Cтраница 3
На рис. 4.6 предложены оптические модели атмосферного аэрозоля над Атлантическим океаном. Кривые 5 - 8 представляют вклады пылевого аэрозоля в условиях слабого, среднего и сильных пылевых выносов. Для минеральной фракции пылевого аэрозоля характерно уменьшение концентрации пыли вследствие ее стока на водную поверхность. Высота максимума концентрации пыли зависит от интенсивности пылевого выноса. [31]
В области г 20 мкм на спектр солевых частиц накладываются в той или иной мере распределения пылевых частиц континентального происхождения. Ранее отмечалось, что многие районы Мирового океана оказываются под сезонным воздействием выносов пыли с гигантских пустынь, а также аридных и некоторых полуаридных зон земного шара. Вариации глобального поля массовой концентрации пылевого аэрозоля от 0 007 до 20 мкг / м3 являются результатом перераспределения для каждого района мира вкладов генерируемого над континентами пылевого аэрозоля. [32]
Из данных, представленных в табл. 2.12, можно видеть, что солевой морской аэрозоль, содержащий грубодисперсную фракцию частиц, имеет сильно вытянутую вперед индикатрису рассеяния. Вытянутость индикатрисы рассеяния уменьшается с ростом длины волны. Солевые частицы по сравнению с пылевым аэрозолем в меньшей степени поглощают излучение в области окна прозрачности 8 - 13 мкм. В области спектра К 20 мкм ослабление излучения морским аэрозолем происходит преимущественно за счет механизма поглощения излучения частицами. [33]
В условиях, отвечающих начальной стадии развития пылевой бури, концентрация аэрозоля уменьшается с ростом высоты по экспоненциальному закону, в то время как в условиях пылевого выноса, а также при спокойном состоянии тропосферы в зоне активного турбулентного обмена концентрация аэрозоля с высотой изменяется слабо. Значительные различия микроструктурных характеристик аэрозоля с высотой наблюдаются в пограничной зоне атмосферы. Выше зоны активного турбулентного обмена концентрация пылевого аэрозоля быстро падает вплоть до уровня фонового аэрозоля. Высота зоны активного турбулентного обмена зависит от метеоусловий на поверхности планеты и коррелирует с температурой воздуха в пограничном слое атмосферы. [34]
На рис. 5.8 приведено сравнение интенсивностеи уходящего теплового излучения для условий ясной и замутненной атмосферы, соответствующих трем описанным выше моделям атмосферного аэрозоля. Обращает на себя внимание то обстоятельство, что в условиях пылевой бури увеличение оптической плотности и фракции крупных частиц приводит к качественно однотипным изменениям в спектральной структуре теплового излучения. Значительное влияние на спектральную интенсивность восходящего теплового излучения пылевой аэрозоль оказывает в областях спектра 8 5 - 11 и 18 - 22 мкм. В других диапазонах спектра пылевой аэрозоль более слабо поглощает излучение на фоне сильного поглощения атмосферными газами и его влияние на спектральные интенсивности восходящего и уходящего теплового излучения менее заметно. [35]
В состав частиц крупнодисперсной фракции, имеющей почвенное происхождение, входят силикатные глины, кальцит, кварц и небольшое количество минералов изверженных пород местного происхождения. Субмикронный аэрозоль состоит главным образом из сульфата аммония и углерода. При моделировании минералогического состава аэрозоля по данным о спектре поглощения пылевого аэрозоля в интервале длин волн 2 5 - 40 мкм авторы [214] пришли к выводу, что главными компонентами являются: монтмориллонитовые, иллитовые и каолинитовые глины, кварц, кальций и нитрат натрия. [36]
Вертикальный турбулентный обмен над морскими акваториями почти на полпорядка менее интенсивен, чем над континентами, в связи с чем высота зоны активного турбулентного обмена над океаном ниже, чем над континентами. Можно полагать, что морской аэрозоль над морскими акваториями и океанами существует независимо от пылевого аэрозоля. Концентрация последнего над океанами в окрестности высот 0 - 0 5 км невелика вследствие захвата пылевого аэрозоля каплями воды. [37]
Природа аэрозольных слоев в нижней тропосфере не вполне ясна. Можно полагать, что она определяется в значительной мере процессами адвекции воздушных масс и условиями стратификации атмосферы на этих высотах. В условиях пылевого выноса над океаном нижние слои атмосферы на высотах менее 1 км обычно обеднены пылевым аэрозолем и концентрация пылевого аэрозоля здесь сильно уменьшается с высотой. Вертикальные профили концентрации пылевых частиц ( г 0 2 мкм), полученные в ходе выполнения программы АТЭП, свидетельствуют о том, что в зоне САС основная масса аэрозоля заключена в слое 1 5 - 7 км с максимумом счетной концентрации на высотах 3 - 5 км. Уменьшение концентрации аэрозоля от нижней границы аэрозольного облака к поверхности моря объясняется захватом частиц гребнями волн и брызгами. При этом происходит преимущественный сток грубодисперсной фракции пылевого аэрозоля. [38]
Для моды 9 пылевого аэрозоля, обусловленной более грубо-дисперсной фракцией частиц пыли, максимум значения коэффициента ослабления располагается вблизи % 2 мкм, а значительный спад коэффициента ослабления с ростом К начинается с длин волн более 4 5 мкм. При этом для дальней инфракрасной области спектра увеличиваются значения как коэффициентов рассеяния, так и коэффициентов поглощения. Если субмикронная фракция пылевого аэрозоля ответственна за поглощение излучения в области спектра теплового излучения атмосферы, то грубодисперсная фракция пылевого аэрозоля не только поглощает, но и сильно рассеивает инфракрасное излучение. [39]
Природа аэрозольных слоев в нижней тропосфере не вполне ясна. Можно полагать, что она определяется в значительной мере процессами адвекции воздушных масс и условиями стратификации атмосферы на этих высотах. В условиях пылевого выноса над океаном нижние слои атмосферы на высотах менее 1 км обычно обеднены пылевым аэрозолем и концентрация пылевого аэрозоля здесь сильно уменьшается с высотой. Вертикальные профили концентрации пылевых частиц ( г 0 2 мкм), полученные в ходе выполнения программы АТЭП, свидетельствуют о том, что в зоне САС основная масса аэрозоля заключена в слое 1 5 - 7 км с максимумом счетной концентрации на высотах 3 - 5 км. Уменьшение концентрации аэрозоля от нижней границы аэрозольного облака к поверхности моря объясняется захватом частиц гребнями волн и брызгами. При этом происходит преимущественный сток грубодисперсной фракции пылевого аэрозоля. [40]
В области г 20 мкм на спектр солевых частиц накладываются в той или иной мере распределения пылевых частиц континентального происхождения. Ранее отмечалось, что многие районы Мирового океана оказываются под сезонным воздействием выносов пыли с гигантских пустынь, а также аридных и некоторых полуаридных зон земного шара. Вариации глобального поля массовой концентрации пылевого аэрозоля от 0 007 до 20 мкг / м3 являются результатом перераспределения для каждого района мира вкладов генерируемого над континентами пылевого аэрозоля. [41]
Увеличение модального радиуса частицы и числа крупных частиц приводит к увеличению поглощения излучения в участках спектра с малыми значениями мнимой части комплексного показателя преломления. Особенно ощутимо этот эффект проявляется в ультрафиолетовом и видимом диапазонах спектра. Сильное по - iлощение излучения ультрафиолетового, видимого и ближнего инфракрасного диапазонов спектра грубодисперсной фракцией аэрозоля в условиях пылевых бурь оказывает сильное влияние на лучистый теплообмен тропосферы, так как пылевой аэрозоль поглощает солнечное излучение и уменьшает коротковолновую радиацию, достигающую подстилающей поверхности Земли. [42]
На рис. 5.8 приведено сравнение интенсивностеи уходящего теплового излучения для условий ясной и замутненной атмосферы, соответствующих трем описанным выше моделям атмосферного аэрозоля. Обращает на себя внимание то обстоятельство, что в условиях пылевой бури увеличение оптической плотности и фракции крупных частиц приводит к качественно однотипным изменениям в спектральной структуре теплового излучения. Значительное влияние на спектральную интенсивность восходящего теплового излучения пылевой аэрозоль оказывает в областях спектра 8 5 - 11 и 18 - 22 мкм. В других диапазонах спектра пылевой аэрозоль более слабо поглощает излучение на фоне сильного поглощения атмосферными газами и его влияние на спектральные интенсивности восходящего и уходящего теплового излучения менее заметно. [43]
Ядерная мода 1 является результатом атмосферных фотохимических превращений в газовой фазе. Микроструктура и оптические свойства пылевого аэрозоля определяются состоянием подстилающей поверхности и степенью турбу-лизованности атмосферы в зоне активного турбулентного обмена. Уменьшение концентраций для моделей 9 и 10 микроструктуры пылевого аэрозоля соответствует процессу его. Увеличение концентрации пылевого аэрозоля отвечает процессу его генерации, переносу и перемешиванию в зоне активного турбулентного обмена. [44]
Ядерная мода 1 является результатом атмосферных фотохимических превращений в газовой фазе. Микроструктура и оптические свойства пылевого аэрозоля определяются состоянием подстилающей поверхности и степенью турбу-лизованности атмосферы в зоне активного турбулентного обмена. Уменьшение концентраций для моделей 9 и 10 микроструктуры пылевого аэрозоля соответствует процессу его. Увеличение концентрации пылевого аэрозоля отвечает процессу его генерации, переносу и перемешиванию в зоне активного турбулентного обмена. [45]