции в стратосфере увеличивается с высотой. Если на AT50 гПа стратосферный антицик-

лон существует только в мае – июле, то на карте AT30 гПа период

с антициклонической циркуляцией более длительный: с мая по август, включительно. В остальное время года на всех уровнях преобладает циклонический вихрь. В среднем за год над Полярным бассейном господствует циклонический вихрь.

Изменение во времени геопотенциала в центре ЦПВ, хоть и связано с годовым ходом солнечной радиации, но по-разному проявляется в тропосфере и стратосфере.

В тропосфере повышение геопотенциала определяется термическим воздействием подстилающей поверхности, а в стратосфере – поглощением ультрафиолетовой радиации озоном (О3). Поэтому на значительных высотах продолжительность существования антициклонического вихря больше, чем в нижней стратосфере.

Особенности циркуляции в северном полушарии обусловлены не только мощностью ЦПВ, но и его географическим положением. Миграция в пространстве ЦПВ, возможно, определяется сезонным изменением термического состояния подстилающей поверхности, а также изменением магнитного поля, интенсивностью полярных сияний и др. Большую роль в пространственном смещении ЦПВ играют и фронтальные циклоны, вовлекаемые в его циркуляцию при миграции над арктическим бассейном [Педь,

1973].

13

В тропосфере в тѐплое время года центр ЦПВ находится вблизи географического полюса, а в холодное полугодие значительно от него отклоняется. Значительное смещение центра ЦПВ наблюдается и по высоте: как правило, он следует за тропосферным очагом холода. Стратосферный антициклон следует в про-

странстве за миграцией стратосферного очага тепла. Тропо-

сферный очаг холода формируется в результате охлаждения воздуха в полярную «ночь». Стратосферный очаг тепла является следствием нагревания воздуха при процессах диссоциации молекулярного кислорода с последующим образованием озона и адвекции тепла с Тихого океана.

Например, в январе центр циклона на карте AT500 гПа рас-

полагается на севере Баффиновой Земли, а с высотой перемещается в район географического полюса, но не совпадает с ним. Внизу наиболее холодными являются северо-восточные районы Канады и центральные районы Якутии. Центральная часть Арктики оказывается несколько теплее. С высотой влияние термического фактора усиливается, а роль локальных особенностей подстилающей поверхности уменьшается. Более значительно проявляется воздействие на барическое поле общего планетарного источника холода над Полярным бассейном. Поэтому в центральные месяцы холодного периода центр вихря смещается ближе к полюсу.

Максимальное смещение центра циркуляции [Педь, 1973] наблюдается от мая к июню и от сентября к октябрю. Наибольшее географическое перемещение центра вихря отмечается в июне и октябре. В начале июня по климатическим данным центр циркуляции перемещается в западное полушарие, ближе к географическому полюсу и находится там до октября. В конце октября центр циркумполярного вихря смещается в восточное полушарие, возвращаясь к зимнему положению.

В зимний период центр циркуляции группируется около меридиана 180° в. д., а летом (июль – сентябрь) – около меридиана 90° з. д. ЦПВ более симметричен относительно центра циркуляции в летний период по сравнению с зимним.

Циркумполярный вихрь имеет квазивертикальную пространственную ось, которая с высотой несколько наклонена на запад (с п-ова Таймыр на север о. Новая Земля). В переходные сезоны наклон оси мал, а центр вихря не выходит из окружности возле полюса, где располагается тропосферный очаг холода.

14

Пульсации во времени и в пространстве ПВФЗ ЦПВ определяют атмосферные процессы и погоду в северном полушарии.

Сегодня однозначного объяснения изменения во времени и пространстве интенсивности, занимаемой площади и миграции ЦПВ нет. Гипотетически причинами пульсации вихря являются изменение зональной и меридиональной составляющих циркуляции (а не следствие ли это?). При усилении зонального переноса ЦПВ «сжимается» и наоборот. Второй гипотезой является влияние площади и толщины ледовой подстилающей поверхности на эволюцию ЦПВ.

