книги из ГПНТБ / Лушев, Ю. Г. Физика верхней атмосферы Земли учебник

где 6 — зенитный угол, т — масса поглощающего газа во всем столбе атмосферы единичного сечения с осью, направленной под углом 6 к вертикали в точке определения, h — высота излучаю­ щей атмосферы (принимается 40—60 км), ц — переменная ин­ тегрирования.

Для спектрального интервала АХ путем интегрирования урав­ нения (5.3) можно получить формулу

и температуры, то принимается некоторое его значение, соответ­ ствующее стандартным давлению и температуре, но вносится по­ правка в определение массы т. Вместо истинной массы погло­ щающего газа рассчитывается так называемая эффективная мас­ са по формуле

т

0

Коэффициент поглощения а от температуры зависит очень слабо, поэтому принимают во внимание только его зависимость от давления, которая записывается в виде

J L = (JL .Y

ао { Ро ) ’

где р и ро — соответственно реальное и стандартное давления, п — некоторый параметр, который для областей поглощения во­ дяным паром принимается равным 0,8 или 1, а в полосе поглоще­ ния озона 9,6 мкм п = 0,2.

На основе формулы (5.4) К. Я- Кондратьевым и К- Е. Якушевской рассчитаны угловые распределения потоков уходящей ра­ диации в различных спектральных интервалах, соответствующих полосам поглощения водяного пара, углекислого газа и озона. Потоки рассчитаны для высоты 300 км при безоблачном небе и наличии сплошной облачности с высотой верхней кромки 3 и 9 км.

Результаты расчетов приведены на рис. 3.4. Рисунок дает распределение отношения у(/(0) в зависимости от 0. Из рис. 3.4,а

следует, что в большинстве спектральных интервалов интенсив­ ность излучения плавно убывает с увеличением зенитного угла 9

70

вплоть до значения Ькр = 72°45'; Ькр соответствует углу визи­ рования, под которым с высоты 300 км виден земной диск. Это уменьшение интенсивности с увеличением 9 называют инфра­ красным потемнением к краю диска Земли. Однако для участков сильного поглощения (кривые 6 и 7 на рис. 3.4,а) вблизи 9кр наблюдается некоторое увеличение интенсивности, т. е. инфра­ красное посветление к краю диска. В спектральных участках сла­ бого поглощения уменьшение интенсивности с увеличением 0 происходит медленнее, чем для участков сильного поглощения.

Инфракрасное посветление к краю диска Земли для участков

случае луч проходит, не касаясь земной поверхности, т. е. здесь уходящая радиация состоит только лишь из излучения атмосфе­ ры. Как показывает рис. 3.4,6, при 9>0Л/, происходит резкое убы­ вание интенсивности с увеличением 6. Лишь в полосе поглоще­ ния озона 9,6 мкм и СОг 15 мкм это убывание сменяется некото­ рым повышением за счет излучения стратосферы.

При наличии неполной облачности закономерности изменения U (9) могут быть резко нарушены; образуются резкие максиму­ мы и минимумы, что может полностью замаскировать явление инфракрасного потемнения или посветления к краю Земли. Как показали исследования, проведенные К- Я. Кондратьевым и К- Е. Якушевской, такая маскировка возможна особенно в участ­ ках слабого поглощения, в частности в атмосферном окне 8—12 мкм и в близкой инфракрасной области.

В связи с горизонтальными неоднородностями в распределе­ нии температуры, влажности и особенно облачности может на­ блюдаться зависимость интенсивности уходящего излучения от азимута. Соответствующие расчеты, проведенные Д. Лондоном, а также К- Я. Кондратьевым и К. Е. Якушевской, показывают некоторые различия в величине потоков, направленных с севера и юга. Однако это различие невелико и становится заметным лишь при 9 > 9лр. Некоторое влияние на точность расчетов мо­ жет оказать и допущение об изотропности излучения подстилаю­ щей поверхности.

Спектральное распределение уходящей радиации показано на рис. 3.5. Характерной особенностью спектрального распределения при ясном небе является наличие частного минимума в полосе поглощения озона 9,6 мкм. Этот минимум углубляется с ростом

71

Рис. 3.5. Распределение энергии в спектре уходящей радиации при ясном небе (по расчетам К- Е. Якушевской):

а) 0 = 0; б) 6 = 72°45'; в) 0 = 73°0Г

74

имеет место в интервале 2,5—8 мкм и регистрируется в части атмосферы, освещенной Солнцем; оно возрастает в периоды мак-

мк6т/смг- стер-мнм

Рис. 3.8. Рассчитанные (1) и измеренные (2) спектры уходящего излучения по данным спутника ВВС США

симальной солнечной активности. Механизм возникновения этого излучения пока неясен.

Распределение потоков уходящей коротковолновой радиации

Уходящая коротковолновая радиация составляется из пото­ ков радиации, отраженной земной поверхностью и облаками, а также рассеянной атмосферой.

Перенос коротковолновой радиации в атмосфере происходит под влиянием трех основных факторов: 1) молекулярного рас­ сеяния, наиболее интенсивного в области ультрафиолетовой ра­ диации; 2) аэрозольного рассеяния (частицами пыли, зоды, льда и т. д.); 3) избирательного поглощения в близкой инфракрасной части спектра.

Теоретический расчет потоков уходящей коротковолновой ра­ диации с учетом всех факторов довольно сложен и может быть проведен лишь для отдельных упрощенных моделей атмосферы. На рис. 3.9 изображено угловое распределение интенсивности уходящей коротковолновой радиации для релеевской атмосферы (т. е. когда наблюдается одно молекулярное . рассеяние) при альбедо поверхности А — 0 и cos zs— 4,40, где zs — зенитное рас­ стояние Солнца. Различные кривые соответствуют разным опти­ ческим толщинам т. Из рисунка видно, что интенсивности уходя­ щей радиации возрастают по направлению к горизонту; это

75

объясняется увеличением атмосферной массы. С увеличением оп­ тической толщины интенсивность радиации также увеличивается.

Альбедо земной поверхности оказывает существенное влия­ ние на потоки уходящей радиации, что видно из рис. 3.10. При больших значениях альбедо происходит не увеличение, а умень-

Рис. 3.9. Угловое распределение интенсивности ухо­ дящего излучения коротковолновой радиации для релеевской атмосферы в плоскости вертикали Солнца при Л = 0

шение интенсивности уходящей радиации по направлению к го- t ризонту. Здесь сказывается сильное влияние отраженного излу­ чения, которое сильнее ослабляется при больших зенитных углах.

Азимутальная зависимость уходящей радиации определяется в основном индикатрисой рассеяния. Максимум излучения сме­ щен от антисолярной точки в сторону горизонта. В дальнейшем

76

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