Составители:
Рубрика:
В дальнейшем мы будем рассматривать облака и аэрозоли как важнейший радиационный
фактор формирования климата. Данные табл. 8.1 наглядно показывают роль альбедо и парникового
эффекта в формировании климата.
Атмосфера, создающая парниковый эффект, представляет собой многослойное образование и
эквивалентна шубе. Однако в отличие от шубы источник теплоты оказывается внешним (Солнце) —
атмосфера прозрачна для солнечного излучения и малопрозрачна для теплового. Можно показать,
что приземная температура планеты практически полностью определяется величиной альбедо и
парникового эффекта, а не ее орбитальным положением[100]. Действительно, в отсутствие
атмосферы при нулевом альбедо температура планеты определяется солнечной постоянной,
зависящей только от радиуса орбиты планеты. Эта температура, которую можно назвать
орбитальной, согласно закону Стефана — Больцмана определяется из уравнения
где I — поток солнечной энергии на единицу земной поверхности; σ=5,7
⋅
10
-8
Вт
⋅
м
-2
К
-4
. Для Земли
T
R
=278 K(+5
0
C). Наличие альбедо понижает температуру на 23
0
C, т.е. до -18
0
C, а парниковый эффект
повышает температуру Земли на 33
0
C, т.е. до +15
0
C. Аналогичны данные для Марса и Венеры — см.
табл. 8.1.
8.2 Взаимодействие аэрозолей и облаков
В климатологическом плане в проблеме взаимодействия аэрозолей и облаков существенны два
вопроса:
как микроструктурные параметры аэрозолей различного происхождения проявляются в
формировании и дальнейшей эволюции облаков?
как проявляются оптические свойства вещества аэрозольных частиц и в целом частиц в
оптических характеристиках облаков?
Первый из этих вопросов тесно связан с характером физических процессов формирования
облачности. Попробуем в самой общей форме ответить на него.
Жидкокапельные облака. Теоретическое описание подъема изолированного объема воздуха
с уровня нижней границы облака приводит к так называемым адиабатическим значениям водности и
других параметров, которые существенно отличаются от экспериментально получаемых, что, по-
видимому, объясняется интенсивным перемешиванием облачного воздуха с внеоблачным.
Перемешивание уменьшает как влагосодержание, так и вертикальную мощность облака. Это
приводит, в свою очередь, к уменьшению интенсивности коагуляционного роста и слияния облачных
капель.
Формирование облачных капель в атмосфере происходит при условиях, очень близких к
насыщению, что предполагает действие механизма гетерогенной конденсации. Ядра конденсации
обладают различной конденсационной активностью, зависящей как от их размеров, так и от физико-
химических свойств этих частиц, имеют различный порог активации (критическое или пороговое
значение пересыщения). Экспериментально измеряется спектр ядер конденсации по пересыщению
n(σ) или кумулятивный спектр
()
∫
σσ=
S
dnN
0
в зависимости от пересыщения (S), который вблизи
максимальных значений пересыщения, достижимых на стадии конденсации, хорошо описывается
как
где c — концентрация частиц, активных при соответствующих пересыщениях; k — коэффициент
наклона, определяемый природой ядер конденсации.
Результаты анализа, выполненного на основании этого приближенного спектра сводятся к
тому, что при скорости охлаждения (v) (в восходящем потоке) счетная концентрация облачных
капель N
d
(т.е. концентрация ядер, для которых пороговые значения пересыщения не превосходят
S
m
ax
), приближенно описывается соотношением
Оно показывает, что при больших значениях коэффициента наклона k концентрация капель в
жидкокапельном облаке существенно зависит от скорости их подъема v, т.е. от выхолаживания, но
Страницы
- « первая
- ‹ предыдущая
- …
- 153
- 154
- 155
- 156
- 157
- …
- следующая ›
- последняя »
