Теплові умови в стратосфері і мезосфері

Нагрівання повітря у верхніх шарах атмосфери, на відміну від тропосфери, визначається прямим поглинанням сонячної радіації і залежить від її інтенсивності.

Розподіл енергії в спектрі сонячної радіації показує, що вище 100 км поглинаються майже всі довжини хвиль коротше 1800 А. Основними поглиначами тут є азот та його сполуки, молекулярний кисень (О2) і атомарний кисень (О), який міститься в атмосфері вище 80-100 км. В мезосфері і стратосфері хвилі поглинаються головним чином в діапазоні 2000-2900 А. Основна роль тут належить озону, водяної пари і двоокису вуглецю (вуглекислого газу).

Найбільша концентрація атмосферного озону спостерігається між 15 і 35 км, з максимумом на висотах 24-28 км. Нижче і вище цього шару кількість озону зменшується, і хоча на висотах 60-70 км він виявляється лише в невеликій кількості, його поглинаюча здатність тут велика. Переважний вплив поглинання озоном відбувається поблизу стратопаузы.

Водяна пара, що має складний спектр поглинання і велике число смуг, поглинає інфрачервону сонячну радіацію і набуває найважливіше значення у нижній частині стратосфери, приблизно від 30-35 км до висоти тропопаузи. Незважаючи на великі успіхи, досягнуті в останні роки при розрахунках нагрівання, обумовленого поглинанням інфрачервоної радіації водяною парою, залишаються ще більші труднощі в оцінці кількості водяної пари. Тому обчислення різних авторів збігаються в межах ±30% і дають величини нагрівання до кількох десятих градуса.

Вуглекислий газ володіє кількома смугами поглинання. Ефект поглинання сонячної радіації особливо великий у верхній мезосфері і термосфере, де СО2 є найбільш важливим поглиначем.

Деяку роль у нагріванні стратосфери і мезосфери, мабуть, грають пилові частинки космічного (міжпланетна пил, продукти згорання та руйнування метеоритів) і земного походження (вулканічний попіл і пил, що переносяться в стратосферу висхідними токами повітря). Однак роль в поглинанні пилу сонячної радіації ще далеко не визначена.

Променистий приплив тепла шляхом поглинання і випромінювання довгохвильової радіації водяною парою і вуглекислим газом, за розрахунками ряду авторів, негативний. Максимум охолодження спостерігається поблизу максимуму температури (50-55 км), а максимум нагрівання — поблизу температурного мінімуму (80-85 км).

Радіаційне охолодження стратосфери, що викликається СО2 і Н2О, лише в невеликій мірі компенсується поглинанням довгохвильової радіації озоном. Тому радіаційний баланс стратосфери від’ємний. У той же час ультрафіолетова радіація Сонця, поглинається озоном, а також інфрачервона радіація, поглинається водяною парою і вуглекислим газом, компенсують довгохвильове випромінювання.

Взимку, коли протягом полярної ночі у високих і помірних широтах стратосфери переважає довгохвильове охолодження повітря, радіаційний баланс негативний. Тільки в низьких широтах на висотах 40-42 км в цей час року радіаційний баланс позитивний. Відмінність умов припливу тепла є причиною формування взимку великих горизонтальних контрастів температури між екватором і полюсом і сильних західних вітрів в широтної зоні 50-70°.

Влітку шар атмосфери 30-50 км характеризується позитивним радіаційним балансом. Найбільш істотні зміни радіаційних умов від зими до літа відбуваються в шарі 35-45 км

В результаті сезонних відмінностей радіаційного режиму температура в стратосфері влітку значно вище, ніж взимку.

Взимку, в умовах полярної ночі, повітря в стратосфері охолоджується за рахунок довгохвильової радіації, а влітку відбувається нагрівання його внаслідок поглинання сонячної радіації, головним чином, озоном. Однак з підвищенням температури зменшується концентрація озону і, отже, зменшується поглинання. Така залежність між температурою повітря і кількістю озону зумовлює стійку температуру поблизу висоти 50 км. У нижчих шарах, особливо в шарі 20-35 км, над високими широтами як у північній, так і південній півкулях створюються великі різниці температури між зимою і влітку.

Таким чином, тепловий режим стратосфери і мезосфери визначається головним чином сонячною радіацією, і насамперед здатність озону поглинати і випромінювати ультрафіолетову радіацію Сонця.

 

Причини найбільших різниць температур у високих широтах визначаються затененностью частини атмосфери у високих широтах. В таблиці 8 наведено дані, з яких випливає, що в грудні і січні в районі полюса затененность атмосфери перевищує 500 км. Інакше кажучи, вся стратосфера і мезосфера знаходяться в затіненій частині, і є всі умови для выхолаживания повітря в шарі озону.

З таблиці слід, що вже в середині березня сонячні промені освітлюють високі широти північної півкулі. В результаті замість характерної для зимових місяців температури -70°, -75° в стратосфері Центральної Арктики переважають температури -50°, -60°.

Прогрівання повітря у весняні місяці і охолодження його восени відбувається поступово, але не завжди плавно, особливо навесні в північній півкулі. Температура повітря у високих широтах до кінця березня підвищується в середньому на 15-20° у порівнянні з січнем, а в окремі роки і на 25-30°.

Малі междусуточные зміни температури в стратосфері середніх і особливо низьких широт. В тропіках і екваторіальній зоні різниці температур між січнем і липнем на поверхні 30 мб рівні 4-6°, а в середніх широтах 10-20°.

Дані радиозондовых і ракетних спостережень дали підставу для побудови графіків зміни температури, у тому числі і середньої, з висотою (див. рис. 5). За цими даними, в шарі від поверхні землі до висоти 80-90 км є два мінімуми і один максимум температури. Проте в особливостях зміни її по вертикалі існують помітні відмінності, якими і пояснюється сезонний режим вітру в стратосфері і мезосфері.

У термосфере радіаційні умови відрізняються від стратосферних. Відповідно там змінюється і режим температури. Однак про більш високих шарах атмосфери ще немає точних даних. Зондування термосфери (іоносфери) триває, і, мабуть, у найближчі роки будуть отримані нові матеріали про радіаційний і температурному режимі на великих висотах.

ПОДІЛИТИСЯ:

Дивіться також:
Туман