книги из ГПНТБ / Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник
.pdfг нм
«Г |
3 21 |
0 2 4 6 в /0 12 !4 б?
Рис. 4.12. Распределение с высотой средних квадрати ческих отклонений темпера туры на ст. Уайт-Сэндс:
/ — зима; 2 — лето; 3 — год
О |
Ю 20 |
|
30 |
40 |
SO |
|
|
|
О |
Ю |
20 |
30 |
40 |
SO |
60 |
|
|
О |
Ю |
20 |
30 |
40 |
50~ |
Рис. 4.13. Распределение с |
высотой |
средних |
квадратических |
отклонений |
|||
плотности воздуха. Год: |
|
Г — Уайт-бэндс; |
|||||
А — о. Хейса; Б — Форт |
Черчилль; |
В — Волгоград; |
|||||
|
Д — о. Гранд-Терк |
|
|
|
уменьшаются до 40—60°, в тропической и экваториальных зо нах — до 20—30°.
Представление о средних квадратических отклонениях темпе ратуры ат в стратосфере позволяют составить рис. 4.11 и 4.12.
Наибольшие значения ог наблюдаются в полярном районе, зи мой ог в высоких и умеренных широтах существенно больше, чем летом.
С колебаниями температуры тесно связаны колебания плотно сти. На рис. 4.13 приведены вертикальные профили средних квад ратических отклонений (о ) плотности воздуха в нескольких
пунктах, расположенных в различных широтах. Максимальные значения ор наблюдаются вблизи земной поверхности. С увели
чением высоты Зр уменьшается.
§2. НАРУШЕНИЯ ЗОНАЛЬНОГО РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ
ВСТРАТОСФЕРЕ
Чисто зональное поле движения атмосферы, в котором пара метры состояния зависят только от широты и высоты, следует рассматривать как сильную идеализацию реальных полей. Такое движение, возможно, могло бы наблюдаться над однородной зем ной поверхностью. Поскольку фактически земная поверхность сильно неоднородна, то наблюдаются большие отклонения пара метров состояния от их зональных значений. Наиболее сильное влияние на поле температуры (равно как и других метеоэлемен тов) как по масштабам охватываемой территории, так и по ве личине нарушений зональности оказывают материки и океаны, термические свойства которых существенно различны.
За последние 30—50 лет, начиная с работ В. В. Шулейкина, выполнено большое число исследований, посвященных количест венной оценке таких влияний. Установлено, что материки и оке аны оказывают большое влияние на поле температуры не только вблизи поверхности земли, но и всей тропосферы, стратосферы и, по-видимому, более высоких слоев.
По данным наблюдений за 14 лет (1950—1963 гг.) И. В. Ханевская определила средние значения температуры для различ ных широт на уровне моря и на главных изобарических поверх ностях отдельно для материков и океанических районов север ного полушария. Согласно этим данным, температура воздуха на всех широтах и высотах (до уровня 300 мб включительно) над океанами зимой выше, а летом ниже, чем над материками. Зи мой наибольшие разности температур вблизи уровня моря на блюдаются в полярных (разность около 20°) и умеренных (раз ность 7—8°) широтах. Далее к югу они быстро уменьшаются и южнее 30° с. ш. становятся несущественными (на 20° с. ш. толь
92
ко 2°). Однако в полярных широтах разности температур быстро уменьшаются с высотой и на уровне 500 мб составляют только 2—4°. В умеренных же широтах в пределах всей тропосферы со храняются значительные разности температур: 5—8° в нижней и средней и 3—4° в верхней тропосфере.
Летом наиболее сильное тепловое воздействие материки ока зывают в зоне 30—40° с. ш., где разности температур сохраняют ся достаточно большими вплоть до уровня 200 мб (в среднем
6—8°).
Рис. 4.14. Изаномалы температуры на поверхности 850 мб в январе
Наглядное представление об отклонениях температуры от ее зональных значений дают карты изаномал — кривых, соединяю щих точки с одинаковыми значениями разности между темпера турой в некоторой точке и средней температурой того широтного круга, на котором расположена эта точка. Карты изаномал на уровне 850 мб за январь и июль приведены на рис. 4.14 и 4.15. Зимой области отрицательной аномалии температуры распола гаются над материками Евразии и Северной Америки с центра ми в восточных частях этих материков, а области положительной аномалии — над океанами, которые зимой служат источниками тепла. Летом поле изаномал существенно отличается от зимнего: знаки аномалий над материками и океанами обратные, области
93
аномалий одного знака более обширны и смещены в низкие ши роты (центры положительной аномалии расположены между 20
и30° с. ш. над Евразией и Африкой и между 20 и 45° с. ш. над Северной Америкой).
Анализ материалов наблюдений показывает, что и в страто сфере распределение температуры над большей частью северного полушария существенно отличается от зонального. В табл. 4.2 приведены амплитуды колебаний (разность между наибольшим
инаименьшим значениями) средней (за январь и июль) темпе-
Рис. 4.15. Изаномалы температуры на поверхности 850 мб в июле
ратуры вдоль широтных кругов, кратных 10°, на основных изоба рических поверхностях (максимальные значения амплитуды вы делены жирным шрифтом). Согласно этим данным, отклонения температуры от ее зональных значений в стратосфере вполне сравнимы с тропосферными. Более того, зимой амплитуда коле баний в стратосфере больше, чем в верхней тропосфере, и с вы сотой возрастает. В стратосфере, как и в тропосфере, максималь ные амплитуды зимой наблюдаются в умеренных и полярных ши ротах, летом — в субтропических и тропических.
Просмотр карт изаномал, построенных И. В. Ханевской, по
казывает, |
что зимой в стратосфере (на уровне поверхностей 50 |
и 30 мб) |
наблюдаются две четко разграниченные области боль |
94
ших отклонений температуры от зональных значений. Область по ложительной аномалии температуры охватывает большую часть Азиатского материка, север Тихого океана и Аляску (центр на северо-востоке Азми, на уровне 50 мб вблизи 60° с. ш. и 170° в. д.). Область отрицательных отклонений занимает большую часть за падного полушария в высоких и умеренных широтах и север Бвропы (центр, находясь вблизи 60° с. ш., смещается на запад от 40° в. д. до 50° з. д. по мере увеличения высоты).
|
|
|
|
|
|
Т а б л и ц а |
4.2 |
|
Амплитуда колебаний температуры (град.) вдоль широтных кругов |
|
|||||||
|
на главных изобарических поверхностях в январе и июле |
|
||||||
Широта, |
|
Изобарические поверхности, |
мб |
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
||
град. |
850 |
700 |
500 |
300 | 200 |
100 |
50 |
30 |
10 |
Я н в а р ь
80 |
6 |
4 |
2 |
2 |
6 |
7 |
4 |
7 |
10 |
70 |
18 |
10 |
8 |
5 |
8 |
14 |
15 |
19 |
24 |
60 |
25 |
17 |
14 |
7 |
10 |
16 |
16 |
20 |
24 |
50 |
26 |
20 |
18 |
9 |
11 |
12 |
14 |
18 |
20 |
40 |
19 |
16 |
13 |
8 |
10 |
9 |
9 |
11 |
11 |
30 |
12 |
9 |
4 |
7 |
8 |
7 |
4 |
4 |
4 |
20 |
5 |
5 |
4 |
6 |
4 |
7 |
2 |
2 |
3 |
10 |
4 |
2 |
2 |
4 |
2 |
4 |
2 |
2 |
2 |
И ю л ь
80 |
2 |
3 |
5 |
2 |
2 |
0 |
1 |
0 |
70 |
6 |
5 |
6 |
4 |
3 |
2 |
1 |
2 |
60 |
9 |
7 |
8 |
6 |
3 |
2 |
2 |
2 |
50 |
10 |
5 |
6 |
7 |
5 |
4 |
1 |
2 |
40 |
18 |
9 |
6 |
10 |
12 |
7 |
3 |
2 |
30 |
17 |
10 |
6 |
11 |
12 |
7 |
4 |
2 |
20 |
14 |
8 |
6 |
9 |
10 |
8 |
3 |
0 |
10 |
4 |
4 |
2 |
3 |
5 |
6 |
2 |
0 |
Летом нарушения зонального распределения температуры в стратосфере менее значительны, чем зимой: отклонения средней за июль температуры of зональных значений на поверхностях 50 и 30 мб не превышают +2,5° в пределах всего северного полуша рия. В это время на юге Азии располагается обширная область отрицательных отклонений, а над океанами (в тех же широ тах) — области положительных отклонений.
95
§ 3. О ЧИСЛЕННОМ МОДЕЛИРОВАНИИ ТЕРМИЧЕСКОГО РЕЖИМА СТРАТОСФЕРЫ
Последнее десятилетие ознаменовалось широким использова нием современных электронных вычислительных машин (ЭВМ) при проведении научных исследований. ЭВМ позволили выпол нить расчеты распределения температуры и других параметров состояния атмосферы в тропосфере и нижней половине страто сферы. Такое численное моделирование элементов общей цирку-
Рис. 4.16. Поле зональных температур по данным 18-уровенной численной модели Манабе и Ханта
ляции атмосферы проводится в СССР под руководством акад. Г. И. Марчука, а в США — в группах, возглавляемых Н. Филлип сом, Дж. Смагоринским, С. Манабе, Е. Минцем и др.
Наиболее полные сведения о термическом режиме стратосфе ры, полученные численным моделированием процессов общей
циркуляции, содержит |
работа С. Манабе и Б. Дж. Ханта1). |
В основе исследования |
лежат уравнения движения атмосферы |
и уравнение притока тепла, в которых сохранены нестационар ные члены (это так называемые полные уравнения метеороло-
Ч S. М a n'a b е , В. G. Hunt . Experiments with a stratospheric general circulation model I Radiative and dynamic aspects. Mon. Wea. Rev., 96, Nu 8, 1968.
96
пии). В уравнении притока тепла сохранены также члены, опи сывающие радиационный и турбулентный теплообмен. Газами, поглощающими радиацию, являются водяной пар, углекислый газ и озон. Расчет температуры, составляющих скорости движе ния, потоков и притоков тепла и количества движения выполнен на современных ЭВМ на основе 18-уровенной модели, охваты вающей слой атмосферы от поверхности земли до высоты 37,5 км
Рис. 4.17. Меридиональный вертикальный разрез поля зональной температуры в январе и июле
(более точно — до уровня, где давление р составляет 0,004 от на земного давления р* : />/р* = 0,004). Результаты расчета зональ ных температур приведены на рис. 4.16. На рис. 4.17 и 4.18 пока зан меридиональный разрез поля зональных температур по дан ным наблюдений (осреднение произведено за 14 лет). Сравнение показывает, что основные особенности распределения темпера туры над полушарием численная схема отражает удовлетвори тельно. Так, разность температур между экватором и полюсом вблизи земной поверхности составляет около 42 °С. Наиболее вы соко тропопауза (на уровне 17—18 км) располагается в эква
7 Зак. 8025 |
97 |
ториальной области, к тому же до широты 35—40° ее высота мало изменяется.
Наиболее тонкая особенность, отраженная расчетной схе мой, — это наличие области тепла в нижней стратосфере умерен ных широт. На высоте 16,8 км (р/р* = 0,091) разность темпера тур на широте 45° (Г45) и экваторе Т0 составляет 29 °С, а раз ность между Г45 и температурой на полюсе (Т90) равна 10 °С.
О кт ябрь |
А прель |
|
вО 'сш 60 8 0 “сш .
