Атмосфера. Ее состав, строение и граница

Говоря  о высоких температурах ионосферы, имеют в виду то, что частицы  атмосферных газов движутся там  с очень большими скоростями. Однако плотность воздуха в ионосфере  так мала, что тело, находящееся  в ионосфере, например летящий спутник, не будет нагреваться путем теплообмена  с воздухом. Температурный режим  спутника будет зависеть от непосредственного  поглощения им солнечной радиации и  от отдачи его собственного излучения  в окружающее пространство.

Экзосфера

Атмосферные слои выше 800—1000 км выделяются под названием  экзосферы (внешней атмосферы). Скорости движения частиц газов, особенно легких, здесь очень велики, а вследствие чрезвычайной разреженности воздуха  на этих высотах частицы могут  облетать Землю по эллиптическим  орбитам, не сталкиваясь между собою. Отдельные частицы могут при  этом иметь скорости, достаточные  для того, чтобы преодолеть силу тяжести. Для незаряженных частиц критической  скоростью будет 11,2 км/сек. Такие особенно быстрые частицы могут, двигаясь по гиперболическим траекториям, вылетать из атмосферы в мировое пространство, «ускользать», рассеиваться. Поэтому экзосферу называют еще сферой рассеяния.

Ускользанию подвергаются преимущественно атомы  водорода, который является господствующим газом в наиболее высоких слоях  экзосферы.Недавно предполагалось, что экзосфера, и с нею вообще земная атмосфера, кончается на высотах порядка 2000—3000 км. Но из наблюдений с помощью ракет и спутников создалось представление, что водород, ускользающий из экзосферы, образует вокруг Земли так называемую земную корону, простирающуюся более чем до 20 000 км. Конечно, плотность газа в земной короне ничтожно мала. На каждый кубический сантиметр здесь приходится в среднем всего около тысячи частиц. Но в межпланетном пространстве концентрация частиц (преимущественно протонов и электронов) по крайней мере в десять раз меньше.С помощью спутников и геофизических ракет установлено существование в верхней части атмосферы и в околоземном космическом пространстве радиационного пояса Земли, начинающегося на высоте нескольких сотен километров и простирающегося на десятки тысяч километров от земной поверхности. Этот пояс состоит из электрически заряженных частиц — протонов и электронов, захваченных магнитным полем Земли и движущихся с очень большими скоростями. Их энергия — порядка сотен тысяч электрон-вольт. Радиационный пояс постоянно теряет частицы в земной атмосфере и пополняется потоками солнечной корпускулярной радиации. 

7. Солнце и солнечная радиация. Лучистая энергия Солнца, солнечный  ветер

Электромагнитная  радиация, в дальнейшем называемая здесь просто радиацией или излучением, есть форма материи, отличная от вещества. Частным случаем ее является видимый  свет; но к ней относятся также  и невоспринимаемые глазом гамма-лучи, рентгеновы, ультрафиолетовые, инфракрасные лучи, радиоволны.

Радиация  распространяется по всем направлениям от источника радиации, излучателя, в виде электромагнитных волн со скоростью, очень близкой к 300 000 км/сек. Электромагнитными  волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, т. е. периодические  изменения, электрических и магнитных  сил; они вызываются движением электрических  зарядов в излучателе.

Длины волн радиации измеряют с большой  точностью, и потому удобно выражать их в единицах значительно меньших, чем микрон. Это миллимикрон (ммк) — тысячная доля микрона и ангстрем (А) — десятитысячная доля микрона. Например, длину волны 0,5937 мк можно еще написать: 593,7 ммк или 5937 А. Но в этой книге мы будем приводить длины волн преимущественно в микронах.

В метеорологии принято выделять коротковолновую  и длинноволновую радиацию. Коротковолновой  называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мк. Она включает, кроме видимого света, еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является такой коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120 мк.

К температурной радиации относятся  известные из физики законы излучения  Кирхгофа, Стефана—Больцмана, Планка, Вина. В частности, в соответствии с законом Стефана—Больцмана  энергия излучаемой радиации растет пропорционально четвертой степени  абсолютной температуры излучателя. Некоторые вещества в особом состоянии  излучают радиацию в большем количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их температуре. Таким образом, возможно, например, излучение видимого света при  таких низких температурах, при которых  вещество обычно не светится. Эта радиация, не подчиняющаяся законам температурного излучения, называется люминесценцией.

Термином  радиация называют также явление  совсем другого рода, именно — корпускулярную радиацию, т. е. потоки электрически заряженных элементарных частиц вещества, преимущественно  протонов и электронов, движущихся со скоростями в сотни километров в секунду, хотя и большими, но все-таки очень далекими от скорости света. Лучистая энергия Солнца является основным, а практически единственным источником тепла для поверхности Земли  и для ее атмосферы. Радиация, поступающая  от звезд и от Луны, ничтожно мала по сравнению с солнечной радиацией. Также ничтожно мал и поток  тепла, направленный к земной поверхности  и в атмосферу из глубин Земли.

Лучистая  энергия Солнца превращается в тепло  отчасти в самой атмосфере, но главным образом на земной поверхности. Она идет здесь на нагревание верхних  слоев почвы и воды, а от их и воздуха. Нагретая земная поверхность  и нагретая атмосфера в свою очередь  сами излучают невидимую инфракрасную радиацию. Отдавая эту радиацию в  мировое пространство, земная поверхность  и атмосфера охлаждаются Опыт показывает, что средние годовые температуры земной поверхности и атмосферы в любой точке Земли мало меняются от года к году. За историческое время в этих весьма ограниченных изменениях, по-видимому, не было никакой определенной направленности; были лишь колебания около средних значений. Таким образом, если рассматривать Землю за более или менее длительные многолетние промежутки времени, то можно сказать, что она находится в тепловом равновесии: приход тепла уравновешивается его потерей. Но так как Земля (с атмосферой) получает тепло, поглощая солнечную радиацию, и теряет тепло путем собственного излучения, то можно заключить, что она находится и в лучистом равновесии: приток радиации к ней уравновешивается отдачей радиации в мировое пространство.Радиацию, приходящую к земной поверхности непосредственно от солнечного диска, называют прямой солнечной радиацией, в отличие от радиации, рассеянной в атмосфере. Солнечная радиация распространяется от Солнца по всем направлениям. Приток прямой солнечной радиации на земную поверхность или на любой вышележащий уровень в атмосфере характеризуется интенсивностью радиации Интенсивность солнечной радиации перед вступлением ее в атмосферу (обычно говорят: «на верхней границе атмосферы» или «в отсутствии атмосферы») называют солнечной На освещенное полушарие Земли на верхней границе атмосферы за одну минуту падает количество солнечной энергии, равное произведению солнечной постоянной на площадь большого круга Земли, выраженную в квадратных сантиметрах. При среднем радиусе Земли 6371 км эта площадь равна 12,75∙1017 см2, а приходящая на нее за одну минуту лучистая энергия равна 25∙1017 кал. За год Земля получает 1,37∙1024 кал. постоянной.

10. Альбедо и его зависимость  от факторов подстилающей поверхности

Падая на земную поверхность, суммарная радиация в большей своей части поглощается  в верхнем, тонком слое почвы или  воды и переходит в тепло, а  частично отражается. Величина отражения  солнечной радиации земной поверхностью зависит от характера этой поверхности. Отношение количества отраженной радиации к общему количеству радиации, падающей на данную поверхность, называется альбедо  поверхности. Это отношение выражается в процентах.

Итак, из общего потока суммарной радиации Isinh+i отражается от земной поверхности часть его (Isinh + i)А, где А — альбедо поверхности. Остальная часть суммарной радиации (Isinh + i) (1- А) поглощается земной поверхностью и идет на нагревание верхних слоев почвы и воды. Эту часть называют поглощенной радиацией.

Альбедо поверхности почвы в общем заключается в пределах 10-30%; в случае влажного чернозема оно снижается до 5%, а в случае сухого светлого песка может повышаться до 40%. С возрастанием влажности почвы альбедо снижается. Альбедо растительного покрова — леса, луга, поля — заключается в пределах 10—25%. Для свежевыпавшего снега альбедо 80—90%, для давно лежащего снега — около 50% и ниже. Альбедо гладкой водной поверхности для прямой радиации меняется от нескольких процентов при высоком солнце до 70% при низком солнце; оно зависит также от волнения. Для рассеянной радиации альбедо водных поверхностей 5—10%. В среднем альбедо поверхности мирового океана 5—20%. Альбедо верхней поверхности облаков — от нескольких процентов до 70—80% в зависимости от типа и мощности облачного покрова; в среднем же оно 50-60%. Приведенные числа относятся к отражению солнечной радиации не только видимой, но во всем ее спектре. Кроме того, фотометрическими средствами измеряют альбедо только для видимой радиации, которое, конечно, может несколько отличаться по величине от альбедо для всего потока радиации.

Преобладающая часть радиации, отраженной земной поверхностью и верхней поверхностью облаков, уходит за пределы атмосферы  в мировое пространство. Также  уходит в мировое пространство часть  рассеянной радиации, около одной  трети ее. Отношение этой уходящей в космос отраженной и рассеянной солнечной радиации к общему количеству солнечной радиации, поступающему в атмосферу, носит название планетарного альбедо Земли или просто альбедо Земли.

Планетарное альбедо Земли оценивается в 35-40%; по-видимому, оно ближе к 35%. Основную часть планетарного альбедо Земли  составляет отражение солнечной  радиации облаками.

15. Тепловой баланс и тепловой  режим земной поверхности и  атмосферы. Различия в тепловом  режиме почвы и водоемов. Суточный  годовой ход температуры

Остановимся сначала на тепловых условиях земной поверхности и самых верхних  слоев почвы и водоемов. Это  необходимо потому, что нижние слои атмосферы нагреваются и охлаждаются  больше всего путем радиационного  и нерадиационного обмена теплом с верхними слоями почвы и воды. Поэтому изменения температуры  в нижних слоях атмосферы прежде всего определяются изменениями температуры земной поверхности, следуют за этими изменениями.

Земная  поверхность, т. е. поверхность почвы  или воды (а также и растительного, снежного, ледяного покрова), непрерывно разными способами получает и  теряет тепло. Через земную поверхность  тепло передается вверх — в  атмосферу и вниз — в почву  или в воду.

Во-первых, на земную поверхность поступают  суммарная радиация и встречное  излучение атмосферы. Они в большей  или меньшей степени поглощаются  поверхностью, т. е. идут на нагревание верхних слоев почвы и воды. В то же время земная поверхность  излучает сама и при этом теряет тепло.

Во-вторых, к земной поверхности приходит тепло  сверху, из атмосферы, путем теплопроводности. Тем же способом тепло уходит от земной поверхности в атмосферу. Путем теплопроводности тепло также  уходит от земной поверхности вниз, в почву и воду, либо приходит к земной поверхности из глубины  почвы и воды.

В-третьих, земная поверхность получает тепло  при конденсации на ней водяного пара из воздуха или, напротив, теряет тепло при испарении с нее  воды. В первом случае выделяется скрытое  тепло, во втором тепло переходит  в скрытое состояние.

Не  будем касаться некоторых менее  важных процессов, например затраты  тепла на таяние снега, лежащего на поверхности, или распространения  тепла в глубь почвы вместе с водой осадков.

В любой промежуток времени от земной поверхности уходит вверх и вниз в совокупности такое же количество тепла, какое она за это время  получает сверху и снизу. Если бы было иначе, не выполнялся бы закон сохранения энергии: следовало бы допустить, что  на земной поверхности энергия возникает  или исчезает. Однако возможно, что, например, вверх может уходить  больше тепла, чем пришло сверху; в  таком случае избыток отдачи тепла  должен покрываться приходом тепла  к поверхности из глубины почвы  или воды.

Итак, алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности  должна быть равной нулю. Это и выражается уравнением теплового баланса земной поверхности.

Чтобы написать это уравнение, во-первых, объединим поглощенную радиацию и эффективное излучение в  радиационный баланс.

Приход  тепла из воздуха или отдачу его  в воздух путем теплопроводности назовем Р. Такой же приход или  расход путем теплообмена с более  глубокими слоями почвы или воды назовем А. Потерю тепла при испарении  или приход его при конденсации  на земной поверхности обозначим LE, где L — удельная теплота испарения  и Е — масса испарившейся или  сконденсировавшейся воды.

Можно еще сказать, что смысл уравнения  состоит в том, что радиационный баланс на земной поверхности уравновешивается нерадиационной передачей тепла (рис. 5.1).

Уравнение (1) действительно для любого промежутка времени, в том числе и для  многолетнего периода.

Из  того, что тепловой баланс земной поверхности  равен нулю, не следует, что температура  поверхности не меняется. Когда передача тепла направлена вниз, то тепло, приходящее к поверхности сверху и уходящее от нее вглубь, в значительной части  остается в самом верхнем слое почвы или воды (в так называемом деятельном слое). Температура этого  слоя, а стало быть, и температура  земной поверхности при этом возрастают. Напротив, при передаче тепла через  земную поверхность снизу вверх, в атмосферу, тепло уходит прежде всего из деятельного слоя, вследствие чего температура поверхности падает.

От  суток к суткам и от года к году средняя температура деятельного  слоя и земной поверхности в любом  месте меняется мало. Это значит, что за сутки в глубь почвы или воды попадает днем почти столько же тепла, сколько уходит из нее ночью. Но все же за летние сутки тепла уходит вниз несколько больше, чем приходит снизу. Поэтому слои почвы и воды, а стало быть, и их поверхность день ото дня нагреваются. Зимой происходит обратный процесс. Эти сезонные изменения прихода - расхода тепла в почве и воде за год почти уравновешиваются, и средняя годовая температура земной поверхности и деятельного слоя год от года меняется мало.

Различия  в тепловом режиме почвы и водоемов

Существуют  резкие различия в нагревании и тепловых особенностях поверхностных слоев  почвы и верхних слоев водных бассейнов. В почве тепло распространяется по вертикали путем молекулярной теплопроводности, а в легкоподвижной воде — также путем турбулентного  перемешивания водных слоев, намного более эффективного. Турбулентность в водоемах обусловлена, прежде всего, волнением и течениями. Но в ночное время суток и в холодное время года к этого рода турбулентности присоединяется еще и термическая конвекция: охлажденная на поверхности вода опускается вниз вследствие возросшей плотности и замещается более теплой водой из нижних слоев. В океанах и морях некоторую роль в перемешивании слоев ив связанной с ним передаче тепла играет также и испарение. При значительном испарении с поверхности моря верхний слой воды становится более соленым и плотным, вследствие чего вода опускается с поверхности в глубину. Кроме того, радиация глубже проникает в воду в сравнении с почвой. Наконец, теплоемкость воды велика в сравнении с почвой, и одно и то же количество тепла нагревает массу воды до меньшей температуры, чем такую же массу почвы.