Радиационный баланс атмосферы

Важным аспектом глобальной энергетики атмосферы является проблема возрастающего влияния аэрозольного загрязнения, обусловленного деятельностью человека, на климат, концентрацию атмосферного аэрозоля и его оптические свойства. Комплексные программы аэрозольно-радиационных экспериментов, проведенных в последние годы в различных районах земного шара, показали, что аэрозоль способен существенно поглощать солнечное излучение и оказывать значительное влияние на структуру радиационного баланса атмосферы. Актуальное значение имеет проблема влияния пылевых выносов на радиационный режим атмосферы над континентами и океанами. Чрезвычайно сложной задачей является учет радиационного фактора в генерации и трансформации поля атмосферного аэрозоля. Поэтому необходимо изучение корреляционных связей лучистого, конвективного и турбулентного [c.4]

В главе 1 обобщаются сведения о пространственной структуре, микроструктуре и химическом составе атмосферного аэрозоля, образовавшегося в результате различных механизмов генерации. В главе 2 рассматриваются оптические характеристики нескольких типов атмосферного аэрозоля минерального (почвенно-эрозионного), морского солевого, аэрозолей газохимических превращений и водных солевых растворов для различных полидисперсных ансамблей. В главе 3 анализируются основные принципы и допущения замкнутого моделирования оптических характеристик аэрозоля с учетом его многокомпонентного химического состава и полидисперсной микроструктуры, регионального или зонального деления земного шара, сезонных и суточных вариаций, турбулентного обмена и смешивания воздушных масс, обусловленных особенностями циркуляции атмосферы. В главе 4 представлены имеющиеся и новые структурные и оптические модели атмосферного аэрозоля над континентами, морскими акваториями и океанами. Предложены модели атмосферного аэрозоля для прибрежных зон, районов умеренных широт, аридных и субаридных регионов, тропиков и Арктики. В главе 5 рассматривается применение разработанного моделирования для расчетов спектральных полей и пространственной структуры коротковолновой и длинноволновой радиации, а также для решения задач радиационного теплообмена в условиях замутненной атмосферы, продемонстрировано влияние аэрозоля на альбедо системы подстилающая поверхность—атмосфера, структуру радиационного баланса атмосферы и парниковый эффект. Обсуждены вопросы влияния промышленного и вулканического аэрозолей на климат. [c.5]

Доля аэрозоля антропогенного происхождения непрерывно возрастает. Учет специфических свойств этого типа аэрозоля также необходим при разработке оптических моделей. Особенно важен учет влияния аэрозоля антропогенного происхождения при решении задач лучистого теплообмена, а также при исследовании влияния аэрозоля на структуру радиационного баланса атмосферы, а также его изменчивость в различных климатических зонах. [c.136]

Радиационный баланс атмосферы Средний радиационный баланс Северного полушария при средних условиях облачности [31] [c.1003]

Радиационный баланс атмосферы определяется [c.105]

Приведенный в разделе 1.2 тепловой баланс атмосферы сложился при современных концентрациях "парниковых газов". Увеличение или уменьшение их содержания должно смещать радиационное равновесие и приводить либо к дополнительному нагреванию атмосферы и поверхности, либо к их выхолаживанию. [c.78]

До сих пор мы изучали глобальный цикл углерода, не обращая внимания на ту роль, которую СО2 играет в климате Земли. Хотя СО2 содержится в небольшом количестве в атмосфере (см. разд. 2.2), он играет существенную роль в радиационном балансе Земли, и, следовательно, в регулировании климата. Это проиллюстрировано на рис. 5.12, а, где в зависимости от длин волн показаны спектры излучения Солнца и Земли при эффективных температурах излучения около 5700 С и -23 С соответственно. На рис. 5.12,5 показано, как это испускаемое излучение поглощается различными атмосферными газами. Например, ббльшая часть УФ-излучения, вторгающегося в [c.235]

Имеющаяся статистическая информация по региональным исследованиям спектральных оптических характеристик атмосферного аэрозоля относится, как правило, к коэффициентам ослабления приземного пограничного слоя [78—80]. Их перенос на другие слои тропосферы некорректен вследствие изменения микроструктуры и химического состава атмосферного аэрозоля с высотой. Кроме того, знание коэффициентов ослабления аэрозоля недостаточно для решения задач лучистого теплообмена в атмосфере и структуры ее радиационного баланса. [c.123]

В крупных промышленных центрах туман может смешиваться с промышленным дымом, образуя смог [103]. Смоги обладают сильным токсическим воздействием и наносят огромный вред здоровью людей. Образованию смога в крупных промышленных районах способствуют сажистые частицы промышленного аэрозоля, которые являются ядрами конденсации. Обладая высокой поглощательной способностью, сажистые частицы, поглощая коротковолновую радиацию, создают температурную инверсию. Расчеты показали, что вблизи верхней границы промышленной дымки скорость нагрева атмосферы за счет поглощения коротковолновой радиации может составлять 10—15 К/сут, в то время как поглощение излучения подстилающей поверхностью уменьшается в 1,5 раза. Изменение структуры радиационного баланса в пограничном слое атмосферы и приводит к возникновению температурной инверсии. В результате резко уменьшается турбулентный массообмен и нарушается циркуляция воздуха над промышленным районом. В ночных условиях смог создает парниковый эффект, уменьшая степень радиационного выхолаживания подстилающей поверхности. Образующийся в результате растворения сернистого газа 502 в каплях тумана аэрозоль растворов серной кислоты обладает сильной поглощательной способностью в окне прозрачности 10 мкм атмосферы, что и определяет его парниковое воздействие. Смоги являются частым явлением над крупными промышленными центрами, такими, как Лос-Анджелес, Нью-Йорк, Лондон. [c.128]

Для большинства моделей атмосфер планет в нижнем слое атмосферы (тропосфере) градиент температуры становится сверх-адиабатическим. Поэтому в нижнем слое атмосферы используется условие, что вертикальный градиент температуры не может превосходить радиационно-конвективный градиент. Сшивание частей вертикального профиля температуры, вычисленного в приближении лучистого равновесия для стратосферы и мезосферы и в приближении радиационно-конвективного равновесия для тропосферы, производится с учетом радиационного баланса планеты (5.17) и теплового баланса на ее поверхности [c.200]

Для континентов, когда поверхность суши покрыта растительностью, в условиях отсутствия облачности имеет место практическое отсутствие влияния аэрозоля на интегральное альбедо в диапазоне оптических толщин аэрозоля от 0,05 до 0,5. Последнее означает, что изменяется структура радиационного баланса коротковолновой радиации. Для среднего глобального состояния атмосферы аэрозоль приводит к потеплению в тропосфере и увеличению температуры подстилающей поверхности за счет действия парникового механизма, приводящего к понижению радиационной температуры планеты за счет поглощения длинноволновой радиации аэрозолем. В пределах погрешностей выполненного моделирования потепление в пограничном слое атмосферы составляет [c.210]

Значение градиента температуры изменяется в течение суток и по сезонам и зависит от радиационного баланса подстилающей поверхности. При наличии ветра движение в случае неустойчивой стратификации будет также неустойчивым в случае устойчивой стратификации характер вертикального конвективного движения определяется значением числа Ричардсона. Согласно [21] в приземном слое атмосферы [c.136]

ЯДЕРНАЯ ЗИМА ж. Катастрофическое похолодание глобального масштаба, являющееся следствием изменения радиационного баланса в атмосфере из-за резкого повышения её запылённости в случае возникновения ядерного конфликта. [c.518]

Тепловой режим водной поверхности в значительной степени определяется величиной радиационного баланса, равной сумме энергии коротковолнового и длинноволнового излучения, погло-ш аемого деятельным слоем водоема. Температура водной поверхности, определяюш ая упругость насыщения водяного пара и, следовательно, скорость испарения, зависит от величины радиационного баланса, теплообмена в воде, атмосфере и грунте (для мелководных водоемов), теплоты фазовых переходов (испарения и конденсации). [c.11]

Установка исследовательской аппаратуры на спутниках и межпланетных станциях позволяет значительно расширить возможности исследований в космическом пространстве. В метеорологических спутниках существенная роль отводится приборам инфракрасной техники, позволяющим изучить радиационный баланс земной поверхности, величину и непрерывное перемещение облачных покрытий, производить температурное зондирование атмосферы. Системы метеорологических спутников позволяют наблюдать почти за всей поверхностью земного шара данные, передаваемые с этих спутников на Землю, дают возможность прогнозировать погоду для различных районов нашей планеты. [c.266]

