книги из ГПНТБ / Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник

данные о притоке тепла (переведенного в изменение температу­ ры), обусловленном радиацией. Этот рисунок подтверждает установленную в более ранних исследованиях закономерность: под влиянием радиационного теплообмена атмосфера в пределах всей тропосферы и значительной части стратосферы охлаждает­ ся со скоростью, колеблющейся между 0,1—0,3 град/сутки в уме­ ренных и высоких широтах стратосферы и 0,5—1,0 град/сутки в тропосфере. Лишь в низких широтах стратосферы радиационный теплообмен способствует нагреванию атмосферы (со скоростью

Рис. 4.22. Изменение температуры (в град/сутки), обусловное радиационным притоком тепла

0,1—0,5 град/сутки). Следует отметить, что результирующее из­ менение температуры, изображенное на рис. 4.22, найдено как разность двух больших величин — скорости нагревания атмосфе­ ры, обусловленного поглощением солнечной радиации, и скорости охлаждения, вызванного тепловым излучением водяного пара, углекислого газа и озона (обе эти величины в большей части тро­ посферы и стратосферы равны 1,0—3,0 град/сутки).

Естественно, что погрешности расчета результирующего из­ менения температуры более значительны, чем погрешности ско­ рости нагревания и охлаждения. Не исключено, что в дальней­ шем данные рис. 4.22 будут существенно уточнены.

101

2НМ

0,004

0 , т 00* 80* 70° 60е 50* 40° 30* 20* /О* О

Широта

Рис. 4.23. Макротурбулентный (вдоль меридиана) и турбулент­ ный (по вертикали) потоки тепла (единицы измерения:

10*i эрг • атм~* • сек _1 и 106 эрг ■см ~ 2- сек —1 соответствен­ но). Заштрихованные области — поток направлен к экватору или вверх

102

ZHM

103

Приведем еще данные о турбулентных потоках тепла в гори­ зонтальном (вдоль меридиана) и вертикальном направлениях (рис. 4.23). Первый из этих потоков обусловлен движением круп­ номасштабных вихрей (типа циклонов и антициклонов) и почти всюду направлен к полюсу (исключение составляет узкая при­ экваториальная область). Вертикальный поток в тропосфере на­ правлен вверх, а в большей части стратосферы — вниз. Скорости изменения температуры (притоки тепла),обусловленные горизон­ тальным движением атмосферы со средней скоростью (меридио­ нальной циркуляцией или адвекцией) и турбулентным макрооб­ меном, приведена на рис. 4.24. Порядок величины этих притоков такой же, как и обусловленных радиационным теплообменом.

Рис. 4.25 позволяет оценить вклад различных факторов в из­ менение температуры на разных широтах и высотах. В низких широтах (3° с. ш.) наибольший вклад вносят радиация и конвек­ ция (турбулентный обмен по вертикали), а также меридиональ­ ная циркуляция (адвекция). В умеренных (39° с. ш.) и высоких (75° с. ш.) широтах возрастает роль горизонтального макрообме­ на и уменьшается значение адвекции.

§ 4. СТАТИСТИЧЕСКИЕ Д А Н Н Ы Е О РА С П РЕД ЕЛ ЕН И И ТЕМ П ЕРАТ УРЫ

ВН И Ж Н ЕЙ СТРАТОСФЕРЕ

Впоследнее время уделяется много внимания получению ста­ тистических характеристик полей температуры, скорости ветра и других элементов. Такие данные позволяют выявить некоторые общие закономерности строения атмосферы и формирования по­ лей метеорологических элементов. Характеристики эти исполь­ зуются при решении ряда задач прикладного характера, таких, как влияние атмосферы на полет самолетов и других летатель­ ных аппаратов, на распространение примесей и др. Вероятност­ ный подход все более широко используется при долгосрочном

прогнозе погоды.

Остановимся на статистических данных, характеризующих распределение (в вероятностном смысле) температуры в нижней стратосфере. Как известно, для этой цели используется понятие плотности распределения вероятностей f(x). Исследования пос­ ледних лет (И. В. Ханевская, Л. А. Гаврилова и др.) показали, что в большинстве районов земного шара распределение темпе­ ратуры близко к нормальному (гауссовскому). Функция f(x) для случая нормального распределения имеет вид

где х — текущее (случайное) значение метеоэлемента, х — его среднее значение, о — среднее квадратическое отклонение.

105

Из формулы (4.1) следует, что распределение температуры, подчиняющееся нормальному закону, полностью определено, ес­

ли известны два параметра: средняя температура Т и диспер­ сия о2г Поля средней температуры рассмотрены в предыдущих

параграфах. Здесь приведем сведения о ог В табл. 4.3 приведе­ ны (по И. В. Ханевской) величины средних квадратических от-

Рис. 4.26. Средние квадратические отклонения температуры (°С) в ян­ варе и июле вдоль меридиана 100° з. д.

клонений (ог) ежедневных значений температуры от многолетней

средней за январь на некоторых широтах вдоль меридиана 180°, пересекающего Тихий океан, а на рис. 4.26 — значения аг в ян­

варе и июле вдоль меридиана 100° з.д., пересекающего Северную Америку.

Однако в тех же исследованиях выявлено, что в Арктике и некоторых районах умеренных и низких широт распределение температуры может существенно отличаться от нормального.

106

Количественной мерой отклонения распределения от нормаль­ ного служат коэффициенты асимметрии (Л) и эксцесса (у), кото­ рые называют также центральными моментами третьего и чет­ вертого порядков:

В случае нормального распределения А —у = 0. Коэффициент асимметрии характеризует «скошенность» кривых распределе­

Коэффициенты асимметрии для некоторых пунктов северного

107

Более детальные данные о распределении температуры, вклю­ чающие коэффициенты асимметрии и эксцесса, получены Л. А. Гавриловой1). Для 30 пунктов Западной Арктики по мате­ риалам зондирования атмосферы за 8 лет (1957—1964 гг.) рас­

считаны Т, зг, Аг иj T. Результаты расчета даны в табл. 4.5 и 4.6.

Т а б л и ц а 4.5

Параметры распределения температуры на уровне 100 и 50 м б в январе

Т а б л и ц а 4.6

Параметры распределения температуры на уровне 100 и 50 мб в июле

Считается, что распределение существенно отличается от нор­ мального, если коэффициент асимметрии (по модулю) превы­ шает 0,50 или коэффициент эксцесса больше 0,75. Зимой плоско­ вершинное ( j T < —0,75) и бимодальное (j т< —1,2) распределе­

ния со значительной положительной асимметрией (коэффициент асимметрии колеблется между 0,67 и 1,26) наблюдаются над Ка­ надским архипелагом и западным побережьем Гренландии.

§ 5. Н О ВЕЙ Ш И Е Д А Н Н Ы Е О Т ЕМ П ЕРАТ УРЕ В Е Р Х Н И Х СЛ О ЕВ АТМ ОСФ ЕРЫ

') Труды ДАНИИ, вып. 311, 1972.

108

где М\ и Мч — массы молекул воздуха и реагента (из которого состоит светящееся облако), Qd — эффективное сечение диффу­ зии, k — постоянная Больцмана.

2М М Если ввести М = д , то формула (5.1) примет вид

Из этой формулы получим

где Я? — шкала высот элемента q : Я ,1= — — .

На основе формулы (5.3) разработаны два способа определе­ ния параметров состояния. В первом способе по табличным зна­ чениям какой-либо модели атмосферы находят сумму трех по­ следних слагаемых в правой части (5.3). Зная по данным наблю­ дений Я0 , находят из формулы (5.3) Нр, а затем температуру

£>*

гр _ 1\

~НрМ лё ’

ипо формуле (5.1) — плотность воздуха р. Во втором способе по

табличным данным находится отношение Яр 1/Яд1. Умножив его

на Я д 1, определенное из наблюдений, находим Я ^1, а затем температуру и плотность воздуха.

Результаты расчета, выполненного Л. А. Андреевой и Л. А. Катасевым1), параметров атмосферы по второму способу (по дан­ ным наблюдений за искусственными облаками в 1962—1963 гг.) приведены в табл. 4.7.

■) Л. А. А н д р е е в а, Л. А. К а т а с е в. Определение плотности атмо­ сферы по наблюдениям за искусственными светящимися облаками. — «Метео­ рология и гидрология», 1969, № 9.

109

Формула (5.2) не вполне удобна тем, что для расчета парамет­ ров состояния по ней необходимо знать распределение темпера­ туры с высотой. Чтобы избавиться от этого недостатка, Андреева и Катасев воспользовались барометрической формулой (справед­ ливой, по крайней мере, до высоты 400 км). В результате полу­ чено

что это отношение в интервале высот 130—200 км изменяется не­ значительно и близко к 1. Тогда формула (5.4) может быть запи­ сана в виде

где Т — средняя температура в слое от Zi до z2. Результаты рас­

110