Рис. 4.18. Меридиональный вертикальный разрез поля зональной температуры в октябре и апреле
Наиболее полно расчетные данные согласуются с опытными данными для января (по-видимому, в расчетную схему включе ны параметры ср значениями, характерными для зимы). Так, раз ность температур То — Гдо на уровне 850 мб в январе составляет 40,9 °С (на уровне моря эта разность 60 °С; однако в слое от уровня моря до 850 мб в полярной области наблюдается зимой инверсия температуры, которую смоделировать с помощью рас четной схемы не удалось, поэтому имеет смысл сравнивать рас четную разность температур — 42 °С — с разностью температур на уровне 850 мб). На уровне 100 мб (близком к уровню 16,8 км) разность температур на широте 50° (Г50) и Г0 в январе состав ляет 26,6 °С, а разность Ты — 7\>о = 13,8°. Эти цифры близки к приведенным выше расчетным значениям 29 и 10°С. Более того, если следовать рис. 4.19, построенному В. Р. Дубенцовым, то со
98
гласив между расчетными и опытными значениями горизонталь ных разностей температур еще более значительное. На этом ри сунке сплошные кривые соединяют точки с наиболее низкими, а прерывистые — с наиболее высокими значениями температуры; числа вблизи стрелок (указывающих направление горизонталь ного градиента температуры) представляют собой разность меж ду экстремальными значениями температуры. Согласно этому рисунку, в январе до уровня 300 мб горизонтальный градиент температуры на всех широтах направлен к полюсу (область теп-
|
К |
500 |
300 |
200 |
100 |
SO |
30 |
20 |
10 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
90 |
|
30 |
|
|
W |
|
|
130 |
Январь |
60 |
37 |
|
\ю __ |
-t? - |
27 |
|||
|
30 |
|
|
к |
"Т27 |
|
7 " |
|
|
|
0 |
|
|
|
|
|
|
||
|
90 |
|
|
|
|
_ |
N. |
L j* |
|
А прель |
Iй |
|
|
2 |
4 |
||||
300 |
|
|
J_ |
||||||
60 |
|
|
|
32 |
19 |
|
|
|
|
|
90 |
20 |
120 |
|
37 |
22 |
18 |
/4 |
to |
И юль |
60 |
-t5 |
|||||||
|
30 |
|
|
|
4 |
3 |
2 |
J |
|
|
0 |
|
|
|
|
||||
|
90 |
|
28 |
's i |
|
N |
|
|
|
Октябрь |
60 |
31 |
30 |
5X' |
10 |
16 |
29 |
||
|
30 |
|
|
|
|
|
~5~~ |
T ' |
1 |
|
0 |
|
|
|
|
|
|
|
|
Рис. 4.19. Горизонтальные разности между наиболее высокой и наиболее низкой температурами вдоль меридиана 80° в. д. на разных уровнях тропосферы и стратосферы
ла находится вблизи экватора). Выше уровня 200 мб наиболее высокие температуры (Ттах) наблюдаются в январе в умерен ных широтах, при этом разности Ттах—Т0 и Ттах— Тдо на уровне 100 .иб составляют 27 и 10°С соответственно.
На рис. 4.20 изображены меридиональные профили зональ ной температуры. Из рисунка видно, что расчетный и наблюден ный (для января) профили имеют много общего, однако макси мум температуры находится севернее расчетного. Вертикальные профили температуры по данным расчета для трех широт приве дены на рис. 4.21. Здесь наибольшее расхождение имеет место для высоких широт (81°): по наблюдениям температура зимой продолжает падать с высотой в пределах всей нижней страто сферы, по данным же расчета она в слое от 11—12 до 30 км прак тически постоянна.
Большой интерес представляют результаты расчета потоков и притоков тепла в земной атмосфере. На рис. 4.22 приведены
1• |
99 |
гкм
Рис. 4.20. Меридиональные профили температуры: расчетный на |
Рис. 4.21. Вертикальные профили температуры на |
высоте 91 мб (р[р* = 0,091) и наблюденный на высоте 89 мб |
трех широтах |
(вдоль меридиана 80° з. д.) |
|