СОЛНЕЧНАЯ РАДИАЦИЯ И ВЕРТИКАЛЬНАЯ СТРУКТУРА АТМОСФЕРЫ

 

Источником почти всей энергии на Земле служит Солнце. Солнечная постоянная – полный поток радиации, поступающий за 1 мин. на 1 см² площади, перпендикулярной к направлению солнечных лучей, за пределами атмосферы, - равна 8,2 Дж/см^-2мин^-1.Оосновное количество энергии Солнца поступает в виде коротковолновой радиации.

Максимальная интенсивность излучения приходится на длину 470 нм, т.е. на видимую часть спектра (рис.7).

Рис. 7 – Интенсивность солнечного излучения за пределами атмосферы (1) и на уровне моря (2) в зависимости от длины волны радиации

Земная атмосфера непрозрачна для УФ-радиации в диапазоне 320-400 нм. При поглощении радиации в этом спектральном диапазоне подстилающая поверхность (суша, поверхность океана) нагревается и, как всякое нагретое тело, в свою очередь, излучает в ИК-диапазоне. Интенсивность уходящего излучения определяется законом Стефана-Больцмана для абсолютно черного тела:

I = σ · T⁴ (σ=5,67·10^-8 Вт / (м^-2К^-4)).

Часть этого излучения поглощается воздухом, в результате чего возникает конвекция – подъем нагретого воздуха. По мере подъема происходит его выхолаживание, и, следовательно, должен наблюдаться отрицательный высотный градиент температуры. Действительно, как видно из рис.6, в тропосфере с высотой температура уменьшается.

Выражение для высотного температурного градиента также можно получить, рассмотрев атмосферу в приближении идеального газа.

Первый закон термодинамики для замкнутой системы, состоящей из идеального газа, может быть записан в виде:

dQ = dU + δA = dU + p dV = ν C_v dT + p dV, где

Q – количество передаваемого тепла,

U – внутренняя энергия системы,

A – работа, совершаемая системой,

C_v – молярная теплоемкость при постоянном объеме,

ν – количество идеального газа,

p – давление идеального газа.

Рассмотрим процесс подъема 1 моль сухого газа в адиабатических условиях (т.е. без теплообмена с ос). При таком подъеме должен увеличиваться объем воздуха и происходить адиабатическое охлаждение:

dQ = C_v dT + p dV = 0

C_v dT = - p dV

После дифференцирования уравнения состояния 1 моль идеального газа pV=RT получим:

p dV + V dp = R dT

Откуда:

V dp = R dT – p dV = R dT + C_vdT = (R + C_v)dT = C_pdT

V dp = C_pdT.

Из уравнения р=ρgH следует, что dр = -ρg dH (при ρ=const). Тогда

-V ρg dH = C_pdT и .

Окончательно: .

Если пренебречь изменением g и C_р с высотой, то подставляя численные значения g=9,806 м/с², =1,005 Дж·г^-1К^-1 (при температуре 18-25 º С), получим

.

Это соотношение определяется как сухоадиабатический вертикальный градиент температуры и обозначается специальным символом Г:

(4).

Это значение сильно отличается от измеренного -6,45 К/км (табл.8). Причина расхождения заключается в том, что атмосферный воздух содержит пары воды, которые при охлаждении конденсируются с выделением тепловой энергии, эквивалентной затраченной на испарение. Кроме того, водяной пар, как это было установлено Тиндаллом (1863 г.) является одним из основных поглотителей теплового излучения как Солнца, так и земной поверхности (рис.7). В силу изложенных причин эта малая и переменная по количеству (от 3 до 2 · 10^-5%) составляющая оказывает решающее влияние на термический режим тропосферы.

Тепловой режим стратосферы определяется, в основном, содержанием в ней другого переменного компонента – озона. Образование и разрушение озона описывается уравнениями:

1) О₂ + hν → 2O; λ<242

2) O + O₂ + M → O₃ + M^*

3) О₃ + hν → О₂ + О; λ<310 нм

4) О₃ + О → 2О₂ + 392 кДж

М^* – молекула азота или кислорода, принимающая на себя избыток колебательной энергии.

Как видно из этих уравнений, коротковолновое УФ-излучение Солнца, поглощаемое в процессах 1) и 3), трансформируется в тепловую энергию, выделяющуюся в реакции 4). Озон присутствует во всей толще стратосферы, однако наибольшие его концентрации в зависимости от сезона и географической широты приходятся на высоты 20-40 км. Выделение тепловой энергии при разрушении озона приводит к изменению знака высотного градиента, называемому температурной инверсией.

В мезосфере концентрация озона и паров воды ничтожны, поэтому температура в ней ниже, чем в тропосфере и стратосфере. Рост температуры в термосфере связан с поглощением жесткой составляющей (λ<120 нм) солнечной радиации молекулами О₂ и N₂. Инверсия хода температуры в термосфере так же, как и в стратосфере, препятствует развитию конвективных потоков и, следовательно, выхолаживанию этих слоев атмосферы.