Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 61
Текст из файла (страница 61)
Наиболее высокие значения зональной температуры наблюдаются в северном полу- 25 шарии в июле, наиболее низкие— в январе — феврале. Исключение составляет экваториальная область, где максимумы температуры отмечаются в апреле и октябре, а минимумы — в феврале и августе. Наибольшие амплитуды годовых колебаний зональной температуры, как это видно из рис. 12.9, наблюдаются в умеренных и высоких широтах: здесь они составляют 21 — 32'С в нижней и 12— гь 14'С в верхней тропосфере.
К югу 4 от 50' с. ш. амплитуда годового хода быстро убывает (прн- 5 мерно до 2'С к 10 с. ш. на 20 всех высотах тропосферы). В тропосфере горизонтальные градноио !2 42 енты температуры в течение года зз'сне ю 5о уо ю о изменяются преимущественно в зоне 10 — 50' с.
ш. (табл. 12.3), а к северу от этой зоны градиенты зимой и летом примерно одинаковые. Годовой ход температуры в стратосфере существенно отличается от тропосферного. В тропосфере и нижней стратосфере экстремумы температуры наступают на более высоких уровнях несколько позже, чем на более низких. Поскольку время запащы- термнчесннз режем тро~осФерн, стратосФерм н мезосФер» Таблица 12Д. Горизонтальные градиенты (Г) зоипльиой температуры в тропосфере ванна меньше месяца, максимальная температура наблюдается, по средним данным, на всех уровнях — от поверхности земли до 100 гПа — в июле, а минимальная — в январе. Однако уже на уровне 50 гПа и особенно 30 и 10 гПа максимум температуры практически на всех широтах отмечается в июне, а минимум— в декабре.
Сезонная перестройка поля температуры в стратосфере от зимы к лету происходит значительно быстрее (за 1 — 2 месяца), чем в тропосфере, в основном вследствие резких изменений температуры над Полярным бассейном. В отличие от тропосферы, горизонтальный градиент температуры в стратосфере наиболее сильно изменяется в течение года к северу от 40 — 50' с. ш, Здесь меняется не только значение, но и направление горизонтального градиента температуры: зимой он направлен от умеренных широт к полюсу, летом — наоборот. Амплитуда годового хода температуры в полярной области велика (рис.
12.9): 12 — 28'С в нижней и 22 — 42'С в средней стратосфере. В стратосфере умеренных и субтропических широт амплитуды годовых колебаний малы (3,5 — 6'С). Сравним амплитуды годового хода температуры в северном и южном полушариях. В табл. 12.4 приведены сведения о разности средних температур летом и зимой на различных уровнях тропосферы.
Наибольшие разности, как и амплитуды годовых колебаний, наблюдаются в высоких и умеренных широтах, наименьшие — в низких. Данные табл. 12.4 свидетельствуют о большом влиянии на термический режим атмосферы другого важнейшего фактора. Это теплофизические свойства деятельного слоя земной поверхности. В северном полушарии материки занимают примерно в 2 раза большую площадь, чем в южном: соответственно 39,3 и 19,1 Ъ всей поверхности полушария. Вследствие того что годовые колебания температуры на материках проникают на небольшую глубину (в среднем на 20 — 30 м), материки сильно нагреваются летом и охлаждаются зимой. В океанах под влиянием турбулентного перемешивания годовые колебания распространяются до 19 Зенаэ Я 241 Тепловое состоаппв атмосбсрм 291 Уравснь гпа Северное полуша 16,0 15,0 14,0 15,0 10,0 рие 1000 850 700 500 300 26,0 21,0 21,0 17,0 16,0 18,0 18,0 16,0 15,0 15,0 23,0 1 23,0 19,0 16,0 15,0 12,0 26,0 21,0 20,0 18,0 4,0 25,0 22,0 20,0 16,0 12,0 16,0 16,0 15,0 7,0 4,0 8,0 — 1,0 2,0 2,0 8,0 4,0 9,0 9,0 1,0 2,0 Южное полушарие 1000 850 700 500 300 15,6 14,0 11,0 13,0 16,0 4,8 7,0 8,0 !0,0 10,0 4,0 4,6 6,0 7,0 7,0 5,0 8,0 8,0 7,0 6,0 4,8 3,0 7,0 5,0 4,0 1,9 — 1,0 — 1,0 2,0 — 1,0 2,0 2,0 8,0 4,0 4,0 4,3 0,0 0,0 1,0 5,0 25,0 8,0 1'2, О 11,0 11,0 о' ю.
н. Уравемь, гПа зо 7,0 3,6 1,7 4,6 8,9 8,8 40,4 10,6 0,9 5,6 9,4 3,4 17,5 6,1 21,0 31,0 19,4 22,3 500 50 Таблица !2.4. разность средних температур воздуха ('С) летом и зимой в северном и шжяом полушариях (по Х. П. Погосяну) то ) ео ! зо ) ао ! зо ( ш ~ ш ( о глубины 200 — 300 м. Следует также иметь в виду, что и солнечная радиация проникает в воду до значительных глубин, тогда как на суше она поглощается в тонком поверхностном слое. По данным измерений на оз. Севан получены следующие отношения потока суммарной радиации на различных глубинах к потоку суммарной радиации на поверхности озера в мае Яу), июле (Яут!) и сентябре (Ятх): Глубина, м...
0,5 1 2 3 5 8 10 15 20 ЯУ . ' ' ' 0 49 0 38 0 27 0 22 0'12 0 06 0 04 0 01 0 00 44)у!! . . . 0,48 0,43 0,34 0,28 0,19 0,12 0,09 0,05 0,03 0,41 0,36 0,27 0,23 О,!5 0,10 0,07 0,04 0,0! Таким образом, солнечная радиация поглощается слоем воды толщиной около 10 м. Масса и теплосодержание столба воды такой толщины сравнимы с массой и теплосодержанием вертикального столба, включающего всю тропосферу и стратосферу. Благодаря этим особенностям теплообмена амплитуда годовых (равно как и суточных) колебаний температуры поверхностного слоя в океанах значительно меньше, чем на суше. Такое соотношение справедливо и для амплитуд годового хода температуры воздуха над материками и океанами в пределах всей тропосферы.
Согласно данным табл. 12.4, разность температур летом и зимой в северном полушарии практически на всех широтах больше, чем на соответствующей широте в южном полушарии. Особенно ве- Термпоесапя ремам тропосбсры, стратососры и мсаосфсры лико это различие в широтной зоне 35 — 65', где разность температур в северном полушарии в 3 — 5 раз больше, чем в южном иа соответствующей широте (в этой зоне суша занимает на разных широтах 42 — 72% в северном полушарии и 0 — 9% в южном). В стратосфере, как следует из табл. !2.5, годовые колебания температуры обусловлены в первую очередь непосредственным поглощением солнечной радиации в самой атмосфере.
При этом, по-видимому, существенную роль играет отмеченное в главе 5 различие в радиационном режиме полушарий: за счет изменения расстояния между Землей и Солнцем поток солнечной радиации на верхней границе атмосферы в январе примерно на 7% больше, чем в июле.
Благодаря этому температура января на всех широтах того и другого полушария должна быть несколько выше, а июля — ниже, чем при отсутствии этого астрономического эффекта. Амплитуда годового хода в северном полушарии — это разность средних за июль (или август) и январь (или февраль) температур, а в южном, наоборот, это разность средних за январь (или февраль) и июль (или август) температур. Прн существенном влиянии астрономического эффекта амплитуда годовых колебаний температуры в северном полушарии должна быть меньше, чем в южном. Данные табл.
!2.5 подтверждают эту закономернострл в стратосфере (уровень 50 гПа) амплитуда годовых колебаний в умеренных и высоких широтах в южном полушарии больше, чем в северном. Таблица 12.5. Амплитуда ('С) годовь!х иолебаннй средней зональной температуры В тропосфере, в частности на уровне 500 гПа, этот астрономический эффект подавляется влиянием более мощного геофизического фактора — различием теплофизических свойств материков и океанов. Правда, уже на этом уровне в экваториальной области (широта 10'), где материки и океаны занимают в обоих полушариях примерно одинаковую площадь, амплитуда годовых колебаний в южном полушарии почти в 2 раза больше, чем в северном (1,7'С против 0,9'С).
По данным табл. !2.4, иа уровне 1000 гПа лето (июль) на экваторе на 1 'С холоднее зимы (январь) и раз. ность температур (лето — зима) на уровнях 500 и 300 гПа на широте 10' в южном полушарии в 2 раза больше, чем в северном. Поскольку зональные температуры для экваториальной обла- 19" 12 Тепловое состоеове атиосоеры Тернвчесвня ремнм тровосйерн, стретоснеры в неаосееры Таблица !2.6. Ковффнцнепты корреляции мезсду притоком суммарной раднлцпн н средней месячной зоплльной температурой (по многолетиям данным) уровень, гоа О' с. ш.
ЮО 0,92 0,95 9,97 0,98 0,71 0,63 0,89 0,87 0,96 0,98 0,99 0,89 0,84 0,76 0,88 0,92 0,75 0,74 0,88 0,72 0,69 0,82 О,б! 0,82 0,78 0,97 0,7! 0,67 0,87 О, 89 О, 98 0,69 — 0,07 0,24 0,73 0,69 0,96 0,86 0,8! 0,76 0,75 0,80 0,92 0,88 0,98 1,00 0,85 0,80 0,55 0,72 0,85 0,74 0,83 0,80 0,82 0,90 сти определены ие вполне надежно (редкая сеть станций, поле температуры размытое), 3. М.
Маховер вычислил средние за январь (Тт) и июль (Ту)т). температуры по отдельным станциям (использованы наблюдения за 1951 †19 гг.). Оказалось, что на станциях, расположенных вблизи экватора (до !24 с. ш.), средняя температура тропосферы северного полушария (от 850 до 150 гПа) в январе на 0,6 — 1,6'С выше, чем в июле. Так, в Банги (4,4' с. ш., 18,6' в. д.) на уровне 850 гПа Т)=19,6'С, Туп= = 17,7'С; в среднем для тропосферы Тт = — 20,7'С, Тчп= = — 21,5'С. На станциях, лежащих севернее 20' с.
ш., температура тропосферы в январе, совершенно естественно, ниже, чем в июле. В зоне 12 — 20' с. ш. на океанских станциях Тт также выше Ттн, на материковых, наоборот, Т! ниже Ту,т. Все эти факты говорят в пользу существенного влияния астрономического эффекта даже иа температуру тропосферы. Однако в целом температура тропосферы регулируется геофизическими (земными) факторами: амплитуды годовых колебаний практически на всех широтах и всех тропосферных уровнях в северном полушарии больше, чем в южном.
Согласно данным табл. !2.4, не составляет исключения и широта 10', где на уровнях 1000, 850 и 700 гПа амплитуда в северном полушарии значительно больше, чем в южном. И только в стратосфере, где земная поверхность влияет меньше, влияние астрономического эффекта проявляется наиболее отчетливо. Годовые колебания зональных температур в тропосфере и стратосфере тесно связаны с притоком солнечной радиации к земной поверхности.
В табл. 12.6 приведены коэффициенты корреляции между средней месячной температурой на данной широте и притоком суммарной солнечной радиации к земной поверхности (также осредненным за месяц). Согласно этим данным, коэффициенты корреляции в тропосфере изменяются от 0,61 до 0,97 (с тенденцией увеличения при переходе от высоких широт а) шп гоо хкм 80 МО 250 240 250 70 60 50 40 Зп 220 гзо 240 230 30 ! и !и!у у у! Уи!ии!х х х! хи ! и ри )у у у! ю! Ушж х х! хи Рвс. !2.)О.
Вертнкзльпо-временной разрез температуры !К! в слое 30 — 80 км. о) 50* с. ш., б) 50' с. ш. Тесная связь между температурой и притоком солнечной радиации обусловлена не прямым влиянием радиации (поглощением ее), а другими механизмами передачи энергии (в частности, турбулентным обменом), которые зависят от притока солнечной радиации. Материалы ракетного зондирования атмосферы на 16 материковых и островных станциях в период с 196! по 1968 г. использованы для построения меридиональных разрезов полей средних месячных температур для высот ЗΠ— 80 км. Анализ разрезов позволяет проследить процесс перестройки поля температуры от месяца к месяцу. Область тепла вблизи стратопаузы постепенно распространяется из низких широт в умеренные и высокие с февраля по май.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
