ПАРНИКОВЫЙ ЭФФЕКТ, ОЗОНОВЫЙ СЛОЙ, КЛИМАТИЧЕСКИЕ ЭПОХИ ПРОШЛОГО

Source http://www.evolbiol.ru/sorohtin11.pdf

Считается, что атмосфера слабо поглощает солнечную коротковолновую радиацию, которая достигает земной поверхности, но задерживает длинноволновое (тепловое) излучение этой поверхности, тем самым значительно уменьшая теплоотдачу Земли в космическое пространство. Это принимается за главную причину повышения температуры атмосферного воздуха, и чем выше концентрация “парниковых газов”, поглощающих инфракрасное (тепловое) излучение, тем большим оказывается прогрев атмосферы.

Идея о разогреве земной атмосферы парниковыми газами впервые высказана С. Аррениусом и с тех пор принимается как аксиома. О.Сорохтин использует собственный подход для решения задачи о парниковом эффекте. Он игнорирует неопределенности в оценках тех или иных параметров модели (их не менее 30) и рассматривает природу парникового эффекта с наиболее общих позиций, используя синергетический подход. При таком подходе использоваться только наиболее значимые надежные параметры среды (масса атмосферы, ее теплоемкость, осредненное значение энергии падающего на Землю солнечного излучения и т.д), а также принимается во внимание существование сильной отрицательной обратной связи между сферическим альбедо планеты и ее осредненной приземной температурой.

Характеристики современной атмосферы

Масса атмосферы равна 5,15•1021 г, среднее давление воздуха на уровне моря Р0 = 1 атм = 1013,2 мбар (760 мм ртутного столба), а плотность p0=1,27*10–3 г/см3. С высотой давление и плотность воздуха уменьшаются по экспоненциальному закону. Соответственно уменьшается с высотой и плотность воздуха.

Азотно-кислородный состав уникален для планет Солнечной системы. Сухой воздух содержит 75,51% (по массе) азота, 23,15 – кислорода, 1,28 –аргона, 0,046 – углекислого газа, 0,00125 – неона и около 0,0007% остальных газов. Важной активной компонентой атмосферы является водяной пар (и вода в каплях облаков). Содержание водяного пара и воды в атмосфере достигает (0,12 – 0,13)•1020 г, что в пересчете на слой конденсированной воды составляет 2,5 см (25 мм), или в среднем 2,5 г/см2 земной поверхности. Если учесть среднегодовое испарение и выпадение осадков, приблизительно равное 780 мм водяного столба, то легко определить, что водяной пар в атмосфере обновляется примерно 30 раз в году, или каждые 12 дней. В верхних слоях атмосферы под влиянием ультрафиолетового излучения Солнца возникает озон, состоящий из трехатомных молекул кислорода. Несмотря на малые количества озона в атмосфере О3= 3,1•1015 г (кислорода в атмосфере О2 = 1,192•1021 г), этот газ спасает жизнь на поверхности Земли от пагубного воздействия на нее жесткого излучения Солнца.

По распределению температуры в атмосфере Земли выделяют три слоя. Нижний и наиболее плотный слой земной атмосферы – тропосфера, простирается до 8–10 км в высоких широтах и до 16–18 км в экваториальном, содержит около 80% массы всей атмосферы и характеризуется почти линейным распределением температуры. Средний слой уже существенно разреженной атмосферы включает в себя стратосферу и мезосферу и характеризуется крупным максимумом температуры, достигающим 270 К на высотах около 50 км. Этот температурный максимум связан с поглощением озоном ультрафиолетового излучения Солнца. Еще выше расположена термосфера, в которой температура увеличивается с высотой до 1000 К и более, а на высотах, превышающих 1000 км, термосфера постепенно переходит в экзосферу и далее в открытый космос.

Между тропосферой и стратосферой, мезосферой и термосферой существуют переходные слои, соответственно тропопауза, с температурами около 190–220 К и мезопауза с температурами 180–190 К.

Распределение температуры в тропосфере Земли принципиально отличается от ее распределения в стратосфере, мезосфере и термосфере. В тропосфере это распределение линейное, тогда как в верхней атмосфере оно резко нелинейное с характерным максимумом на высотах около 50 км и ростом температуры выше 90 км. Максимум температуры на высотах около 50 км связан с поглощением ультрафиолетового излучения, повышение температуры выше 90 км связано с ионизацией разреженного воздуха жестким излучением Солнца. Таким образом, в стратосфере и мезосфере температура определяется радиационным механизмом передачи тепла, тогда как распределение температуры в тропосфере определяется другими процессами, главным из которых является конвективный вынос тепла из этого нижнего и плотного слоя атмосферы в стратосферу, где далее оно теряется в космосе уже радиационным путем.

Адиабатическая теория парникового эффекта
Озоновые “дыры”
КЛИМАТИЧЕСКИЕ ЭПОХИ ПРОШЛОГО
Астрономия Земли