Современные представления о строении и динамике атмосферы, страница 5

Стационарные волны Россби ответственны также и за изменчивость климата. Действительно, в первом приближении эти волны можно рассматривать как линейный отклик на возмущения, генерируемые на поверхности Земли, а линейные отклики способны к суперпозиции. Следовательно, аномальные возмущения будут  вызывать аномальные отклики. Например, ЭльНиньо-ЮжноеКолебание – взаимодействие океан-атмосфера – ведет к появлению климатических аномалий температуры поверхности воды Тихого океана в тропиках. Такая аномалия может длиться целый год и дольше. Подобные тропические аномалии усиливают аномальные волны Россби, распространяющиеся далеко за пределы тропиков и порождают сильные эффекты в Северной Америке и Европе.

Помимо распространения по горизонтали стационарные волны Россби могут распространяться и в вертикальном направлении. Как отмечалось, они могут существовать только в западном зональном ветре. Однако зональный ветер не может иметь слишком большой скорости, иначе не удастся удовлетворить условию стационарности. Скорость распространения волн Россби в потоке,  -,  растет вместе с горизонтальной длиной волны. Следовательно, критическая скорость зонального ветра, при превышении которой стационарные волны не могут возникнуть, зависит от длины волны и становится больше при ее увеличении. Оказывается, что для типичных условий  зимней стратосферы в ней могут распространяться волны только с самыми большими длинами волн (волновые числа 1-3). Таким образом, зимняя стратосфера бомбардируется и возмущается волнами Россби планетарного масштаба. Наоборот, стационарные волны Россби не могут вообще распространяться в летней стратосфере, где дуют восточные ветры. Поэтому летняя стратосфера оказывается практически невозмущенной и относительно спокойной.

Бароклинная нестабильность

Возмущения, генерируемые поверхностью Земли, приводят к образованию стационарных волн Россби планетарного масштаба. Вместе с тем, в тропосфере умеренных широт генерируются волны Россби меньшего масштаба за счет процесса, называемого «бароклинной неустойчивостью». Бароклинная неустойчивость порождается неравномерностью горизонтального распределения температуры и вращением Земли.

В случаях, когда меридиональный градиент температуры отличен от нуля, изэнтропические поверхности наклоняются. И хотя атмосфера может быть конвективно устойчивой в вертикальном направлении, у воздуха появляется возможность подниматься вверх, приобретая плавучесть после горизонтального перемещения в область с меньшим значением потенциальной температуры (см. рис. 21.4, 21.6). В этом и заключается физика  бароклинной неустойчивости.

К  бароклинной неустойчивости следует относиться как к фундаментальному процессу, являющемуся генератором крупномасштабных синоптических явлений. Бароклинную неустойчивость можно рассматривать как  некоторую форму горизонтальной конвекции: в то время как вертикальные конвекционные потоки нагревают воздух вверху, потоки (течения), порожденные бароклинной нестабильностью, греют воздух, находящийся   севернее (в Северном полушарии). Такая нестабильность является следствием существования меридионального градиента температуры в тропосфере и стремится уничтожить этот градиент. Без этого полярные области оказались бы намного холоднее, чем они есть на самом деле. Бароклинная неустойчивость в основном характерна для тропосферы, однако она захватывает также и нижнюю стратосферу. Таким образом, ранее описанная картина конвективной неустойчивости, определяющей слой тропосферы, должна быть модифицирована для внетропических широт с учетом бароклинной неустойчивости. Здесь конвекция  не развивается до больших высот, и бароклинная  неустойчивость является доминирующим динамическим процессом сильного квазигоризонтального перемешивания воздуха в тропосфере.