big-archive.ru

Большой информационный архив

                       

Распределение температуры в нижней стратосфере

Данные наблюдений, характеризующие распределение температуры в верхней тропосфере и нижней стратосфере, не являются еще достаточно полными. Однако они уже позволяют представить себе распределение температуры над всем земным шаром. На рис. 15 приведен вертикальный разрез среднего температурного поля атмосферы между экватором и полюсами.

На нем, так же как и на картах ОТ5001000 (рис. 8 и 9), область

Отклонение температуры воздуха ОТ 500 1000 от среднеширотной в июле

максимальной температуры смещена от экватора к тропикам и градиент температуры направлен от тропической зоны в сторону экватора и средних широт. Это имеет место летом. Судя по картам относительной топографии, зона максимальных температур смещается вместе с положением солнца в зените. В январе она находится в тропиках южного полушария, в июле — в тропиках северного полушария, а в переходные месяцы над экваториальной зоной. Наибольшие величины горизонтальных градиентов температуры во всей тропосфере зимой имеют место на широте 28—40°, а летом 35—46°. В табл. 9 приведены данные о средней температуре на высотах между экватором и 78° ю. ш. летом.

Средняя температура на высотах между экватором и полюсами зимой и летом

Они показывают, что зона наибольших разностей температуры летом располагается между 35 и 46° ю. ш. от поверхности земли до высоты 11 км, причем до высоты 5 км они возрастают, а затем начинают убывать. На высоте 12 км знак разности меняется, т. е. в низких широтах температура оказывается ниже, чем в высоких. Следовательно, величины наибольших контрастов температуры слоя между поверхностями 500 и 1000 мб, изображенные на картах, с высотой должны убывать, а на высотах 11—12 км — вовсе уничтожаться. Выше вновь появляются междуширотные градиенты температуры, однако они уже направлены от высоких широт к низким. Для наглядности представления о распределении температуры с высотой на рис. 16 приводится вертикальный разрез атмосферы между экватором и южным полюсом, построенный по табл. 9.

Является также интересным рассмотрение относительной топографии между слоями 225 и 500, 96 и 225 мб, а также 41 и

96 m6 летом в южном полушарии (рис. 17, ор. рис. 10 6). Если согласно графику (рис. 17) средние величины относительного геопотенциала между поверхностями 500 и 1000 мб возрастают от полюсов к тропикам, то наименьшие величины его между поверхностями 225 и 500 мб располагаются над широтой около 70°, в соответствии с чем градиент температуры направлен от полюса к этой широте (см. кривую 3). Это вполне естественно, если учесть, что в районе Антарктиды слой OT225500  расположен приблизительно между уровнями 5 и 11 км. Однако между 30 и 60° ю. ш. градиент температуры, направленный ,из низких широт

Средняя температура на высотах между экватором и южным полюсом летом

Распределение средней температуры в различных слоях в южном полушарии летом

рот к высоким, сохраняется, поскольку слой OT225500 B основном остается в тропосфере. Иначе располагается слой OT96225, ограниченный высотами приблизительно 11 — 16 км (см. кривую 2)- В этом слое градиент температуры над всеми широтами направлен от полюса к экватору.

В вышележащем слое ОТ4196 горизонтальные градиенты температуры также направлены от высоких широт к низким, но величины их больше, чем в нижележащем слое. Такое распределение температуры наблюдается как в южном, так и в северном полушарии летом.

По данным наблюдений советских дрейфующих станций, как и антарктических экспедиций, на высотах 20—25 км температура над полярными областями зимой достигает —70, —80°, т. е. гораздо ниже, чем на тех же уровнях над экваториальной зоной. Даже на высотах 16—20 км в зимние месяцы температура над арктической областью лишь немногим выше температуры над экваториальной зоной.

