ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС АТМОСФЕРЫ

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) темп-ры 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 темп-ры в атмосфере становится менее заметной. Мин. темп-ры в атмосфере отмечаются на уровне мезопаузы на высоте Н~90км. Ниже этого уровня располагается слой мезосферы, в к-ром темп-ра растёт до 270 К при убывании высоты до уровня стратопаузы (H~50 км). Рост темп-ры 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 темп-ры до 220 К на уровне тропопаузы. Распределение темп-ры 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 темп-рой 253 К, Такую темп-ру 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.

Физическая энциклопедия. В 5-ти томах. — М.: Советская энциклопедия. Главный редактор А. М. Прохоров. 1988.