Динамика атмосферы и океаны - Гилл А.
Скачать (прямая ссылка):
Долгота
Рис. 11.25. Южная составляющая ветра (изолинии в м/с) на разрезе через экватор 4 июля 1977 г. Хорошо видна струя на нижних уровнях. (Из [296, рис. 6а].)
ОсаЗки в тропиках
Рис. 11.26. Сопоставление количества осадков на ряде островов в тропической зоне Тихого океана (расположенных преимущественно между 160° в. д. и 150° з. д. около экватора) и поверхностного давления в Дарвине. В том и другом случае использованы данные с текущим 12-месячным осреднением. (Из [13, рис. 21].)
а
Рис. 11.27. Корреляция (в %) индекса южной осцилляции с давлением на уровне моря (а) и с количеством осадков (б) для периода декабрь — февраль. Индекс был получен с помощью временных рядов наблюдений над давлением на уровне моря в восьми пунктах: Кейптауне, Бомбее, Джакарте, Дарвине, Аделаиде, Апиа (о-ва Западное Самоа) и Сантьяго с помощью анализа главных компонентой. Точки показывают положения станций, для которых были рассчитаны коэффициенты. (Из [871].)
Рис. 11.27 (продолжение).
б
должен простираться (зимой северного полушария) через экваториальную часть Индийского океана в тропическую часть Тихого океана к северу от экватора. Повышенные по сравнению с нормой значения давления можно ожидать в центральном районе южной части Тихого океана и в северо-восточной его части.
В эти периоды в Тихом океане у экватора уменьшается количество осадков, а вдоль экватора в восточной части океана отмечается понижение температуры поверхности моря (оно не показано на рисунках). Рисунок 11.12 демонстрирует впечатляющий пример подобной аномалии. Напомним здесь об уже отмечавшихся в разд. 11.11 катастрофических последствиях этой аномалии для рыбного промысла у побережья Перу.
Для исследования отдельных закономерностей изменчивости применялись также и численные модели общей циркуляции атмосферы. Например, в работе [517, 518] с помощью задания сезонных изменений инсоляции и температур поверхности моря исследовался сезонный цикл. Воодушевленные успехом указанной работы, Манабе и Кан [514] применили ту же модель для моделирования ледникового периода и установили, что тропические зоны континентов были в тот период значительно суше. Модели применялись и для исследования отдельных проявлений «южной осцилляции». Годы низких индексов (один из них представлен на рис. 11.27) соответствовали высоким температурам поверхности в тропиках восточной части Тихого океана, большие аномалии которой были характерны для лет Эль-Ниньо. На рис. 11.12 можно увидеть очень большие температурные различия между годом Эль-Ниньо и предыдущим годом (который к тому же был аномально холодным). Бьеркнесс [63, 64] показал, что в теплые аномальные годы (т. е. годы малых контрастов температуры между западом и востоком) ячейка Уолкера в Тихом океане бывает ослаблена. Он обсудил некоторые последствия этого эффекта. Исследование влияния положительных аномалий температуры воды на атмосферную циркуляцию с помощью моделей (например, [691, 692, 375]) показали, что оно не ограничивается тропической областью. Существенные изменения вызываются также в средних и высоких широтах.
11.16. ТЕЧЕНИЯ ТРОПИЧЕСКОГО ОКЕАНА
Течения на экваторе уже рассматривались в разд. 11.12. Поверхностное течение представляет собой прямую реакцию океана на ветер и совпадает с ним по направлению. Ветровое напряжение компенсируется за счет образования западно-восточного градиента давления, который приводит в движение противотечение. Оно локализуется в термоклине непосредственно под нижней границей перемешанного слоя, где исчезает прямое влия-
ние ветра. Применительно к Атлантическому и Индийскому океанам это означает, что поверхностное течение направлено на запад, а подповерхностное — на восток. В то же время в Индийском океане течения на протяжении года меняют свое направление (см., например, [410, 878]). На рис. 11.17 показан западно-восточный градиент давления, балансирующий напряжение ветра, и соответствующий ему наклон термоклина в Тихом океане. Этот наклон таков, что на востоке океана термо-клни оказывается приподнятым ближе к поверхности, и профиль температуры здесь как бы прижимается к ней [792]. Поэтому поверхностная температура в этом районе очень сильно реагирует на небольшие изменения условий. На западе толщина однородного слоя не становится много глубже 150 м. Рис. 11.17 показывает, что наклон поверхности, рассчитанный по полю плотности, здесь вызван возрастанием на запад температуры перемешанного слоя, а не наклоном термоклина. Атлантический океан не столь широк, и подобные эффекты в нем так ярко не выражены. Западно-восточный градиент давления в Атлантике и его сезонные изменения рассматривались в работе [395]. В работе [541] обсуждались сезонные изменения наклона термоклина в Тихом океане. Ядро противотечения не всегда находится точно на экваторе и может отклоняться от него на север или на юг на расстояние до одного градуса. Подобные отклонения [24-1] могут создаваться под влиянием меридиональной составляющей ветра. Например, воздушные потоки, направленные на: север, переносят поверхностные воды по ветру, что вызывает на севере подъем поверхности океана и опускание термоклина. При этом создается соответствующий градиент давления, который приводит к уменьшению скорости течения к северу от экватора и к ее возрастанию на юге. Другими словами, ядро противоречия смещается против ветра.