О характере распределения температуры с высотой в центральной Арктике зимой и летом дает представление рис. 18. Здесь кривые распределения температуры усреднены по декадам. Пучек кривых (рис. 18 а) изображает средние декадные

Температура в тропосфере и в нижних слоях стратосферы вблизи северного полюса зимой и летом

температуры за 1, 2 и 3 декады декабря 1955 г. и первую декаду января 1956 г. по наблюдениям на станциях СП-4 и СП-5, дрейфовавших в восточном секторе Арктики, севернее 86° с. ш, Как видно из рисунка, над характерной для Арктики инверсией с высоты 1—2 км происходит понижение температуры приблизительно до уровня поверхности 300—250 мб, затем понижение ее продолжается, однако уже при малых значениях вертикального градиента температуры. На уровнях 25—50 мб (27—20 км) температура воздуха достигает —70° и ниже. По данным, в американском секторе Арктики температура в январе имеет тот же порядок. Характерно, что между поверхностями 300 и 50 мб температура воздуха понижается на 10—13°. Выше уровня 50 мб (20 км) и, очевидно, до 25—30 мб (23—25 км) температура воздуха над Арктикой выше тропопаузы зимой продолжает убывать и достигает порядка —75°.

Иное положение летом. На рис. 18 б пучок кривых изображает распределение с высотой средних декадных значений температуры за три декады июня и первую декаду июля 1956 г. по наблюдениям станции СП-4, когда она дрейфовала в восточном секторе Арктики, севернее 88° с. ш. Судя по графику, температура воздуха в Арктике летом понижается приблизительно до уровня 300 м. Выше начинается повышение ее и на уровнях 75 и 50 мб достигает —40°. В соответствии с таким распределением температуры тропопауза здесь имеет инверсионный характер.

Высота тропопаузы над Антарктикой, по данным аэрологических наблюдений, зимой равна 9—10 км. Летом несколько ниже. Как и в Арктике, тропопауза летом бывает инверсионного типа, поскольку выше тропопаузы температура, повышаясь, достигает на уровне 20 км около —40°. Зимой тропопауза выражена нечетко. Ее можно приближенно определить по различию величин падения температуры с высотой. До тропопаузы в верхней тропосфере падение температуры с высотой происходит быстрее, а выше тропопаузы хотя и продолжается падение ее с высотой, но медленнее. Средняя высота тропопаузы над Арктикой в августе была равна 11 160 м, в марте — 8432 м при средней температуре тропопаузы —70 и —52°.

Определение тропопаузы как слоя, где вертикальный градиент температуры достигает 0,2 или 0,3° на 100 м, нельзя считать удачным. Для тропопаузы обязательна характеристическая поверхность. Иначе пропадает физический смысл существования тропопаузы в атмосфере. Поэтому, говоря строго, над полярными областями очень часто зимой тропопауза как задерживающий слой отсутствует. Здесь между тропосферой и стратосферой происходит воздухообмен и более всего осуществляется перенос водяного пара в стратосферу. Но, так как при низких температурах количество водяного пара на верхней границе тропосферы мало, то и перенос водяного пара в стратосферу, очевидно, происходит в малом количестве.

На рис. 19 и 20 представлены кривые изменения температуры с высотой над различными широтами между Аденом на юге Аравии и станциями СП-4 и СП-5 (в районе полюса) зимой и летом.

Если в тропосфере зимой (рис. 19) температура над средними широтами (Москва, Ереван — Тбилиси) до уровня 200 мб понижается, а выше имеет место почти изотермия, то над экваториальной зоной до уровня 90—100 m6 температура понижается, а выше растет. В околополюсном районе, выше уровня тропопаузы, температура медленно понижается.

Летом иное положение (рис. 20). Над экваториальной зоной

Распределение температуры с высотой над различными широтами между станциями СП-4, СП-5 и Аденом зимой

Распределение температуры с высотой над различными широтами между станциями СП-4 и Аденом летом

в нижней стратосфере изменения незначительны. Наибольшие изменения происходят над околополюсными пространствами. В средних широтах температура в нижней стратосфере выше, чем зимой на 10—12° (Москва).

