Стратосфера - слой атмосферы между тропосферой и
мезосферой. Нижняя граница С.- тропопауза - расположена в полярных
и умеренных широтах на высоте z
8-12 км, в тропиках - на z
16-18 км. От зимы к лету тропопауза поднимается в ср. на 1-2 км. Верхняя
граница С.- стратопауза - находится на г
50-55 км. Хим. состав воздуха в С. в осн. состоит из N2 (с объёмной
концентрацией 78,08%) и O2 (20,95%). Из-за низких температур массовое
отношение влаги в С. т2*10-6,
т. е. очень мало. Благодаря фотохим. процессам в С. образуется слой озона
O3. Поглощая большую часть излучения Солнца с
нм (максимум поглощения соответствует
нм), этот слой образует «щит», предохраняющий живые организмы от ультрафиолетовой
радиации (УФР), разрушающей ДНК. Большая часть О3 расположена
на z 10-50
км (в т. н. озоносфере). Общее кол-во О3 в столбе атмосферы
измеряется толщиной X того слоя, к-рый образовался бы, если выделить
весь O3 и привести его к давлению 1013,2 мбар (760 мм рт. ст.)
и температуре О °С. Значения X колеблются от 1 до 6 мм. Во все сезоны
в С. Северного полушария содержание О3 больше, чем в С. Южного,
а в С. высоких широт обоих полушарий больше, чем в С. низких.
Макс. кол-во О3 в С. умеренных широт содержится на z
20-22 км, в тропиках - на z
26-27 км. В 1980-е гг. обнаружено резкое уменьшение кол-ва O3
(т. н. озонная дыра) над Антарктидой. Уменьшение О3, хотя и
меньшее, чем в Антарктике, зарегистрировано в ряде районов Северного полушария.
Это явление в осн. обусловлено разрушением О3 попадающими в
С. пром. хлорфторуглеродами, особенно фреонами.
Тепловой режим С. в осн. определяется лучистым теплообменом, в меньшей
степени - вертикальными движениями и горизонтальным переносом воздуха.
В целом С. близка к лучистому равновесию, т. е. темп-pa Т в ней
соответствует равенству энергии, поглощаемой н излучаемой молекулами Н2О,
СО2 и О3. Поглощение УФР молекулами О3
приводит к росту температуры в С. Из-за того, что большая часть УФР поглощается
О3 на высоте
35 км, темп-pa в верх. части озоносферы поднимается до О °С. Радиац. охлаждение
в осн. обусловлено ИК-излучением СО2 и в меньшей степени Н2O
и О3. В умеренных и высоких широтах Т в ннж. половине
С. мало меняется с высотой, а выше - растёт. В тропиках Т растёт
с высотой по всей толще С. Из-за такого распределения Т С. термодинамически
устойчива по отношению к вертикальным турбулентным перемещениям воздуха.
В большинстве случаев у основания С. в умеренных и высоких широтах Т
210-220 К, а в тропиках 190-200 К. На верх. границе С. чаще всего
К.
Зимой по всей С. преобладают западные, летом - восточные ветры. Наиб.
скорости ветра чаще всего наблюдаются вблизи стратопаузы: они максимальны
зимой и иногда достигают 100-200 м/с. Зимой и весной в С., преим. на z
31-42 км, периодически возникают внезапные потепления до 40-50 К, сопровождающиеся
резким усилением ветра. Зоны потепления обычно перемещаются к востоку,
постепенно ослабевая при этом. Продолжительность потеплений достигает 40-50
сут. Сильные потепления (наблюдаются не каждый год) захватывают всю С.
и сопровождаются сменой западных потоков на восточные. Слабые потепления
локализуются в отд. слоях С. и не сопровождаются сменой западных ветров
на восточные.
На z
20-30 км иногда образуются т. н. перламутровые облака, состоящие, по-видимому,
из кристалликов льда или переохлаждённых капель воды. Нижняя С. на z до
20-25 км отличается повыш. содержанием аэрозольных частиц, особенно сульфатных,
заносимых сюда при вулканич. извержениях. Они сохраняются здесь дольше,
чем в тропосфере, из-за слабости турбулентного обмена в С. и отсутствия
вымывания осадками. Аэрозоли, увеличивая атмосферное альбедо, вызывают
понижение температуры у земной поверхности, особенно сильное после больших
извержений вулканов.
Литература по стратосфере
Хргиан А. X., Физика атмосферы, М., 1986;
Тарасенко Д. А., Структура и циркуляция стратосферы и мезосферы Северного полушария, Л., 1988.
Знаете ли Вы, что только в 1990-х доплеровские измерения радиотелескопами показали скорость Маринова для CMB (космического микроволнового излучения), которую он открыл в 1974. Естественно, о Маринове никто не хотел вспоминать. Подробнее читайте в FAQ по эфирной физике.
8-12 км, в тропиках - на z
16-18 км. От зимы к лету тропопауза поднимается в ср. на 1-2 км. Верхняя
граница С.- стратопауза - находится на г
50-55 км. Хим. состав воздуха в С. в осн. состоит из N2 (с объёмной
концентрацией 78,08%) и O2 (20,95%). Из-за низких температур массовое
отношение влаги в С. т
2*10-6,
т. е. очень мало. Благодаря фотохим. процессам в С. образуется слой озона
O3. Поглощая большую часть излучения Солнца с
нм (максимум поглощения соответствует
нм), этот слой образует «щит», предохраняющий живые организмы от ультрафиолетовой
радиации (УФР), разрушающей ДНК. Большая часть О3 расположена
на z
10-50
км (в т. н. озоносфере). Общее кол-во О3 в столбе атмосферы
измеряется толщиной X того слоя, к-рый образовался бы, если выделить
весь O3 и привести его к давлению 1013,2 мбар (760 мм рт. ст.)
и температуре О °С. Значения X колеблются от 1 до 6 мм. Во все сезоны
в С. Северного полушария содержание О3 больше, чем в С. Южного,
а в С. высоких широт обоих полушарий больше, чем в С. низких.
20-22 км, в тропиках - на z
26-27 км. В 1980-е гг. обнаружено резкое уменьшение кол-ва O3
(т. н. озонная дыра) над Антарктидой. Уменьшение О3, хотя и
меньшее, чем в Антарктике, зарегистрировано в ряде районов Северного полушария.
Это явление в осн. обусловлено разрушением О3 попадающими в
С. пром. хлорфторуглеродами, особенно фреонами.
35 км, темп-pa в верх. части озоносферы поднимается до О °С. Радиац. охлаждение
в осн. обусловлено ИК-излучением СО2 и в меньшей степени Н2O
и О3. В умеренных и высоких широтах Т в ннж. половине
С. мало меняется с высотой, а выше - растёт. В тропиках Т растёт
с высотой по всей толще С. Из-за такого распределения Т С. термодинамически
устойчива по отношению к вертикальным турбулентным перемещениям воздуха.
В большинстве случаев у основания С. в умеренных и высоких широтах Т
210-220 К, а в тропиках 190-200 К. На верх. границе С. чаще всего
К.
31-42 км, периодически возникают внезапные потепления до 40-50 К, сопровождающиеся
резким усилением ветра. Зоны потепления обычно перемещаются к востоку,
постепенно ослабевая при этом. Продолжительность потеплений достигает 40-50
сут. Сильные потепления (наблюдаются не каждый год) захватывают всю С.
и сопровождаются сменой западных потоков на восточные. Слабые потепления
локализуются в отд. слоях С. и не сопровождаются сменой западных ветров
на восточные.
20-30 км иногда образуются т. н. перламутровые облака, состоящие, по-видимому,
из кристалликов льда или переохлаждённых капель воды. Нижняя С. на z до
20-25 км отличается повыш. содержанием аэрозольных частиц, особенно сульфатных,
заносимых сюда при вулканич. извержениях. Они сохраняются здесь дольше,
чем в тропосфере, из-за слабости турбулентного обмена в С. и отсутствия
вымывания осадками. Аэрозоли, увеличивая атмосферное альбедо, вызывают
понижение температуры у земной поверхности, особенно сильное после больших
извержений вулканов.
