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

не наблюдается радиационного равновесия. Избыточный приток тепла переносится турбулентностью в более низкие слои. Инте: грирование уравнения баланса тепла (в котором радиационный приток приравнен турбулентному) при заданной температуре на высоте 120 км позволяет получить распределение температуры, близкое к наблюдаемому (рис. 4.28).

разрезы полей среднемесячных тем­ ператур для высот 30—80 км. Сравнение этих резервов с данны­

ми других авторов, например В. Р. Дубенцова, показывает, что при общем сходстве наблюдается различие в деталях. Так, стра­ топауза в высоких широтах зимой расположена на высоте 52 км (по Дубенцову — 57—58 км), летом стратопауза примерно на 2 км ниже, чем по данным Дубенцова.

Анализ разрезов от месяца к месяцу позволяет проследить процесс сезонной перестройки поля температуры. Область тепла вблизи стратопаузы постепенно распространяется из низких ши­ рот к средним и высоким с февраля по май. В мае в области стра­ топаузы происходит смена направления горизонтального гради­ ента температуры и завершается формирование очага тепла (275 °К) в приполюсном районе. В этот же период в мезосфере высоких широт наблюдается обратный процесс — образование очага холода с температурами 180—190°К- От января к июлю вертикальный градиент температуры в слое 50—80 км увеличи­ вается от 1,1 до 3,6 град/км. Представление о годовом ходе тем­

1) В. Н. К о н а ше н о к , Г. М. Швед . О физических условиях вблизи мезопаузы. Йзв. АН СССР. Физика атмосферы и океана, 4, № 5, 1968.

2) Й. В. Б у г а е в а , Л. А. Р я з а н о в а . Годовая и суточная изменчи­ вость температурного поля в слое 30—80 км. — «Метеорология и гидрология»,

1971, № 12.

111

пературы на разных высотах позволяют составить графики термоизоплет (рис. 4.29). Из рисунка отчетливо видно образование области тепла в районе стратопаузы летом и исчезновение ее зи-

мои. В высоких широтах область тепла более обширна (в преде­ лах изотермы 260 °К — от 37 до 60 км) и сохраняется с апреля

112

На рис. 4.30, заимствованном из статьи И. В. Бугаевой и др.1), приведен пространственно-временной разрез полей температуры и скорости ветра над о. Хейса с октября 1970 г. по январь 1971 г. Анализ данных, полученных в период проведения ракетного стра- то-мезосферного эксперимента (октябрь 1970г.—февраль 1971 г.), показал, что процесс потепления был очень сильным и охватывал практически всю мезосферу и большую часть стратосферы. На­ чалось оно в начале зимнего периода. Над о. Хейса уже в сере­ дине ноября наблюдались сильные ветры с южной составляющей

до 50—80 м-секг'. Одновременно отмечались в слое 70—80 км значительные колебания температуры (от 195 до 240 °К) и высо­ ты стратопаузы. В первых числах декабря в верхней мезосфере сформировалась область тепла с температурами, превышающи­ ми средние значения на 50—60°К. Ветер в мезосфере был сна­ чала южным, а затем переменил направление на юго-восточное. Ниже 60 км отмечались обычный западный и северо-западный

в верхней стратосфере (к 23 декабря температура в этой области повысилась до 280—290°К). В начале января область тепла рас­ пространилась еще ниже. Самая высокая температура (293 °К) наблюдалась 6 января на уровне 40 км. Ветер в этот день был

стилась до 30 км, а восточные ветры — до 20 км. Выше 54 км вновь появились западные ветры, и в мезосфере сформировалась область холода с температурами около 200 °К-

Зондирование, проведенное на ст. Волгоград1), показало, что процесс потепления охватил огромную территорию, включающую и умеренные широты, где также область тепла сформировалась сначала в мезосфере, а затем распространилась и на стратосферу.

Связь зимних потеплений в стратосфере с изменением общего содержания озона. Начиная с 1958 г., когда впервые было под­ мечено (Шерхагом) зимнее потепление в стратосфере, ежегодно наблюдаются такие потепления. Они отличаются друг от друга интенсивностью, районами и сроками возникновения, глубиной распространения сверху вниз и продолжительностью. В период с 1958 по 1970 г. продолжительность зимних потеплений на уровне поверхности 10 мб колебалась от 10 до 62 суток, величи­ на изменения температуры составляла 20—50 °С, в отдельные годы (1963—1968 гг.) температура на поверхности 10 мб повы­ шалась на 60—80°С. Потепление происходит, как правило, в ян­ варе, в отдельные годы оно начиналось в последней декаде де­ кабря и заканчивалось в начале января или начиналось в конце января и заканчивалось в первой декаде февраля.

Все зимние стратосферные потепления сопровождаются рез­ кими изменениями общего содержания озона. При этом начало изменения содержания озона на 1—3 дня опережает потепление.

Согласно Л. А. Урановой2), изменение общего содержания озона перед стратосферными потеплениями в 1958—1970 гг. ко­ лебалось от 0,072 до 0,183 см. Четкой количественной зависимо­ сти повышения температуры от изменения содержания озона не обнаруживается. Так, в 1963 г. температура на уровне 10 мб в Алярте повысилась с 16 по 27 января на 80 °С (от —80 до 0°), общее содержание озона в том же пункте с 13 по 20 января уве­ личилось на 0,173 см: В 1970 г. общее содержание озона в Куй­ бышеве с 24 по 26 января увеличилось на 0,183 см, однако тем­ пература в том же пункте повысилась с 26 января по 3 февраля только на 40 °С (от —65 до —25 °С).

Анализ междусуточной изменчивости общего содержания озо­ на показал, что максимум ее приходится на январь (в то время как максимум общего содержания — на апрель). Если междусуточная изменчивость содержания озона не превышает 0,070 см, заметного потепления не наблюдается. При междусуточной из­

114

Можно, таким образом, утверждать, что одной из причин зим­ них стратосферных потеплений служит увеличение общего со­ держания озона, наблюдаемое в январе под влиянием увеличе­ ния продолжительности дня и притока ультрафиолетовой радиа­ ции, прежде всего, в широтном поясе 30—-45°. В этих широтах первоначально и возникают очаги зимних потеплений в страто­ сфере. В более высокие широты озон и очаги тепла переносятся воздушными течениями. В 1958, 1963, 1969 и 1970 гг., когда на­ блюдались наиболее сильные потепления, увеличению содержа­ ния озона способствовали мощные вспышки на Солнце.

X. П. Погосян1) и его сотрудники2) придерживаются мнения, согласно которому в преобразовании полей температуры и дав­ ления в стратосфере большую роль играют тропосферные про­ цессы. Эта связь подтверждается статистически: коэффициенты корреляции между высотой повехности 300 мб и высотами по­ верхностей 200, 100, 50, 30 и 10 мб равны 0,82; 0,76; 0,62; 0,53

и 0,42 соответственно. Анализ аэросиноптических материалов по­ казал, что крупная перестройка поля давления в высоких широ­ тах стратосферы зимой происходит в тех случаях, когда величина

•индекса меридиональное™ в тропосфере возрастает примерно на 20% по сравнение со средней величиной. В этих случаях стра­ тосферный полярный циклон, нормальное положение центра ко­ торого зимой близко к Северному полюсу, раздваивается: обра­ зуются два циклона с центрами над Северной Евразией и Север­ ной Америкой. С 1957 по 1967 г. на высотах 23—25 км в холодное полугодие (октябрь—март) зарегистрировано 67 случаев раз­ двоения стратосферного циклона, при этом такая обстановка наблюдалась в среднем в течение 55 суток в году (при колеба­ ниях в отдельные годы от 10 до 120 суток), что составляет почти 30% времени. Особенно легко нарушается зональная циркуля­ ция на всех высотах приформировании глубоких циклонов над Северной Америкой и прилегающей частью Атлантического океана.

Авторы 3) исследовали связь стратосферных потеплений с кри­

ГЛАВА V

ПЛОТНОСТЬ И ДАВЛЕНИЕ ВОЗДУХА В ВЕРХНЕЙ АТМОСФЕРЕ

§ 1. ВАРИАЦИИ ПЛОТНОСТИ В СТРАТОСФЕРЕ И МЕЗОСФЕРЕ

Плотность воздуха в стратосфере и мезосфере подвержена значительным изменениям в зависимости от времени года и суток, широты места и др. Такие вариации оказывают существенное влияние на точность расчета траекторий движения летательных аппаратов. При решении этих задач важно знать возможные пре­ дельные отклонения плотности воздуха от стандартных значений, а также характер пространственно-временных колебаний плот­ ности.

Одна из последних работ по этому вопросу выполнена Ю. Г. Сихарулидзе и М. А. Бутузовой. Эти авторы относительное

Р — Р

отклонение о = -----плотности р от стандартного значения рст

Рcm

(которое взято по модели атмосферы CIRA-65 для широты 30°) представили в виде суммы систематического и случайного откло­ нений. Систематические отклонения включают в себя сезонно­ широтные изменения и суточные колебания плотности. Сезонно­ широтные изменения 8 описываются формулой

где b\, b2, b3, n, a b . . . , am, zu z2 — некоторые числовые коэф­ фициенты, зависящие от времени года, z — высота в км, «р — ши­ рота в радианах. Значения коэффициентов определены по дан­ ным модели атмосферы CIRA-65 и приведены в табл. 5.1.

Согласно этим данным, наибольшие (по модулю) отрицатель­ ные значения 8 наблюдаются в феврале, а положительные — в

июне.

Монотонная составляющая 8, равно как амплитуда и длина волны периодической составляющей, линейно растет с увеличе­ нием высоты-. На заданной высоте значения 8 (по модулю), как правило, растут с увеличением широты (модель построена для области от 0 до 50° с. ш.).

117

118

Распределение плотности в южном полушарии предполагает­ ся таким же, как и в северном, но с временным сдвигом в 6 ме­ сяцев (например, в феврале отклонения плотности в южном по­ лушарии такие же, как в августе в северном полушарии).

Обобщенные данные о средних значениях плотности воздуха в трех широтных зонах северного полушария приведены (по Е. П. Школьному) в табл. 5.2.

Z нм

Рис. 5.1. Экстремальные отклонения плотности, отнесенные к ее средним значениям:

1 — теплое полугодие, умеренные широты; 2 — холодное полугодие, умеренные широты; 3 — теплое полугодие, вы­ сокие широты; 4 — холодное полугодие, высокие широты

Согласно этим данным, в холодное полугодие почти на всех рассмотренных уровнях плотность растет с уменьшением широ­ ты (исключение составляет уровень 30 км, где наибольшая плот­ ность наблюдается в средних широтах). В теплое полугодие на высоте 30'км и в слое 50—65 км плотность воздуха падает с при­ ближением к экватору. В слое 35—45 км наибольшие значения плотности наблюдаются в средних широтах. Как й другие метео­ параметры, плотность воздуха испытывает значительные колеба­ ния относительно среднего значения. На рис. 5.1 и 5.2 изображе­

119