На пульсацию вихря в течение ряда дней сильно воздействует циклоническая деятельность, главным образом на арктическом фронте, и термическое состояние подстилающей поверхности. А в более продолжительное время – изменение в притоке солнечной радиации и, возможно, неравномерность вращения Земли.

Интенсивность ЦПВ значительно изменяется от месяца к месяцу и на разных уровнях. На поверхности AT100 гПа в течение

всего года преобладает циклоническая циркуляция с наибольшей глубиной в центре вихря в январе и с максимальным давлением в июне. Эта поверхность занимает промежуточное положение между стратосферными уровнями (50, 30 и 10 гПа) и тропосферой. Летом она тяготеет к тропосферной циркуляции, а зимой – к стратосферным уровням.

Интенсивность ЦПВ с высотой увеличивается как зимой, так и летом. Увеличивается с высотой и продолжительность существования стратосферного антициклонического вихря.

Климатические даты смены циркуляции [Педь, 1973] наиболее проявляются на уровнях AT50 гПа (21.04 и 1.08) и AT30 гПа –

13.04 и 12.08. Средняя продолжительность циклонической циркуляции на этих уровнях, следовательно, около 9 и 8 месяцев соответственно.

Циркумполярный вихрь, как уже отмечалось, является крупномасштабным и постоянно существующим образованием, которое определяет сезонную эволюцию Арктической и Полярной ПВФЗ, а, следовательно, и сезонные преобразования термобарических полей над различными территориями. В частности, над 2-м естественным синоптическим районом (Азиатская территория России) восточная периферия ЦПВ представлена центральным циклоном с центром над п-овами Ямал и Таймыр. С этим

15

циклоном в холодное время года сопряжена тропосферная ложбина, ось которой в зависимости от макропроцессов над 1-м естественным синоптическим районом (ЕСР) и Арктикой мигрирует в границах Юг – ЮВ. При устойчивом блокировании западного переноса еѐ ось может быть направлена даже с СВ на ЮЗ, обусловливая ультраполярные вторжения на Сибирь. По результатам работы [Cлободчикова, 2002] дадим краткую характеристику центрального циклона и Дальневосточной тропосферной ложбины.

1.3.Центральный циклон.Дальневосточная тропосферная ложбина

По определению центральный циклон – это обширный, глубокий, высокий и малоподвижный циклон, возникший в результате объединения (слияния) нескольких циклонов или даже нескольких серий циклонов, длительно существующих (иногда неделями) [Хромов, Мамонтова…,1974]. Давление в центре таких циклонов может понижаться до 950 гПа и ниже. Особенно часто такие циклоны возникают зимой над севером Атлантики и Европы, в районе Исландской депрессии. Центральные циклоны вместе со стационарными антициклонами своим расположением определяют течение общей циркуляции в тропосфере.

Центральный циклон над Сибирью, с центром над простран-

ством Обская губа – Ямал – Таймыр, существует почти во все сезоны года благодаря постоянным контрастам температуры воздуха между центральной частью Азиатского континента и Арктическим бассейном, термический режим которого в значительной степени формируется под отепляющим влиянием Атлантического океана. Центральный циклон осенью образуется в пределах Исландской ложбины, направленной от Исландского минимума вдоль северного побережья Западной Арктики на восток. Средняя вертикальная протяжѐнность циклона в этот сезон составляет 5 км. Зимой этот циклон уже входит в обширную циркуляционную систему ЦПВ и его вертикальная протяжѐнность увеличивается до 17 км. Минимальное значение геопотенциала в его центре на уровне AT500 гПа может достигать 476 дкм [Слободчикова,

2002]. При установлении блокирующего гребня над Уралом и

16

последующем его разрушении и смещении на восток этот циклон становится подвижным и, заполняясь, может смещаться на Во- сточно-Сибирское море или Чукотку. При восстановлении зональной циркуляции и смещении атлантических циклонов по северным траекториям восстанавливаются контрасты на арктической ветви ВФЗ над пространством Ямал – Таймыр и циклонический вихрь вновь образуется и стационирует над этой зоной перманентных контрастов.

Южная, юго-восточная периферия этого циклона носит название Дальневосточной тропосферной ложбины.

Образуется эта ложбина осенью и на ежедневных картах гПа она проявляется в виде локального понижения геопо-

тенциала над северо-восточными районами Азии, где осенью, ранее, чем где-либо, начинает формироваться тропосферный очаг холода. Именно поэтому от осени к зиме и именно здесь изобарические поверхности понижаются быстрее, чем над другими районами Азии. Позднее, при устойчивом выхолаживании Азиатского континента, высотная ложбина распространяется на бассейн Амура и Охотское море и с углублением вышеупомянутого центрального циклона эта ложбина становится его периферией и устойчивым зимним тропосферным образованием над Азиатской частью России. Дальнейшее развитие этой ложбины в южном направлении происходит благодаря осуществляющейся по еѐ западной периферии адвекции холода. Барическая ложбина обычно располагается несколько восточнее термической ложбины, и потому адвекция холода в еѐ тыловой части наблюдается систематически. На ежедневных синоптических картах процессы формирования крупномасштабной высотной ложбины проявляются в том, что все перемещающиеся с запада и северо-запада небольшие высотные ложбины по мере приближения к восточному побережью Евроазиатского материка углубляются, а скорость их перемещения постепенно уменьшается. Заметное углубление этих ложбин обычно начинается в районе Байкала, где этому способствуют орографические условия (подветренная сторона горных массивов Центральной Азии). Если благодаря усилению адвекции холода по еѐ западной периферии – ложбина распространяется на восточное побережье Китая и Жѐлтое море, то над дальневосточными морями начинается (или усиливается) процесс фронтального циклогенеза. Это, в свою очередь, приводит к еѐ

17

дальнейшему углублению, и ложбина начинает стационировать у восточного побережья Азии.

В табл. 1.1 по данным Л. В. Коровкиной (1987) приведены средние значения геопотенциала AT500 (Нср) и их среднеквадратическое отклонение ( Η ), а также средние значения и квадратические отклонения координат (широта – ° и долгота – °).

Таблица 1.1 Характеристики многолетних изменений географических координат и средних значений минимального геопотенциала в пределах Дальневосточной ложбины на уровне 500 гПа, 1949–1982 гг. [Коровкина, 1987]

По южной периферии Дальневосточной высотной ложбины происходит сближение северо-западного холодного континентального воздуха с тѐплым воздухом субтропических широт. При значительном распространении ложбины к югу ПВФЗ умеренных и субтропических широт образуют в районе Японии одну широкую зону больших горизонтальных градиентов температуры, геопотенциала и чрезвычайно сильных ветров. Поэтому в этом районе наиболее часто создаются благоприятные условия для возникновения новых циклонов регенерации приходящих сюда континентальных циклонов. Отсюда циклоны, как правило, перемещаются под передней частью ложбины в северо-восточном направлении. В передней части этой ложбины наблюдается расходимость потоков, обусловленная тем, что в северной еѐ части температурный контраст между материком и океаном в среднем больше, чем в южном. Кроме того, в передней части ложбины осуществляется вынос тѐплого воздуха с океана, в то время как с материка продолжает поступать холодный континентальный воздух. При этих благоприятных термобарических условиях в средней тропосфере возникающие в районе Японии циклоны при движении к северо-востоку интенсивно развиваются и часто достигают больших размеров и значительной глубины. Большая их часть выходит в район Алеутской гряды, где они формируют Алеутскую депрессию, которая, наряду с Азиатским антициклоном, является основным зимним барическим образованием в этой части земного шара.

18

Важную роль в формировании барического рельефа в средней тропосфере над 2-м естественным синоптическим районом

(ЕСР) играет и Тихоокеанский высотный гребень. В зависимости от его положения и интенсивности циклоны, возникающие под южной периферией высотной ложбины у восточного побережья Азии, перемещаются или в район Алеутской гряды, или выходят на Охотское море и Камчатку. Кроме того, с развитием Тихоокеанского гребня к северо-западу при одновременном наличии высотного гребня над Сибирью связаны процессы длительного выноса тѐплого морского воздуха на северо-восточные районы Азии.

В течение весны из-за интенсивного прогрева подстилающей поверхности происходит постепенное заполнение Дальневосточной тропосферной ложбины. Всѐ реже формируются устойчивые высотные гребни над Сибирью. От марта к апрелю средние зна-

чения высоты поверхности AT500 гПа над Охотским морем воз-

растают на 14–16 дкм, в то время как над районами, прилегающими к Байкалу, это возрастание составляет 7–9 дкм [Руководство по краткосрочным …, 1965, вып. 4]. Благодаря этому общее направление воздушных потоков над умеренными широтами Азиатской части России приближается к широтному. Адвекция холода с континента на восточное побережье ослабевает, резко уменьшается интенсивность ПВФЗ над Японией. В результате постепенно исчезают благоприятные условия как для существования устойчивых областей высокого давления над континентом, так и для интенсивной циклонической деятельности над дальневосточными морями (сюда всѐ чаще выходят сравнительно тѐплые антициклоны с запада). Условия для развития циклонической деятельности над континентальными районами, наоборот, становятся более благоприятными: теперь ничто не препятствует выходу западных циклонов на Сибирь и Дальний Восток.

Таким образом, при сезонной перестройке высотного барического поля на летний тип над обширной территорией Сибири восстанавливается зональный перенос, характеризующийся быстрым смещением в восточном направлении высотных ложбин и гребней небольшой длины и амплитуды.

Южные районы Западной и Восточной Сибири довольно часто находятся под влиянием синоптических процессов, развивающихся над Средней Азией. В частности, на Западную Сибирь с юга и юго-запада выходят южные циклоны, возникающие южнее

19

50° с. ш. над Каспием, Средней Азией и Казахстаном. Иногда на юго-восточные районы ЕЧР и западные районы Казахстана через Среднюю Азию осуществляется вынос субтропического и тропического воздуха с юго-западными и южными потоками в тропосфере. При этом процессе в умеренных и северных широтах ЕЧР развивается активная циклоническая деятельность. При этом массированном выносе тропического воздуха в Среднюю Азию и далее, в отличие от других тропических выносов в районы Средней Азии, отсутствуют циклонические прорывы. Сменяется этот процесс северо-западным холодным вторжением.

При изучении региональных процессов Средней Азии и физических причин, формирующих их, нужно хорошо знать физи- ко-географические особенности этой территории и их влияние на формирование региональных синоптических процессов. Территория Средней Азии, пожалуй, является одной из сложнейших в физико-географическом отношении. Воздушные течения над этим регионом испытывают значительную деформацию под влиянием горных систем, пустынь и замкнутых водоемов.

Приведенный выше вводный обзор макропроцессов над сопряженными с территорией Сибири районами будет полезным при изучении региональных синоптических процессов над Сибирью. Более полно основные результаты исследований региональных синоптических процессов над Евроазиатским континентом систематизированы в Руководстве по краткосрочным прогнозам погоды [ч. 2, вып. 1–5, 1986–1988]. При самостоятельном изучении спецкурса «Региональная синоптика» полезно использовать и предыдущее издание этого Руководства [ч. 3, вып. 1–4, 1965], сборники по опасным явлениям погоды для различных физикогеографических регионов России, а также дополнительную литературу, приведенную в библиографических списках после каждой главы данного учебного пособия.

Результаты исследований по региональной синоптике находят широкое применение в оперативной работе Службы погоды. Более глубокие исследования региональных синоптических процессов и явлений погоды, характера связи между ними являются одним из путей совершенствования методов краткосрочного и долгосрочного прогнозирования.

В связи с определяющим влиянием подстилающей поверхности на формирование сезонных и региональных особенностей циркуляции атмосферы рассмотрим более подробно типы подстилающих поверхностей.

20