Файл: Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник.pdf

по мере приближения к горизонту происходит уменьшение радиа­ ции. С уменьшением оптической толщины максимум излучения смещается к горизонту.

К. С. Шифрин, В. Ю. Коломийцев и Н. П. Пятовская рассчи­ тали интенсивность уходящей коротковолновой радиации для плоской атмосферы с учетом аэрозольного рассеяния и поглоще­ ния водяным паром и углекислым газом. Результаты расчетов для

происходить рост потоков с увеличением длины волны. Это объ­ ясняется тем, что спектральный состав уходящей радиации опре­ деляется взаимодействием двух факторов. С одной стороны, ин­ тенсивность радиации, рассеянной атмосферой в космос, умень­ шается с увеличением длины волны, с другой — интенсивность радиации, отраженной земной поверхностью и прошедшей через атмосферу, возрастает с увеличением длины волны, так как ос-

77

лабление рассеивающей атмосферы тем меньше, чем больше дли­ на волны.

На рис. 3.13 (приведены дан­ ные экспериментальных изме­ рений на спутнике «Тайрос IV». Для сравнения здесь же приве­ дена кривая, полученная по расчетам Каулсона для релеев* ской атмосферы. Полученные

3и 4 — То = 0,6; 5 и 6 — т0 = 0,6 при другой индикатрисе рассеяния

Рис. 3.13. Угловое распределение уходящей коротковолновой радиа­ ции 6 = 78,5°: 1 — «Тайрос-IV» —

спектральный интервал 0,2— 0,6 мкм; 2 — Каулсон — т0 = 0,5, А = 0

ф= 0° Зенитный угол луча зрение ф=/вО°

данные качественно хорошо согласуются с расчетами К. С. Шиф­ рина и др. (рис. 3.11) и сильно отличаются от релеевской модели.

78

§в. РАДИАЦИОННЫЙ РЕЖИМ СТРАТОСФЕРЫ, МЕЗОСФЕРЫ

ИТЕРМОСФЕРЫ

Радиация играет большую роль в формировании температур­ ного режима стратосферы и мезосферы. Длинноволновый радиа­ ционный баланс стратосферы отрицателен, т. е. за счет переноса длинноволновой радиации стратосфера охлаждается. Излучение и поглощение длинноволновой радиации осуществляются в стра­ тосфере водяным паром, углекислым газом и озоном. Абсолют­ ная величина длинноволнового радиационного баланса, по под­ счетам Д. Оринга, возрастает с увеличением широты от значений, близких к нулю в низких широтах, до 0,03—0,07 кал/см2 • мин в высоких широтах. В годовом ходе на всех широтах, кроме уме-

ренных, максимум приходится на июль и минимум — на январь. В умеренных широтах максимум абсолютной величины наблю­ дается в апреле, а минимум — в октябре. Среднее значение длинноволнового радиационного баланса стратосферы северного полушария составляет —0,018 кал/см2 ■мин.

Положительная часть радиационного баланса стратосферы образуется за счет поглощения ультрафиолетовой солнечной ра­ диации озоном и инфракрасной солнечной радиации водяным паром, причем первая часть вчетверо превосходит вторую. Макси­ мальные значения коротковолнового баланса наблюдаются в теп­ лое время года в низких широтах, а минимальные значения — в холодную половину года и в высоких широтах. На рис. 3.14 приведены значения полного радиационного баланса стратосфе­ ры в слое от тропопаузы до высоты 55 км в зависимости от ши­ роты и времени года. Нулевой баланс, т. е. условия, близкие к

79

лучистому равновесию, имеют место в широтной зоне 35—45° с. ш. Севернее этой зоны радиационный баланс отрицателен, а юж­ нее — положителен.

Радиационный баланс верхней стратосферы (слой 21—55 км) оказывается иным (рис. 3.15). В холодную половину года радиа­ ционный баланс верхней стратосферы убывает к северу вплоть до широты 65°, а поздней весной и летом широтный градиент ба­ ланса имеет обратный знак, т. е. максимальное радиационное нагревание имеет место в районе полюса.

Вмезосфере (55—80 км) положительная компонента радиа­ ционного баланса образуется за счет поглощения ультрафиоле­ товой радиации озоном (в нижней части слоя) и кислородом (в верхней части слоя). Максимальная величина радиационного на­ гревания, по подсчетам Р. Маргетройда и Р. Гуди, наблюдается

вслое 45—55 км, и минимум, близкий к нулю, отмечается вблизи уровня 80 км [17, 22, 42].

Вдлинноволновом переносе в мезосфере важную роль играют

полоса поглощения С 02 15 мкм и полоса 9,6 мкм для 0 3. Как и

встратосфере, перенос длинноволновой радиации обусловливает

впределах мезосферы охлаждение. Наибольший вклад в охлаж­ дение вносит С 02.

Величина охлаждения (по Маргетройду и Гуди) меняется от

4,8 град/сутки на высоте 55 км до 1,3 град/сутки на высоте 70 км.

Результирующее радиационное изменение температуры в ме­ зосфере в летний период везде положительно, особенно в высо­ ких широтах, а зимой оно отрицательно, причем наибольшее ра­ диационное охлаждение (14—16 град/сутки) наблюдается вбли­ зи полюса на высотах 60—70 км.

В термосфере радиационное нагревание осуществляется за счет поглощения ультрафиолетовой радиации молекулярным и атомным кислородом. Отрицательная часть радиационного ба­ ланса, согласно Д. Бейтсу, образуется главным образом вслед­ ствие излучения инфракрасной радиации атомным кислородом при некоторых радиационных переходах. Однако количественные оценки здесь получить затруднительно из-за того, что распреде­ ление концентрации атомного кислорода недостаточно хорошо известно. На уровне от 90 до 100 км радиационное охлаждение может быть обусловлено еще углекислым газом.

§ 7. ИСПОЛЬЗОВАНИЕ ДАННЫХ ОБ УХОДЯЩЕЙ РАДИАЦИИ ДЛЯ ИЗУЧЕНИЯ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ И ВЛАЖНОСТИ С ВЫСОТОЙ

Поскольку потоки уходящей радиации определяются распре­ делением по высоте поглощающих газов и их температурой, то по величине потоков, измеренных в каком-либо спектральном ин­ тервале, можно судить о температурном режиме атмосферы.

80

Потоки радиации в атмосферном «окне» (8—12 мкм) в значи­ тельной степени отражают температурный режим земной поверх­ ности или верхней кромки сплошной облачности. В области сильного поглощения излучающий слой будет расположен в пре­ делах стратосферы или мезосферы. Таким образом, возникает так называемая обратная задача, т. е. по измеренным величинам интенсивностей или потоков найти профиль температуры или влажности.

Решение этой задачи значительно более сложно, чем решение прямой задачи — расчета потоков по известным распределениям температуры и влажности. Действительно, последняя задача сво­ дится к интегрированию обыкновенного линейного дифференци­ ального уравнения, тогда как в первом случае нужно решать не­ которое интегральное уравнение.

Запишем уравнение переноса для монохроматической радиа­ ции применительно к восходящему потоку:

правления, характеризуемого величиной р на верхней границе атмосферы (т = 0, так как отсчет -с ведется сверху), Ехо— ин­

тенсивность теплового излучения земной поверхности.

В областях сильного поглощения первым членом правой ча­ сти уравнения (7.2) можно пренебречь и положить: