Тепловой баланс атмосферы - соотношение прихода и расхода энергии в атмосфере Земли. Т. б. а. является
составляющей теплового баланса Земли. Спецификой Т. б. а. является многослойность,
к-рая обеспечивает сложное распределение (стратификацию) температуры в атмосфере З е м л и (см. также Атмосфера верхняя),
Приходящее на верх. границу
атмосферы (H~1000 км над поверхностью Земли) излучение Солнца прежде
всего проходит самый верх. слой атмосферы - термосферу. В термосфере на высотах
более 100 км происходит практически полное поглощение атомным и молекулярным
кислородом, а также молекулярным азотом солнечного излучения с длиной волны
менее 0,1 мкм. Благодаря этому темп-pa в термосфере растёт с высотой: от ~200
К при H=90 км до ~1000 К при H>= 600 км.
На высотах менее 100 км
связь поглощения солнечного излучения со стратификацией температуры в атмосфере
становится менее заметной. Мин. температуры в атмосфере отмечаются
на уровне мезопаузы на высоте Н~90 км. Ниже этого
уровня располагается слой мезосферы, в к-ром температура растёт до 270 К при убывании
высоты до уровня стратопаузы (H~50 км). Рост температуры в мезосфере происходит
параллельно с практически полным, поглощением молекулами кислорода солнечного
излучения с длиной волны менее 0,2 мкм. При уменьшении высоты в стратосфере
наблюдается как увеличение поглощения солнечного излучения с длиной волны менее
0,3 мкм молекулами озона, так и радиац, выхолаживание молекулами двуокиси углерода.
На высотах 25-30 км происходит
практически полное поглощение озоном солнечного излучения с длиной волны меньше
0,3 мкм. Далее с уменьшением высоты происходит уменьшение температуры до 220 К на
уровне тропопаузы. Распределение температуры в тропосфере определяется её тепловым
взаимодействием с подстилающей поверхностью и конвективным переносом скрытого
и явного тепла по высоте и по горизонтали. Скорости и направления переноса тепла
в слоях, расположенных на разных высотах, могут быть существенно различными.
Тропосфера прогревается за счёт конвективного и турбулентного теплообмена, поглощения
длинноволнового излучения поверхности Земли, а также за счёт поглощения тепла,
выделяющегося при конденсации в атмосфере водяного пара.
Среднегодовой глобальный
Т. б. а. определяется разностью поглощенной атмосферой энергии (солнечного излучения
и излучения поверхности Земли) и излучённой энергии (к подстилающей поверхности
Земли и в космос).
Уходящая в космос энергия
теплового излучения планеты, равная 235 Вт.м-2, соответствует
тепловому излучению эфф. атм. слоя с температурой 253 К, Такую температуру имеет верх.
граница облаков, расположенная на высотах от 4 до 7
км над поверхностью Земли. Альбедо системы Земля - атмосфера определяется в
осн. отражением коротковолновой радиации от тропосферных облаков.
Важнейшей характеристикой
Т. б. а. является парниковый эффект системы Земля - атмосфера. Увеличение
кол-ва облаков в тропосфере ведёт к увеличению альбедо системы Земля - атмосфера
и парникового эффекта.
В светлое время суток эффект
увеличения альбедо превалирует над парниковым и приводит к уменьшению притока
энергии в систему Земля - атмосфера. В тёмное время суток наличие облаков резко
увеличивает парниковый эффект и уменьшает потери энергии системой. Ледниковые
периоды на Земле, по-видимому, были обусловлены увеличением альбедо системы
Земля - атмосфера, происшедшим за счёт выброса действующими вулканами в стратосферу
большой массы частиц вулканич. пепла. Всё увеличивающееся сжигание природного
топлива может привести к значит. увеличению в атмосфере содержания двуокиси
углерода. Рост концентрации этого газа в атмосфере приведёт к увеличению парникового
эффекта, что может повлечь за собой потепление климата Земли.
Лит. см. при ст. Тепловой баланс Земли. А. Г. Лактионов.
|
|
 |
