Б.И. Извеков, Н.Е. Кочин - Динамическая метеорология (часть 1) (1115249), страница 42
Текст из файла (страница 42)
На некоторой высоте быстрое падение производной— дЁ оказывается более значительным чем уменьшение плотности с высотою н таким образом получается слой максимального охлаждения. Существенный результат всего исследования состоит в том„что существует непрерывное возрастание потока стремяшейся вверх радиации до тропопаузы. Начиная с высоты 2 км от земной поверхности это возрастание приблизительно постоянно и составляет около 1,6 . !О 'кал. г я ' ггк ', что означает йриблизительную величину потери от слоя толщиною в 1 кя.
Кривая конечно характеризует только некоторые средние условия излучения и диффузного распространения радиации от слоя к слою. В действительности уходящая радиация в слоях может увеличи- ваться или уменьшаться в зависимости от другу гих факторов, влияние которых ие учтено, как например, от испарения . и конденсации, горизонтальных и вертикальных течений воздуха и от турбулентности. Надо еще добавить, что модель дает некоторое искажение по мере прнблисх с жения к стратосфере, так как нельзя считать Ф Ю' в подсчетах постоянным по той .
причине, что плотность водяного пара падает более быстро лг ~ ' на больших высотах, чем это следует по приня- тому показательному закону, н так как влияние .д углекислоты, которое исследованием Р о б е р т с а Ю вовсе не учитывается, становится более замет-; ным с увеличением высоты. К совершенно аналогичным результатам приалГяж ялга ая7" шел Альбрехт (А!ьгесь!) другим методом. Он показал, что самое большое возрастание поРис.
24. токов уходящей радиации происходит в слое, лежащем на высоте от б до 10 кя, т. е. в сред-, них широтах в верхних слоях тропосферы, а в тропиках значительно ниже тропопаузы (у экватора этот слой лежит между 9 — 12 кк высоты, тогда как тропопауза расположена на высоте 17 кж). Рис. 24 заимствованный нз работы Ал ь б р е х та дает расположение слоя излучения в сопоставлении с вертикальным распределением температуры по широтам.
Последнее, т. е. вертикальное распределение температуры по широтам нанесено по новейшим данным Рама на тана. В умеренных широтах этот слой естественно связан с верхней границей тропосферы, и стратосфера залегает непосредственно над ним. В тропиках и у экватора сказывзется влияние сильной вертикальной конвекции, которая преодолевает верхнюю границу слоя максимального излучения, в силу чего тропопауза отодвигается значительно выше этого слоя. Температура верхних слоев тропосферы в тропиках и у экватора таким .
образом оказывается ниже нормальной температуры лучистого равновесия, и эти слои получают лучистой энергии от выше и ниже лежащих слоев больше чем отдают. Температура лучистого равновесия нижних слоев стратосферы оказывается у экватора ниже чем у полюсов. Только на высоте около 26 к.я тропическая стратосфера приобретает температуру лучистого равновесия, одинаковую с температурой средних широт. Такое об'яснение однако нельзя считать удовлетворительным, так как оно опирается на существование некоторого постоянного не меняющегося с высотой слоя наибольшего излучения, а существование этого слоя иолу- чается в свою очередь хак следствие некоторых определенных предпосылок относительно распределения температуры и содержания пара с высотой., Наблюдаемое в умеренных широтах годичное изменение температуры стратосферы с максимумом при летнем солнцестоянии и мннимумоаепрхо ' ,' зимнем солнцестоянии об'ясняется годовыми изменениями в поглощаемой , атмосферой прямой коротковолновой радиации солнца.
Это поглощение хотя незначительное все же существует и составляет около 4а1, всей радиации, падающей на верхнюю границу земной атмосферы. Суточная , величина поглощения этой радиации зависит от, склонения, солнца, и таким образом всюду кроме экваториальной зоны должна иметь максимум во время летнего солнцестояния и минимум во время зимнего солнцестояния, причем годовая амплитуда должна возрастать от экватора к полюсам, что и наблюдается на самом деле. Можно дать приближенный ответ на вопрос как распределяется уходящая радиация по земному шару, т. е. как зависит она от широты места.
Ответ на этот вопрос становится возможным, так как альбедо для различных широт может быть приближенно подсчитано, а средние температуры, земной поверхности на различных широтах позволяют вычислить поток не поглощаемой радиации для различных зон земной поверхности; эта непоглощаемая радиация значительно меняется количественно в- зависимости от широты.
Наконец уходящая длинноволнояая радиация по Альбрехту определяется главным образом физическими условиями слоя наибольшего излучения и приблизительно постоянна для всех широт. Труднее учесть радиацию облаков, непоглощаемую земной атмосферою так как это излучение происходит при различных температурах, плохо поддающихся определению.
Однако, все - таки приблизительный подсчет возможен, и в следующей таблице приведены, по Ал ьб ре х ту, средние годовые данные для различных широт, выраженные в системе единиц ж, т, сея, т. е. в килоджоулях на 1 лР в сск Отсюда видно, что на полюсах имеется потеря тепла лучеиспускаяием, а в тропиках наоборот приток тепла и граница между этими поясами, где приток равен потере лежит приблизительно при 37'/з' широты. Если различать в уходящей радиации три составляющие ее части, то в отдельности относительно каждой из них можно сказать следующее.
Первая составная часть, т. е. радиация длины волн 8 — 11 у., исходящая от земной поверхности, для которой атмосфера вполне прозрачна, убывает от экватора к полюсам вместе с убыванием средней температуры земной поверхности. Это излучение исходит только от земной поверхности (н отчасти от облаков), а водяной пар и вообще сама атмосфера вовсе не излучают этой радиации, так как ее и не поглощают.
Вторая н третья составные части уходящей радиации, т. е. радиация, вполне поглощаемая и отчасти поглощаемая атмосферой, приблизительно одинаковы по всему земному шару и мало зависят от широты. Если сопоставить данные последней таблицы с вертикальным распределением потоков уходящей радиации, то можно прийти к такому заключению относительно распределения в атмосфере источников тепла н холодильников. Холодильником является прежде всего слой наибольшего излучения длинноволновой радиации, а также нижележащие слои ..;4~ воздуха в полярных областях вплоть до земной поверхности Источники тепла в земной атмосфере расположатся отчасти выше, отчасти ниже 12~ — 180 рнн нн Рис.
25 3~ нл Рис. 25а холодильников. Самая большая область нагревания располагается в нижних слоях атмосферы на экваторе, у тропиков и отчасти в умеренных широтах. Источником тепла здесь служит длинноволновое излучение земной поверхности, а такя<е немаловажную руль играют большие количества освобождающейся внутри этой области теплоты конденсации. Кроме этой- области источником тепла представляется также самый верхний слой тропосферы над экватором н над тропиками, настолько холодный, что он менее излучает тепла, чем С.
° ° а 3 * Э ., 3». и. Ю „ПОГЛОщаЕт От НИжЕЛЕжащИХ слоев тропосферы и вышеле- Лччн и и лила«алии и /алина»и»лир 5 жащих нижних слоев стратоаа сферы. Около времени летнего ы 'солнцестояния, как утверж- дает С и и п с о н, происходит ло Иииоч иалорл смещение этих областей. В это время область нагревания сдвигается к полюсу в северном полушарии, так что в больших широтах северного полушария только слой наибольшего излучения длинно- волновой радиации, да, быть может, только тонкий прилегающий к земле слой полярной атмосферы могут рассматриваться как холодильники. В это же время в южном полушарии господствует зима. и область положительного притока энергии отступает к экватору примерно до широты 15"5.
Распределение источников тепла и холодильников во время зимнего солнцестояния очевидно дает обратную картину. Впрочем необходимо заметить, что условия притока ЭНЕртнн В СЕВЕРНОМ И Сла. лолми ла 3» Энл 3а' 6 Юг'-» южном полушарии несколько разнятся, вследствие того, что южнополя11ная зона холоднее чем северополярная. Поэтому радиация исходящая от зем- !5 ной поверхности слабее в южной полярной зоне чем в северной и следовательно ухо- «лоач н лоомл дящая радиация южного по- ил оч н иллан лушария несколько меньше теплоотдачи северного полушария (см. рис. 25а). Высота н температура стратосферы зависят от географической широты. В северном полушарии летом нижняя граница стратосферы поднимается от 10 — 11 кя над уровнем моря на широте 60', до 15 — 17 «и на экваторе, причем температура ее меняется при этом от — 45'С до — 70' — ВО'С.
Наоборот, по направлению к полюсу высота нижней границы стратосферы понижается до 6 — 7 к,я, а иногда и менее, а температура ее повышается. Таким образом, происходит своеобразное обращение' ;емператур верхних слоев по сравнению с нижними. На экваторе в" ':, и тропиках имеет место холодная и высокая стратосфера, а над полю- -,', ами теплая и низкая. Следуя, например, по меридиану на высоте 20 «3с:.'::; мы получим непрерывное возрастание температуры от экватора к полю-'.:,': сам и притом весьма значительное, доходящее до 40 . Такое изменение высоты и температуры стратосферы по широте имеет место во все вре-.:;,.';;-; — 181— мена' 'года в обоих полушариях.
Однако, причина этого явления до сих пор в точности неизвестна. Как было говорено выше, повидимому, .она заключается в повышенной радиации нижних слоев атмосферы и увеличенной влажности верхрнх слоев. Высокая температура эквато-риального пояса вызывает большую вертикальную конвекцию. Благодаря поднятию больших масс влажного воздуха происходит обычная конденсация паров н густая облачность.
Облака перехватывают значительную часть радиации, идущей снизу, отчасти отражают ее, а отчасти поглощают. Отраженная снизу радиация повышает температуру нижележащих слоев тропосферы, а поглощенная часть радиации„ повидимому„ главным образом, тратится на парообразование во влажных „н облачных массах, ,а не поднимает значительно температуру облаков.
1аким образом, высокие облака экваториальной и тропической зоны н болыпая влажйость воздуха на больших высотах как бы поднимают уровень эффективного излучения длинноволновой радиации; вследствие этого уменьшается ее интенсивность, н таким образом высота нижней границы стратосферы отодвигается вверх, а температура ее соответственно уменьшается. Тепло, поглощенное нижними слоями атмосферы в экваториальной и тропической зоне, усиливает междузональную циркуляцию в тропическом поясе, а также н перенос тепла от экватора по направлению к полюсам. В средних и больших широтах также может по временам развиваться значительная облачность, на там она обычно приводит к понижению стратосферы, а не к повышению ее. Причина этого заключается в том, что облака здесь стоят низко, влажный слой невелик и незначителен, а следовательно эффективно излучающая поверхность становится теплее, а не холоднее чем в нормальных условиях без повышения облачности, а поэтому стратосфера сравнительно тепла и залегание ее низко.
Наконец на температуру и высоту залегания стратосферы могут ~называть влияние местные различии в содержании пара в стратосфере, но абсолютная влажность в ней весьма незначительна вследствие крайне низких температур и, как известно, облака вообще не образуются выше нижней границы стратосферы, за исключением загадочных серебристых облаков на больших высотах (около 70 кя), которые наблюлаются весьма редко н которые, повидимому, имеют природу совершенно отличную от облаков тропосферы и совершенно другие причины происхождения. й 6. Приближенное уравнение притока лучистой энергии в атмосфере. Представляется очень важным найти форму уравнения притока .лучистой энергии, т.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
