ПОИСК Статьи Рисунки Таблицы Газовый состав, строение и радиационный режим атмосферы из "Экологическая химия" Термическое строение атмосферы представлено на рис. 1.1. Как видно, отдельные слои выделяют на основании хода температуры, неоднократно изменяющего свой знак с высотой во всей толще атмосферы. Некоторые характеристики этих зон приведены в табл. 1.2. Следует отметить, что границы отдельных слоев, разделяемых узкими переходными зонами, называемыми паузами, строго не фиксируются. Их положение зависит главным образом от экзогенного (внешнего) фактора - активности Солнца и уровня поступающей от него радиации. Высота тропопаузы меняется примерно от 8 км над полюсами до 16-18 км над экватором. Изменение этой границы происходит не монотонно тропопауза имеет разрывы около 60° и 30° широты в каждом из полушарий. Кроме того, как это выяснилось в последние годы, тропопауза образует складки. [c.9] Заслуга установления сложной термической структуры атмосферы принадлежит французскому геофизику Тейсеран де Бору (1899), обнаружившему изменение хода температуры воздуха при метеорологическом зондировании атмосферы до высоты 15 км. С исследованием химического состава и строения атмосферы связаны имена множества людей, внесших огромный вклад в мировую науку. Это, в первую очередь. [c.10] Лавуазье, впервые установивший точный состав ее основных компонентов и высказавший мысль о-сложном, многокомпонентном составе воздуха, и У. Рамзай (Ramsay), обнаруживший присутствие в нем инертных газов в 1894-1896 гг. Открытие их само по себе было замечательным событием, поскольку придало завершенный вид Периодической системе элементов Д. И. Менделеева. [c.11] Уменьшение атмосферного давления с высотой было открыто Б. Паскалем (1648) вскоре после изобретения барометра (Э. Торричелли, 1643) и экспериментально подтверждено Перрье. Установление вертикального градиента температуры тропосферы и определение его величины принадлежит Дж. Дальтону. В развитие идей о химических и фотохимических процессах в стратосфере с участием озона внесли свой вклад Рэлей и Хартли (1880). [c.11] Атмосферное давление. Из рис. 1.1 видно, что давление монотонно и равномерно уменьшается с высотой. Для описания поведения атмосферных газов в первом приближении может быть использовано уравнение состояния идеального газа, согласно которому давление Р есть однозначная функция концентрации частиц п и температуры Т. Давление (в Н/м ) связано с плотностью соотношением Р - pRT/M, где Т - температура, К р - плотность газа, кг/м М - средняя молекулярная масса газа, кг/кмоль R - универсальная газовая постоянная, равная 8,31 Дж/(К моль). [c.11] Солнечная радиация и вертикальная структура атмосферы. [c.12] Источником почти всей энергии на Земле служит Солнце. Солнечная постоянная - полный поток радиации, поступающий за 1 мин на 1 см площади, перпендикулярной к направлению солнечных лучей, за пределами атмосферы, - равна 8,2 Дж/(см мин). Основное количество энергии Солнца поступает в виде коротковолновой радиации. [c.12] Максимальная интенсивность приходится на длину волны 470 нм, т. е. на видимую часть спектра (рис. 1.2). [c.12] Земная атмосфера прозрачна для УФ-радиации в диапазоне 320-400 нм. При поглощении радиации в этом спектральном диапазоне подстилающая поверхность (суша, поверхность океанов) нагревается и, как всякое нагретое тело, в свою очередь излучает в инфракрасном диапазоне. Интенсивность уходящего излучения определяется законом Стефана - Больцмана для абсолютно черного тела I = аТ [а = 5,67- 10 Вт/(м К )]. Часть этого излучения поглощается воздухом, в результате чего возникает конвекция - подъем нагретого воздуха. По мере подъема происходит его выхолаживание, и, следовательно, должен наблюдаться отрицательный высотн ай градиент температуры. Действительно, как видно из рис. 1.1, в тропосфере с высотой температура уменьшается. [c.12] Подстановка численных значений М, и Ср дает значение градиента АТ/АН = -9,8 К/км, значительно отличающееся от измеренного (-6,45 К/км) и называемое сухоадиабатическим градиентом (Г). 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, водяные пары, как это было установлено Тиндаллом (1863), являются одним из основных поглотителей теплового излучения как Солнца, так и земной поверхности. В силу изложенных причин эта малая и переменная по количеству (от 3 до 2 10 %) составляющая оказывает решающее влияние на термический режим тропосферы. [c.13] Как видно из этих уравнений, коротковолновое УФ-излуче-ние Солнца, поглощаемое в процессах (1.9) и (1.11), трансформируется в тепловую энергию, выделяющуюся в реакции (1.12). 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. [c.14] В мезосфере концентрации озона и паров воды ничтожны, поэтому температура в ней ниже, чем в тропосфере и стратосфере. Рост температуры в термосфере связан с поглощением жесткой составляющей (длина волны менее 120 нм) солнечной радиации молекулами О2 и N3. Инверсия хода температуры в термосфере, так же как и в стратосфере, препятствует развитию конвективных потоков и, следовательно, выхолаживанию этих слоев атмосферы. [c.14] Между тем из рис. 1.3 видно, что излучаемая Землей радиация, рассчитанная в приближении абсолютно черного тела, имеет намного меньшую интенсивность, чем приходящая от Солнца. [c.15] Как же распределяется энергия, поступающая от Солнца На рис 1.4 представлена обобщенная схема теплового баланса и показаны потоки радиации между атмосферой и подстилающей ее поверхностью. Из 1050 ккал энергии, поступающей ежегодно на единицу площади (1 см ) на верхней границе атмосферы, 275 ккал отражается облаками и 75 ккал - подстилающей поверхностью (главным образом ледяными шапками континентов и плавающими льдами). В самой атмосфере молекулами различных газов и частицами аэрозолей поглощается энергия, эквивалентная 250 ккал. [c.15] Расходная часть баланса состоит из рассеиваемой в космосе радиации самой атмосферы (625 ккал) и переизлучаемой в направлении подстилающей поверхности энергии (1000 ккал). В сумме это составляет 1625 ккал/(см - год). Как видно из рис. 1.4, более V. из 1450 ккал/см , поглощаемых ежегодно подстилающей поверхностью, поступает из атмосферы. Другими словами, главным источником теплоты для земной поверхности служит атмосфера. [c.16] Вернуться к основной статье