авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 |

«Санкт-Петербургский Государственный Университет Л.С.Ивлев, Ю.А.Довгалюк Физика атмосферных аэрозольных систем Санкт-Петербург ...»

-- [ Страница 7 ] --

Более основательно изучена роль непосредственно облаков в процессах модификации и перераспределения компонентов поля суммарного притока теплоты в климатической системе.

Влияние облачности на климат обусловлено следующими механизмами:

1.Связь между динамическими и гидрологическими процессами в результате испарения и высвобождения скрытой теплоты, а также перераспределение явной и скрытой теплоты и момента количества движения.

2.Связь радиационных и динамико-гидрологических процессов в атмосфере за счет отражения, поглощения и излучения радиации.

3.Связь гидрологических процессов в атмосфере и почве через осадки.

4.Влияние преобразования радиации и турбулентных потоков у земной поверхности на взаимодействие атмосферы и почвы.

5.Влияние теплового баланса поверхности океана вследствие изменения потока приходящей радиации и, следовательно, изменения интенсивности испарения.

5.Изменение облачностью отношения коротковолновой радиации к длинноволновой в системе «атмосфера — океан».

7.Влияние облачности на тепловой баланс криосферы.

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;

=5,7 10-8 Втм-2К-4. Для Земли TR=278 K(+50C). Наличие альбедо понижает температуру на 230C, т.е. до -180C, а парниковый эффект повышает температуру Земли на 330C, т.е. до +150C. 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( )d S n() или кумулятивный спектр N = 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 Nd (т.е. концентрация ядер, для которых пороговые значения пересыщения не превосходят Smax), 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 остается совсем нечувствительной к концентрации ядер конденсации. Концентрация капель определяется мезометеорологической ситуацией: она велика при быстром подъеме воздуха (в энергично развивающемся кучевом облаке) и мала при медленном подъеме и выхолаживании (при подъеме масс воздуха в синоптическом масштабе и их радиационном выхолаживании). В то же время при малых значениях k параметры c и v меняются ролями, и концентрация ядер конденсации c начинает играть преобладающую роль, так что в пределе, т.е. при k 0, счетная концентрация облачных капель Nd становится прямо пропорциональной концентрации ядер конденсации c.

Спектры ядер конденсации, измеренные в реальной атмосфере, как правило, характеризуются значениями k, равными -1/2 или меньше (причем меньшие значения k более характерны для проб, отобранных в отдаленных чистых районах). Эти данные относятся к диапазону пересыщений 0, 2%, который наиболее важен в аспекте формирования облачности.

Итак, концентрация капель в значительной степени обусловлена концентрацией ядер конденсации, которая описывается зависимостью вида c0,8 c0,9, и лишь в слабой степени скоростью восходящих потоков или выхолаживания;

эта зависимость описывается выражением вида v0,3 v1,8.

Повышенные концентрации частиц должны приводить к большей концентрации облачных капель.

Экспериментально определенная концентрация ядер конденсации колеблется от 10 см-3 или менее до нескольких тысяч частиц в кубическом сантиметре. Значения концентрации, близкие к нижнему пределу, наблюдаются в отдельных океанических районах, а к верхнему — в континентальных и/или в загрязненной атмосфере.

Измерения подтвердили, что некоторые типы загрязнений могут заметно увеличивать концентрацию ядер конденсации, и прогнозируемые эффекты их воздействия на концентрацию облачных капель наблюдались непосредственно. За долговременными трендами концентрации ядер конденсации трудно уследить, поскольку они отличаются большой изменчивостью. Считается, что эти частицы состоят в основном из сульфатов размером 0,010,1 мкм;

они составляют довольно небольшую долю общего содержания серы в атмосфере, и имеются указания на то, что лишь малая часть серы, включенной в атмосферный цикл, проходит через стадию облачных ядер конденсации, т.е. большая часть серы не превращается в облачные ядра конденсации.

После формирования жидкокапельных облаков на протяжении всей их жизни продолжаются микрофизические процессы (конденсация, коагуляция, замерзание и т.д.), однако они сравнительно слабо воздействуют на общую среднюю концентрацию капель, которая была определена в течение первых нескольких секунд формирования облака.

Образование ледяных частиц в атмосфере. Прямое образование льда, т.е. гомогенная кристаллизация водяного пара, в реальной атмосфере явление маловероятное. Даже при температурах -200C и ниже значительная часть облаков состоит либо из переохлажденных водяных капель, либо из одновременно сосуществующих водяных капель и ледяных кристаллов. Это свидетельствует не только о гетерогенном характере образования ледяных частиц в атмосфере, но и о том, что только часть аэрозольных частиц служит активными ядрами образования ледяных кристаллов. При понижении температуры воздуха концентрация активных ядер увеличивается по экспоненте: n=n0exp(T), где =0,6 град-1, T=273K-T, причем пространственные вариации активных ядер относительно малы. Различные частицы способствуют образованию льда при разных температурах. Известно, что возможна активизация ядер при низких (-400C) температурах и пониженной влажности (но не менее 50%).

Гетерогенное образование льда может осуществляться разными способами:

1) сублимацией молекул водяного пара на твердой частице с образованием ледяного зародыша;

2) конденсацией водяного пара на ядре с последующим замерзанием;

3) нуклеацией при иммерсионном замерзании, когда активное ядро полностью погружено в каплю;

4) контактной нуклеацией при столкновении переохлажденной капли с ядром.

Степень влияния различных примесей и частиц на температуру замерзания капель определяет их льдообразующую активность. Наибольшее значение температуры, при которой образуется ледяная фаза, — предельная или пороговая температура активации веществ. Было обнаружено, что льдообразующая активность всех веществ имеет две пороговые температуры, причем более высокая соответствует пересыщению паров воды относительно водной поверхности, а другая — относительно льда. Экспериментально также установлено, что основным процессом гетерогенного образования ледяных частиц является двухстадийный процесс: конденсация — замерзание.

Наиболее сложной проблемой оказалась задача выявления основных требований, обусловливающих активное льдообразование на частице. Так как скорость гетерогенного образования льда определяется энергией, необходимой для образования ледяного зародыша размером больше критического, то любая частица будет способствовать изменению фазового состояния путем предоставления устойчивой поверхности, на которой может расти зародыш, снижая тем самым величину энергии образования устойчивого ядра. Следовательно, для сублимационного образования ледяной частицы необходимо условие водонерастворимости твердого ядра. Для ядра замерзания прямой зависимости пороговой температуры кристаллизации от величины растворимости вещества ядра не наблюдается. В.Я.Никандров показал, что образование льда на поверхности растворимой подложки имеет место при достижении температур, соответствующих образованию эвтектики, т.е. смеси ледяных кристаллов и кристалликов подложки без нарушения структур.

По некоторым данным вокруг растворенных гидрофильных молекул наблюдается тенденция упрочения молекулярной структуры воды, причем образовавшийся вокруг молекулы «айсберг», может иметь льдоподобную структуру и служить «молекулярным ядром замерзания». Вероятно, характеристикой, влияющей на льдообразующую активность, является ее размер. При сублимации льдообразующая активность частиц падает с уменьшением их размера (для частиц с r0,1 мкм), а при замерзании это явление наблюдается уже для частиц с r=0,03 мкм. Но определяющими льдообразующую активность частиц являются свойства их поверхности, в частности характеристики межфазной границы раздела, соответствующей m=cos ( — угол смачивания) при гетерогенной конденсации. По Н.Флетчеру для сублимации m=(v-i)/iv, а для замерзания m=(w-i)/iw, где v,i,w — удельные поверхностные энергии на границах раздела частица/пар, лед, вода соответственно, а iv,iw — на границах раздела лед/пар, лед/жидкость. Для неактивных ядер m=-1, а для высокоэффективных m=+1. Скорости льдообразования (J) по Флетчеру будут определяться так:

для процесса непосредственной кристаллизации на сферическом ядре формулой где K11026см-2c-1;

=4iv{remb}2/3;

f1(m,x) — фактор, зависящий от свойств ядра;

x=rnucl/remb, а remb=2µwiv/[iRT(ln(p/p)], для двухстадийного процесса конденсация — замерзание:

где K2=1028см-2с-1;

* приблизительно равно энергии активизации, необходимой для самодиффузии молекул в жидкости, где Ls — скрытая теплота сублимации;

Lev — скрытая теплота испарения;

T0=273 K.

Следовательно, при льдообразовании необходимо, чтобы свободная энергия, связанная с границей раздела между частицей и льдом, была по возможности малой.

Это условие определяется химической и кристаллографической природой льдообразующего вещества. Так как решетка льда скреплена водородными связями, то желательно, чтобы на поверхности зародыша имелись водородные связи с той же прочностью и полярностью, что и между молекулами во льду, и чтобы молекулы, образующие водородные связи, имели вращательную симметрию, потому что такие молекулы обязательно будут направлять свои H-связывающие группы к поверхности (например, водородные связи органических веществ и гидроксильных групп каолинита и других силикатов).

Кристаллографическое сходство льдообразующего вещества предполагает набор атомов в решетке, близкий по геометрическому расположению молекул воды в какой-либо плоскости кристалла льда с низким индексом, близкие длины связей и углы связей, обеспечивающие атомное соответствие на границе раздела подложки и льда.

Благодаря этому возможно эпитаксиальное или ориентированное нарастание льда на подложке. Если имеются различия, то решетки льда либо подложки могут упруго деформироваться для соответствующего сцепления с другой решеткой, что предполагает относительно низкий модуль упругости второго рода для подложки. Большое кристаллографическое различие будет приводить к возникновению на границе раздела фаз дислокаций, что будет повышать удельную поверхностную энергию (i). В этом случае пограничная зона между ледяным зародышем и поверхностью субстрата может быть представлена состоящей из отдельных участков хорошего кристаллографического соответствия, ограниченных линейными дислокациями.

Как уже отмечалось, существуют разные способы инициирования образования ледяной фазы.

Если аэрозольная частица окружена влажным воздухом, то происходит адсорбция молекул воды из окружающей газовой фазы на активных центрах сухой поверхности частицы, образующая двухмерные участки воды, которые при более высоком давлении пара растут, превращаясь в многослойные трехмерные структуры. Чем крупнее эти структуры, тем выше зародышеобразующая способность частиц. Для превращения этих скоплений в лед требуется среда, насыщенная относительно воды, если температура среды выше критической. Причем для каждого вещества характерна своя температура льдообразования, которая определяется химической и кристаллографической природой льдообразующих частиц, а также наличием активных центров на их поверхности — гидрофильных центров на преимущественно гидрофобной поверхности и дефектов поверхности (дислокации).

Когда аэрозольная частица окружена переохлажденной каплей, после захвата ее этой каплей или после конденсации водяного пара на ней молекулы воды обладают уже определенным структурным расположением — скоплением молекул, которое тем отчетливее выражено, чем ниже температура. Стабилизация скоплений молекул воды (10-1110-10c) может происходить также путем адсорбции молекул воды активными центрами поверхности частицы.

Г.Эдвардс и Л.Ивенс на основе экспериментальных исследований предположили, что образование льда в переохлажденной воде зависит от характера развития участков мономолекулярного слоя воды на твердой поверхности частиц. Мономолекулярный слой будет относительно беспорядочным с большой свободой перемещения молекул воды вследствие поверхностной диффузии при температуре выше характеристической, если поверхность частицы имеет умеренное сродство к воде и в основном гидрофобна. Ниже этой температуры при условии кристаллографического подобия твердая поверхность способна постепенно преобразовывать беспорядочный мономолекулярный слой в кристаллическое льдоподобное состояние (2М-лед). Это льдоподобное состояние стабилизируется преимущественно латеральными (боковыми) водородными связями и закрепляется на поверхности ее активными центрами. Дальнейшая нуклеация льда происходит лишь с очень большим переохлаждением или без него. Если твердая поверхность имеет сильное сродство к воде из-за наличия полярных групп, избыточного числа водородных связей или сильно гидратированных катионов, то адсорбированный слой может приобрести крепко спаянную структуру, которая непригодна для образования 2М-льда. В этом случае должен образоваться второй адсорбированный, достаточно неупорядоченный слой, чтобы произошел переход в 2М-лед.

Молекулярная модель образования льда на поверхности с использованием представлений о кластерах была разработана Р.Пламмером, Б.Хейлом и другими исследователями. Предполагалось, что молекулы воды связываются водородными связями, кластеры имеют хорошо выраженную структуру, внутренние свойства молекул влияют на образование кластеров, время жизни кластеров достаточно велико, чтобы можно было охарактеризовать их колебательный спектр, кластеры на поверхности и кластеры в газовой среде ведут себя как смесь невзаимодействующих между собой идеальных газов, структура кластера на льдоподобной поверхности не сильно изменяется связью с поверхностью. Свободная энергия формирования кластера с уменьшением температуры возрастает, а скорость нуклеации уменьшается, так как уменьшается поток молекул к поверхности кластера.

Эффективность льдообразования определяется, вероятно, возможностями возникновения кластеров в первом адсорбированном слое благодаря определенному расположению центров адсорбции. Для образования кластера энергетически благоприятно условие примерного равенства теплоты адсорбции отдельной изолированной молекулы энергии отдельной водородной связи. Тогда вокруг первой адсорбированной молекулы образуется кластер из пяти молекул, имеющий льдоподобную структуру. Вместе с тем для эффективного льдообразования, как полагает А.Цеттльмойер[61], необходимо, чтобы адсорбированная молекула воды в первом монослое не имела связи с другими молекулами (площадь миграции 1,210-14 см2). При регулярной адсорбции молекул на всей поверхности адсорбента рост кластеров замедляется, так как молекулы воды прежде чем адсорбироваться должны быть ориентированы определенным образом к адсорбированной пленке.

Более выгодна неравномерная адсорбция около специфических точек в виде островков полислоев.

А.Цеттльмейер считает, что активные центры поверхности распространяют свое силовое поле в глубину адсорбированных слоев, причем наблюдается усиление взаимодействия в следующих за первым монослоем слоях молекул. Из изотерм воды на разных поверхностях им были получены низкие значения энергии адсорбции и высокие энтропии, что свидетельствует о высокой подвижности молекул адсорбированной воды в первом слое. Форма изотерм адсорбции при температуре выше 6,5 0C для AgJ показывает, что сначала формируется жидкая фаза, а при некотором давлении наблюдается фазовый переход в кристаллическое состояние. Для активного льдообразования, по А.Цеттльмойеру, необходимо, чтобы теплота адсорбции была меньше теплоты конденсации, теплота смачивания должна возрастать при увеличении заполненности монослоя.

Оптимальным условием ядрообразования является также наличие парных соседствующих гидроксилов.

Расчеты формирования кластера на поверхности показывают, что если энергия взаимодействия кластер — поверхность меньше 2,010-20 Дж, то структура однослойного кластера менее стабильна, чем многослойная структура. Следовательно, на гидрофобной поверхности многослойные кластеры в силу большей устойчивости будут преобладать, и их рост перпендикулярен поверхности. Молекуле воды над базисной плоскостью льда энергетически выгодно ориентироваться одним протоном к поверхностной молекуле так, чтобы строилась правильная решетка гексагонального льда. Энергия связи для такой конфигурации получается равной 5,510-20 Дж. Если оба протона направлены к поверхности, то энергия связи уменьшается до 4,710-20 Дж. Во льду присутствуют изолированные места сильной связи, окруженные областями с отсутствием связи. Вся поверхность притягивает молекулы, которые находятся в состоянии физической адсорбции и могут продвигаться к местам более сильной связи, преодолевая энергетический барьер 1,1110-20 Дж. И, следовательно, основную роль в образовании кластера на поверхности или роста кристалла льда (по Р.Пламмеру) играет поверхностная диффузия.

Так как каждое ядро имеет свою характеристическую температуру замерзания, то температура замерзания капли определяется частицей, обладающей наивысшей характеристической температурой (сингулярная гипотеза). Учитывая, что концентрация льдообразующих ядер n=n0exp(T) и вероятность содержания в капле объема V по крайней мере одного эффективного ядра при =-T определяется как 1-e-n()V, то процесс замерзания можно описать соотношением откуда видно, что число замерзших ядер не зависит от скорости охлаждения и постоянно, если само переохлаждение постоянно.

Ж.Дюфур и Р.Дефей, предполагая[54], что при данной температуре все ледяные зародыши, образовавшиеся в совокупности водяных капель одинакового размера, имеют равную вероятность достичь размера критического зародыша в результате случайных флуктуаций отдельных молекул в воде и что природа присутствующих посторонних частиц не играет существенной роли (статистическая гипотеза), получили выражение такого же вида [124].

Экспериментальные данные показывают необходимость предположения о наличии совокупности ядер с собственными характеристическими диапазонами температур замерзания, причем вероятность льдообразования за счет каждого ядра является функцией температуры переохлажденной воды. Это качественно согласуется с механизмом замерзания Г.Эдвардса и Л.Ивенса.

Инициирование льдообразования при контакте частицы с водной каплей более эффективно, чем в случае ее погружения в каплю. Н.Флетчер полагает, что это объясняется частичной растворимостью вещества, причем вода избирательно вытравливает наиболее активные центры на поверхности частицы. Однако, согласно Л.Ивенсу, более высокую эффективность контактного замерзания капель можно объяснить адсорбционной моделью, предположив, что частица, погруженная в переохлажденную воду, может иметь прочно адсорбированный слой, который не пригоден для превращения в 2М-лед. В начальный период контакта, продолжительность которого равна периоду вращения молекул воды, может образоваться разупорядоченный адсорбированный слой, который легче трансформируется в 2М-лед.

Определенную роль в процессе льдообразования играет также электрическая природа поверхности частицы и наличие примесей на поверхности и в переохлажденной воде. Для льдообразования энергетически благоприятна совокупность узлов атомной решетки, содержащая приблизительно равные количества положительно и отрицательно заряженных частиц, так как в этом случае диполи воды будут иметь произвольную ориентацию. Экспериментально было показано, что эффективность нуклеации — наибольшая вблизи изоэлектрической точки. Кроме того, на эффективность льдообразования влияет разная поляризуемость ионов подложки, благодаря которой на поверхности образуется двойной электрический слой, что сказывается на характере взаимодействия молекул воды с подложкой, а следовательно, на величине поверхностной энергии подложки и условиях ее смачивания. Попадая в поверхностный слой, отделившиеся от кристалла ионы понижают энергию поверхностного натяжения, чем способствуют замерзанию капли.

Влияние примесей на эффективность льдообразования зависит от концентрации и типа примесей. Известно, что ионы вследствие их размеров и сильного радиального электрического поля могут разрушать структуру воды вне адсорбционного слоя путем разрыва водородных связей и образования гидратных оболочек, препятствуя этим образованию льда. Вместе с тем примеси в решетке подложки могут улучшать кристаллографическое соответствие ее решетке льда, одновременно повышая эффективность льдообразования. Некоторые примеси способствуют возникновению активных центров, в частности в результате реакции на поверхности субстрата.

Например, добавление 0,6% KNO3 к AgJ увеличивает интенсивность адсорбции воды в десятки раз.

Активные центры образуются также при загрязнении подложки молекулами поверхностно-активных веществ, а также гидрофобной поверхности гидрофильными примесями. Однако адсорбция поверхностных газов и паров, например таких, как SO2, NH3, NO2, активными центрами на поверхности льдообразующих частиц заметно уменьшает их эффективность. «Отравляют» активные центры также растворенные в капле вещества, особенно различные соли. В отсутствие химических или других взаимодействий при концентрацих растворимого вещества, меньших 10-3 моль/л, влияние их на эффективность льдообразования не наблюдается.

Ледяные облака. Формирование ледяных частиц при температуре ниже 00C также не может рассматриваться как только процесс, в ходе которого происходят преодоление энтропийных барьеров и нуклеация. При появлении льда в жидкокапельных облаках термодинамически ситуация становится неравновесной: согласно фазовому правилу мы имеем дело с единственным компонентом, находящимся одновременно в трех фазах и не обладающим никакими степенями свободы, так что ледяная фаза должна расти засчет водяной. Этот переход составляет основу формирования осадков и называется процессом Бержерона — Финдайзена. Он обусловливает возможность активных воздействий на облачность путем ее засева реагентами (йодистым серебром, сухим льдом и т.д.).

Лед может формироваться в ходе замерзания уже сконденсировавшихся капель воды или непосредственно из парообразной фазы. Хотя развитие методов измерений ядер нуклеации продолжается, пока экспериментально измеренные концентрации ядер нуклеации в целом плохо согласуются с концентрацией естественных ледяных частиц в облаке. Физические и кристаллические свойства льда сложнее свойств жидкой воды, и до сих пор нет полного понимания тех механизмов, благодаря которым большая часть естественных облаков содержит больше ледяных кристаллов, чем их должно быть согласно расчетам, основанным на измеренных концентрациях ядер нуклеации.

Хорошо известно, что возможны антропогенные изменения свойств ледяных облаков и что ледяные облака могут формироваться в чистом воздухе. На это, в частности, указывает частое появление в различных местностях конденсационных следов самолетов. Например, Е.Биггом отмечалось сравнительно частое появление в атмосфере слоев, которые при температуре ниже 00C, будучи пересыщенными по отношению ко льду, оставались ненасыщенными по отношению к жидкой воде и свободными от облачности. Сформировавшись и замерзнув в подобной среде, капли становятся устойчивыми и не испаряются.

Превращение жидкости в твердое вещество в водной среде не происходит автоматически при температуре ниже 00C, и существование жидкокапельных облаков при температуре ниже точки замерзания служит предпосылкой для активных воздействий на эти облака йодистым серебром, сухим льдом и другими реагентами для стимулирования из них осадков. В литературе, посвященной активным воздействиям, можно найти указания на то, что на протяжении последних 20 лет имело место существенное уменьшение частоты «ситуаций для засева». Это обстоятельство связывается с ненаправленным воздействием на облачность тех ядер конденсации, которые встречаются в загрязненной атмосфере, в частности в автомобильных выхлопных газах, образующихся при сгорании этилированного бензина. Возможно, что некоторые типы промышленного загрязнения могут приводить к образованию особо крупных капель, что, в свою очередь, должно ускорять формирование дождя.

В глобальном масштабе в течение сравнительно долгого времени облака должны давать достаточное количество осадков, чтобы скомпенсировать глобальный эффект испарения. Любой процесс, существенно изменяющий в климатическом масштабе способность облаков давать осадки, должен за тот же период времени заметно изменить толщину облачности и/или степень покрытия земного шара облаками. В ходе таких процессов могут, по-видимому, образовываться связи по типу обратных, например: менее эфективное осадкообразование приводит к увеличению степени покрытости облаками. В результате инсоляция уменьшается, уменьшается испарение, а значит, уменьшается и степень покрытия облаками. Детальные исследования общей циркуляции атмосферы показывают, что изменение лишь одного из климатообразующих факторов приводит к изменениям в глобальном распределении облачности и осадков, а не просто к однородным изменениям глобального облачного покрова.

В будущем загрязнение может заметно изменить эффективность формирования осадков, а это, в свою очередь, приведет к изменениям протяженности облачного покрова, или толщины облаков, или к какой-то комбинации этих эффектов.

8.3. Оптические и радиационные свойства облачности Ни жидкокапельная вода, ни лед не обладают способностью заметно поглощать радиацию в видимой области солнечного спектра: вплоть до длины волны примерно 0,7 мкм интегральный коэффициент поглощения воды составляет не более 10-3 см -1. Водяной пар и постоянные газовые составляющие атмосферы также прозрачны на этих длинах волн, так что воздействие водяных и ледяных облаков на видимую радиацию фактически сводится к когерентному рассеянию. Поскольку столб с единичной площадью сечения, вырезанный даже из тонкого облака, содержит примерно капель, то фотоны, пересекающие облако, должны многократно рассеиваться. Вероятность же быть поглощенными для них пренебрежимо мала, поскольку мы имеем дело с когерентным многократным рассеянием. Поэтому облака при наблюдении на фоне безоблачного неба выглядят более или менее однородно белыми. Сложная структура углового и спектрального распределения энергии, рассеянной на изолированной сфере, в ходе многократных актов рассеяния размывается. Однако при отражении света от облачности некоторых типов имеет место такое явление, как глория, что указывает на присутствие в подобных ситуациях значительной доли однократно рассеянного света;

при отражении доля однократно рассеянного излучения может достигать 10% и более, но для пропущенного света большинство облаков настолько толсты, что в пропущенном излучении однократно рассеянный свет практически полностью отсутствует.

Около половины падающего солнечного излучения приходится на спектральный диапазон, лежащий за длиной волны 0,7 мкм, т.е. на ближнюю ИК-область. В этом спектральном диапазоне как водяной пар, так и жидкая вода (или лед) обладают полосами поглощения, и с ростом длины волны общее поглощение жидкой водой вблизи длины 1,2 мкм достигает 1 см-1;

вблизи волны с =1,9 мкм — 100 см-1, а вблизи волны с =2,9 мкм — 10000 см -1. Водяной пар обладает более сильным поглощением, однако оно сосредоточено в более узких спектральных полосах. Грубо говоря, водяной пар обладает сильным поглощением в узких полосах поглощения, тогда как жидкая вода (или лед) отвечают за более умеренное поглощение в промежутках между узкими полосами. В ближнем ИК-диапазоне мы сталкиваемся с некогерентным многократным рассеянием, которое обладает отчетливо выраженным спектральным ходом.

В тепловой ИК (длинноволновой) области, где длина волны излучения сравнима и превосходит размеры облачных капель, поглощение излучения жидкой фазой начинает непосредственно зависеть от массы воды на пути луча, вне зависимости от размера капель, а рассеяние становится менее значимым. Над всем процессом поглощения/рассеяния в этой области доминирует сильное газовое поглощение CO2, O3 и H2O, однако в разделяющих их окнах прозрачности наиболее заметный эффект может иметь поглощение жидкой водой или льдом, как, например, в полосе 8 12 мкм, где интегральный коэффициент поглощения жидкой воды достигает примерно 103 см-1. При типичном значении водности, составляющем 0,310-8 г/см3, такому значению коэффициента будет соответствовать ослабление излучения в e раз на расстоянии около 30 м. Для облачных капель размером 310 мкм рассеяние в этой области сравнимо с поглощением, однако при уменьшении радиуса капель до 3 мкм и менее рассеяние быстро убывает. Следовательно, для большей части теплового ИК-диапазона эффекты рассеяния высоких порядков незначительны, и во многих задачах облака можно считать черными. Однако радиация проходит через края облаков, что невозможно для абсолютно черных тел, и упрощения, обусловленные чернотой, не всегда приемлемы.

