книги из ГПНТБ / Гайгеров С.С. Исследование синоптических процессов в высоких слоях атмосферы

вызывающие увеличение временных вариаций меридиональных составляющих скорости ветра, и устойчивые вихри, которые отно­ сятся к долготным вариациям осредненных по времени величин меридиональных составляющих [363]. Поэтому для анализа сред­ них разрезов меридиональных составляющих имеет особое значе­ ние принадлежность используемых данных к ограниченному диа­ пазону долгот. В стратосферных переходных вихрях максимальные значения v до 25 м/с достигаются в высоких широтах зимой на высоте около 50 км. Существование устойчивых вихрей обнаружи­ вается по осредненным по времени скоростям меридиональных слагающих ветра, достигающим 10 м/с над Канадой. На рис. 46 имеет место хорошо выраженная сходимость северных и южных потоков на высоте 30—50 км в зимнее время.

В области атмосферы, ограниченной высотой 80 км, состав почти постоянен, длина свободного пробега частиц мала, относи­ тельно невелико и число ионизированных частиц. Поэтому до вы­ соты 80 км обычно применяются уравнения статики, геострофиче­ ского и термического ветра, связывающие атмосферные параметры, а также используются законы лучистого переноса, известные для нижней атмосферы. При изучении атмосферы на более высоких уровнях возникает ряд трудностей. Так, уже в слое 80—120 км су­ точные и полусуточные составляющие приливных движений, возра­ стая, становятся соизмеримыми с величинами среднего ветра, а на вертикальных профилях ветра появляются возмущения, приписы­ ваемые гравитационным волнам. Если последние сравнительно легко сглаживаются на индивидуальных экспериментальных кри­ вых, то первые можно исключить путем гармонического анализа только при наличии ряда последовательных наблюдений [356].

Методы гармонического анализа вполне применимы к резуль­

сферные методы изучения циркуляции, например, результаты из­ мерения ионосферных дрейфов, которые могут служить источни­ ком обширной информации [149, 175]. Правда, для метеорологиче­

растают меридиональные составляющие скорости ветра. Примеча­ тельной особенностью является поток от летнего полушария к зим­ нему на высоте, близкой к 90 км. Наличие этого сильного междуполушарного потока согласуется с восточным потоком на тех же высотах (см. рис. 45). В нижней термосфере летом и зимой обна­

(рис. 47) объединены данные различных методов. Среди выясня­ ющихся особенностей следует отметить, что мезопауза в среднем расположена на высотах 9 0 ± 5 км в течение года. Температура на мезопаузе и вблизи нее зимой оказывается выше, чем летом. Это

соотношение зимних и летних температур сохраняется до высоты 130 км. Однако, как указывает автор, этот результат не может приниматься как окончательный, поскольку Чемпион, Маркое и Слоун нашли переход к более высоким температурам летом на высоте около 110 км [309, 310].

Приведенный здесь комплект разрезов и карт не может дать полного представления о циркуляции и строении мезосферы и нижней термосферы. В частности, ветры в метеорной зоне (90±

± 1 0 км) обнаруживают полугодовой п'ериод [113, 307] и поэтому приведенные здесь средние данные, близкие к периодам солнце­ стояния, являются далеко не достаточными.

4. ПОПЫТКИ ОБЪЯСНЕНИЯ ТЕРМИЧЕСКОГО РЕЖИМА

СТРАТОСФЕРЫ И МЕЗОСФЕРЫ

Изменения термического режима стратосферы и нижней мезо­ сферы носят ярко выраженный сезонный характер. Это позволяет предположить, что они в большой степени определяются радиаци­ онным балансом. Обычно принимается, что нагревание воздуха обусловливается поглощением солнечной радиации озоном и во­ дяным паром, а охлаждение происходит за счет длинноволнового обмена благодаря присутствию озона, водяного пара и углекис­ лоты.

Озон является важнейшим компонентом, поглощающим солнечную радиацию. Он поглощает солнечную ультрафиолетовую радиацию в полосах Геггинса к Гартли (0,22—0,34 мкм) и видимую радиацию в полосе Шаппюи (0,44—0,74 мкм). Эти полосы поглощения озона расположены в той части спектра, в которой ин­

Водяной пар поглощает энергию в инфракрасной части спектра, где интен­ сивность солнечной радиации слабее. По этой причине, а также из-за малого со-

держания водяного пара в стратосфере поглощение солнечной радиации водяным паром составляет только около четверти поглощения озоном.

Углекислый газ обладает наиболее интенсивной и широкой полосой погло­ щения около 15 мкм, другие полосы СОг в ближней инфракрасной области рас­ положены в тех частях спектра, где интенсивность радиации мала.

Для верхней мезосферы необходимо также учитывать поглощение солнечной радиации молекулярным кислородом.

Радиационный баланс в слое 21—55 км летом положителен на всех ши­ ротах (с наибольшими значениями в высоких широтах). Д л я остальных сезонов наибольшие отрицательные значения баланса сосредоточиваются в широтной зоне

в слое 30—90 км с учетом поглощения солнечной радиации озоном и молеку­

схему меридиональной и вертикальной циркуляции в стратосфере и мезосфере [355].

В последнее время расчеты радиационного баланса были усовершенствованы. Они опираются, в частности, на значительное расширение измерений озона [382].

дирование с помощью спектральных озонозондов, позволяющих измерять как концентрацию озона в зондируемом слое, так и содержание озона выше макси­ мальной высоты подъема прибора [31, 235, 370, 433]. Наибольшее распростра­ нение получили озонозонды контактного типа, основанные на принципе электро­

В. И. Бекорюков и др. на основе новых данных о вертикальном распреде­ лении озона рассчитали для слоя от 10 до 70 км средний для каждого месяца высотно-широтный ход скорости нагревания озоносферы за счет поглощения сол­ нечной радиации озоном [13]. Е. П. Борисенков и Б. А. Осипов провели оценку сезонных особенностей энергетического баланса верхней атмосферы северного по­ лушария. Наиболее существенные изменения радиационного баланса от зимы к лету происходят по их расчетам в слое 35—45 км, где наблюдаются макси­ мальные сезонные изменения кинетической энергии [25].

Рассчитанное Лёви распределение температуры, соответствующее радиацион­ ному равновесию, объясняет существование теплого слоя на высоте 50—55 км, сходного со стратопаузой в летнем и частично в зимнем полушарии [341, 342]. Подобные же расчеты, продолжающие работу [13], сделаны Р . Б. Белич, полу­ чившей широтно-высотное распределение температуры до высот более 60 км для каждого месяца [18].

Е. А. Жадин и А. И. Ивановский выполнили исследование радиационного режима и температурной стратификации в области 50—120 км [88]. Поглощение коротковолновой радиации на этих высотах осуществляется в основном озоном и молекулярным кислородом. В расчетах учитывалось, что при поглощении ра­ диации молекулярным кислородом в нижней термосфере только часть энергии светового кванта переходит в тепло, остальная энергия идет на диссоциацию молекулы. Результаты расчета для низких широт показывают, что в области 50—80 км, где поглощение в основном обусловлено озоном, имеется максимум нагревания, близкий к 14° К/сут на стратопаузе. В мезосфере скорость нагре­

и на высотах 100—120 км скорости нагревания достигают 50—100 К/сут.

Расчет скорости охлаждения в слое 50—120 км полосой 15 мкм осложняется необходимостью учета отклонения от локального термодинамического равно-

весия и времени релаксации, в оценке которого существуют неопределенности. В согласии с результатами лабораторных измерении время релаксации при нор­

ней термосферы. Полученные скорости охлаждения выше 80 км значительно меньше, чем в работе [354], но близко согласуются с недавней работой Куна и Лондона [331].

Сопоставление рассчитанных вкладов поглощения и излучения показывает преобладание нагревания. Лишь зимой на широтах выше 30° преобладает охла­ ждение. Экспериментальные данные свидетельствуют об интенсивном турбу­ лентном перемешивании в мезосфере и нижней термосфере. Поэтому было со­ ставлено уравнение теплового баланса с учетом турбулентного перемешивания. Решение уравнения позволило получить температурную стратификацию с четко

выраженной мезопаузой и, таким образом, дать первое объяснение средней се­ зонной температурной стратификации в слое 50—120 км.

Приведем некоторые теоретические соображения, призванные объяснить цир­ куляцию в мезосфере.

Рассматривая энергетику циркуляции в мезосфере, принимают по Мергат­ ройду [357], что циркуляция в нижней части мезосферы создается главным об­ разом различием радиационного нагревания на летнем и зимнем полюсах, в то время как циркуляция в верхней мезосфере является «холодильником», управ­ ляющимся снизу. Следовательно, образование доступной зональной потенциаль­ ной энергии Gz (см. [346]) будет происходить за счет дифференциального нагре­ вания, обусловленного, как говорилось выше, почти полностью поглощением сол­

В верхней стратосфере зимой может производиться собственная кинетическая энергия и возникшая циркуляционная система энергетически не зависит от тро­ посферы. На высотах около 55 км создаются условия, когда энергия согласуется с имеющимся радиационным балансом и температура возрастает к северу, т. е. высокие температуры в полярном районе являются следствием существования квазигоризонтальных вихрей, в которых осуществляется переход кинетической энергии в потенциальную [362].

Планетарные вихри действуют как средство меридионального переноса и один из видов крупномасштабной вихревой диффузии [71].

Мергатройд [357] рассмотрел также перенос переходными и устойчивыми крупномасштабными вихрями момента количества движения, тепла и трасси­ рующих материалов в процессе общей циркуляции атмосферы. Средний меридио­ нальный поток количества движения 6, обусловленный меридиональным компо­ нентом о, выражается как

Здесь [Qv] — пространственно-временное среднее потока (осредненное в течение месяца и по кругу широты), [8] [v] — средний компонент циркуляции, [8' v'] — переходный вихревой компонент, т. е. отклонения от среднего по кругу широты, [Q*v*] — устойчивый вихревой компонент, т. е. отклонения локального временного

среднего от результирующего временного среднего, [ 9 т vT] — средний компонент, выражающий перенос приливами; он может быть также добавлен, хотя и не имеет важного значения в глобальном масштабе в мезосфере.

При наличии глобальных наблюдений соответствующие члены, выражающие переходные и устойчивые вихри, могут быть найдены путем необходимых осред­ нений. В противном случае при их косвенной оценке возникают большие труд­ ности и неточности.

Из-за недостатка данных еще отсутствуют количественные определения. Ньюэллом предложена двумерная схема движений, согласно которой в зимнем полушарии направления средних вихревых потоков наклонены вверх от экватора к полюсу в верхней стратосфере и вниз в верхней мезосфере [364]. Основные средние движения в мезосфере предполагаются восходящими в летнем полу­ шарии и нисходящими в зимнем.

Приведенные выше данные о средних меридиональных потоках в общем не противоречат этой схеме, так как южные потоки преобладают в верхней ме­ зосфере зимнего полушария, а выше 80 км отчетливо выражен меридиональный поток из летнего полушария в зимнее (см. рис. 46). Таким образом, предполо­ жение о преобладании нисходящих движений в мезосфере, предусмотренное на рис. 45, оказывается вполне правдоподобным. Необходимо подчеркнуть, однако, что схема циркуляции Ньюэлла, в отличие от схемы циркуляции, разработанной Мергатройдом и Сингльтоном [355], не представляет средние упорядоченные дви­ жения. Ньюэлл имел дело со статистическими процессами, представляя вихревые движения в большом пространственном и временном осреднении. Поэтому, если скорости вертикальных движений по схеме Мергатройда—Сингльтона составляли несколько см/с, то в случае схемы Ньюэлла они должны быть уменьшены при­ мерно в 10 раз [357].

