CC BY
29
УДК 535.23
Е. А. Федотова, И. В. Мингалёв, К. Г. Орлов
ВЛИЯНИЕ ОБЛАКОВ НА НАГРЕВ АТМОСФЕРЫ СОБСТВЕННЫМ ИЗЛУЧЕНИЕМ НА СРЕДНИХ ШИРОТАХ
Аннотация
В данной работе изложены результаты эталонных расчетов потоков собственного излучения в атмосфере Земли на средних широтах в диапазоне 10-2000 см-1, выполненные с разрешением по частоте 0.001 см-1 при наличии различных облачных слоев.
Ключевые слова:
эталонные расчеты потоков излучения, собственное излучение атмосферы. E. A. Fedotova, I. V. Mingalev, K. G. Orlov
CLOUD INFLUENCE ON HEATING OF THE ATMOSPHERE BY INTRINSIC RADIATION AT MID-LATITUDES
Abstract
This paper presents the results of reference calculations of intrinsic radiation fluxes in the Earth's atmosphere at middle latitudes in the range of 10-2000 sm-1, performed with a frequency resolution of 0.001 sm-1 in the presence of different cloud layers.
Keywords:
reference calculations of radiation fluxes, the emission of the atmosphere.
Введение
Нагрев излучением определяет тепловой режим атмосферы и влияет на циркуляцию атмосферы. Для изучения нагрева необходимо проводить эталонные расчеты переноса излучения в атмосфере с высоким спектральным разрешением не хуже 0.001 см"1. Целью данной работы было исследование границ изменения скорости нагрева атмосферы собственным излучением при наличии облачных слоев с большой оптической толщиной на нижнем, среднем и верхнем ярусах. В этой работе мы ввели три облачных слоя: облака нижнего, среднего и верхнего ярусов и проверили, как они влияют на скорости нагрева-охлаждения воздуха. Ниже изложены результаты эталонных расчетов потоков собственного излучения в диапазоне 10-2000 см1 в атмосфере Земли на средних широтах при наличии указанных облачных слоев. Расчеты выполнены с разрешением по частоте излучения 0.001 см- . При расчетах использовалось приближение горизонтальной однородной атмосферы и учитывалось молекулярное и аэрозольное рассеяние [1-6]. Для численного решения одномерного по пространству уравнения переноса излучения использовался новый вариант метода дискретных ординат [7]. В расчетах использовались равномерная сетка по высоте с шагом 200 м и равномерная
сетка по зенитным углам с шагом менее 9°. Коэффициенты молекулярного поглощения рассчитывались с использованием спектроскопической базы данных HITRAN 2012.
Результаты расчетов
В расчетах использовались вертикальные профили температуры и концентраций основных атмосферных газов, рассчитанные по эмпирической модели NRLMSISE-00 для условий июля над северной Атлантикой на широте 55° (рис. 1). Также использовались вертикальные профили объемных долей малых газовых составляющих (рис. 2).
140 160 180 200 220 240 260 280 300 10,21 о'=101410151 о'610,7101810'9102°102110221023102"10251 026 Температура, К _з
концентрация, м
Рис. 1. Вертикальный профиль температуры (слева) и вертикальные профили концентраций основных атмосферных газов (справа)
Рис. 2. Вертикальные профили объемных долей малых газовых составляющих
На рис. 3 показаны относительный коэффициент экстинкции, альбедо однократного рассеяния и параметр асимметрии для аэрозольных частиц в облаках, построенные по экспериментальным данным, приведенным в монографии [2], а также зависимость от высоты коэффициента экстинкции в верхнем, среднем и нижнем облачных слоях при длине волны 0.5 мкм. В атмосфере рассматриваются три типа фоновых аэрозолей: континентальные, морские и стратосферные аэрозоли. Оптические параметры этих аэрозолей взяты из работы
[8]. Мы считали, что стратосферный аэрозоль является каплями раствора 75 % Н2804 и присутствует на высотах выше 12 км. Морской аэрозоль присутствует над морем на высотах от поверхности до 2 км. Континентальный аэрозоль состоит из растворимых в воде и пылевых частиц и сажи и находится на высотах от 2 до 12 км над океанами и на высотах от 0 до 12 над континентами. В атмосфере могут присутствовать и другие виды аэрозольных частиц, но мы их пока не рассматривали.
Рис. 3. Слева: относительный коэффициент экстинкции, альбедо однократного рассеяния и параметр асимметрии для аэрозольных частиц в облаках по экспериментальным данным, приведенным в монографии [2]: справа: зависимость от высоты коэффициента экстинкции в верхнем, среднем и нижнем облачных слоях при длине волны 0.5 мкм
На рис. 4 приведены рассчитанные при альбедо поверхности 0.1 и в отсутствии облаков вертикальные профили скорости нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы и вертикальные профили восходящих и нисходящих потоков энергии излучения в интервалах частот 10-500, 500-1000, 1000-1500 и 1500-2000 см-1. На рис. 5 приведены те же самые профили, рассчитанные при наличии нижнего облачного слоя в интервале высот от 0.5 до 3 км. Эти профили, рассчитанные при наличии среднего облачного слоя в интервале высот от 3 до 6 км, приведены на рис. 6, а рассчитанные при наличии верхнего облачного слоя в интервале высот от 7 до 10 км приведены на рис. 7.
Из рис. 4 видно, что скорость нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 10 до 1000 см-1 существенно зависит от высоты и достигает значений -2.7 К/сут — у поверхности и -2.8 К/ сут — на высоте выше 45 км. При этом основной вклад в выхолаживание у поверхности и вблизи верхней границы дает излучение в интервале частот от 10 до 500 см-1. Видно, что поток энергии восходящего излучения в интервале частот от 10 до 1000 см-1 слабо зависит от высоты, а поток энергии нисходящего излучения в этом интервале частот быстро убывает
с увеличением высоты. Также из рис. 4 очевидно, что скорость нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 1000 до 2000 см-1 существенно зависит от высоты и достигает значений -1.3 К/сут — у поверхности и -4.15 К/ сут — на высоте около 47 км, в этом интервале частот поток энергии восходящего излучения практически не зависит от высоты, а поток энергии нисходящего излучения, наоборот, быстро убывает с увеличением высоты. Кроме того, основной вклад в скорость нагрева-выхолаживания дает излучение в интервале частот от 1000 до 1500 см-1.
75 70 65 60 55 50 I 45
га 40 8 35 т 30 25 20 15 10 5
-3 -2 -1 0 1 10 7 10"® Ю ° Ю-4 10"3 10"2 101 10° 101 102 103 Скор, нагр.-охл. (инт. 10-1000 см"1), К/сут Пот восх и нисх изл (инт Ю-Ю00 см'1), Вт/м2
75 70 65 60 55
га 40 8 35 й 30 25 20 15 10 5
°5 "4 -3 ^ И 0 1 "о"6 ю'5 104 10'3 102 101 10° 101 102
Скор, нагр.-охл. (инт. 1000-2000 см'1), К/сут Пот восх и нисх изл (инт Ю00-2000 см'1), Вт/м2
Рис. 4. Вертикальные профили скорости нагрева-охлаждения воздуха и восходящего и нисходящего потоков энергии за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервалах частот от 10 до 1000 см-1 (вверху) и от 1000 до 2000 см-1 (внизу) при отсутствии облаков и наличии фоновых аэрозолей
Из рис. 5 видно, что при наличии нижнего облачного слоя скорость нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 10 до 1000 см-1 существенно зависит от высоты и
достигает значений -100 К/сут в районе верхней границы облачного слоя, и что в центре облачного слоя потоки излучения становятся изотропными. При этом восходящие и нисходящие потоки выше облачного слоя слабо отличаются от потоков (рис. 4), рассчитанных при отсутствии облачного слоя. Данные рис. 5 говорят о том, что скорость нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 1000 до 2000 см-1 существенно зависит от высоты и достигает значений -22 К/сут над верхней границей облачного слоя на высоте 5 км. При этом восходящие потоки выше облачного слоя примерно на 20 % меньше, чем потоки (рис. 4), рассчитанные при отсутствии облачного слоя. Также видно, что в облачном слое скорость нагрева-выхолаживания за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 1000 до 2000 см-1 находится в пределах от -8 до -16 К/сут, основной вклад в скорость нагрева-выхолаживания дает излучение в интервале частот от 1000 до 1500 см-1.