Для описания однородного плоскопараллельного слоя, рассеивающего и поглощающего излучение, необходимо задать по крайней мере оптическую толщину () и альбедо однократного рассеяния (0) слоя, а также, индикатрису рассеяния, которая описывает угловое распределение рассеянного излучения, — p() (в неоднородном слое две последние переменные будут зависеть от местоположения в слое). Численные эксперименты показывают, что для многих задач достаточно задавать лишь 0 и параметр асимметрии индикатрисы рассеяния g, который представляет собой средний косинус угла рассеяния, взятый с весом, равным энергии рассеянного излучения:

Измерения в чистой атмосфере дают чрезвычайно малые значения коэффициента поглощения: a10-7 м-1 и меньше, которые иногда возрастают на два порядка величины. Столь сильное увеличение поглощения обусловлено прежде всего присутствием в атмосфере частиц сажи[1].

При образовании облаков некоторые частицы вырастают от сотых долей до нескольких микрон, а их сечение рассеяния увеличивается на 7 — 8 порядков величины, и они начинают полностью определять процессы рассеяния в ближней инфракрасной и видимой областях, так что коэффициент рассеяния p в облаке достигает величин 0,10,01 м-1.

Таким образом, несмотря на то, что первоначально (т.е. в сухом воздухе) облачные ядра конденсации не играют существенной роли в рассеянии радиации, их нуклеация в ходе образования облаков существенно меняет ситуацию. Это утверждение не касается поглощения. Дело в том, что поскольку ядра конденсации всегда присутствуют в воздухе, избыточный водяной пар (т.е. тот, который обусловливает превышение относительной влажности над 100%) обязательно сконденсируется, независимо от величины концентрации капель. Этот процесс может занять несколько большее время (единицы — десятки секунд) при малой концентрации ядер конденсации, но в любом случае соответствующий промежуток времени очень мал по сравнению с характерным временем мезомасштабных процессов или процессов облакообразования.

Итак, будучи зависимым в основном от массы водяного пара, коротковолновое (а в значительной степени и длинноволновое) поглощение в расчете на единицу длины пути с практической точки зрения не испытывает сильной зависимости от концентрации капель. Тем не менее общее поглощение в оптически толстых слоях зависит не столько от значения коэффициента поглощения на единицу длины пути луча, сколько от отношения его к коэффициенту рассеяния на единицу длины пути, и поэтому не следует считать, что поглощение в облаке не зависит от концентрации капель только из-за того, что сам коэффициент поглощения на единицу длины пути в облаке от нее не зависит, так как многократное рассеяние может усилить общее поглощение из-за увеличения длины пути пробега фотонов.

В видимой и ближней ИК-областях для облаков характерна значительная оптическая толщина: »1. Оптическую толщину легче всего определить косвенно;

для этого достаточно помнить, что величина e-задает вероятность того, что фотон, падающий по нормали к облаку, выйдет из него, не испытав рассеяния или поглощения. Для длин волн, которые меньше размеров рассеивающих элементов, оптическая толщина рассеяния стремится к удвоенной сумме площадей сечений всех рассеивающих элементов на пути луча, т.е. при толщине облака h, содержащего N капель среднего радиуса r в расчете на единицу объема, рассеивающая оптическая толщина s, характеризуемая выражением 2 N{ r}2h. Детальные расчеты по теории Ми демонстрируют некоторые отклонения от этого простого соотношения, но общий результат оказывается весьма близким к нему.

Если на данной длине волны имеет место заметное поглощение, которое также дает свой вклад в общую оптическую толщину, то следует записать: =p+ ( — вклад поглощения).

Традиционно, наряду с используется величина 0=p/(p+) — альбедо однократного рассеяния;

p и легко выражаются через и 0 как 0 и (1-0). Для значений 0, близких к 1, более удобно пользоваться величиной (1-0). Отражательная способность, или альбедо среды, непосредственно зависит от альбедо однократного рассеяния, т.е. когда 0« 1. При больших значениях (т.е. в оптически толстых слоях при 0, близком к единице, когда рассеяние значительно сильнее поглощения), малые изменения альбедо однократного рассеяния могут приводить к большим изменениям отражательной способности. Приведенные в табл. 8.2 значения поглощения, рассчитанные для простого случая изотропного рассеяния в слое с бесконечной оптической толщиной при зенитном угле падающего излучения 180, призваны проиллюстрировать это утверждение:

Таблица 8. 0 … 1 0,9999 0,9995 0,999 0,995 0,, % … 0 1 2,2 3,2 7,1 10, Поглощение в бесконечно толстом изотропно рассеивающем слое может быть легко выражено как (8.1) где H(µ0) — гладкая монотонная функция величины µ0 — косинуса зенитного угла падения лучей.

Функция H(µ0) также в некоторой степени зависит от 0, однако большая часть зависимости поглощения от 1-0 приходится на выражение, стоящее под корнем.

Реальная облачность рассеивает радиацию не изотропно — индикатриса рассеяния облачными каплями имеет максимум рассеянной энергии в направлениях, близких к направлению вперед, и соответственно отличается достаточно большими (0,85) значениями параметра асимметрии g (g=(cos)). Таким образом, некорректно непосредственно использовать соотношение (8.1) и аналогичные ему, следующие из теории изотропного рассеяния (или из очень близко с нею связанных диффузного метода и метода случайных траекторий). Однако численные эксперименты полностью подтвердили предсказание теории о том, что должны существовать масштабные соотношения, или соотношения подобия, которые позволяют приближенно рассчитывать свойства слоя, содержащего асимметрично рассеивающие элементы (например, капли с g=0,85), путем замены его «аналогичным» изотропно рассеивающим слоем (т.е. слоем с почти такими же значениями отражения, пропускания и поглощения), используя при этом не исходные значения, 0, а соответствующим образом масштабированные значения и 0.

Последние связаны с исходными значениями следующими соотношениями:

В приближении геометрической оптики (/r0) очевидно следующее: хотя пути фотонов могут пролегать через каплю во всех направлениях, в случае отсутствия ослабления света все длины этих путей должны зависеть от единого масштаба — размера капли r. Поэтому в предельном случае слабого поглощения, когда e-hl(1-hl) (т.е. на соответствующем интервале длины пути l), поглощенная часть падающего потока энергии r2F0 должна быть пропорциональна радиусу капли, а F или N-1/6. Если при прочих поглощение облачным слоем как целым пропорционально одинаковых условиях доля поглощения облаком в очень чистом океаническом воздухе (N=25 см-3) составляет 20%, то при увеличении числа ядер конденсации и облачных капель до 2500 см-3(а такие и даже большие значения встречаются в наиболее загрязненных городских или промышленных шлейфах), его поглощение снизится до 9%.

Эти рассуждения верны только для оптически толстых слоев, причем в таких слоях поглощение значительно слабее рассеяния, отдельные капли слабо поглощают, а их радиус остается много меньше или просто меньше длины волны, они не применимы к ситуациям, в которых высказанные ранее приближения не удовлетворяются. Однако для большинства типов облачности в земной атмосфере и почти во всем спектре солнечного излучения эти выводы верны. Они весьма полезны в том отношении, что полученные зависимости очень просты, и наглядно видны физические процессы, стоящие за такими соотношениями. Иначе обстоит дело при детальных расчетах на ЭВМ:

там часто фундаментальный физический смысл математических соотношений затемняется. Ни тот, ни другой подход, однако, не позволяют правильно описать такое фундаментальное свойство облачности, как ее значительная изменчивость в пространстве и во времени. Эта изменчивость постоянно служит препятствием для развития физики облаков, поскольку даже очевидно простые концепции становятся здесь неопределенными. Например: следует или не следует при расчете среднего радиуса капель или средней водности учитывать те области внутри облака, в которых нет капель (или их там так мало или они так малы, что, по сути, водность равна нулю)?

При обсуждении оптических свойств переход от капель к ледяным частицам не приводит к существенным изменениям в выводах, поскольку коэффициенты поглощения воды и льда хотя и различаются в деталях спектрального хода, но систематических различий в интегральных по спектру свойствах не имеют. Однако при формировании ледяных частиц происходит дополнительная нуклеация и возникают термодинамические неустойчивости, из-за чего ледяные облака могут существенно отличаться от жидкокапельных. Лед может содержать пузырьки, трещины и другие неоднородности, что обесценивает допущения об однородности частиц, и основанные на нем выводы оказываются отягощенными значительными ошибками.

8.4. Облачные системы над городом (Загрязненные облака) Экспериментаьные и теоретические исседования показывают, что оптически активный антропогенные аэрозоли* могут значительно изменять радиационные и микроструктурные характеристики облачной атмосферы и, таким образом, играть важную роль как фактор регионального климата. Антропогенное влияние, связанное со все возрастающей хозяйственной деятельностью человека, приводит к изменению метеорологического режима городов и физико химических параметров облаков в отдельных районах Земли. Присутствие аэрозолей в облаках влияет на их радиационные свойства, выпадение осадков и связанную с этим теплоту конденсации, воздействует на динамику облаков. Согласно результатам вычислений с помощью радиационно конвективных моделей уменьшение на 3% современного среднеглобального альбедо облаков привело бы к повышению глобально осредненной температуры поверхности примерно на 1 К[120].

Альбедо оптически толстых облаков (30), состоящих из чистых капелек воды, должно бы быть примерно 0,9, тогда как наблюдаемые облака такой толщины характеризуются значением 0,70,8. Одним из факторов, влияющим на альбедо облаков, может быть поглощающие антропогенные аэрозоли, присутствующие в атмосфере. Поскольку вода слабо поглощает коротковолновую радиацию, то наличие аэрозолей может оказывать существенное влияние на поглощение радиации облаками. При этом аэрозольным рассеянием можно пренебречь, поскольку суммарная оптическая толщина облаков значительно больше оптической толщины, обусловленной наличием аэрозолей, даже в случаях тонких облаков, и поэтому доминирующим процессом является рассеяние на каплях. Влияние аэрозольных частиц на оптические свойства облаков проявляется как непосредственно (при наличии гидрофобных частиц), так и через трансформацию микроструктуры облаков благодаря присутствию ядер конденсации. Среди гигроскопических ядер конденсации можно выделить активные обводненные частицы, которые могут поглощать свет, и активные ядра, которые обычно не поглощают свет, но увеличивают концентрацию мелких капель. Масса последних в результате конденсации может возрасти до 106 раз по сравнению с их первоначальной массой.

Рассмотрим, как аэрозоли влияют на все три фундаментальных параметра, описывающие оптические свойства облаков, — на оптическую толщину (), альбедо однократного рассеяния (0) и асимметрию индикатрисы рассеяния (g). Параметры 0 и g изменяются в пределах от 0 до 1, а 1, причем часто »1.

В зависимости от пересыщения ядра конденсации существуют как стабильные или быстро растут, превращаясь в капли, образующие облако. Счетная концентрация капель в облаках (N) связана с концентрацией ядер конденсации при пересыщении (c) как N c0,8. При этом требуемое для образования капель пересыщение не превосходит нескольких десятых долей процента.

* Аэрозольные частицы с факторами эффективности ослабления и рассеяния, близкими и большими 1 или с размерами, близкими к длине волны излучения.

Ядра преимущественно состоят из растворимых в воде соединений, в частности сульфата аммония, для которого характерно пересыщение примерно 0,3% при минимальном размере ядер около 0,02 мкм. Доля частиц, которые могут служить ядрами конденсации, изменяется от 100% в очень чистом холодном морском воздухе до нескольких процентов (и даже меньше) в континентальном и загрязненном. Поскольку оптическая толщина облаков зависит от концентрации облачных капель, следовательно, она зависит и от концентрации ядер конденсации. Если в облаке при этом присутствуют внекапельные поглощающие аэрозоли, то вместе с ростом концентрации его ядер альбедо однократного рассеяния 0 убывает.

Принимая и c как главные параметры, определяющие альбедо, рассматривают производную где производные dA/d, d/dc и dA/d0 положительны, а d0/dc0. При малых значениях преобладает влияние первого слагаемого, при больших — второго. Результирующее воздействие обоих слагаемых может приводить к уменьшению альбедо.

Непосредственное воздействие аэрозолей на оптические свойства облаков состоит в изменении их оптической толщины. В первом приближении c0,27. Увеличение концентрации ядер конденсации при наличии пожаров и над крупным городом приводит к росту с коэффициентом пропорциональности в этой формуле, равным 1,35 и 1,12. В случае тонких слоистообразных облаков (=1020) вариации альбедо облаков dA/d0,2/, а для более толстых слоев это изменение будет меньше.

Пробы облачной воды, взятые над городом, имеют темную окраску и наряду с высокой концентрацией растворимых примесей содержат большое количество нерастворимых частиц сажи.

Вклад органических веществ, в состав которых входят соединения углерода, обычно велик и достигает 3050% массы всего нерастворимого осадка. Концентрация ядер Айткена при облачной погоде обычно в несколько раз меньше, чем при ясной. При этом она убывает по мере приближения к нижней границе облака с одновременным возрастанием доли мелких облачных капель по сравнению с долей больших капель.

Вертикальная структура радиационного режима облачной атмосферы над большим промышленным городом характеризуется некоторым перераспределением лучистого притока тепла, которое по сравнению со «средним» облаком типа Sc выражается в усилении поглощения в нижней половине облачного слоя за счет переотражения между нижней границей облака и подстилающей поверхностью и вследствие влияния оптически активных водных аэрозолей. Радиационное нагревание имеет тенденцию уменьшаться с высотой, а длинноволновое выхолаживание, наоборот, усиливается и преобладает в подоблачной атмосфере примерно до высоты нескольких километров.

Присутствие в облаке оптически активных аэрозольных частиц приводит к уменьшению альбедо и к увеличению поглощательной способности облака над городом по сравнению с облаком вне города с наветренной стороны. Радиационное выхолаживание всей толщи облака над загородной зоной сменяется слабым нагреванием такого же облака над городом.

В самом грубом приближении уравнение баланса энергии при наличии облачности можно описать, вводя два компонента: f — для части системы «Земля — атмосфера — космос», покрытой облаками, и (1-f) — для безоблачной части. Тогда где Tsurf, Tcloud — температура земной поверхности и облаков соответственно;

Asurf, Acloud — их альбедо;

F0 — поток солнечного излучения. Изменение температуры Tsurf из-за изменения доли покрытия облаками (f) описывается выражением Вводя разумные значения Acloud=0,5 и Asurf=0,1, получим, что Tsurf/f=0 при (Tsurf-Tcloud)30K (облака холодней поверхности на 30 К).

Неопределенность знака зависимости Tsurf от глобального балла облачности не проявляется, если альбедо облаков Acloud является изменяемым параметром. В этом случае эффект однозначно отрицателен (т.е. влияние облачности сводится к выхолаживанию), так что может быть сделан закономерный вывод об эквивалентности увеличения альбедо облаков и уменьшения иррадиации Солнца, если происходит подобное возмущение планетарного облачного слоя:

Иными словами: коротковолновое альбедо планеты зависит как от количества облаков (доли облачности), так и от значения альбедо, однако, при рассмотрении энергетического баланса планеты эти два фактора не эквивалентны друг другу. К сожалению, это различие не всегда принимается во внимание[1].

Исследования общей циркуляции атмосферы показывают, что изменение лишь одного из климатообразующих факторов, таких, как солнечная постоянная или концентрация CO2, ведут к весьма сложным изменениям в глобальном распределении облачности и осадков. Увеличение содержания CO2 приводит в большинстве зон (в особенности в высоких широтах) к уменьшению покрытия облаками верхнего яруса, но глобальная средняя облачность изменяется мало.

Рисунок 8. На уровне изложенного приближенного описания можно выявить два значительных прямых эффекта, связанных с усилением загрязнения: рост поглощения в видимой и ИК-областях вследствие увеличения содержания чистого углерода в облаках и рост оптической толщины облаков в результате увеличения числа облачных капель по мере роста числа облачных ядер конденсации. В климатическом плане эти эффекты приводят к выхолаживанию и нагреванию системы: рост поглощения в расчете на единицу длины пути означает увеличение a, в то время как рост концентрации капель — увеличение. Пользуясь общепринятыми радиационными переменными, можно утверждать, что эти эффекты приводят к росту величин (1-0) и0. На рис. 8.2 показана изменчивость сферического альбедо (AR) облаков в зависимости от оптической толщины при разных значениях0. Каждая кривая на рисунке соответствует фиксированному значению0: монотонно уменьшающийся наклон кривых обусловлен конечным отражением от бесконечного слоя и необходимо положительным знаком величины R/ при фиксированных значениях0. Взятые вместе эти особенности означают, что величина R/, оставаясь все время положительной, монотонно убывает с ростом толщины или отражательной способности облачности. Иначе говоря, толстые облака могут очень незначительно увеличивать собственную яркость при дальнейшем росте их толщины, тогда как тонкие облака с дальнейшим увеличением их оптической толщины становятся значительно ярче. Если оптическая толщина сохраняется неизменной, то уменьшение0 с необходимостью ведет к уменьшению отражательной способности облаков.


Однако возрастание загрязнения влияет на обе характеристики одновременно.

С ростом загрязнения глобальное увеличение концентрации ядер конденсации должно привести к росту концентрации облачных капель и уменьшению их размеров. Почти неизбежно глобально возрастут и концентрации частиц, равно как и концентрации некоторых газообразных примесей. Ряд нерастворимых веществ (в особенности чистый углерод и темные окислы железа) сильно поглощают коротковолновую солнечную радиацию: некоторые газообразные примеси (например, NO2) также поглощают коротковолновую радиацию, но в целом в этом процессе в атмосфере доминируют сажевые частицы.

Облака, в особенности «толстые», усиливают по сравнению с чистым воздухом поглощение за счет многократного рассеяния. В качестве примера рассмотрим непоглощающие облака оптической толщины 100 (например, толщиной 2000 м). В случае отсутствия поглощения такое облако отражало бы большую часть (свыше 90%) падающего на него коротковолнового излучения и диффузно пропускало бы оставшуюся часть при умеренном поглощении на уровне 10-6м-1 и результирующей оптической толщине a=0,002, 0=0,00008 при значении 0=0,9986 и g=0,85.

Это в 10 раз больше поглощения теми же субстанциями в безоблачной атмосфере. Усиливающий эффект многократного рассеяния совершенно очевиден, а поглощение в присутствие облачности — существенно более сильное, если облака «толстые». Казалось бы, можно утверждать, что загрязненные («грязные») облака должны быть темнее. В этом рассуждении, однако, не принимаются во внимание эффекты оптической толщины (т.е. рассматривается величина R/0, но не учитывается R/). Хотя утверждение, согласно которому облака бесконечной (или почти бесконечной) оптической толщины должны темнеть при увеличении загрязнения, является верным.

Большая часть облаков на нашей планете обладает умеренной оптической толщиной (см. рис. 8.1) и отражательной способностью, так что их оптические свойства зависят от изменений оптической толщины и альбедо однократного рассеяния.

Рассеяние в облаках будет настолько превышать поглощение, что даже в наиболее толстых из них последним вполне можно пренебречь: коэффициент рассеяния p в облаке, достигающий 0,02 м- (что достаточно низко), и коэффициент поглощения =210-7м-1 вместе дают 0=0,99999, при таком альбедо отражательная способность бесконечно толстого облака уменьшится меньше, чем на 1% по сравнению со случаем отсутствия поглощения. Для того, чтобы отражение уменьшилось на 0,1 за счет поглощения, даже при бесконечно большой оптической толщине облаков, в расчеты необходимо ввести коэффициент поглощения =10-4м-1, что для большей части тропосферы является явно завышенным.

Следует рассматривать не только распределение оптической толщины облаков в атмосфере, но также оценивать вероятное увеличение концентрации облачных частиц и поглощения на аэрозольных частицах. Такой анализ указывает на возможность существенного повышения планетарного альбедо с ростом загрязнения. В случае, если эффекты загрязнения не изменяют цикла «испарение — конденсация — осадки» настолько, чтобы изменить среднее количество водяного пара в атмосфере, то загрязнение не повлияет на поглощение в полосах водяного пара. В почти прозрачных промежутках между полосами поглощения водяного пара будет наблюдаться заметное поглощение жидкой и твердой фазами воды. Загрязнение влияет на это поглощение, так как изменяет размеры облачных капель, от которых зависит значение 0.

При образовании облаков увеличение p сопровождается возрастанием =p/(p+) и поэтому (1-) становится приблизительно постоянным и сопровождается ослаблением поглощения при малых высотах Солнца и обратным эффектом при его больших высотах. Линейная зависимость 1 0, а подкоренного выражения — от поглr, что поглощения в облаках от значения характерно для оптически «толстых» облаков, приводит к зависимости поглощения в облаке как N-1/5.

Иначе говоря, в тех спектральных областях, где поглощение водяным паром мало, толстое облако, концентрация капель в котором достигает 10 см-3, будет поглощать радиации всего лишь вдвое больше, чем аналогичное облако, содержащее 1000 капель в 1 см3. Детальные расчеты подтверждают эту тенденцию и порядок величины данного эффекта. Согласно таким расчетам облачный слой толщиной 1 км поглощает 0,15 падающего на него солнечного излучения, если его водность, равная 0,3 г/см3, приходится на 10 капель в 1 см3, тогда как при концентрации капель 1000 см-3 поглощение составит 0,08. Учитываются поглощение водяным паром и эффекты оптической толщины, причем эти эффекты противоположны эффекту альбедо однократного рассеяния, так как облако с большим числом капель в единице объема имеет большую оптическую толщину, а при постоянном поглощение растет вместе с.

В ближней ИК-области спектра имеет место также дополнительный эффект тропосферного нагревания, поскольку «чистое» облако с меньшим числом капель отражает меньше и пропускает больше солнечного излучения в подоблачный слой и к поверхности точно так же, как это происходит в видимой области.

Неактивные, легко растворимые ядра не влияют на поглощение радиации непосредственно, но оказывают косвенное воздействие, изменяя микроструктуру облака и, следовательно, альбедо однократного рассеяния и оптическую «толщину» облака. Причем в ближней ИК-области спектра поглощение жидкой водой более интенсивно, чем водяным паром, который поглощает в полосах 0,72;

0,80;

1,12;

1,38;

1,87 мкм, но является практически прозрачным для излучения вне их.

Поглощение жидкой водой относительно мало по сравнению с рассеянием на облачных каплях, и его вклад характеризуется величиной, изменяющейся в зависимости от размера капель. Например, при минимальном поглощении между полосами с =1,38 и =1,87 мкм его эффективность, описываемая величиной (1-), увеличивается приблизительно в 10 раз, если радиус капель возрастает с 2 до мкм (эти размеры капель типичны как для загрязненных облаков над сушей, так и для наиболее чистых облаков над морем).

Значительное усиление поглощения радиации происходит за счет многократного рассеяния вследствие увеличения длины пробега фотонов. Десятикратное увеличение (1-) при изменении от 0,999 до 0,99 приводит более чем к 30-кратному усилению поглощения. Так как при фиксированном значении поглощение возрастает с ростом, то может иметь место усиление поглощения, обусловленное ростом концентрации аэрозоля.

Уменьшение размеров капель способствует росту альбедо. Вычисления показывают, что влияние альбедо значительно сильнее влияния оптической толщины облаков: поглощение облаками над морем с небольшим числом крупных капель сильнее, чем в облаках с большим числом малых капель (в ближней ИК-области спектра). Поэтому континентальные или загрязненные облака, которые характеризуются более высокой концентрацией облачных ядер (порядка 103 см-3) и капель, сильнее отражают, слабее поглощают и меньше пропускают солнечную радиацию. Однако наличие частиц сажи усиливает поглощение и уменьшает альбедо облака, компенсируя влияние мелкодисперсной микроструктуры. В случае достаточно толстых облаков (25) первый из упомянутых факторов преобладает, поскольку dA/dt0.

В некоторых облаках поглощение в тепловом ИК-диапазоне спектра настолько сильно, что облака по сути черны независимо от их микроструктуры, поэтому в них не проявится влияние загрязнения.

Существуют «окна прозрачности», в которых ИК-поглощение менее сильно. Кроме того, ИК спектр поглощения имеет очень сложную тонкую структуру, в которой чередующиеся максимумы и минимумы зачастую отстоят друг от друга на малую долю волнового числа, существенно различаясь по величине. При таких условиях в облаках с меньшим спектральным поглощением ослабление радиации может зависеть от поглощения жидкой фазой и от рассеяния на жидких каплях и твердых частицах.

В рамках приближения Эддингтона вводится удобный эффективный коэффициент поглощения, который косвенно учитывает влияние рассеяния: вследствие постоянного изменения направления движения фотонов при рассеянии уменьшается расстояние, проходимое ими до поглощения. Этот эффективный коэффициент поглощения рассчитывается как где 0 — коэффициент ослабления (рассеяние + поглощение) в расчете на единицу длины пути.

Поскольку истинный коэффициент поглощения =(1-0)0, то уравнение (8.2) может быть также записано в виде (8.2) В этом уравнении 3 есть по сути фактор диффузности;

остальная часть корня обращается в единицу при 0=0 (т.е. в случае отсутствия рассеяния) или при g=1 (при рассеянии строго вперед, т.е. в случае отсутствия акта взаимодействия). Для полного потока приближение Эддингтона дает (8.3) где B — функция излучения Планка.

В монохроматической равновесной ситуации выражение (8.3) сводится к (8.4) в то время как в отсутствие рассеяния получаем (8.5) Из выражений (8.4) и (8.5) видно, что рассеяние приводит к появлению своеобразного «сопротивления» переносу потока радиации и что множитель «проводимости», связанный с рассеянием (и меньший единицы), выражается как (1 -0)/(1 - g0). При 00 (пренебрежимо малое рассеяние) этот множитель стремится к единице;

при01 (рассеяние доминирует) он стремится к нулю (за исключением случая неэффективного рассеяния при g=1). Отношение потоков (8.4) и (8.5) может быть записано несколькими способами, например:


(FpF в монохроматическом равновесном случае;

Fclear — поток ИК–радиации в отсутствие рассеяния). Рассеяние влияет на это отношение лишь в том случае, когда коэффициент рассеяния p сравним или больше коэффициента поглощения. Если радиус частицы заметно меньше длины волны, то подобное соотношение коэффициентов маловероятно для любой области спектра, кроме окна прозрачности 812 мкм. Расчёт отношения Fp/Fclear для облаков разных типов и концентраций капель показывает, что пренебрежение газовым поглощением допустимо лишь в окнах прозрачности =812 мкм.

Следует отметить, что есть небольшие спектральные подобласти, в которых, согласно данным измерений при высоком разрешении, поглощение в целом весьма слабо, хотя и отличается сильной изменчивостью. Радиация проходит через такие подобласти даже в интервалах с сильным поглощением, но благодаря рассеянию прохождение фотонов в них сильно уменьшается. Таким образом, в большей части теплового ИК-диапазона ослабление потоков радиации чувствительно к распределению капель в облаке. Наиболее важные эффекты обнаруживаются в области окна прозрачности, где при высокой концентрации капель пропускание потока радиации через облачный слой оказывается существенно ниже, чем в «чистых» облаках при низкой концентрации капель (в последнем случае присутствие облаков лишь незначительно влияет на потоки радиации). Наиболее значительные эффекты нагревания и выхолаживания нижней атмосферы наблюдаются, как считается, в области окна прозрачности. Именно в этой области загрязнение атмосферы влияет на перенос радиации в облаках.

В тепловой ИК-области спектра простыми полукачественными способами невозможно оценить воздействие изменений в микроструктуре облаков на их радиационные свойства. Причина такой ситуации заключается в том, что в этой области радиус облачных капель сравним с длиной волны, так что ни геометрическая оптика, ни теория рассеяния Рэлея здесь не верны даже приблизительно, а коэффициенты поглощения атмосферных газов резко изменяются с большой частотой, так что в пределах диапазона длин волн, составляющего доли микрометра, это изменение достигает нескольких порядков величины. Во многих интервалах тепловой ИК-области спектра поглощение настолько сильно, что можно применять приближение абсолютно чёрного тела, и тогда микрофизические характеристики облака не имеют значения. При более подробном исследовании оказалось, что влияние микроструктуры в ИК-диапазоне значительно слабее соответствующих эффектов в коротковолновой области и что они также могут быть обоих знаков, т.е. иногда усиливать, а не ослаблять коротковолновые эффекты. Эта ситуация резко контрастирует с определённо противоположными друг другу эффектами коротковолновой и длинноволновой радиации в подоблачном слое.

С уменьшением размера больших капель и соответственно с увеличением их концентрации альбедо однократного рассеяния и коэффициент асимметрии индикатрисы рассеяния должны уменьшаться или увеличиваться в зависимости от размера облачных капель. В большинстве случаев влияние более мелких частиц является причиной увеличения оптической толщины и, следовательно, изменения скорости радиационного нагревания или охлаждения вблизи границ облака. Верхняя часть облака по своим радиационным свойствам приближается к чёрному излучателю, имеющему температуру его верхней границы. Это увеличение выхолаживания, установленное С.Туми (1991 г.), приводит к нестабильности верхних слоёв облака и способствует развитию конвекции*.

8.5. Влияние аэрозолей на перенос радиации В начале 50-х годов В.Г.Кастров по данным самолётных измерений потоков радиации в свободной атмосфере впервые обнаружил, что измеренное поглощение коротковолновой (КВ, в области 0,33,0 мкм) радиации в безоблачной атмосфере в отдельных случаях существенно превосходит расчётное молекулярное поглощение, и высказал предположение о возможном влиянии аэрозолей на перенос радиации. Последующие спектральные измерения с самолётов потоков КВ радиации дали прямое доказательство существования значительного (но очень изменчивого) аэрозольного поглощения.

Аэрозоли оказывают заметное влияние на перенос и длинноволновой (ДВ, в области мкм) радиации, особенно в области окна прозрачности атмосферы 812 мкм. Суммарное воздействие аэрозолей на перенос радиации во всём диапазоне волн (КВ + ДВ) зависит от их относительного вклада в изменчивость радиационных потоков в указанных областях спектра.

Многопараметричность и изменчивость взаимных связей «аэрозоли — радиация» в системе «Земля — атмосфера» требует выделения наиболее важных и долговременных параметров аэрозольно-радиационных зависимостей. Для энергетики атмосферы важно знать интегральные радиационные характеристики: альбедо (A), поглощательную способность (П), скорость радиационного изменения температуры (T/t).

Аэрозольно-радиационные исследования в относительно чистых фоновых условиях.

Преимущественно ответственной за оптическое состояние атмосферы считают субмикронную фракцию (10800 нм) аэрозолей как наиболее устойчивую и долгоживущую. Большую роль в этой фракции играет сажа, образующаяся из горячих паров углеводородов при высокотемпературных процессах горения. Частицы сажи размерами 35 нм объединяются в агрегаты в несколько сотых микрона и оседают на поверхности пылинок, капелек и т.д., а затем удаляются из атмосферы вместе с носителями по истечении нескольких десятков часов, а порой и одной — двух недель (см. раздел 7.7).

Плотность сажи в воздухе изменяется от 1 мкг/м3 в особо чистых условиях до 1030 мкг/м3 в особенно задымлённых, а её доля приближается к 10% от всей массы тонкодисперсного аэрозоля.

Именно сажевый коэффициент аэрозолей ответственен за поглощение радиации в коротковолновой области спектра. Характерный неселективный спектр поглощения сажи простирается на всю область ближнего и среднего ИК-диапазона. Среднее значение вещественной и мнимой части показателя преломления составляют 1,94 и 0,581 соответственно, при альбедо однократного рассеяния 0=0,171.

Коротковолновое поглощение грубодисперсной фракции (пылевой и водной) больше 1 мкм также в основном обусловливаются частицами тонкодисперсной фракции, осевшими на поверхность крупных частиц.

В горах, в фоновых природных условиях, массовая концентрация сажи варьирует от 0,1 до мкг/м3. При этом пофракционный анализ спектров поглощения показывает, что максимальный вклад в интегральное поглощение вносят частицы радиусом 0,160,3 мкм.

С ростом влажности средний спектр аэрозольного ослабления существенно меняется, что связано с обводнением аэрозолей и уменьшением его удельного поглощения. Наблюдается отрицательная корреляционная связь между температурой и мелкодисперсной фракцией аэрозолей (размером 0,20,5 мкм) и положительная — между температурой и концентрацией частиц размером 0,52 мкм, что указывает на разные механизмы генерации этих фракций аэрозольных частиц в атмосфере.

Спектральная зависимость () описывается формулой Ангстрема ()-, где постоянная, которая характеризует наклон показателя спектрального ослабления и связана с распределением частиц по размерам Юнге dN/d logr=-r--2 и зависит от общей счётной концентрации частиц N.

* См. в книге «Аэрозоль и климат»

Из данных многочисленных измерений () следует, что в фоновых условиях как над морем, так и над сушей диапазон изменения оптической толщины атмосферы под влиянием аэрозолей изменяется в пределах 0,050,15, и за его среднее можно принять значение, соизмеримое со значением оптической толщины за счёт рэлеевского рассеяния (примерно 0,125).

В предположении горизонтальной однородности слоя и простого соотношения между пропусканием атмосферы для восходящего (F) и нисходящего (F) потоков: F=F ( определяется экспериментально). На основе простых энергетических соображений было выведено следующее соотношение для альбедо системы: Ac=Aa+A(1-Aa-a)1+. Здесь Aa и a - отражательная и поглощательная способности атмосферного слоя;

A - альбедо подстилающей поверхности, которое можно рассчитать по данным измерений потоков радиации на разных уровнях в атмосфере.

Можно найти такое критическое значение поглощательной способности атмосферы что при a=cr альбедо системы (Ac) будет больше альбедо подстилающей поверхности (A), и наоборот.

Области допустимых значений планетарного альбедо при разных соотношениях между A, a и Aa приведены на рис. 8.3[1]. Оказывается, в частности, что вариации Aa в области 0,10,2 (что реально для безоблачных условий) могут приводить к значениям альбедо системы, которые больше, равны или меньше альбедо подстилающей поверхности.

Альбедо системы земная поверхность — атмосфера над сильно отражающей поверхностью (лёд, снег, облака) уменьшается с высотой зондирования, особенно сильно в пограничном слое с градиентом A/H0,01 км-1. Для фоновых условий наиболее характерно интегральное значение a=0,1 при вкладе аэрозолей в общее поглощение, равном 0,02, т.е. примерно 20% от интегрального значения a. Аэрозольное поглощение максимально в нижнем пограничном слое атмосферы до высоты 3 км и характеризуется большой изменчивостью, связанной с вертикальной изменчивостью пространственного распределения аэрозолей.

Рисунок 8.3 Рисунок 8. Если учитывать вклад сажевых аэрозолей или углеводородов общего типа как поглощающих аэрозолей (Na) по отношению к фоновым и, то альбедо однократного рассеяния для аэрозольной атмосферы будет рассчитываться как Величина N принята равной 10-3 см-3, =0,920,98, а средний косинус индикатрисы рассеяния — 0,62. Использование последней формулы для позволяет вычислить отражательную и поглощательную способность атмосферного слоя в зависимости от общего числа частиц сажи (N) и от степени возрастания этого числа: N0/N.

В среднем интегральное альбедо Aint=0,8A, а интегральное альбедо системы A int=K{Ac}Pint(mv), где K=0,8 при альбедо поверхности A0 и K1 при A0,3 (K — коэффициент c пропорциональности, определяемый по экспериментальным данным;

P — функция пропускания водяного пара). Здесь Pint(mv) — функция пропускания водяного пара при его содержании mv, поправка на водяной пар вводится при mv 0,2 г/см2. С увеличением аэрозольной замутнённости альбедо будет уменьшаться, особенно для сильно поглощающих аэрозолей: {}a 0,5 при A0,1.

Наблюдается уменьшение Aintc за счёт большого вклада рассеяния на слабо поглощающих аэрозолях при больших значениях A в толще атмосферы;

такое уменьшение существенно при любых A, если имеет место поглощение. В аэрозольной атмосфере Aintc растёт с опусканием Солнца несколько быстрее, чем в молекулярной.

На рис. 8.4 представлена зависимость альбедо Ac от числа рассеивающих частиц (N0) и их размеров в отсутствие поглощающих частиц (т.е. при условиях, соответствующих фоновым, и разных значениях A). Из рисунка видно, что зависимость от N0 и {}m слаба и ослабевает с ростом A, оставаясь ещё заметной при A=0,3.

Следует отметить, что измерение соотношения между поглощающим и фоновым аэрозолем при определении объёмного содержания сажи как поглощающего компонента затруднено, поэтому зависимости радиационных характеристик атмосферы следует параметризовать относительно оптической толщины, которая является для этого наиболее удобным универсальным параметром (зависит и от концентрации, и от размера аэрозольных частиц) и, что важно, может быть измерена как с Земли, так и из космоса.

Эффект увеличения общего числа частиц с ростом оказывается противоположным по знаку при малом и большом значениях A, если аэрозоль хотя бы слабо поглощает. Зависимость от косинуса зенитного угла падения луча µ, существенная при A=0, сглаживается при A=0.8.

Увеличение поглощения (убывание ) нивелирует зависимость от при A=0 и приводит к резкому убыванию Aintc с ростом, если A=0.8.

Над океаном (A0.1) главными являются зависимости альбедо от поглощательной способности аэрозолей и положения Солнца (т.е. широты и сезона). В полярных и средних широтах зимой (A0.3) эффект поглощения ещё больше выражен.

Влияние фоновых аэрозолей на длинноволновую тепловую радиацию в основном мал\’о и нередко может быть незначительным по сравнению с его влиянием на падающее солнечное излучение. Радиационные эффекты аэрозолей характеризуются региональными особенностями, зависимостью не только от концентрации, но и от альбедо поверхности, зенитного угла Солнца. В пределах одной широтной зоны аэрозоли над океанами с низким альбедо могут увеличивать планетарное альбедо, тем самым усиливая локальное выхолаживание системы «Земля — атмосфера», а над земной поверхностью со сравнительно высоким альбедо — уменьшать планетарное альбедо, тем самым способствуя нагреванию системы. Это особенно проявляется при переходе от экватора к полюсу. Заметим к тому же, что тропосферные аэрозоли сосредоточены в основном в пограничном слое атмосферы, что способствует выхолаживанию поверхности и нагреванию самого пограничного слоя.

Влияние аэрозолей приводит к выхолаживанию во всех широтных зонах, за исключением 850. Следует также учитывать сопряжённость влияния тропосферных аэрозолей на альбедо системы «Земля — атмосфера» и температуру поверхности, особенно при переходе к полярным районам со снегом и льдом.

Аэрозольные климатические катастрофы. На земном шаре возможно возникновение аномально высоких концентраций аэрозольного вещества глобального масштаба в результате нескольких процессов: 1) крупномасштабных пылевых бурь;

2,3) извержений вулканов, при которых происходит выброс в атмосферу пылевого вулканического материала и газов, образующих в дальнейшем аэрозольное вещество;

4) выброса испарившегося и раздробленного материала в результате большого количества наземных и подземных ядерных взрывов (ядерная война);

5) выброса диспергированного вещества при падении на Землю гигантских метеоритов («Тунгусский»

метеорит);

6) крупномасштабных пожаров при ядерной войне, лесных, при добыче и транспортировке нефти и нефтепродуктов (Кувейт, 1992 г.);

7) дальнейшей урбанизации с неконтролируемым ростом городов-мегаполисов (Мехико, Нью-Йорк, Сан-Пауло, Рио-де-Жанейро, Шанхай и т.д.).

Влияние аномально повышенных концентраций аэрозолей на климат неоднозначно. Даже очевидное прямое воздействие на радиационный баланс системы «атмосфера — Земля» будет зависеть не только от концентрации аэрозольного вещества, но и от его местонахождения, физико химических, в первую очередь, оптических свойств, времени существования повышенной концентрации. Влияние местонахождения аэрозольного слоя на радиационный режим обусловлено разницей между альбедо системы при наличии и отсутствии аэрозолей. Очевидны следующие случаи: 1) аэрозоли находятся над поверхностью с высоким альбедо (снег, лёд), 2) аэрозоли находятся над облаками;

3) аэрозольный слой расположен в стратосфере.

Первый случай ведёт к более высокому нагреванию системы «Земля — атмосфера», потеплению региона, покрытого снегом или льдом. Оценки этого дополнительного нагрева сделать относительно просто, если известны концентрационные характеристики и оптические свойства аэрозолей. Именно существованием этого эффекта объясняется особый интерес исследователей к комплексному изучению арктических аэрозолей, так называемой арктической дымки. По оценкам учёных нагрев приземного слоя в Арктике, обусловленный переходом из Европы и Северной Америки загрязнённых воздушных масс (промышленных аэрозолей), может достигать 120C и более.

Заметим, что этот эффект ещё более усиливается при выпадении аэрозольных частиц на поверхность льда и снега. Известен проект М.И.Будыко о воздействии на климат Земли с помощью покрытия поверхности льдов и снежного покрова в высоких широтах сажевыми частицами (1974 г.).

Присутствие сажевых частиц в атмосферных аэрозолях является наиболее сильным фактором увеличения радиационного нагревания слоёв, в которых находятся эти частицы. Количество поглощаемой сажевыми частицами солнечной радиации может быть сравнимо с нагреванием атмосферы при ядерных взрывах. Интенсивность поглощения будет зависеть от концентрации и дисперсности сажевых частиц, высоты Солнца и высоты нахождения этих частиц в атмосфере.

Американские исследователи предлагали использовать этот эффект для изменения глобальных перемещений воздушных масс, например изменения направленного движения циклонов, а также для их разрушения.

Так как сажа очень сильно поглощающее коротковолновую радиацию вещество (других, аналогично поглощающих радиацию веществ в природе нет), то при большом её количестве в атмосфере ослабление, в основном поглощение солнечной радиации, может быть так велико, что под сажевым аэрозольным слоем будет наблюдаться сильное охлаждение воздуха и устойчивая температурная стратификация — эффект ядерной зимы.

Необходимое для заметного поглощения радиации количество сажи может быть существенно уменьшено не только в результате очень сильного её диспергирования, но и при наличии её в виде внешней оболочки на частицах другого вещества — в так называемой «покровной фазе», по терминологии Г.В.Розенберга. Толщина этой покровной фазы достаточна в 0,020,03 мкм, чтобы такая частица взаимодействовала с коротковолновым солнечным излучением, как абсолютно чёрное тело (фактор эффективности поглощения радиации F=1). Такие частицы, вероятно, могут образоваться при особом режиме горения: в присутствии значительного количества больших и гигантских аэрозольных частиц (r0,1 мкм) в зоне конденсации сажевого пара, т.е. очень близко от точки горения.

Естественно, что воздействие аэрозольных частиц на климат будет также определяться длительностью их жизни в атмосфере (либо существованием источника их постоянного появления в данном слое). Наибольшее время жизни в атмосфере имеют большие аэрозольные частицы (0,1 мкм r1 мкм), которые в то же время и наиболее эффективно взаимодействуют с солнечной радиацией:

имеют наиболее высокое удельное ослабление радиации K0=a0(ma)км-1г-1м-3 (с фактором ослабления F0=25). Именно такие частицы наблюдаются в стратосферном слое Юнге (z=1523 км). Кроме того, их длительному времени жизни способствуют большая высота нахождения (при относительно малой скорости падения частиц на высотах меньше 30 км), отсутствие процессов вымывания (нет облачности), практическое отсутствие диффузионного потока частиц из стратосферы в тропосферу (запирающий слой тропопаузы). Время жизни стратосферных аэрозольных частиц находится в диапазоне от нескольких месяцев до года (в тропосфере не более 10 дней). Это — одна из причин длительного воздействия сильных вулканических извержений на оптические характеристики атмосферы, в частности, на оптическую толщину. Однако экспериментальные исследования показали, что эффект воздействия вулканических извержений имеет более сложный характер:

наблюдается заметное увеличение оптической толщины стратосферы через длительный промежуток времени после извержения. Понятно, что это вызвано генерацией и ростом новых аэрозольных частиц из газовых продуктов вулканических выбросов. Так, на рис. 8.5 приведена временная зависимость аэрозольной оптической толщины, зарегистрированная в Ванкувере (рис. 8.5,а) после извержения вулкана El Chichon (сплошная кривая) в сравнении со среднемесячными значениями этой характеристики за предыдущие 5 лет (пунктирная кривая). На рис. 8.5,б показана та же зависимость, зарегистрированная в Мехико (треугольниками, кругами и квадратами обозначены экспериментальные данные, полученные на разных приборах).

Документально зафиксировано влияние наиболее мощных вулканических извержений, например извержение Кракатау, на состояние атмосферы и климат Земли.

Ещё более сильное воздействие на атмосферу, а следовательно, и на климат Земли могут оказывать процессы, возникающие при столкновении нашей планеты с гигантскими метеоритами.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.