Файл: Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник.pdf

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

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).

Я н в а р ь

И ю л ь

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

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

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.

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-

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

гкм