Рис. 5. Вертикальные профили скорости нагрева-охлаждения воздуха и восходящего и нисходящего потоков энергии за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервалах частот от 10 до 1000 см-1 (вверху) и от 1000 до 2000 см-1 (внизу) при наличии облаков нижнего яруса
Рис. 6. Вертикальные профили скорости нагрева-охлаждения воздуха и восходящего и нисходящего потоков энергии за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервалах частот от 10 до 1000 см-1 (вверху) и от 1000 до 2000 см-1 (внизу) при наличии облаков среднего яруса
Из рис. 6 видно, что при наличии среднего облачного слоя скорость нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 10 до 1000 см-1 существенно зависит от высоты и достигает значений -70 К/сут — в районе верхней границы облачного слоя и 50 К/сут — в районе нижней границы облачного слоя, в центре облачного слоя потоки излучения становятся изотропными. При этом восходящие и нисходящие потоки выше облачного слоя слабо отличаются от потоков (рис. 4), рассчитанных при отсутствии облачного слоя. Также данные рис. 6 свидетельствуют о том, что скорость нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 1000 до 2000 см-1 существенно зависит от высоты и достигает значений -16 К/сут (на верхней границе облачного слоя на высоте около 6 км) и 3 К/сут (на нижней границе облачного слоя на высоте около 3 км). При этом восходящие потоки выше среднего облачного слоя примерно на 20-25 % меньше, чем потоки, рассчитанные при отсутствии
среднего облачного слоя и изображенные на рис. 4. Также видно, что основной вклад в скорость нагрева-выхолаживания дает излучение в интервале частот от 1000 до 1500 см-1.
75 70 65 60 55 50 1 45 « 40 8 35 т 30 25 20 15 10 5
-70-60-50-40-30-20-10 0 10 20 30 40 50 V 106 10"5 10'4 10"3 10"2 10'1 10° 101 102 103 Скор, нагр.-охл. (инт. 10-1000 см"1), К/суг Пот восх и нисх изл (инт 10-1000 см"1), Вт/м2
75 70 65 60 55 50 3 45 ¡5 40 8 35 ш 30 25 20 15 10 5
-°15 -10 -5 0 5 10 15 20 ^ ю"5 10'4 10"3 10"2 101 10° 101 102 Скор, нагр.-охл. (инт. 1000-2000 см"1), К/сут Пот восх и нисх изл (инт Ю00-2000 см'1), Вт/м2
Рис. 7. Вертикальные профили скорости нагрева-охлаждения воздуха и восходящего и нисходящего потоков энергии за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервалах частот от 10 до 1000 см-1 (вверху) и от 1000 до 2000 см-1 (внизу) при наличии облаков верхнего яруса
Из рис. 7 видно, что при наличии верхнего облачного слоя скорость нагрева-охлаждения воздуха за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 10 до 1000 см-1 существенно зависит от высоты и достигает значений -70 К/сут (в районе верхней границы облачного слоя на высоте около 10 км) и 50 К/сут (в районе нижней границы верхнего облачного слоя на высоте около 7 км), в центре облачного слоя потоки излучения становятся изотропными. При этом восходящие и нисходящие потоки выше облачного слоя слабо отличаются от потоков на рис. 4, рассчитанных при отсутствии облачного слоя. Также из рис. 7 видно, что скорость нагрева-охлаждения воздуха
за счет переноса собственного излучения атмосферы в интервале частот от 1000 до 2000 см-1 существенно зависит от высоты и достигает значений -10 К/сут (на верхней границе облачного слоя на высоте около 10 км) и 17 К/сут (на нижней границе облачного слоя на высоте около 7 км). При этом восходящие потоки выше среднего облачного слоя примерно на 20-25 % меньше, чем потоки на рис. 4, рассчитанные при отсутствии среднего облачного слоя. Также видно, что вклад в скорость нагрева-выхолаживания излучения в интервале частот от 1000 до 1500 см-1 существенно больше, чем в интервале частот от 1500 до 2000 см-1.
Выводы
Проведенные расчеты показали, что облачные слои большой оптической толщины существенно влияют на поле собственного излучения атмосферы в интервале частот от 10 до 2000 см-1. Внутри облачного слоя поле излучения становится практически изотропным из-за многократного рассеяния. При этом восходящий поток собственного излучения атмосферы в интервале частот от 10 до 1000 см-1 выше облачного слоя не существенно отличается от потока, рассчитанного для безоблачной атмосферы. В интервале частот от 1000 до 2000 см-1 восходящий поток выше облачного слоя примерно на 20-25 % меньше, чем этот поток, рассчитанный при отсутствии облачного слоя. Под облачным слоем восходящий и нисходящий потоки излучения увеличиваются по сравнению с этими потоками в безоблачной атмосфере.
Также расчеты показали, что наличие облаков мало влияет на скорость нагрева воздуха в верхней тропо-, страто- и мезосфере. В районе верхней границы облачного слоя имеет место выхолаживание воздуха со скоростью до 100 К/сут для облачных слоев верхнего, среднего и нижнего ярусов. В середине всех облачных слоев имеет место выхолаживание со скоростью 10-20 К/сут. В районе нижней границы верхнего и среднего облачных слоев имеет место нагрев со скоростью до 50-60 К/сут. В районе нижней границы нижнего облачного слоя имеет место выхолаживание со скоростью 5-15 К/сут. Наличие указанных скоростей нагрева-выхолаживания атмосферы в районе облачных слоев будет нарушать термодинамическое равновесие в атмосфере и вызывать вертикальную конвекцию.
Литература
1. Ленобль Ж. Перенос радиации в рассеивающих и поглощающих атмосферах. Л.: Гидрометеоиздат, 1990. 264 с.
2. Тимофеев Ю. М., Васильев А. В. Теоретические основы атмосферной оптики. СПб.: Наука, 2003. 474 с.
3. Нагирнер Д. И. Лекции по теории переноса излучения: учеб. пособие. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2001. 284 с.
4. Fomin B. A. Effective interpolation technique for line-by-line calculations of radiation absorption in gases // J. Quant. Spectrosc. Rad. Transfer. 1995. Vol. 53. P.663-669.
5. The Spherical Harmonics Discrete Ordinate Method for Three-Dimensional Atmospheric Radiative Transfer / K. Franklin Evans // J. Atmospheric Sci. 1998. Vol. 55. P. 429-446.
6. Numerically stable algorithm for discrete-ordinate-method radiative transfer in multiple scattering and emitting layered media / Knut Stamnes [et al.] // Applied Optics. 1988. Vol. 27, No.12. P. 2502-2509.
7. Новый вариант метода дискретных ординат для расчета собственного излучения в горизонтально однородной атмосфере / Н. И. Игнатьев [и др.] // ЖВМ и МФ. 2015. Т. 55, № 10. C. 109-123.
8. A preliminary cloudless standard atmosphere for radiation computation / R. A. McClatchey [et al.] // World Climate Research Programme / International Association for Meteorology And Atmospheric Physics, Radiation Commission. 1986. WCP 112, WMO/TD-No. 24. P. 60.
9. Манзин И. П. Облака и облачная атмосфера: cправочник. Л. Гидрометеоиздат, 1989. 646 с
Сведения об авторах Федотова Екатерина Алфеевна
младший научный сотрудник, Полярный геофизический институт, г. Апатиты e-mail: godograf87@mail.ru
Мингалёв Игорь Викторович
д. ф.-м. н., старший научный сотрудник, Полярный геофизический институт, г. Апатиты e-mail: mingalev_i@pgia.ru
Орлов Константин Геннадьевич
к. ф.-м. н., ученый секретарь, Полярный геофизический институт, Апатиты e-mail: orlov@pgia.ru
