|
|
Ш
е
и О
134
0,52 см (толщина слоя озона при наземном давлении и темп-ре). Наблюдаются увеличение содержания 03 от экватора к полюсам и годовой ход с минимумом осенью и максимумом весной. Существ, переменной компонентой А. является углекислый газ, изменчивость содержания к-рого связана с жизнедеятельностью растении, индустриальными загрязнениями и растноримостью Б морской ноде (газообмен между океаном н А.).
Одной из наиболее оптически активных компонент является атм. аэрозоль ≈ взвешенные в воздухе тв╦рдые и жидкие частицы размерами от неск. нм до нсск. десятков мкм. Аэрозоль наблюдается как в тропосфере, так и в верхних слоях А., попадая в не╦ с земной поверхности н результате индустриальных загрязнений, вулканич. извержений, а также из космоса. Концентрация аэрозоля быстро убывает с высотой, прич╦м на УТОТ ход накладываются многочисленные вторичные максимумы, связанные с существованием аэрозольных слоев.
Радиационный, тепловой и водный балансы атмосферы. Практически единств, источником унергип для всех физ. процессов, развивающихся в А., является солнечная радиация. Гл. особенность радиац, режима А.≈ т. н, парниковый эффект: А. слабо поглощает солнечную КВ-радиацию, к-рая б, ч. достигает земной поверхности, но задерживает тепловое ДВ-нз-лучение земной поверхности, значительно уменьшая теплоотдачу Земли в космич. пространство и повышая с╦ тсмп-ру.
Приходящая солнечная радиация частично поглощается в А. гл, обр. водяным паром, углекислым газом, озоном и аэрозолями, а также рассеивается на частицах аэрозоля и на флуктуациях плотности А, Прямая и рассеянная солнечная радиация составляет суммарную радиацию, к-рая, достигая земной поверхности, частично отражается от не╦. Величина отраж╦нной радиации определяется отражат. способностью лодстилающсй поверхности, т. н. альбедо. За сч╦т поглощ╦нной радиации земная поверхность нагревается и становится источником собств. ДВ-излучения, направленного к А. В спою очередь, А, также излучает ДВ-радиацию, направленную к земной поверхности (т. н. противоизлучение А.)ив мировое пространство. Радиац. теплообмен между земной поверхностью и А. определяется эфф. излучением ≈ разностью между собственным излучением поверхности Земли и поглощ╦нным ею противоизлучением А. Разность между KB радиацией, поглощ╦нной земной поверхностью, и эфф. излучением паз, радиационным балансом.
Преобразования энергии солнечной радиации после е╦ поглощения земной поверхностью и А. составляют тепловой б а л а н с 3 о м л и. Гл, источник теплоты для А,≈ зомная поверхность, поглощающая осн. долю солнечной радиации. Поскольку поглощение солнечной радиации в А. меньше потери теплоты из А, в мировое пространство ДВ-излученисм, раднац. расход теплоты восполняется е╦ притоком к А. от земной поверхности в форме турбулентного теплообмена и приходом в результате конденсации водяного пара в А, Т. к. итоговая величина конденсации во всей А. равна кол-ву выпадающих осадков, а также величине испарения с земной поверхности, приход конденсац. теплоты в А. численно равен е╦ затрате на испарение с поверхности Земли. Поток солнечной энергии за единицу времени через плопадку единичного размера, перпендикулярную солнечным лучам и расположенную вне А. на ср. расстоянии Земли от Солнца (т. н. солнечная постоянная), по совр. данным, равен 1367 Вт/м2, Значение солнечной радиации, поглощ╦нной Земл╦й как планетой, равно 237 Вт/м2. Из этого кол-ва 157 Вт/м2 поглощается земной поверхностью, 80 Вт/м2≈ А. Радиац. баланс земной поверхности равен 105 Вт/м2, эфф. излучение с земной поверхности, соответствующее разности поглощ╦нной радиации и радиац. баланса, составляет 52 ВтАмь.