Главным следствием глобальной циркуляции для биоты служит формирование климатических зон как на суше, так и в океане. Зональный климат меняется в зависимости от рельефа и перераспределения воздушных потоков, создавая региональные климатические условия. Зависимое гь биоты от климата была установлена и описана А. Гумбольдтом. Она находит отражение в ландшафтных зонах. В последние десятилетия большое внимание уделяется модификации климата биотой через состав атмосферы и зависящий от него парниковый эффект. Этот вторичный по отношению к первичному радиационному балансу эффект стал центральным в гипотезе Геи , выдвинутой Дж. Ловелоком. По его представлениям, биота модифицирует окружающую среду в благоприятном для себя направлении в глобальном масштабе. [c.28]

Моделирование показывает, что атмосфера очень чувствительно откликается на изменение своего состава прежде всего радиационным балансом и соответственно изменением климата. [c.107]

Основными составляющими теплового баланса озера, так же как моря и реки, являются радиационный баланс, теплообмен с атмосферой и теплообмен с дном водоема. Дополнительные [c.359]

Часть приходящей на верхнюю границу атмосферы радиации отражается системой Земля — атмосфера в космическое пространство, другая часть поглощается. Сама система Земля — атмосфера также излучает в космическое пространство поток радиации. Таким образом, радиационный баланс на верхней границе атмосферы может быть определен как [c.21]

Радиационный баланс является одним из важнейших параметров взаимодействия океана и атмосферы. Закономерности ее пространственной и временной изменчивости будут рассмотрены в соответствующих главах. В табл. 1.1, приведенной по данным Тимофеева [298], дается сводка радиационных характеристик системы Земля — атмосфера. Из нее следует, что радиационные характеристики являются определяющими в формировании энергетики океана и атмосферы. Хотя, как мы увидим в дальнейшем, измен- [c.26]

Для параметризации IR, IR запишем уравнения радиационного баланса поверхности океана и пограничного слоя атмосферы [c.68]

Биосферный (глобальный) Атмосфера (тропосфера) и озоновый экран Г идросфера Растительный и почвенный покров, животное население Радиационный баланс, тепловой перегрев, газовый состав и запыление. Загрязнение больших рек и водоемов водные бассейны, круговороты на обширных водосборах и континентах. Глобальные характеристики состояния почв, растительного покрова и животных. Г.тобальные балансы СОг и Ог. Крупномасштабные круговороты веществ Международные биосферные станции [c.376]

Поведение сажи в атмосфере преобретает еще больщее значение в связи с возможными атмосферными последствиями применения ядерного оружия. Гипотеза глобального похолодания, вызванного образованием сажи в ходе ядерной во 1ы, была выдвинута совсем недавно, в 1982 г. С тех пор этот эффект получил название ядерной зимы . Согласно прогнозам, даже ограниченные ядерные войны привели бы к образованию сажи в количестве достаточном, чтобы затемнить Солнце, и вызвать вымерзание посевов в летнее время. Существует много неясностей относительно продолжительности существования аэрозолей в воздухе и влияния сажи на радиационный баланс. [c.24]

Значение Р меняется также в течение суток. Это иллюстрирует фиг. 11, на которой показаны суточные изменения основных компонентов теплового баланса растительного покрова, хорошо обеспеченного водой. В среднем за сутки затрата тепла на суммарное испарение (1Е) составила 78% радиационного баланса (К ), а на теплообмен с атмосферой (конвективный поток тепла Н) — 11%, что дает для Р значение 0,14. Однако до восхода солнца и в послеполуденное время Р было отрицательным, так как поверхность растительного покрова была холоднее воздуха, вследствие чего конвективный поток тепла, направленный к этой поверхности, имел положительное значение, в то время как градиент давления пара был все еще направлен от поверхности, определяя отрицательные, хотя и небольшие по евоему абсолютному значению величины 1Е. Заметны также менее резко выраженные колебания потока тепла, направленного в почву (6). [c.47]

Это можно делать по способу, который описали Кнурр и Гэй [389] радиационный баланс измеряется при этом всеволновыми балансомерами, как указано выше, а обмен коротковолновой радиации — соля-риметрами. Разность представляет собой эффективное излучение, которое в свою очередь можно разделить на встречное излучение атмосферы или окружающих лист предметов и на его собственное излучение. Для расчета собственного излучения используется закон Стефана — Больцмана. По этому широко известному закону излучение любой поверхности описывается уравнением [c.254]

Рис. 1.1. Радиационный баланс Земли. Верхняя сплоитая линмя показыва01 средний поток солнечной энергии, достигающий внешней границы атмосферы. Нижней сплошной линией показано среднее количество поглощаемой солнечной энергии, а штриховой линией — уходящей в пространство радиации. Обе нижние кривые представляют усредненные результаты спутниковых измерений между июнем 1974 г. и февралем 1978 г. и взяты из [862]. Значения даны в ваттах на квадратный мотр. Горизонтальный масштаб таков, что расстояния между отметками широт пропорциональны заключенным между ними площадям поверхности Земли, т. е. он линеен относительно синуса широты.

Охлаждение поверхности, вызванное испарением, яредстав-ляет собой основную потерю тепла в атмосферу, которая необходима, чтобы уравновесить его поступление за счет радиационного нагрева. Тепло, отбираемое от поверхности, возвращается обратно в более высокие слои атмосферы, когда водяной пар конденсируется. Это создает вертикальный перенос тепла, требуемый условием радиационного баланса. Средняя интенсивность испарения над океаном, которая обеспечивает этот перенос, равна примерно 1 м/год (3 мм/сутки). Одиако 1шли-чество воды в атмосфере в любой момент невелико. Если она выпадет в виде осадков, то покроет земную поверхность слоем толщиной 23 мм. (Это эквивалентно количеству скрытой теплоты в атмосфере в расчете на единицу площади, равному 5,7X10 Дж/м . Эту величину для северного полушария вычислил Оорт [602, табл. 1]. Изменение теплосодержания на эту величину изменило бы температуру атмосферы иа 6°.) Деля толщину слоя иа среднюю скорость испарения, получаем, что среднее время пребывания водяного пара в атмосфере около 1 недели. [c.44]

Атмосфера делится на отдельные участки, как показано на рис. 3.3, из-за того, что ее свойства различны в разлршных высотных диапазонах. Тропосфера характеризуется достаточно сильным вертикальным перемешиванием (это — конвективный слой в радиационно-конвективных моделях, обсужденных в гл. 1), большей частью связанным с эффектами скрытой теплоты и облаками. Этот слой содержит 80 % массы атмосферы и почти весь водяной пар и облака. Непосредственно над ним —тропопауза, находящаяся на высоте 11 км в модельной атмосфере. Стратосфера слабо перемешивается, как показывают устойчивость тонких слоев аэрозолей и длительное время сохранения в ней радиоактивной пыли, заброшенной туда последними ядер-ными взрывами. Сильная устойчивость связана с возрастанием температуры с высотой в результате радиационного баланса, описанного в гл. 1. Это возрастание останавливается в стратопаузе, и только одна тысячная массы атмосферы лежит выше [c.65]

Вторым важнейшим компонентом радиационного баланса (1.1) является уходящее длинноволновое излучение системы Земля — атмосфера. В случае абсолютно черного тела излучение пропорционально четвертой степени температуры. Спектр излучения абсолютно черного тела следует из квантовой гипотезы Планка и весь лежит в диапазоне от 3,5 до 80 мкм. Длина волны, отвечающая максимуму в спектре, в соответствии с законом Вина составляет при 293 К 9,85 мкм. Земля, строго говоря, не является абсолютно черным телом, поэтому одной из важнейших становится задача параметризации коэффициента серости системы Земля — атмосфера. Количественной основой для этого могут служить спутниковые измерения уходящего излучения. Исторический обзор обработки и анализа спутниковых данных по радиационному длинноволновому излучению приводится в [155, 156]. В настоящее время имеется порядка 5—10 серий спутниковых измерений Ri продолжительностью более года. Зоиальио осреднен-ные значения уходящего излучения максимальны в зоне 10° с. ш. — 20° ю, ш. (240—265 Вт/м ) и минимальны в приполярных районах (135—170 Вт/м ). Амплитуды годового хода R составляют 5—6 Вт/м2 в экваториально-тропических широтах и 20—25 Вт/м в приполярных. Значения над океанами в среднем выше, чем над сушей, на 10—15%- В [156] приводится анализ поля длинноволнового излучения с помощью аппарата эмпирических ортогональных функций, позволивший выявить многие важные закономерности пространствеиной дифференциации. В многочисленных параметризациях, как правило, используются зависимости уходящего излучения от приземной температуры, облачности и влагосодержания атмосферы [51, 155, 225, 298, 308]. [c.23]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология