Облачные слои ярусы

Наличие облачности приводит к инверсии в профиле радиационного выхолаживания температуры [76, 77]. В частности, усиливается выхолаживание в верхних слоях облачности и в надоблачной атмосфере, в то время как в подоблачном слое и в нижнем граничном слое облачности наблюдается радиационное нагревание. В случае модели двухъярусной облачности наблюдается значительное уменьшение выхолаживания атмосферного слоя, расположенного между нижним и верхним ярусами облачности. [c.206]

Определению альбедо системы Земля — атмосфера, характеризующему количество уходящей коротковолновой радиации, посвящены в основном исследования, использующие спутниковые измерения, хотя существуют сообщения о косвенном определении альбедо по фотометрированию пепельного света Луны [22, 25, 425]. Спутниковые измерения альбедо начались в 60-х годах и имеют уже почти 30-летиюю историю. Вопросы технологии обработки спутниковых измерений рассмоърены в монографиях [155, 156, 389]. Средние значения альбедо системы Земля — атмосфера 0,25 — 0,33 в зависимости от сезона, среднее годовое значение 0,29. Данные [564] свидетельствуют о том, что альбедо Северного полушария примерно на 3,5 % выше, чем Южного. Определяющую роль в формировании альбедо- играет глобальная облачность, на долю которой приходится, согласно [532], i 66 % отражательной способности системы. Безоблачная атмосфера обеспечивает примерно 22 % отражения за счет молекулярного и аэрозольного рассеяния, и еще 12 % приходится на долю подстилающей поверхности. Меридиональное распределение альбедо системы Земля — атмосфера характеризуется увеличением значений от 0,22—0,24 в низких широтах до 0,50—0,60 в высоких [155]. Сезонные изменения проявляются в увеличении глобального альбедо в зимние месяцы и уменьшении в летние. Альбедо системы Земля — атмосфера несколько выше над сушей, чем над океанами. Указанные закономерности географического распределения связаны с альбедоформирующими факторами, такими, как зенитные углы Солнца, наличие снежно-ледяных покровов и облачности. Определяющая роль последней приводит к необходимости рассмотрения альбедо отдельных облачных систем. Так, в [155] для облаков St, S приводятся значения 0,75—0,80, а для облаков среднего и верхнего ярусов (Ас, i) 0,56— 0,67. Роль аэрозолей в формировании глобального альбедо определяется количеством и радиусом частиц субмикроиной фракции (0,1—1,0 мкм) [191], которые определяют оптическую толщину. В [268] показано, что аэрозольный ореол вокруг облаков может увеличивать альбедо облачного слоя на 5—10 %. [c.22]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология