Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 63
Текст из файла (страница 63)
Из табл. 12.1! следует, что между отклонениями температуры на тропосферных уровнях наблюдается положительная связь (коэффициенты корреляции больше нуля). Положительная же связь наблюдается между Т' на стратосферных уровнях. Однако коэффициент корреляции между отклонениями температуры в тропосфере и стратосфере отрицателен, при этом он растет по модулю с удалением изобарической поверхности от тропопаузы. Физически это означает, что при повышении (понижении) температуры Термичесвва режим троиосверы, стрвтосоеры и мвзосоеры Таблица 12.11. Коэффициенты корреляции гы между отклонениями температуры от средних значений иа различимх изобарических поверхностях.
Сеиериая Америка, !957 и 1958 гг. Примечание. Справа от диагонали, вдоль которой гп=!,00, предстаялены коэффициенты корреляции для зимы, слева от диагонали — коэффициенты для лета на одном уровне в большинстве случаев происходит повышение (понижение) температуры на другом, если оба уровня находятся в тропосфере или стратосфере. Если же один из уровней находится в тропосфере, а другой — в стратосфере, то знаки отклонений температуры в большинстве случаев на этих уровнях противоположны. Как правило, более тесная связь наблюдается между отклонениями температуры на соседних изобарических поверхностях.
Однако эта закономерность резко нарушается для уровней 300 и 200 гПа, между которыми чаще всего находится тропопауза. Коэффициенты корреляции между Т' на уровнях 300 и 200 гПа зимой и летом близки к нулю. Приведенные в п. 5 примеры резких изменений температуры относятся к случаям так называемых зимних стратосферных потеплений в Арктике, открытых в 1952 г. Р. Шерхагом. За прошедшие с тех пор годы детально изучены многие стороны этого интересного явления. Согласно данным за !958 — 1967 гг., наибольшая повторяемость (18 случаев из 23) потеплений в стратосфере приходится на январь — март (в среднем по шести случаев в каждом месяце).
В ноябре и декабре повторяемость потеплений в 2 раза меньше. Продолжительность большинства потеплений 7 — 12 сут (15 случаев из 23). В среднем повышение температуры в процессе потеплений составляет 26'С, при этом наблю- Тенеаеае состоннне атмосферы !2 Термнееснно ренснм траносферы, стратосферы н мевосферы дается практически линейная зависимость между продолжительностью потепления А! и повышением температуры ЬТ: ДГ сут . .
. . .. 3 — 4 5 — 6 7 — 8 9 †11 — 12 !2 ДТ 'С . . . . . !4 18 24 26 29 Стратосферные потепления сопровождаются также сил й пе ест ьно р тройкои барического поля — расчленением полярного цикни лона на два самостоятельных циклонических вихря либо см ещеем одного из антициклонов (центры которых находились над севером Атлантического или Тихого океана) в полярный район при одновременном перемещении полярного циклона в более южные районы.
Выделены два типа зимних стратосферных потепления — европейский и американский. Первый из них характеризуется формированием области тепла над Восточной или Центральной Европой с последующим смещением ее на запад, второй — формированием области тепла над востоком США или Канады и смещением ее на восток. На протяжении восьми зим (1957 — 1964 гг.) происходило более или менее строгое чередование обоих типов. Существует несколько гипотез о причинах стратосферных потеплений.
Наибольшим признанием пользуются две гипотезы. Одна из них объясняет потепления влиянием динамических факторов — нисходящих движений воздуха, сопровождающихся при устойчивой стратификации нагреванием последнего,— и в известной мере адвективным притоком тепла из умеренных широт. Вторая гипотеза объясняет потепления влиянием солнечной активности.
В работах Х. П. Погосяна и его сотрудников (сторонннков первого направления) показана тесная связь стратосферных потеплений с процессами в тропосфере. При этом большую роль играет масштаб тропосферных возмущений. Такие возмущения, как отдельные циклоны и антициклоны, распространяются лишь на самую нижнюю часть стратосферы (в виде ложбин и гребней). В то же время более крупные меридиональные пй!вэбразования полей температуры н давления в тропосфере охватывают, как правило, и всю стратосферу. Именно при таких крупномасштабных преобразованиях наблюдаются резкие повышения температуры в одних районах стратосферы Арктики и столь же резкие понижения в других. Отметим одну особенность распределения температуры по горизонтали.
Выше указывалось, что в тропосфере антициклоны и гребни теплее циклонов и ложбин. Согласно данным табл. 12.12, разность температур в гребнях и ложбинах (ЬТ) в средней тропосфере (500 гПа) зимой составляет 10 — 12 и 8 в 10'С соответственно в высоких и умеренных широтах; летом на широте 50 — 70' эта разность уменьшается до 5 †6 'С. Однако на поверхности 200 гПа, расположенной в самой нижней части стратосферы, разность АТ имеет противоположный знак; здесь гребни холоднее ложбин (знмой на 8 — 1О'С, летом на 6 — 8'С).
На более высоких стратосферных уровнях (100, 50 и 30 гПа) разность температур АТ, оставаясь отрицательной, резко уменьшается по абсолютной величине (до 1 — 3'С). По этой причине амплитуда волн давления с высотой затухает, ослабевают меридиональные движения и в стратосфере зимой формируется область низкого давления (циклон), а летом — область высокого давления (антициклон) с центрами вблизи полюса, Однако зональный перенос (западный зимой и восточный летом) нередко нарушается, особенно зимой, мощными меридиональными потоками, с которыми и связаны стратосферные потепления. Стратосферные ложбины наиболее часто формируются зимой над охлажденными материками, а гребни— над океанами.
Таблица 12.12. Разность температур ('С) в гребнях в ловгбвввх вз различных взобзрмчесввх поверхностях в трооосфере в стратосфере. Северное оолугларве Уровень, гпе Сезон Е' с. ы. !00 50 Зима 0 — 1 — 2 — 2 70 60 50 40 70 60 50 40 — 8 — 10 — 1Π— 8 — 1 — ! — 3 — 3 +1 +! — 2 — 3 13 11 9 8 5 6 5 2 Лето — 1 — 1 — ! — 1 — 6 — 1Π— 9 — 2 — 1 — ! — 1 0 — 3 — 3 — 3 Все эти данные указывают на большую роль динамических процессов, протекающих в тропосфере и стратосфере, в возникновении зимних стратосферных потеплений.
Вторая гипотеза, как указывалось выше, связывает стратосферные потепления с солнечной активностью. Однозначной (или хотя бы достаточно устойчивой) связи между показателями солнечной активности (числа Вольфа, хромосферные вспышки, изменение числа и площади солнечных пятен, радиоизлучение Солнца и др.) и стратосферными потеплениями к настоящему времени не установлено. Так, В. Миронович по данным наблюдений за 11 стратосферными потеплениями нашел, что в период, предшествующий потеплению, магнитная активность Солнца заметно воз растает и через сутки после начала потепления достигает макси. мума. Однако иа другом ряде наблюдений, который проанализировала Т.
Х. Геохланян, этот вывод подтвердить не удалось. зоз Тепловое состоииие атмосферы з02 Термииесиив режим тропосферы, стратосмеры и мезосмеры Исследована также связь стратосферных потеплений с приведенной толщиной слоя озона Х. Четкой прямой зависимости повышения температуры от изменения Х не обнаружено. Так, в Алерте (82' с. ш., 62' з.
д.) с 16 по 27 января 1963 г. на уровне !О гПа температура повысилась на 80'С (от — 80 до 0'С) и в этом же пункте с 13 по 20 января приведенная толщина слоя озона увеличилась на 1,73 мм; однако с 24 по 26 января 1970 г. в Поволжье Х увеличилось на 1,83 мм, а с 26 января по 3 февраля температура повысилась только на 40'С (от — 65 до — 25'С). Более определенна связь стратосферных потеплений с междусуточной изменчивостью Х. Если междусуточная изменчивость Х превышает 1,5 мм, то температура на уровне 10 гПа повышается примерно на 10'С за сутки, и, наоборот, при междусуточной изменчивости Х менее 0,7 мм заметное потепление на этом уровне не наблюдается.
Н екоторые данные указывают на то, что потепления охватывают не только стратосферу, но и мезосферу. Так, в период проведения ракетного стратомезосферного эксперимента (октябрь 1970 г.— февраль 19?1 г.) над о. Хейса уже в середине ноября в слое 70 — 80 км отмечались значительные колебания температуры (от 195 до 240 К) и высоты стратопаузы при сильном южном ветре скоростью до 50 — 80 м/с. В первых числах декабря в верхней мезосфере сформировалась область тепла с температурами, превышающими средние значения на 50 — 60 К. Ветер в мезосфере сначала был южным, а затем стал юго-восточным. Ниже 60 км отмечались обычные западный н северо-западный потоки. Такая картина сохранялась до середины декабря.
В третьей декаде этого месяца область тепла сформировалась в верхней стратосфере (температура повысилась здесь до 280— 290 К). В начале января область тепла распространилась еще ниже. Самая высокая температура (293 К) наблюдалась 6 января на уровне 40 км. Ветер в этот день был кзтт(ным, его скорость достигала !76 м/с.
К 13 января область тепла опустилась до 30 км, а восточные ветры — до 20 км. Выше 54 км вновь появились западные ветры, и в мезосфере сформировалась область холода с температурами около 200 К. Ракетное зондирование в Волгограде показало, что процесс потепления охватил огромную территорию, включающую и умеренные широты, где также область тепла сформировалась сначала в мезосфере, а затем распространилась и на стратосферу. Установлена также связь стратосферных потеплений с критической частотой /' ионосферной области гь Оказалось, что через сутки после наступления максимума температуры наблюдается резкое понижение /о в случае так называемых взрывных (более мощных, но менее продолжительных) и плавное повышение /о в случае размытых (менее мощных, но более продолжительных) стратосферных потеплений.
7 Особенности термического режима Арктики и Антарктики За последние десятилетия уникальные материалы по термическому режиму атмосферы в Арктике получены на советских дрейфующих станциях «Северный полюс» (СП) и в Антарктике— в периоды советских антарктических экспедиций, которые ежегодно проводятся с 1956 г. Анализ этих материалов, выполненный Е. К.
Федоровым, О. Г. Кричаком, С. С. Гайгеровым, В. А. Бугаевым, Г. М. Таубером, А. Ф. Трешниковым, Н. П. Русиным и др,, показал, что термические режимы Арктики и Антарктики существенно различаются. В Центральной Арктике наблюдаются два максимума средней месячной высоты тропопаузы (Н) — в июле (9,33 км) и декабре (9,23 км).
Температура тропопаузы (Т„) достигает максимума ( — 48,6'С) в июне и минимума ( — 63,6'С) в декабре. Как и в других районах, в Арктике возможны значительные отклонения Н и Ти от средних. Аэрологические наблюдения в Центральной Арктике показали, что термический режим полярной стратосферы тесно связан с ее радиационным режимом.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
