Радиационное выхолаживание
Cтраница 3
Радиационное выхолаживание стратосферы в значительной мере зависит от ее влажности и вертикального профиля концентрации озона. Максимумы dT / dt наблюдаются на высотах 40 - 60 км в зависимости от структурных характеристик атмосферы. Там же ( графа 4) дан профиль dT ( z) / dt для модели атмосферы тропической зоны, когда небосвод покрыт перистыми облаками толщиной 1 и 3 км при уровне нижней границы облачности 8 км. Как и в случае облаков нижнего и среднего ярусов, облака верхнего яруса приводят к некоторому уменьшению радиационного выхолаживания подоблачной атмосферы и увеличению радиационного выхолаживания в надоблачной атмосфере. Вблизи верхней границы dT / dt в перистых облаках достигает - 10 К / сут. [31]
Радиационное выхолаживание стратосферы в значительной мере зависит от ее влажности и вертикального профиля концентрации озона. Максимумы dT / dt наблюдаются на высотах 40 - 60 км в зависимости от структурных характеристик атмосферы. Там же ( графа 4) дан профиль dT ( z) / dt для модели атмосферы тропической зоны, когда небосвод покрыт перистыми облаками толщиной 1 и 3 км при уровне нижней границы облачности 8 км. Как и в случае облаков нижнего и среднего ярусов, облака верхнего яруса приводят к некоторому уменьшению радиационного выхолаживания подоблачной атмосферы и увеличению радиационного выхолаживания в надоблачной атмосфере. Вблизи верхней границы dT / dt в перистых облаках достигает - 10 К / сут. [32]
Для безоблачной атмосферы вертикальный профиль dT ( z) / dt в стратосфере очень сильно зависит от степени ее замутненности. Стратосферный аэрозоль имеет полосы поглощения в области окна прозрачности 8 - 12 мкм. За счет поглощения восходящего теплового излучения он нагревает стратосферу, а за счет его отражения усиливает радиационное выхолаживание более низких слоев атмосферы. Расчеты показали, что для аридных и субаридных регионов и в тропической зоне для безоблачной атмосферы стратосферный слой поглощающего аэрозоля оптической толщиной 0 03 - 0 05 может полностью компенсировать радиационное выхолаживание стратосферы за счет СОг в диапазонах высот 13 - 25 мкм. В силу возможной слоистой структуры стратосферного аэрозоля, профиль dT / dt может иметь инверсионные скачки с областями радиационного выхолаживания и потепления. Отсюда вытекает важность учета влияния на климат аэрозолей ( если они имеют большое время жизни), занесенных в стратосферу через разрывы тропопаузы. Роль стратосферного аэрозоля менее выражена для высоких широт и холодной тропосферы, а также в условиях облачности в силу как уменьшения содержания стратосферного аэрозоля, так и уменьшения восходящего теплового излучения поверхности планеты и тропосферы. [33]
Интенсивность и мощность приземных инверсий в значительной степени определяются их происхождением. Зимой азиатский антициклон занимает почти всю территорию Восточной Сибири и Дальнего Востока. Под действием нисходящих движений в области антициклона развиваются инверсии сжатия, которые характеризуются большой горизонтальной протяженностью. В области антициклона также формируются приземные радиационные инверсии температуры, усиленные сложными орографическими условиями: холодный воздух, стекая на дно долин и котловин, застаивается в виде устойчивой холодной пленки к усиливает эффект радиационного выхолаживания. [34]
Летом ( рис. 3.3) характер распределения повторяемости приземных инверсий температуры на территории нашей страны меняется. В континентальной ее части решающее значение в формировании приземных инверсий приобретает радиационный фактор. Инверсии начинаются от поверхности земли после захода солнца и достигают наибольшего развития перед его восходом, в связи с чем имеет место широтное распределение их повторяемости. Наименьшая повторяемость ( 13 - 25 / о) приходится на районы, лежащие за полярным кругом. Здесь вследствие большой продолжительности дня нет условий для длительного радиационного выхолаживания приземного слоя атмосферы; развитию приземпых инверсий препятствуют также сильные ветры. [35]
В теплое время года преобладают циклоны, приходящие с запада и северо-запада Европейской России, которые дают основное количество осадков. Переваливая через Уральский хребет по восточному склону, воздух нагревается и иссушается. В тылу западных циклонов или по восточной периферии северо-западных антициклонов происходит адвекция арктического холодного воздуха, приводящая к заморозкам. На большей части Урала только июль практически свободен от заморозков. В горных районах, а также в понижениях рельефа при адвекции холодного воздуха и дополнительном радиационном выхолаживании заморозки на поверхности почвы возможны и в июле. [36]
Форма или профиль препятствий также важны. Если на склоне есть резкие обрывы, это вызывает большую турбулентность в воздухе, проходящем над ним, чем если склон пологий. Обрывы на склоне значительно увеличивают тенденцию к отрыву воздушного потока от земли и формированию горизонтальных вихрей, или роторов. Там, где общий воздушный поток перпендикулярен к большой долине, вихрь может занять всю долину, не возмущая вышележащий поток, или же в долине может наблюдаться направленное вниз движение, следующее вдоль ее бортов. Эти воздействия представлены на рис. 2.20. Термическая неустойчивость способствует отделению потока от поверхности земли, а радиационное выхолаживание у поверхности противодействует ему. [37]
Для безоблачной атмосферы вертикальный профиль dT ( z) / dt в стратосфере очень сильно зависит от степени ее замутненности. Стратосферный аэрозоль имеет полосы поглощения в области окна прозрачности 8 - 12 мкм. За счет поглощения восходящего теплового излучения он нагревает стратосферу, а за счет его отражения усиливает радиационное выхолаживание более низких слоев атмосферы. Расчеты показали, что для аридных и субаридных регионов и в тропической зоне для безоблачной атмосферы стратосферный слой поглощающего аэрозоля оптической толщиной 0 03 - 0 05 может полностью компенсировать радиационное выхолаживание стратосферы за счет СОг в диапазонах высот 13 - 25 мкм. В силу возможной слоистой структуры стратосферного аэрозоля, профиль dT / dt может иметь инверсионные скачки с областями радиационного выхолаживания и потепления. Отсюда вытекает важность учета влияния на климат аэрозолей ( если они имеют большое время жизни), занесенных в стратосферу через разрывы тропопаузы. Роль стратосферного аэрозоля менее выражена для высоких широт и холодной тропосферы, а также в условиях облачности в силу как уменьшения содержания стратосферного аэрозоля, так и уменьшения восходящего теплового излучения поверхности планеты и тропосферы. [38]
Над акваторией Атлантики пылевое облако достигает максимальной плотности на высотах 3 - 4 км. При этом высота его нижней границы увеличивается по мере удаления от источника генерации аэрозоля, а приводный слой атмосферы является довольно прозрачным. Вертикальные профили температуры при наличии пылевого облака весьма специфичны. Вследствие поглощения солнечной радиации в видимой и ближней ИК областях спектра вертикальный градиент температуры атмосферы в зоне пылевого облака в нижней части атмосферы сильно уменьшается, а под зоной максимума плотности аэрозоля создается локальная температурная инверсия. Выше максимума плотности аэрозольного слоя вертикальный градиент температуры возрастает по сравнению со свободной атмосферой. В этих условиях наблюдается увеличение интенсивности радиационного выхолаживания в приземном слое атмосферы и в окрестности верхней границы пылевого облака, в то время как в зоне пылевого облака лучистый теплообмен ослабляется. [39]
 |
Возникновение пылевого купола современных городов. [40] |
Многим хорошо знакома картина: приближаясь к крупному городу в автомобиле либо на самолете, прежде всего замечаешь пелену серой мглы на горизонте. По мере приближения к городу начинает казаться, что он весь словно покрыт завесой пыли. Пылевой купол появляется в понедельник утром, когда автомашины и промышленные предприятия начинают выделять теплоту и загрязняющие вещества в атмосферу. С наступлением вечера твердые частицы, взвешенные в воздухе, охлаждаются за счет теплового излучения быстрее, чем окружающий воздух, особенно частицы, находящиеся в верхней зоне купола. Эти частицы служат ядрами конденсации для тумана. Образующийся над городом туман препятствует его дальнейшему радиационному выхолаживанию. Слой, тумана также мешает твердым частицам перемещаться за счет конвекции вверх и наружу, за пределы купола. Влияние городской застройки на местный ветровой режим тоже отражается на распределении частиц. Во вторник утром слой дымного тумана еще держится; он-то и служит эффективной ловушкой для очередной порции загрязнителей, которые поступают в атмосферу за день. Этот процесс будет продолжаться, пока сильный ветер или проливной дождь не удалят из атмосферы накопившуюся пыль, либо в конце недели, когда ритм городской жизни несколько ослабевает, пылевой купол не будет развеян благодаря естественной циркуляции воздуха. [41]
Смоги обладают сильным токсическим воздействием и наносят огромный вред здоровью людей. Образованию смога в крупных промышленных районах способствуют сажистые частицы промышленного аэрозоля, которые являются ядрами конденсации. Обладая высокой поглощательной способностью, сажистые частицы, поглощая коротковолновую радиацию, создают температурную инверсию. Расчеты показали, что вблизи верхней границы промышленной дымки скорость нагрева атмосферы за счет поглощения коротковолновой радиации может составлять 10 - 15 К / сут, в то время как поглощение излучения подстилающей поверхностью уменьшается в 1 5 раза. Изменение структуры радиационного баланса в пограничном слое атмосферы и приводит к возникновению температурной инверсии. В результате резко уменьшается турбулентный массообмен и нарушается циркуляция воздуха над промышленным районом. В ночных условиях смог создает парниковый эффект, уменьшая степень радиационного выхолаживания подстилающей поверхности. Образующийся в результате растворения сернистого газа S02 в каплях тумана аэрозоль растворов серной кислоты обладает сильной поглощательной способностью в окне прозрачности 10 мкм атмосферы, что и определяет его парниковое воздействие. Смоги являются частым явлением над крупными промышленными центрами, такими, как Лос-Анджелес, Нью-Йорк, Лондон. [42]
Аналогичные ситуации возникают над водоемами-охладителями АЭС, особенно в зимний, период. В [13] на основе двумерной нестационарной модели исследовано влияние системы градирен АЭС на мезомасштабные процессы развития мощных кучево-дождевых облаков и обнаружено, что это влияние мало. В [14] разработана трехмерная модель и рассчитана эволюция тумана в окрестности специализированного пруда-охладителя АЭС размером 2X2 км. В [15-19] была разработана мезомасштабная численная модель для расчета возмущений метеополей и процессов облако - и туманообразований. Модель является трехмерной нестационарной, но в зависимости от специфики моделируемой ситуации может использоваться в одно-и двумерных режимах. В модели рассчитываются динамика атмосферного пограничного слоя, включая процессы турбулентной диффузии; эволюция полей температуры и влажности воздуха; кинетика фазовых переходов влаги, имеющая большое значение при изучении туманообразования. Кроме того, определяют скорости радиационного выхолаживания, нагрева и радиационный баланс поверхности, от которого зависит суточный ход температуры. [43]
Страницы: 1 2 3