Б.И. Извеков, Н.Е. Кочин - Динамическая метеорология (часть 1) (1115249), страница 40
Текст из файла (страница 40)
(31Г 1 -»- — ФаМ 2 С полученным значением д1 входят в уравнение (31) и по графику нли по таблице подыскивают пары значений у и У; удовлетворяющих атому уравнению для различных значений л<. Таким образом оказывается возможным построить кривые зависимости температуры от т, а следовательно и от высоты я, которая легко вычисляется по гл, если известно распределение поглощающей субстанции с высотой.
По вычислениям Гульберта полученная им кривая мало соответствовала действительному среднему распределению температуры с высотой. Име<)<но, вычисления дали, что в нижнем слое до высоты 3 ля вертикальные температурные градиенты оказались очень значительны и атмбсфера не находилась в статическом равновесии. Очевидно самое условие лучистого равновесия не имеет места.для нижних слоев и необходимо изменить постановку задачи, рассматривая область лучистого равновесия не с самой земной поверхности, а начиная с некоторого уровня а».
Тогда получается несколько измененная система дифференциальных уравнений, решая которые методом последовательных приближений можно снова определить совместно температуру земной поверхности Т» и температуру Т на любом уровне, отвечающел< оптической массе ль Оказывается, что кривые распределения температуры, удовлетворяющие условиям равновесия атмосферы (т. е. не дающие в низ<них слоях особенно больших вертикальных .температурных градиентов, больших адиабатического) получаются, если принять, что граница между конвективным и лучистым равновесием находится на высоте 9 — 12 ка.
Тогда получается кривая распределения температуры с высотой, очень близкая к действительной средней температурной кривой средних <пирот. Температура земной поверхности получается около 290 . Таким образом лучистое равновесие должно получаться только начиная с определенной высоты 9 — 12 к я, а ниже температурное распределение регулируется вертикальной конвенцией.
Теоретические кривые, далее, дают в области лучистого равновесия, т. е. в стратосфере почти постоянное значение температуры, что хорошо согласуется с действительностью. Если температуру понерхности земли принять более высокой, например Т» ††, то в нижних 'слоях получается неустойчивое равновесие„ т. е. градиенты больше'адиабатнческого. Если же температура Т» ниже 29(Р, то радиация уменьшается.
и простые .вычисления показывают, что 'баланса лучистой энергии не существует, так как ксп<ичество входящей в атмосферу радиации оказывается больше выходящей. Это очевидно невозможно,'так как имело бы следствием перегренание 'земли и ее атмосфвры, чего на самом деле не наблюдается. Интересно, что увеличение или уменьшение количества углекислоты вдвое по сравнению с действительным ее содержанием в атмосфере дает в первом случае повышение а во втором случае понижение температуры земной поверхности приблизительно на 4'С.
Если количество. углекислоты утроится или же с другой стороны сведется к нулю„ то изменение температуры составит около 7'. Такое изменение средней годовой температуры земли во всяком случае может оказать ваяние на климат. Существует старая гипотеза в свое время выдвинутая Тиндалем (в 1861 г.) и потом пропагандированная А р р е н и у с о м о связи ледниковых периодов с изменением содержания углекислоты в атмосфере. В последнее время зта гипотеза отвергалась как несостоятельная. Однако, вышеприведенные подсчеты показывают, что такое влияние содержания углекислоты в атмосфере на климат земного шара вполне возможно, в особенности если принять еще во внимание косвенное влияние, которое сказывается изменением состояния снежного покрова, а следовательно изменением альбедо и лучеиспускательной способности земной поверхности.
Что касается озона, находящегося согласно современным взглядам в сравнительно высоких слоях земной атмосферы (на высоте 30 кл< и выше над земной поверхностью), то влияние его на общий температурный режим земли и ее атмосферы повидимому незначительно, Полное отсутствие его сказалось бы в понижении средней температуры земной поверхности на 1 — 2' С, что конечно не играет существенной роли для лучистого ) равновесия атмосферы. Полосы поглощения озона лежат, главным образом, 2 ,.'' в ультра-фиолетовой части спектра (от Х=2300 — 2900 А) и одна в инфракрасной (Х=8,5 — 10,5я). Поглощение ультрафиолетовой радиации озоном повидимому имеет существенное значение для химических и биологических процессов происходящих на земле„но не для общего температурного режима земли н ее атмосферы.
, Путь исследования, опирающийся на данные физики, в настоящее время надо предпочесть попыткам математического решения вопроса, ибо постановка проблемы настолько сложна и настолько еще неопределенна, что. всякое математическое исследование поневоле должно ограничивать задачу и вводить разные упрощающие предположения, которые разумеется в значительной степени отражаются на результатах, лишая их достаточной полноты и общности.
Значение физического исследования, касающегося главным образом вопросов избирательного поглощения в различных слоях атмосферы несомненно очень велико. Благодаря новым работам в этой области (51гп рзоп а, Мйдде,.КоЬег1за, А!ЬгесЬ1'а) сильно расширяется и окрепнет теоретическая база и все больше уясняется физическая сущночть процессов. С этой точки зрения предыдущие работы, имевшие даже лучшую математическую обработку (например, работа Видена), являются уже устаревшими, так как постановка вопроса в них с физической точки зрения является недостаточной и не отвечающей современному состоянию наших знаний. й 5. Судьбы длинноволновой радиации в земной атмосфере. Уходящая радиация. В $2 было показано, что 46 единиц длинноволновой радиации земного происхождения после всякого рода преобразований и многократного поглощения и излучения слоями атмосферы должны уходить из земной атмосферы в межпланетное пространство для того чтобы существовал баланс лучистой энергии для всего земного шара.
Возникает вопрос, какова вообще судьба длинноволновой радиации, посылаемой земной поверхностью и многократно поглощаемой и снова излучаемой слоями атмосферы, содержащими водяной пар и углекнслотуг От 'каких слоев атмосферы в конечном счете излучаются эти 46 единиц длинноволновой радиации, которые потом покидают земную атмосферу? Очевидно, что нижние слои атмосферы и облака нижних слоев в общем получают от земли больше длинноволновой радиации чем отдают обратно земле. Только в случаях больших мощных инверсий потоки лучистой энергии направленные к земле будут больше потоков притекающих к этим слоям от земли.
Быть может это отчасти имеет место в полярных областях, где всегда существует слой приземной инверсии. Облака нимснцх слоев атмосферы излучают обычно при температуре более низкой чем земная поверхность, и поэтому их излучение, направленное к земле, меньше чем излучение, притекающее к ннм от земли. Таким образом отдача длинноволновой радиации в междупланетное пространство происходит от более высоких слоев земной атмосферы. В самом деле нижние слои вообще богаты содержанием водяного пара, и поэтому слой некоторой конечной толщины поглощает всю длинно- волновую радиацию, притекающую снизу.
Но по мере увеличения высоты содержание пара уменьшается, и мощность слоя способного поглотить всю идущую снизу радиацию все возрастает, и наконец на некоторой высоте количество паров уменьшается настолько, что его оказывается недостаточным для того, чтобы поглотить всю притекающую снизу длинно- волновую радиацию. С этого уровня длинноволновая радиация начинает прорываться вверх и уходить в межпланетное пространство. Вопрос о высоте этого слоя наибольшей отдачи лучистой энергии в меж- 5„р —— - 2в з1п 8~18соз 9=27„з)п 8 соз 8 ~Ю. У„ . (32) В самом деле,'если проинтегрируем это выражение„то опять получим полную величину излучения в полусферу 2 27„ / з! и 8 сов 8 (й = l„.
о планетное пространство, повидимому, выясняется только в последнее время. а Симпсон предполагал, что стратосфера содержит еще настолько значительное количество паров, что может поглощать всю радиацию притекающую с ее нижней границы от тропосферы. Таким образом излучение в мировое пространство начинается по Симпсону уже в стратосфере. Это очень облегчает вопрос, и поэтому Симпсон могиостроить для уходящей радиации ту модель, которая изображена на рис. 20. Полное излучение в мировое пространство от земной поверхности и атмосферы изображается заштрихованной площадью С~НСВТ, причем температура земной поверхности составляет 280' аЬз.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