К изложенным выше объяснениям высоких зимних температур в верхней мезосфере, связанных с механизмом общей циокуляции атмосферы, необходимо добавить известные соображения Келлога [329] об учете экзотермической реак­ ции рекомбинации атомного кислорода

О + О 4- М — 0 2 + М -4- 5,1 эВ ,

где М — третья частица, которая уносит избыток энергии и количества движения. Энергия, освобождающаяся при рекомбинации в результате столкновения двух частиц, идет на возбуждение молекулы Ог и частично излучается в виде кванта.

Атомный кислород притекает на уровень мезопаузы из термосферы. Д л я объ­ яснения этого притока, подобно моделям, изложенным выше, предполагается схема меридиональной циркуляции.

большая изменчивость температуры. Так, по трем ракетно-гранат- ным зондированиям, проведенным в течение 15-часового периода

Мы привели эти примеры потому, что, согласно главе I , ракет-

зано с тем, что малая плотность и положительный градиент темпе­ ратуры в мезосфере способствуют усилению часто незначительных мелкомасштабных возмущений в тропосфере, таких, как приливы, гравитационные волны и турбулентность.

Планетарные волны в стратосфере и мезосфере

Планетарные волны представляют собой атмосферные возмущения гло­ бальной горизонтальной протяженности. По определению Россби, они означают отклонения от симметричных движений, происходящих в средних и высоких

странения планетарных волн исследовались Л. А. Диким [76], Чепменом и Линдзеном [226] методами теории приливов.

Особенности планетарных волн, заключающиеся в их глобальной протяжен­ ности и долгопериодное™, создают трудности в их экспериментальном изучении на больших высотах, так как требуют системы наблюдений глобального или полушарного охвата для применения разложения Фурье. Другие особенности

Можно назвать ряд теоретических исследований, относящихся к природе планетарных волн и выяснению закономерностей их распространения из тропо­ сферы в стратосферу и мезосферу. Специальный интерес представляли волны, возбуждаемые крупномасштабной орографией и контрастами нагревания системы океан—континент. Чарни и Дразиным были решены многие вопросы распростра­

вилла [256], Б. Н. Трубникова, Р. Б. Белич, И. А. Щербы [202, 203] и др. При этом много внимания было уделено возмущениям зимнего режима, в том числе выяснению причин возникновения алеутского антициклона. Исследования Дикин-

и могут проникать через атмосферу в виде планетарных волн. Возмущения с вы­ сокими волновыми числами сохраняют локальный вихревой характер и перено­ сятся в основном со средним потоком.

Как было установлено Чарни и Дразиным, восточные ветры являются наи­

структура летнего стратомезосферного антициклона наглядно подтверждает это. Сильные западные ветры также задерживают вертикальное распространение пла­ нетарных волн, действуя как отражающий барьер [260]. С другой стороны, Линдзеном обнаружено отсутствие такой задержки вблизи экватора [344]. Кроме того, Дикинсоном показано, что довольно сильные западные ветры при малых вол­

условия для распространения планетарных волн в стратосферу и мезосферу.

Другие особенности относятся к управлению планетарных волн горизон­ тальными сдвигами и к поглощению планетарных волн при совпадении скорости волновой фазы с зональной скоростью ветра.

На рис. 51 приведена схема вероятных путей распространения в стратосферу и мезосферу планетарных волн в зимнем полушарии по Дикинсону [270]. Соз­ даются благоприятные условия для проникновения планетарных волн в полярном и экваториальном районах, где ветры слабее. Планетарные волны в полярном районе оказываются под влиянием западной струи и дают начало образованию