Энергия радиац. баланса расходуется на испарение воды (88 Вт/м2) и турбулентны!» теплообмен земной поверхности с А, (17 Вт/м2), А. получает тепловую энергию из тр╦х источников: поглощ╦нной КВ-раднацим (80 Вт/м2), прихода теплоты от конденсации водяного пара (88 Вт/м3), турбулентного потока теплоты от -чем-ной поверхности (17 Вт/м3), Сумма этих значений равна потере теплоты А. на ДВ-излучсние в мировое пространство (185 Вт/м2). Нек-рая часть энергии солнечной радиации затрачивается на поддержание' общей циркуляции А. и на др. атм, процессы, однако эта часть незначительна по сравнению с оси. составляющими теплового баланса.
Водный б а л а н с А, в целом соответствует равенству кол-ва осадков, выпадающих на земную поверхность, и кол-ва влаги, испарившейся с поверхности Земли. Каждая из этих величин равна 113 см/год. А, над континентами ежегодно теряет кол-но воды, выпадающей в виде осадков, равное 80 см/год, и получает образованный испарением водяной пар в кол-ве 48,5 см/год. А. над океанами соотв. теряет 127 см/год и получает 140 см/год. Избыток водяного пара, образованный испарением с океанов, переносится с океанов на континенты воздушными течениями. Величина его равна для поверхности континентов 31,5 см/год, для поверхности оксапа ≈ 13 см/год. Перенос водяного пара в А. с. океанов на континенты численно ранен значению стока рек, впадающих в океаны.
Движение воздуха. Нагревание А. в разных частях Земли неодинаково. Особенно большие контрасты темп-ры у поверхности Земли существуют между экватором н полюсами из-за различия прихода солнечной энергии на разных широтах. Наряду с этим на распределение темп-ры влияет расположение континентов н океанов. Из-за высоких тепло╦мкости и теплопроводности океанич. иод океаны значительно ослабляют колебания темп-ры, к-рые возникают в результате изменений прихода солнечной радиации в течение года. В связи с ;этим Б средних и высоких широтах темп-pa воздуха над океанами летом заметно ниже, чем над континентами, а зимой ≈ выше.
Неодинаковое нагревание А. способствует развитию общей циркуляции, атмосферы, тесно связанной с распределением атм. давления. На уровне моря распределение давления характеризуется относительно низким значением вблизи экватора, увеличением в субтропиках (пояса высокого давления) и понижением в средних и высоких широтах. При этом над материками внетро-лич. широт давление зимой обычно повышено, а летом понижено. Под действием градиента данления воздух испытывает ускорение, направленное от высокого давления к низкому. Одноврем. с возникновением движения воздуха на него начинают действовать отклоняющая сила вращения Земли (1Сориолиса сила), сила трения, к-рая убывает с высотой, а при криволинейных траекториях и центробежная сила.
G планетарным распределением давления связана сложная система воздушных течений, Нек рые из них сравнительно устойчивы, а другие постоянно изменяются в пространстве и во времени. К устойчивым воздушным течениям относятся пассаты, к-рые направлены от субтропич. широт обоих полушарий к экватору. Сравнительно устойчивы также муссоны≈ возд. течения, возникающие между океаном и материком и имеющие сезонный характер, В ср. широтах преобладают возд. точения зап. направления (с 3. на Б.), в к-рых возникают крупные вихри ≈ ц и к л о-ны и антициклоны, обычно простирающиеся на сотни и тысячи км. Циклоны наблюдаются и в тро-лич. широтах, где они отличаются меньшими размерами, но особенно большими скоростями ветра, часто достигающими силы урагана (т. н. тропич. циклоны). В верх, тропосфере и яиж. стратосфере часто возникают сравнительно узкие (в сотни км шириной) струйные течения, с резко очерченными границами,
")
}
