ГЕОГРАФИЯ КЛИМАТОВ ВНЕТРОПИЧЕСКИХ ШИРОТ

ОСОБЕННОСТИ ФОРМИРОВАНИЯ КЛИМАТА ВНЕТРОПИЧЕСКИХ РЕГИОНОВ

Постоянно существующие граничные условия (распределение суши и моря, горные системы и др.) и регулярно повторяющиеся внешние эффекты создают устойчивые пространственно-временные структуры. Главную роль играет сезонность планетарного радиационного баланса, предопределяющая сезонность климата. В этом смысле определенные сезон или месяц обладают типичными особенностями, которые позволяют отличить их от других сезонов или месяцев. В то же время имеет место и межгодовая изменчивость. Во флуктуациях температуры амплитуда межгодовых колебаний никогда и ни в каких географических регионах не превосходит амплитуду колебаний годового хода. Для осадков это утверждение также в целом справедливо, хотя здесь в некоторых случаях можно обнаружить серьезные межгодовые изменения того же порядка, что и сезонные различия.

Разделение масштабов колебаний гидрометеорологических полей во многом условно. Будем предполагать, что изменчивость представлена «не слишком длительными» флуктуациями — от нескольких лет до нескольких десятков лет — и что это типичное состояние, присущее данному состоянию климата. В таком случае изменения климата — более длительные, направленные «вековые» тренды климатического режима. Такое определение позволяет описывать изменения климата в терминах «сигнал — шум», имея в виду, что на фоне изменчивости («шума») происходит изменение («сигнал»). Этот подход полезен, в частности, при выделении антропогенного сигнала на фоне шума естественной изменчивости климата (см. параграф 7.3). Однако, вероятно, он не совсем справедлив, поскольку вариации климата разного масштаба могут быть взаимосвязаны (хотя на современном уровне знаний этот вопрос не решен).

Рассмотрим внетропические климаты. Для их выделения нужно провести границу тропической области. Это можно сделать, базируясь на различных представлениях. С астрономической точки зрения, тропическая зона ограничивается тропиками Рака и Козерога — параллелями, на которых полуденная высота Солнца достигает зенита во время летнего солнцестояния. Остальная часть земного шара представляет собой внетропические широты. С точки зрения энергетики климатической системы удобно разграничить тропические и внетропические широты по примерно 30° широты каждого полушария, так как здесь в среднем величина радиационного бюджета меняет знак на В ГА. С гидродинамической точки зрения на этих же широтах также существует определенный рубеж — начинает ощутимо убывать геострофичность атмосферных течений.

Эти физические эффекты отражаются в режиме общей циркуляции атмосферы. Так, в свободной атмосфере воздушные течения во внетропической области принимают преимущественно западное направление, и как раз зона перехода между ними и восточным переносом низких широт (в нижней тропосфере) может служить границей между тропическими и внетропическими регионами. Такое разделение четко видно на среднезональных разрезах и хорошо заметно над океанами, где «ветроразделителями» выступают центральные области субтропических антициклонов. Однако данный подход не универсален, так как над Евразией и Северной Америкой субтропические антициклоны отсутствуют.

Проанализировав эту ситуацию, М.А. Петросянц предложил использовать в качестве границы среднее положение области между тропической тропопаузой и тропопаузой умеренных широт. Различия между климатами низких и высоких широт нашли свое воплощение в особенностях классификаций климата. Так, в соответствии с номенклатурой классификации Б.П. Алисова ко внетропическим относятся следующие климатические пояса (см. рис. 8 уме

ренный, субарктический (субантарктический), арктический (антарктический). По классификации В. Кеппена, во внетропических широтах представлены климаты четырех классов (см. рис. 1.14): умеренные, субарктические, полярные, сухие. И в той, и в другой классификациях выделяется (хотя и по разным показателям) так называемый субтропический климат, носящий характер переходной зоны. От зимы к лету граница тропической зоны смещается к полюсам, причем наибольший сдвиг наблюдается в северном полушарии над материками. В южном полушарии сезонное смещение границы тропической зоны невелико.

Во внетропических широтах радиационный баланс земной поверхности меньше, чем в тропиках, его сезонные различия увеличиваются, в зимнее время достигаются отрицательные значения. Это приводит к тому, что резко возрастают сезонные различия температуры и влажности воздуха. Кроме того, возникают существенные термические контрасты между сушей и морем, связанные с тем, что температура суши, деятельный слой которой обладает меньшей теплоемкостью, быстро подстраиваясь к меняющемуся радиационному балансу, фактически следует за ним в сезонном цикле. Реакция океана не настолько велика, и к тому же она запаздывает.

Понижение температуры ниже нуля градусов способствует образованию снежного покрова и морского льда. Уменьшение температуры во внетропических широтах приводит к общему снижению влагосодержания воздуха. Значение критического влажно-адиабатического градиента температуры увеличивается (стремится к сухоадиабатическому значению), что вместе со снижением прогрева поверхности усиливает устойчивость стратификации атмосферы. Поэтому развитие конвективных явлений протекает не так интенсивно, как в тропиках, преобладающими становятся системы слоистых облаков.

Межширотные различия планетарного радиационного режима и различия в тепловом балансе суши и моря приводят к формированию различных по свойствам воздушных масс. На их границах формируются атмосферные фронты, которые преимущественно группируются в двух широтных зонах, представляющих собой области полярного и арктического (антарктического) фронтогенеза. С фронтами связан циклогенез, в результате которого в атмосфере возникают, функционируют, исчезают и вновь воспроизводятся циклоны и антициклоны. С существованием фронтов, циклонов и антициклонов связаны мезомасштабные процессы, т.е. циклогенез (понимаемый в широком смысле слова) фактически определяет все ключевые особенности погоды.

Закономерности климатического режима складываются как синтез особенностей распределения температуры, влажности, осадков, ветра и др., базирующихся в свою очередь на закономерностях распределения теплового баланса, в котором важна роль циркуляции атмосферы. В последнем случае важнейшую роль играют центры действия атмосферы. Они представляют собой долгоживущие аномалии давления определенного знака, типично формирующиеся над определенными географическими регионами, и создают эффекты «дальних связей», когда в регионах, удаленных на тысячи километров, могут происходить согласованные изменения метеорологического режима (необязательно однонаправленные).

Замечено, что центры действия атмосферы испытывают квази- ритмические колебания разного временного масштаба, сопровождающиеся соответствующими долговременными вариациями погодных условий. Одной из наиболее заметных флуктуаций, охватывающей удаленные друг от друга районы умеренных широт, является Североатлантическое колебание (North Atlantic Oscillation — NAO). Оно выражается в виде согласованных осцилляций атмосферного давления в центрах действия Исландской депрессии и Азорского максимума. Как и другие механизмы дальних связей, NAO наиболее отчетливо выражено при использовании осредненных по времени данных (средних за месяц или сезон). Для диагностирования NAO используют специальный индекс, который рассчитывается как разность между нормированными значениями аномалий давления, измеренного на станциях, характеризующих условия Азорского антициклона (ЪрА) и Исландской депрессии (Ьр,):

Стоящие в знаменателе величины есть соответствующие средние квадратические отклонения, рассчитанные по всему ряду наблюдений. В качестве станций, характеризующих поведение Азорского антициклона, используют, например, Понта-Делгада (Азорские острова), Лиссабон или Гибралтар. Для описания поведения давления в Исландской депрессии применяют данные наблюдений за давлением в Рейкьявике. В некоторых случаях индекс NAO рассчитывают не по станционным данным, а по полю давления, интерполированному в узлы регулярной сетки географических координат.

Флуктуация NAO хорошо проявляется в холодное время года. На рис. 4.1 представлена разность композиционных картин значений давления, соответствующих различным стадиям NAO. В так называемой положительной фазе NAO наблюдается более высокое, чем обычно, давление к югу от 55° с.ш. и более низкое давление над Северной Атлантикой. Другими словами, одновременно происходит углубление Исландской депрессии и усиление субтропического Азорского антициклона, сопровождающиеся выходом циклонических серий на территорию Западной и Северной Европы с дальнейшим продвижением в глубь евроазиатского континента. Отрицательная фаза NAO характеризуется ослаблением как субтропического антициклона, так и Исландской депрессии, в результате чего циклоническая деятельность ослабляется и траектории циклонических серий приобретают более зональный характер, т.е. циклоны смещаются на южную часть Европы и Средиземноморье. При этом Северная и Восточная Европа оказывается во власти воздушных масс, приходящих с востока и северо-востока.

Состояние NAO оказывает значительное влияние на географическое распределение аномалий температуры над обширными областями северного полушария, в том числе на территории России. На рис. 4.2 показано, как реагирует температура на возрастание индекса NAO, при этом видно, что изменения температурного режима более отчетливо проявляются на суше, чем над океаном. При росте индекса NAO зимы в Евразии становятся более мягкими. Увлажнение (рис. 4.3) увеличивается в северной и северо-восточной частях Европы и снижается в южной части Европы, Средиземноморье и на Ближнем Востоке. На территории России аномалии в режиме увлажнения, обусловленные NAO, выражены не так отчетливо, как для температуры.

Средние (за 100 лет наблюдений) различия поля приземного давления (гПа) в холодный период года (ноябрь-апрель, 1947-1997 гг.) между стадиями с индексами l > 1 и /  < -1

Рис. 4.1. Средние (за 100 лет наблюдений) различия поля приземного давления (гПа) в холодный период года (ноябрь-апрель, 1947-1997 гг.) между стадиями с индексами lNA0 > 1 и / 0 < -1

Реакция температуры воздуха (°С) в холодный период года (декабрь-март) при возрастании на единицу индекса 1

Рис. 4.2. Реакция температуры воздуха (°С) в холодный период года (декабрь-март) при возрастании на единицу индекса 1то

Реакция режима увлажнения в холодный период года на состояние Североатлантического колебания

Рис. 4.3. Реакция режима увлажнения в холодный период года на состояние Североатлантического колебания: различия разности «испарение минус осадки» между стадиями с индексами lNA0 > 1 и !то < -1

Например, над южными районами европейской части России прослеживается область пониженного увлажнения, что, возможно, связано со смещением траекторий циклонических серий на север при положительной фазе NAO. Анализируя распределение коэффициентов корреляции между аномалиями осадков и индексом NAO, можно отметить, что NAO оказывает влияние на осадки в бассейне Волги и, следовательно, может коррелировать с уровнем Каспийского моря, однако коэффициенты корреляции невелики.

Интенсификация Исландской депрессии при положительной фазе NAO создает аномальные северные потоки воздуха на восточном побережье Северной Америки, сопровождающиеся учащением холодных вторжений и обильными снегопадами на Атлантическом побережье. В то же время в субтропиках эффект положительной аномалии NAO, проявляющийся в усилении Азорского антициклона, приводит к активизации ветров южных направлений на востоке США и к более мягким зимам. В Средиземноморье, Северной Африке и на Ближнем Востоке, напротив, учащаются северо-восточные вторжения.

Для западной части Северной Африки и южной части Европы характерно увеличение зимних осадков в годы преобладания отрицательной фазы NAO, когда траектории циклонических вихрей имеют западно-восточное направление. Этим объясняется корреляция с NAO частоты засух на Пиренейском полуострове и в Марокко. Влияние NAO ощущается даже в передней Азии и на Ближнем Востоке — так, например, с NAO коррелирует объем стока некоторых рек Турции.

Состояние NAO характеризуется изменчивостью в течение одного года и следующего, да и внутри года и даже одного сезона могут быть заметные изменения. Наряду с этим были ситуации, когда NAO определенного знака устойчиво существовало достаточно длительное время (рис. 4.4). Так, с начала XX в. до конца 1930-х гг. преобладала положительная фаза. В 1960-е гг. наблюдалась отрицательная фаза, что ознаменовалось суровыми зимами в Северной и Восточной Европе. В последние 40 лет индекс преимущественно положителен и картина аномалий атмосферного давления в главных чертах напоминает ту, что представлена на рис. 4.1, однако после максимальных положительных значений индекса сейчас NAO стало ближе к нейтральному состоянию.

Межгодовые изменения индексов NAO (а) и АМО (б)

Рис. 4.4. Межгодовые изменения индексов NAO (а) и АМО (б)

Во внетропических широтах Тихого океана изменения циркуляции атмосферы в зимних условиях во многом связаны с интенсивностью Алеутской депрессии. Они характеризуются так называемым Северо- тихоокеанским индексом (North Pacific Index — NPI), представляющим собой осредненное по площади 30°—65° с.ш., 160° в.д. — 140° з.д. давление на уровне моря (это фактически территория, над которой существует алеутский минимум). Другой показатель — индекс ALPI {Aleutian Low Pressure Index Anomaly), который рассчитывается как вариации площади, охватываемой Алеутской депрессией. Динамика обоих показателей согласованна и характеризуется коэффициентом корреляции порядка 0,75—0,80 (ожидать большего трудно, так как обе величины могут быть оценены только приближенно). На рис. 4.5 показана динамика NPI. Видно чередование различных состояний, причем иногда можно выделить достаточно продолжительную эпоху аномалий определенного знака. Так, с 1977 по 1988 г. давление было на 2,2 гПа ниже по сравнению со средним (за 60 лет) уровнем. Сходный, но более короткий этап имел место в начале 1940-х гг.

Межгодовые изменения индексов PDO {a), NPI (б) и SOI (в)

Рис. 4.5. Межгодовые изменения индексов PDO {a), NPI (б) и SOI (в)

Формальный статистический анализ поля атмосферного давления (или геопотенциала), основанный на методе расчета и интерпретации естественных ортогональных функций (см. параграф 1.5), позволил выявить типичные пространственно-временные структуры аномалий. Так, в Тихом океане преобладает аномалия PNA (Pacific North America), которая представлена четырьмя аномальными центрами давления противоположного знака, связывающими тропики Тихого океана и Североамериканский континент. Индекс PNA имеет положительный знак в период Эль-Ниньо, т.е. он представлен положительной аномалией давления над субтропиками Тихого океана, отрицательной аномалией — в районе Алеутского минимума; положительным центром над Канадой и отрицательным над Мексикой. В годы Ла-Нинья PNA меняет знак на противоположный. В последние годы PNA демонстрирует тренд в направлении положительных величин в соответствии с трендом температуры поверхности океана в экваториальной зоне Тихого океана. Аномалия PNA оказывает воздействие на изменчивость метеорологического режима не только над Североамериканским континентом, но и над территорией Дальнего Востока. Кроме PNA, выделяются также аномалии западнотихоокеанская, восточно-тихоокеанская и др. В отдельные годы развитие погодных аномалий складывается близко к одному из рассмотренных типов.

Вариации метеорологических условий над северной частью Тихого океана частично определяются воздействиями аномалий, развивающихся в его тропической зоне. Влияние явления Эль-Ниньо (Южное колебание) на внетропические широты осуществляется через планетарные волны в атмосфере, распространяющиеся из тропиков в средние широты Тихого океана. Они способствуют изменениям положения и интенсивности струйного течения и траекторий циклонов, причем это влияние различно в разных фазах Южного колебания.

Сопоставим связи NAO, NPI и SOI (индекс Южного колебания — см. гл. 5) с колебаниями температуры всех внетропических широт Северного полушария в целом. Коэффициент корреляции температуры с NAO составляет 0,55, с NPI он равен -0,33, с SOI равен -0,40. Если рассмотреть частные корреляции, исключив влияние других индексов, то корреляция вариаций температуры с изменениями NAO остается примерно той же самой. Для SOI ситуация другая — если исключить NPI, коэффициент частной корреляции снижается до -0,29. Это показывает, что SOI оказывает влияние на температуру воздуха в значительной степени через NPI.

Вариации циркуляционного режима, отвечающие состоянию NAO, проявляются не только в тропосфере, но и в вариациях интенсивности зимнего западного переноса полярной стратосферы. Здесь вновь можно выделить режим одновременного понижения высот

изобарических поверхностей над полярным регионом и роста высот в средних широтах. Однако этот стратосферный эффект проявляется практически на всех долготах, т.е. имеет более симметричную структуру, чем NAO.

Интенсификация циркумполярного вихря сопровождается развитием похолодания в полярной стратосфере. Этот механизм изменчивости получил название Арктического колебания — АО (Arctic Oscillation), или кольцевой моды северного полушария. Изучение статистических свойств рядов наблюдений показывает, что коэффициент корреляции между NAO и АО оказывается выше, чем 0,9, так что это, по сути, проявление одного и того же явления. Анализ поля атмосферного давления показал, что вариации, за которые ответственно АО, исчерпывают около 20—25% дисперсии колебаний полей приземного давления и геопотенциала.

Менее изученное, но напоминающее ситуацию в северном полушарии явление зафиксировано и в полярных широтах южного полушария. Это так называемая кольцевая мода южного полушария, или Антарктическое колебание.

Рассмотренные индексы характеризуют преимущественно межгодовые колебания. Для характеристики более длительных процессов с характерной декадной изменчивостью порядка 10—20 лет используют иные индикаторы. Их подбирают, исходя из соображений информативности и удобства определения. Так, в Атлантико-Европей- ском секторе используют индекс АМО (Atlantic Multidecadal Oscillation). Он рассчитывается путем осреднения годовых средних температур поверхности воды в регионе 0—60° с.ш., 75—7,5° з.д. Теплые фазы АМО (см. рис. 4.4, б) наблюдались в конце XIX в. и с 1931 по 1960 г., холодные фазы имели место с 1905 по 1925 г. и с 1965 по 1990 г. Сопоставление динамики данного индекса с различными показателями свидетельствует, что особенно хорошо он описывает аномалии летних условий северного полушария. Так, в теплой фазе по сравнению с холодной фон давления над Северной Америкой и Атлантикой понижен. Осадки увеличены в Европе, восточной части Северной Америки и Западной Африке и снижены над юго-западной частью Северной Америки. Температура над сушей повышена над восточной частью Северной Америки и Восточно-Европейской равниной и понижена над Сахарой.

В Тихоокеанском секторе для характеристики декадной изменчивости используют показатель PDO (Pacific Decadal Oscillation), также рассчитываемый по данным о температуре поверхности океана. Он представляет собой первую моду разложения аномалий температуры на эмпирические ортогональные функции в северной внетропиче- ской части Тихого океана. Временная динамика этого индекса (см. рис. 4.5, а) хорошо согласована с поведением NPI (коэффициент корреляции составляет -0,50) и несколько хуже с индексом Южного колебания. Однако в отличие от этих индексов тихоокеанское колебание имеет иные временные периоды. Предполагается, что PDO — это междекадная изменчивость внетропической динамики атмосферы, создаваемая влиянием Эль-Ниньо.

Долгоживущие аномалии циркуляции атмосферы оказывают большое влияние на состояние климата определенных регионов. Этим объясняется важность понимания причин, способствующих появлению в определенных регионах атмосферных вихрей. Рассмотрим выражение, связывающее кинематические характеристики поля циркуляции воздуха с действующими на атмосферу потоками тепла. В качестве характеристики поля движения используем величину относительной завихренности (вертикальную составляющую

ч я - dv ди _ „

ротора скорости) % = rot u =-—---—. Связь с с вихревыми

rcoscpoA. гЭ(р

характеристиками реальной атмосферы заключается в том, что завихренность локализуется в конечной области, соответствующей реальному вихрю, за пределами которой она мала. Легко убедиться (например, рассчитав для идеализированного примера движения воздуха по окружности), что при циклонической циркуляции Е, > 0, а при антициклонической Е, < 0.

Полное выражение для описания эволюции завихренности получается, если использовать известное в динамической метеорологии уравнение баланса (см. параграф 5.1). Однако оценка его слагаемых показывает, что некоторые из них очень малы по сравнению с другими и выражение в окончательном виде приобретает форму, которая может быть получена более простым и наглядным способом при использовании геострофических соотношений. Этот подход был в главных чертах предложен С. Петерсеном (S. Petterssen).

Рассмотрим две изобарические поверхности с давлением р{ и р, расположенные одна над другой, на геопотенциальных высотах Н и Н. Разность высот представляет собой величину так называемого относительного геопотенциала h = Н{- Н. Применим к этому выражению плоский оператор Лапласа и умножим каждое слагаемое на g/f. Получим

Эти конструкции представляют собой выражения завихренности

r(T) ( п ^

для случая геострофической циркуляции. Заменяя h = —Чп —

  • S {Pi)
  • (см. (1.20)), и дифференцируя каждое слагаемое по времени, имеем

Будем считать, что выражения с индексом «1» относятся к средней тропосфере, а выражения без индекса — к нижней. Течения в средней тропосфере почти бездивергентны (см. параграф 4.1), поэтому уравнение вихря скорости имеет простую форму — изменение завихренности уравновешивается ее горизонтальной адвекцией:

Это выражение будет использовано для подстановки в (4.1).

д(Т)

Чтобы получить выражение для ——, используем уравнение

at

бюджета внутренней энергии (см. (2.4)), которое перепишем, отбросив малые слагаемые в правой части:

Первые два слагаемых объединяются с использованием соотношения Майера ср = cv + R. Поскольку рассматривается крупномасштабная динамика атмосферы, можно, учитывая только главные

dp др

члены данного выражения, получить, что — = w— = -wpg. Вводя,

dt dz

л Э Т g

как и ранее, обозначения у = —— и уа = —, получим

dz ср

Осредним уравнение по вертикали в пределах слоя h. Имеем

где Ат = - (v • V^r) — средняя по слою горизонтальная адвекция температуры.

Выражение для вертикальной адвекции записано в виде суммы двух слагаемых. Первое характеризует движения синоптического масштаба, второе (обозначаемое индексом «+») означает отклонение от среднего по профилю. Оно может быть интерпретировано как отражение мелкомасштабной турбулентности, создающей поток явного тепла (Ps), значение которого максимально в приповерхностном

р

слое. Обозначим это выражение как Ет = —т^т—.

с,( p)h

В четвертом слагаемом в правой части выражения (4.2) отражена

л

роль выделения скрытого тепла при конденсации. Здесь jQdz = P,

о

т.е. это количество осадков. Правда, есть отличие от параграфов 1.2 и 2.2 — там осадки определялись количеством водяного пара, сконденсировавшегося во всей толще атмосферы, а в последнем выражении рассматривается только нижняя половина тропосферы. Это, однако, не принципиальные различия, поскольку формирование осадков происходит именно в нижней и средней тропосфере. Предложенная форма записи полезна, так как позволяет количественно оценивать роль притока скрытого тепла, используя известные по из-

LP

мерениям поля осадков. Обозначим это выражение как Еф = —.

cp{p)h

Последнее слагаемое в формуле (4.2) выражает изменение температуры слоя вследствие притока к нему тепла за счет радиационного теплообмена. Обозначим его как ER. В итоге выражение (4.1) перепишется так:

Это дифференциальное уравнение, однако при его анализе следует предполагать, что % распространено на некоторую область (из-за неизбежной конечномерной аппроксимации). Таким образом, фактически выполнено интегрирование по некоторому столбу атмосферы, вырезающему на земной поверхности область диаметром несколько сотен километров. В этом случае (4.2) можно использовать для демонстрации механизма формирования вихрей синоптического масштаба в нижней тропосфере. Причем действующие факторы, нашедшие свое отражение в уравнении (4.3), разделяются на внешние (по отношению к рассматриваемому вихрю) и внутренние, обусловленные самим вихревым образованием. Последние играют роль обратных связей. Такова зависимость интенсивности вихря от вертикальных движений и от выделения скрытого тепла, которые генерируются самим вихрем. В то же время формирование завихренности в нижней тропосфере зависит от особенностей теплообмена в нижней тропосфере. При этом уже важна не только атмосфера, но и подстилающая поверхность, в чем и проявляется воздействие факторов, обозначенных как внешние.

Аналогично можно говорить и об адвекции тепла: этот процесс, с одной стороны, внутренний и определяется полем ветра в вихре; с другой стороны, зависит от распределения температуры в окружающем вихрь воздухе. Отметим важную роль не столько абсолютных значений притоков тепла, сколько особенностей конфигурации поля, выраженной включенным в выражение оператором Лапласа. Так, если на поверхности Земли существует теплое «пятно» (диаметр которого должен составлять, по меньшей мере, несколько сотен километров), над которым имеется усиленный поток тепла в атмосферу, то здесь У2 Ет < 0, и поскольку перед фигурной скобкой

в выражении (4.3) стоит минус, отсюда следует, что такая конфигурация способствует усилению циклонической завихренности

в нижней тропосфере, т.е. % > 0 и т^>0. Холодное «пятно», на-

at

оборот, способствует антициклогенезу.

Крупномасштабные движения общей циркуляции атмосферы контролируют процессы циклогенеза нижней тропосферы благодаря механизму адвекции абсолютной завихренности. Так, для развития циклогенеза благоприятна ситуация, когда в средней тропосфере адвекция вихря положительна. Она реализуется, например, когда к рассматриваемой территории на высотах приближается ложбина. Причем, поскольку рассматривается адвекция абсолютного вихря, процесс более активен, когда высотная ложбина приближается с севера.

В знаменателе перед фигурной скобкой в выражении (4.3) стоит параметр Кориолиса. Это означает, что с уменьшением широты относительный «вес» второго слагаемого увеличивается (при прочих равных условиях), т.е. роль контроля, осуществляемая планетарными волнами, ослабевает. Принципиально важно и то, что все величины, входящие в формулу (4.3), могут быть определены (с разной надежностью, разумеется) по данным наблюдений или материалам реанализа.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >