Нагревание воздуха в верхних слоях атмосферы, в отличие от тропосферы, определяется прямым поглощением солнечной радиации и зависит от ее интенсивности.
Распределение энергии в спектре солнечной радиации показывает, что выше 100 км поглощаются почти все длины волн короче 1800 А. Основными поглотителями здесь являются азот и его соединения, кислород молекулярный (О2) и кислород атомарный (О), который содержится в атмосфере выше 80—100 км. В мезосфере и стратосфере поглощаются волны главным образом в диапазоне 2000—2900 А. Основная роль здесь принадлежит озону, водяному пару и двуокиси углерода (углекислому газу).
Наибольшая концентрация атмосферного озона наблюдается между 15 и 35 км, с максимумом на высотах 24—28 км. Ниже и выше этого слоя количество озона уменьшается, и хотя на высотах 60—70 км он обнаруживается лишь в небольшом количестве, его поглощающая способность здесь велика. Преобладающее влияние поглощения озоном происходит вблизи стратопаузы.
Водяной пар, имеющий сложный спектр поглощения и большое число полос, поглощает инфракрасную солнечную радиацию и приобретает наиболее важное значение в нижней половине стратосферы, приблизительно от 30—35 км до высоты тропопаузы. Несмотря на крупные успехи, достигнутые в последние годы при расчетах нагревания, обусловленного поглощением инфракрасной радиации водяным паром, остаются еще большие трудности в оценке количества водяного пара. Поэтому вычисления разных авторов совпадают в пределах ±30% и дают величины нагревания до нескольких десятых градуса.
Углекислый газ обладает несколькими полосами поглощения. Эффект поглощения солнечной радиации особенно велик в верхней мезосфере и термосфере, где СО2 является наиболее важным поглотителем.
Некоторую роль в нагревании стратосферы и мезосферы, по-видимому, играют пылевые частицы космического (межпланетная пыль, продукты сгорания и разрушения метеоритов) и земного происхождения (вулканический пепел и пыль, переносящиеся в стратосферу восходящими токами воздуха). Однако роль пыли в поглощении солнечной радиации еще далеко не определена.
Лучистый приток тепла путем поглощения и излучения длинноволновой радиации водяным паром и углекислым газом, по расчетам ряда авторов, отрицателен. Максимум охлаждения наблюдается вблизи максимума температуры (50—55 км), а максимум нагревания — вблизи температурного минимума (80—85 км).
Радиационное охлаждение стратосферы, вызываемое СО2 и Н2О, лишь в небольшой степени компенсируется поглощением длинноволновой радиации озоном. Поэтому радиационный баланс стратосферы отрицателен. В то же время ультрафиолетовая радиация Солнца, поглощаемая озоном, а также инфракрасная радиация, поглощаемая водяным паром и углекислым газом, компенсируют длинноволновое излучение.
Зимой, когда в течение полярной ночи в высоких и умеренных широтах стратосферы преобладает длинноволновое охлаждение воздуха, радиационный баланс отрицателен. Только в низких широтах на высотах 40—42 км в это время года радиационный баланс положителен. Различие условий притока тепла является причиной формирования зимой больших горизонтальных контрастов температуры между экватором и полюсом и сильных западных ветров в широтной зоне 50—70°.
Летом слой атмосферы 30—50 км характеризуется положительным радиационным балансом. Наиболее существенные изменения радиационных условий от зимы к лету происходят в слое 35—45 км.
В результате сезонных различий радиационного режима температура в стратосфере летом значительно выше, чем зимой.
Зимой, в условиях полярной ночи, воздух в стратосфере охлаждается за счет длинноволновой радиации, а летом происходит нагревание его вследствие поглощения солнечной радиации, главным образом, озоном. Однако с повышением температуры уменьшается концентрация озона и, следовательно, уменьшается поглощение. Такая зависимость между температурой воздуха и количеством озона обусловливает устойчивую температуру вблизи высоты 50 км. В нижележащих слоях, особенно в слое 20—35 км, над высокими широтами как в северном, так и в южном полушариях создаются большие разности температуры между зимой и летом.
Таким образом, тепловой режим стратосферы и мезосферы определяется главным образом солнечной радиацией, и прежде всего способностью озона поглощать и излучать ультрафиолетовую радиацию Солнца.
В таблице 7 приведены величины разности средних широтных температур июля и января на высотах 0—50 км. Как следует из приведенных в таблице данных, разности температур наибольшие
в высоких широтах. При этом у поверхности земли в. районе полюса разность температуры равна 39°. С высотой здесь разность уменьшается, но выше 12 км вновь начинает возрастать. На широте 70—80° с. ш. наибольшие величины разности наблюдаются на высоте около 50 км.
Причины наибольших разностей температур в высоких широтах определяются затененностью части атмосферы в высоких широтах. В таблице 8 приведены данные, из которых следует, что в декабре и январе в районе полюса затененность атмосферы превышает 500 км. Иначе говоря, вся стратосфера и мезосфера находятся в затененной части, и имеются все условия для выхолаживания воздуха в слое озона.
Из таблицы следует, что уже в середине марта солнечные лучи освещают высокие широты северного полушария. В результате вместо характерной для зимних месяцев температуры —70°, —75° в стратосфере Центральной Арктики преобладают температуры —50°, —60°.
Прогревание воздуха в весенние месяцы и охлаждение его осенью происходит постепенно, но не всегда плавно, особенно весной в северном полушарии. Температура воздуха в высоких широтах к концу марта повышается в среднем на 15—20° по сравнению с январем, а в отдельные годы и на 25—30°.
Малы междусуточные изменения температуры в стратосфере средних и особенно низких широт. В тропиках и экваториальной зоне разности температур между январем и июлем на поверхности 30 мб равны 4—6°, а в средних широтах 10—20°.
Данные радиозондовых и ракетных наблюдений дали основание для построения графиков изменения температуры, в том числе и средней, с высотой (см. рис. 5). По этим данным, в слое от поверхности земли до высот 80—90 км имеются два минимума и один максимум температуры. Однако в особенностях изменения ее по вертикали существуют заметные различия, которыми и объясняется сезонный режим ветра в стратосфере и мезосфере.
В термосфере радиационные условия отличаются от стратосферных. Соответственно там меняется и режим температуры. Однако о более высоких слоях атмосферы нет еще точных данных. Зондирование термосферы (ионосферы) продолжается, и, по-видимому, в ближайшие годы будут получены новые материалы о радиационном и температурном режиме на больших высотах.
—Источник—
Погосян, Х.П. Атмосфера Земли/ Х.П. Погосян [и д.р.]. – М.: Просвещение, 1970.- 318 с.
Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава
