Тарасов Л.В. - Ветры и грозы в атмосфере Земли, страница 3

Будем измерять интенсивность излучения в 14 Глава 1. Циркуляция воздушных масс в атмосфере некоторых условных единицах. На внешнюю атмосферу Земли приходит излучение интенсивностью Исв 100 единиц (что соответствует солнечной постоянной, равной 1380 Вт/мз).

Через И; обозначена интенсивность излучения, отраженного облаками и молекулами атмосферы обратно в космос, а через И', — интенсивность излучения, отраженного в космос поверхностью Земли. В сумме Ис, и И' составляют а И' — интенсивность полного отраженного планетой излучения Солнца; величину а называют планетарным альбедо и принимают равной 0,35. Следовательно, интенсивность излучения а И'равна 35 единицам.

Итак, входящая в (1.3) величина Ис„,ш есть, очевидно, Ис(1 — а); она составляет 65 единиц: (1.4) И~„ш = Ис(1 — а) = 65 ед. Обозначим через И', интенсивность излучения, поглощенного земной поверхностью. Это излучение состоит из прямого излучения и излучения, рассеянного молекулами и флуктуациямн плотности атмосферы. Заметим, что именно рассеянное излучение обуславливает голубой цвет дневного безоблачного неба. Интенсивность И', составляет 48 единиц. Итак, 48 единиц из 65 единиц интенсивности солнечного излучения поглощаются земной поверхностью.

Значит, остальные 17 единиц поглощает атмосфера. Из них 4 единицы приходятся на ультрафиолетовое излучение (интенсивность И'4), а 13 единиц— на видимое и инфракрасное излучения (интенсивность Исз). Эти 17 единиц уравновешиваются испускаемым атмосферой в космос инфракрасным излучением. Обозначим его интенсивность через 1 (1 = 17 единиц).

Кроме того, в космос уходит инфракрасное излучение земной поверхности (интенсивность 1), которое в отсутствие парникового эффекта без потерь проходит через апиосферу. Понятно, что 1 + 1 = И' поэтому условие радиационного равновесия (1.3) можно переписать, с учетом (1.4), в виде: (1. 5) »'(1 — а) = 1+ 1о. На рис. 1.3, 6 радиационная картина дана с учетом парникового эффекта. Теперь нужно принять во внимание, что часть имеющего интенсивность 1, собственного излучения поверхности Земли поглощается атмосферой (доля излучения, прошедшего через атмосферу в космос, есть ш) и что появляется противоизлучение атмо- 1 1 Солнечное излучение и атиоо4ера Земли (обитие сведения) 15 сферы (его интенсивность есть 7). Учитывая это, представим условие равновесия (1.5) в виде: Ит(1 — а) = Г+ (1, — 7,), или (1.6) Ил(1 — а) = ! + 7,в. Так как И' = 100 ед., а = 0,35, 1 = 17 ед., то, согласно условию равновесия, получаем 7,го = 4В ед.

'л Атмос Атмос Рис. 1.3 16 Глава Ь ГГиркуляцая еоздушяык масс а атмосфере Предположим, что ш = 0,4. Это означает, что только 40 % собственного излучения поверхности Земли уходит в космос, или, иными словами, вероятность собственному излучению не поглотиться атмосферой равна 0,4. В данном случае 1, = 48: 0,4 = 120 ед.

и 1, = 1,(1 — са) = 120(1 — 0,4) = 72 ед. Именно такие числовые значения 1, и 1, указаны на рис. 1.3, б. Теперь, с учетом парникового эффекта, земная поверхность поглощает больше излучения, чем это было показано на рис. !.3, а— уже не 48 единиц, а 48 + 72 = 120 единиц. Поглотив больше, поверхность сильнее нагревается — в этом и проявляется парниковый эффект.

Соответственно возрастает и ответное излучение поверхности Земли. При возрастании концентрации парниковых газов будет уменьшаться величина са и как следствие возрастет интенсивность излучения 1, поверхности Земли, коль скоро произведение 1,годолжно оставаться постоянным в соответствии с условием радиационного равновесия. Увеличению же интенсивности излучения 1, будет соответствовать возрастание интенсивности противоизлучения 1, и, следовательно, увеличение температуры земной поверхности. Обратим внимание на то, что в схемах на рис.

1.3 не принималась во внимание интенсивность излучения земной поверхности, обусловленного энергией недр. Дело в том, что согласно существующей оценке, интенсивность излучения из недр через поверхность современной Земли составляет 4,3 10" Дж/с. А от Солнца поступает, как мы уже отмечали, интенсивность равная 1,76 1О" Дж/с. Таким образом, интенсивность излучения из земных недр оказывается в настоящее время в 4000 раз меньше интенсивности излучения от Солнца. Интересно заметить, что на Юпитере мы встречаемся с совершенно иной ситуацией.

Интенсивность излучения из недр там примерно вдвое больше интенсивности излучения, получаемого Юпитером от Солнца. Недаром же Юпитер часто называют солнцеподобным. Изменение температуры атмосферы с высотой (вслоеный пирог» земной атмосферы) Ассоциация со слоеным пирогом возникает при рассмотрении изменения с высотой температуры атмосферного воздуха. Атмосфера представляется состоящей из последовательности нескольких слоев или, иными словами, нескольких вложенных одна в дру- Л Д Солнечное излучение и атмосфера Земли (обниив сведения) 27 гую сфер, каждая из которых характеризуется своим ходом изменения температуры в процессе подьема. Различают пять сфер, получивших названия (в направлении от земной поверхности): троносфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, экзосфера.

Эти сферы выделены на рис. 1.4, на котором графически показано изменение температуры атмосферы с высотой. По вертикальной оси здесь отложена высота Ь в километрах, а по горизонтальной— температура Т в кельвинах; для обеих осей использована логарифмическая шкала. н,нм 500 200 100 50 20 10 1 100 200 300 500 1000 2000 Т, К Рис.

1.4 По мере подьема от земной поверхности температура воздуха сначала убывает. Это хорошо известно: вершины высоких гор круглый год покрыты снегом и льдом. Все, кто летал на авиалайнерах, слышали сообщения бортпроводницы о том, что температура воздуха за бортом 60 — 70 градусов мороза (современные авиалайнеры летают на высотах 8 — 10 км).

Не все, однако, знают, что уменьшение температуры воздуха с высотой происходит лишь до определенных высот: примерно до 17 км над экваториальными областями и 1О км над полярными. Эти числа определяют высоту верхней границы тропосферы. Она зависит от географической широты. Температура воздуха на границе тропосферы составляет над экватором примерно — 75 'С, а над полюсами около — 60 'С. 18 Глава Ь 1(иряуляцая иоздушямя масс и атмосфере К тропосфере примыкает следующий слой — стратосфера. В стратосфере температура воздуха при подъеме сначала остается постоянной (до высот 25 — 30 км), а затем начинает возрастать вплоть до высоты 55 км, отвечающей верхней границе стратосферы.

При этом температура воздуха достигает значений, близких к 0 'С. Итак, в пределах стратосферы температура воздуха с подъемом не снижается; сначала она почти не изменяется, а затем начинает расти. В следующем атмосферном слое (мезосфере) температура воздуха снова начинает уменьшаться по мере дальнейшего подъема. Она падает до — 100 'С и даже до — 130 С на уровне верхней границы мезосферы, имеющей высоту около 90 км. Над мезосферой располагается термосфера.

Здесь температура по мере подъема возрастает и достигает 1000 — 1500 'С на высотах 400 — 500 км. Еше выше находится наиболее разреженная область атмосферы — экзосфера. В экзосфере температура с дальнейшим возрастанием высоты практически не изменяется. Она остается примерно равной 1500 — 2000'С и постепенно утрачивает смысл при переходе к безвоздушному межпланетному пространству.

Обратим внимание на то, что столь высокие температуры на таких больших высотах не мешают космическим аппаратам летать, а космонавтам выходить в открытый космос. Температура, напомним, пропорциональна среднему значению поступательной кинетической энергии молекулы (атома), которое на высотах в несколько сотен километров действительно оказывается чрезвычайно большим. Однако вследствие очень сильной разреженности воздуха концентрация молекул (атомов) ничтожно мала; поэтому они практически не оказывают воздействия на космический аппарат или космонавта.

При переходе к сверхглубокому вакууму понятие температуры вообще становится неприемлемым. Нет смысла говорить о температуре нескольких молекул или атомов. Итак, атмосфера Земли действительно напоминает слоеный пирог: слои, в пределах которых температура воздуха с высотой понижается, чередуются со слоями, где она с высотой повышается. Нетрудно объяснить происхождение такой слоистости пирога. Снизу атмосфера подогревается земной поверхностью, а сверху ее разогревает солнечное излучение.

Поэтому ее температура должна возрастать как при приближении к земной поверхности, так и при приближении к верхней границе термосферы, которая достаточно интенсивно поглощает солнечное излучение в его ультрафиолетовой /. д Солнечное излучение и атмосфера Земли (общие введении) части. Не входя в детали, заметим, что вызывающее разогрев термосферы поглощение излучения происходит главным образом за счет реакции фотодиссоциации молекул О,: (1.7) О,+у- О+О (через у обозначен фотон). Заметим, что благодаря реакции (!.7) в атмосфере, начиная с высот 1Π— 20 км, появляется атомарный кислород О.