Современные представления о строении и динамике атмосферы, страница 2

Это весьма грубая модель, поскольку процессы радиационного обмена играют определенную роль и на меньших высотах, где доминирует термическая конвекция. С учетом этого обстоятельства в вертикальное распределение температуры в атмосфере вносятся коррективы (рис. 21.2). Однако в первом приближении равновесная атмосфера состоит из двух слоев. В нижнем слое  равновесие достигается преимущественно за счет процессов термической конвекции и приводит к наблюдаемому градиенту температуры, близкому  к влажноадиабатическому. В слое, расположенном выше, равновесие устанавливается, в первую очередь, за счет процессов лучистого обмена, и температура растет с высотой. Первый слой называют тропосферой, второй – стратосферой. Выше стратосферы находится еще один слой, состояние которого также определяется особенностями лучистого равновесия, но там температура  падает с высотой, потому что там нет составляющих атмосферы[2], способных поглощать достигающее этих высот солнечное излучение и таким образом нагревать этот слой (рис.21.3).

Сильнее всего земная поверхность нагревается в тропиках, и здесь воздух запасает наибольшее количество внутренней энергии при контакте с  поверхностью Земли. Поэтому именно в тропиках конвективные движения достигают наибольших высот. В связи с этим следует ожидать, что и тропопауза в тропиках находится на наибольшей высоте. Измерения показывают также что, несмотря на более высокие температуры у поверхности Земли, температура на уровне высокой тропопаузы в тропиках существенно ниже, чем в более низкой тропопаузе внетропических широт. Тропическая тропопауза является одной из самых холодных областей атмосферы.

Таким образом, в нижней части атмосферы имеется слой (тропосфера) толщиной 7-17 км, где температура быстро падает с высотой и вертикальное перемешивание происходит весьма эффективно (время перемешивания – около нескольких дней). Именно здесь присутствует основная масса облаков, и идут дожди. Более высокие ледяные облака образуются при низких температурах и давлениях, характерных для уровня тропопаузы. Облака и аэрозоли создают базу для гетерогенных химических реакций, а дожди вымывают из тропосферы образующиеся растворимые вещества.

Область, располагающаяся над тропосферой, наоборот, конвективно устойчива и относительно спокойна. Здесь (рис. 21.4) потенциальная температура растет с высотой, и атмосфера оказывается стратифицированной (разделенной) по высоте на  слои, ограниченные  квазигоризонтальными поверхностями постоянной энтропии (изэнтропическими поверхностями). Все движения воздуха при сохранении энтропии (адиабатические движения) происходят по этим поверхностям. Правда, сами изэнтропические  поверхности могут менять положение в пространстве. Таким образом, молекулы, находящиеся в средней атмосфере,  не имеют легкой возможности достичь земной поверхности, и процесс их оседания может длиться годами.

Итак, наивысшие температуры у поверхности Земли наблюдаются в тропиках. А поскольку в пределах тропосферы скорость падения температуры с высотой слабо меняется в зависимости от широты, наивысшие температуры на любой заданной высоте в тропосфере также наблюдаются в тропиках. Как видно из рисунка 21.4, имеется промежуточный слой  в диапазоне высот 7-17 км, находящийся в тропиках в тропосфере и попадающий в стратосферу (где температура начинает расти из-за поглощения солнечного излучения озоном) при переходе к внетропическим широтам и далее в полярные области. Поэтому в нескольких верхних километрах этой промежуточной области наименьшие температуры наблюдаются в тропиках.

В средней атмосфере за пределами конвективной зоны температура воздуха определяется условиями радиационного баланса. Поэтому здесь равновесные температуры следуют за Солнцем так, что наивысшие значения над тропиками достигаются в равноденствие, а над летним полюсом в дни солнцестояния[3]. Исключение имеет место только  в верхней мезосфере, где меридиональная составляющая температурного градиента на самом деле противоположна тому, что можно было бы ожидать, исходя из  радиационного равновесия (рис. 21.5). Это весьма необычное поведение является результатом циркуляции воздуха, возникающей благодаря волновым процессам.