Характерные случаи распределения температуры с высотой, отмеченные в 1955/56 г. на станции СП-4, приведены на рис. 21. Как видно из рисунка, экстремальная

Характерные случаи распределения температуры с высотой на станции СП-4 за различные сроки

разность температур между зимой и летом на уровне 20 км составляет более 50°. Интересно, что кривые распределения температуры по характеру близки представленным на рис. 19 и 20, кривая же температуры в марте занимает промежуточное положение между январем и июлем.

Причина резких колебаний температуры в нижней стратосфере над Арктической областью объясняется радиационными условиями: охлаждением воздуха в период полярной ночи и нагреванием его в период полярного дня. Минимальные значения температуры наблюдаются зимой, а максимальные летом. В табл. 10 приведены экстремальные значения температуры в Арктическом бассейне за 1954—1956 гг.

Характерно, что минимальные температуры наблюдались зимой, а максимальные летом.

В соответствии с распределением температуры зимой и летом наибольшие разности их, вдоль разреза атмосферы (приблизительно по 40—45° с. ш.), приходятся на полярную область,

Разность температур (июль-январь) вдоль меридиана (Аравия, Кавказ, Новая Земля)

Разность температур (июль-январь) вдоль меридиана 80 градусов з. д.

наименьшие на средние и особенно на экваториальную зону (рис. 22). Действительно, над экваториальной зоной на высотах 13—20 км разность температур близка к нулю, над средними

Годовой ход температуры в тропосфере и нижней стратосфере над ст. Модхейм

широтами в нижней стратосфере порядка 5—10°, а над Арктикой более 30°.

Приблизительно такое же распределение температуры на высотах наблюдается вдоль 80° з. д. На рис. 23 изображено распределение разностей температуры между зимой и летом вдоль 80° з. д.. Разрез охватывает высоты до 30 км и более. На уровне 30 км разность температур над полюсом превышает 50° против 30° на уровне 20 км. Над средними широтами, в слое 14—18 км, разности температур даже отрицательны, т. е. зимой температура выше, чем летом, а над экваториальной зоной положительные разности достигают 5—7°.

Аэрологическая освещенность Антарктики и вообще южного полушария является далеко не полной. Но все же на основании имеющихся сведений можно составить представление о режиме верхних слоев тропосферы и нижней стратосферы.

По данным зондирования за 1950—1952 гг. с общим числом подъемов 596 радиозондов в пункте Модхейм, расположенном на 71°03' ю. ш. и 10°56' з. д., были получены средние месячныееличины температуры, графически представленные на рис. 24. Как видно из рисунка, годовой ход температуры резко различен в тропосфере и в нижней стратосфере. Если в приземном слое разность температур между зимой и летом составляет 20°, на уровне 500 мб (5 км) она равна 6°, то на уровне 50 мб (20 км) эта разность достигает 46—48°. Как следует из рис. 21 и 22, сезонная разность температур на этом уровне в Арктике достигает 31—32°.

Годовая амплитуда температуры выше тропопаузы, возрастая, на высотах 20—25 км достигает 50—60°. Как и в Арктике, это явление определяется радиационными факторами в нижней стратосфере, имеющими место в условиях полярной ночи и полярного дня. Наибольшее охлаждение зимой и прогревание воздуха летом наблюдается в слоях максимальной концентрации озона. Здесь, кроме озона, имеются углекислый газ и водяной пар, которые также обладают свойствами поглощения и излучения поступающей солнечной радиации.

В зависимости от характера циркуляции в действительных условиях в короткие промежутки времени, преимущественно над средними широтами, среднее распределение температуры на высотах может существенно отличаться от рассмотренного. Однако оно достаточно близко отражает характер общего сезонного распределения температуры в тропосфере и нижней стратосфере и обусловленную этим распределением структуру барического поля и воздушных течений.

 

Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава

 

                       

  Рейтинг@Mail.ru    

Внимание! При копировании материалов ссылка на авторов книги обязательна.