Современные представления о строении и динамике атмосферы

21. Современные представления о строении и динамике атмосферы

В разд. 1 и 2 мы говорили о строении атмосферы, ее динамике, распределении температуры и т.п. Но это был в большей степени описательный разговор, поскольку физические механизмы, обуславливающие именно такое состояние атмосферы и именно такую ее динамику, практически не обсуждались или обсуждались на примитивном уровне. Причиной являлось незнание законов, определяющих  строение и движение атмосферы. Сейчас этот пробел,  по крайней мере, частично ликвидирован, и имеется возможность вернуться к теме и попытаться дать объяснение  строению и динамике атмосферы, опираясь на полученные знания. В данном разделе я следую насколько это возможно прекрасному обзору [64].

Источники нагрева и вертикальное распределение температуры в атмосфере

Нижняя и средняя атмосфера нагреваются в основном (если отвлечься от слабого влияния корпускулярных солнечного и космического излучений) за счет поглощения  солнечного излучения в спектральной области от ультрафиолетовой до близкой инфракрасной (в том числе и за счет солнечного излучения, прошедшего через атмосферу и отраженного земной поверхностью), а также за счет поглощения инфракрасного излучения, испускаемого земной поверхностью (в том числе и поверхностью океанов).

Кроме того, нижняя атмосфера нагревается за счет потоков явного и скрытого тепла от земной поверхности. Явное тепло определяется внутренней энергией воздуха; скрытое высвобождается  в ходе процессов конденсации во влажном воздухе. Поскольку основная часть солнечной энергии поглощается земной поверхностью, эти потоки тепла доминируют в энергетическом балансе, по крайней мере,  нижней атмосферы. При отсутствии движения атмосфера может охлаждаться (терять энергию) только за счет испускания излучения, уносящего эту энергию в космическое пространство и к поверхности Земли. Получающийся радиационный баланс с учетом  вертикального распределения активно поглощающих солнечное излучение составляющих атмосферы и  потоков тепла от земной поверхности приводит к максимальному значению температуры[1] воздуха у земной поверхности и на  высоте около 50 км  (этот второй максимум образуется  за счет поглощения излучения озоном).

Повышенные температуры воздуха у поверхности Земли вовсе не обязательно приводят к конвективной неустойчивости. Причина в том, что по мере поднятия воздуха его давление и температура понижаются в соответствии с уравнением адиабаты. Поэтому условием конвективной  нестабильности является падение энтропии воздуха с высотой. Для сухого воздуха такое условие выполняется, если температура снижается с высотой со скоростью, большей γ=g/c_p≈10⁰/км (разд. 13). Эта величина называется адиабатическим градиентом температуры.

Вертикальное распределение температуры в атмосфере, получающееся при выполнении условия лучистого равновесия (равенства поглощаемой и испускаемой энергии излучения), в общем случае не приводит к конвективной неустойчивости. Однако  в нескольких нижних километрах с учетом поверхностных потоков тепла такая неустойчивость имеет место.

Таким образом, нижняя часть атмосферы конвективно неустойчива, и это вызывает вертикальные движения,  быстро перемешивающие воздух. В случае атмосферы практически всегда мы имеем дело с  конвективным движением влажного воздуха. Поэтому по мере поднятия теплого воздуха вверх и сопровождающего его поднятие  адиабатического охлаждения рано или поздно воздух достигает состояния насыщения, и влага начинает конденсироваться. В  результате образуются облака, состоящие в зависимости от высоты из капель или ледяных кристаллов, и начинается дождь. Высвобождаемое при конденсации пара скрытое тепло дополнительно нагревает воздух и стимулирует дальнейшее его поднятие. Условием продолжения конвекции влажного воздуха (при условии, что воздух уже насыщен влагой) является падение  температуры с высотой со скоростью большей, чем величина влажноадиабатического градиента – приблизительно  6 ⁰/км (у поверхности Земли).

Конвекция приводит к интенсивному вертикальному перемешиванию и, как следствие, достижению равновесного состояния, характеризуемого однородным распределением энтропии по вертикали, когда градиент температуры  совпадает с влажноадиабатическим. Эту же ситуацию можно охарактеризовать постоянным распределением функции энтропии – потенциальной температуры. Тогда вертикальная однородность влажной энтропии означает вертикальную однородность «влажной» (или эквивалентной) потенциальной температуры (рис. 21.1). Вертикальная мощность слоя перемешивания, очевидно, определяется законом сохранения энергии – первым законом термодинамики. Над верхней границей конвективного перемешивания температура атмосферы подчиняется в основном условию радиационного (лучистого) равновесия – равенству поглощаемой и испускаемой энергии излучения.