Влияние облаков на нагрев атмосферы собственным излучением на средних широтах

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

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