Радиационное равновесие

Влияние аэрозольного слоя на равновесные планетарные температуры может быть изучено качественно с помощью простой модели черной поверхности и серой атмосферы (Ackerman. et ah, 1985а). В этой модели предполагается, что атмосфера однородна по температуре, в отсутствие аэрозоля прозрачна для солнечного излучения и в инфракрасном диапазоне имеет коэффициент эмиссии около 0,8, который приблизительно равен среднему коэффициенту эмиссии земной атмосферы. В модель вводится серый (с однородными по спектру оптическими характеристиками) поглощающий и нерассеивающий аэрозоль. Оптическая толщина поглощения в инфракрасном диапазоне ха (IR) определяется просто как некоторая часть оптической толщины поглощения в видимом диапазоне тa(S), и равновесные температуры рассчитываются как функции последней характеристики.
 При увеличении тa(S) равновесная температура поверхности понижается сначала медленно, затем более резко, когда та(s) принимает значения, близкие к единице. Падение температуры является следствием уменьшения количества солнечной энергии, достигающей поверхности. Небольшое повышение температуры при больших значениях та(5) вызвано тем, что аэрозольный слой становится оптически толстым в инфракрасном диапазоне. В расчете с тa(JR) =0 этот эффект не возникает.
В то время как температура поверхности понижается, атмосфера нагревается, так как доля поглощенной ею солнечной энергии увеличивается. Для слоя, являющегося оптически толстым во всем диапазоне длин волн, температуры атмосферы и поверхности стремятся к радиационной температуре, которая определяется как средняя температура черного тела, необходимая для того, чтобы оно высвечивало в космос всю солнечную энергию, поглощенную системой атмосфера — поверхность. Для Земли нормальная радиационная температура приблизительно равна 254 К. Так как эта простая модель не учитывает вертикальную структуру атмосферы, она не может описывать эффекты, обусловленные изменением температуры в самом аэрозольном слое или в атмосфере.
Аналогичная аналитическая модель была использована в работе Голицына и Гинзбурга (Golitzyn, Ginsburg, 1985) для оценки температуры поверхности и средней температуры атмосферы планеты в нескольких различных случаях. Модель дает разумные результаты для чистой и запыленной атмосферы Марса (Гинзбург, 1973; Гинзбург, Фейгельсон, 1971), для чистой и запыленной в результате столкновения с астероидом земной атмосферы и для случая удвоенного содержания углекислого газа в атмосфере Земли. Применение этой модели для расчета изменения термического режима земной климатической системы при различных сценариях ядерной войны дает результаты, аналогичные описанным выше.
В обеих работах (Crutzen et ah, 1984; Ackerman et ah, 1985a) рассматривались аналитические модели равновесия трехслойной атмосферы. Хотя эти модели могут быть использованы для исследования влияния оптически толстых аэрозольных слоев на вертикальные температурные градиенты, они не в состоянии адекватно разрешить структуру распределения температуры внутри самого аэрозольного слоя и поэтому могут дать лишь приближенные решения.
Рассмотренные простые модели обладают ограниченным вертикальным пространственным и спектральным разрешением. Более реалистические исследования могут быть выполнены с помощью одномерных радиационно-конвективных моделей (РКМ). РКМ не только дают более детальное описание радиационного переноса, но и учитывают вертикальную структуру и критерий устойчивости атмосферы. Согласно этому критерию, в том случае, когда профиль температуры становится неустойчивым (т. е. когда вертикальный температурный градиент превышает некоторое критическое значение), в атмосфере мгновенно возбуждаются перемешивающие вертикальные движения, понижающие градиент до его критического значения. Климатическая модель такого типа широко использовалась в климатических исследованиях на протяжении последних 15 лет (Ramanathan, Coakley, 1978). В рамках проблемы оценки климатических последствий ядерной войны серия исследований чувствительности равновесной реакции была выполнена с помощью РКМ рядом исследователей (Ackerman et al., 1985a; Cess et al., 1985; Ramaswamy, Kiehl, 1985). В последнем исследовании представлены результаты на 20-е сутки после инжек-ции аэрозоля, которые по существу характеризуют равновесную реакцию модели..
Как обсуждалось ранее в этой главе, постулировались различные вертикальные распределения дыма. В работе Ра мае вами и Киля (Ramaswamy, Kiehl, 1985) п
роведено сравнение влияния на климат одного и того же количества дыма, распределенного с плотностью, постоянной в нижнем десятикилометровом слое атмосферы (профиль D) и с плотностью, экспоненциально убывающей с высотой с характерным масштабом 3 км (профиль М). В обоих случаях поглощается одно и то же количество солнечной радиации, но распределение тепловыделения различно. В случае М профиль нагрева имеет широкий максимум, центр которого соответствует высоте около 5 км, а при D-распределении резкое увеличение нагрева наблюдается у верхней границы слоя на уровне 10 км. Равновесные профили температуры для этих двух случаев, так же как и для невозмущенной атмосферы. В случае D наблюдаются более резкая и высоко расположенная инверсия температуры и наибольшее охлаждение поверхности (изменение температуры для D-распределения составляет —32 °С, а для М-распределения только —22 °С). Так как поверхность получает одинаковое количество солнечной радиации в обоих случаях, более резкое похолодание при D-распределении связано с тем, что нисходящий поток тепловой радиации, достигающий поверхности, в этом случае оказывается меньше, чем при М-распределении. Это в свою очередь связано с тем, на какой высоте имеет место наибольшее поглощение солнечной радиации. Чем выше уровень максимального поглощения, тем меньшую оптическую толщину (в инфракрасной области) имеет атмосферный слой, расположенный над этим уровнем. Поглощение излучения оптически активными газами стремится удержать инфракрасную радиацию, излучаемую аэрозольным слоем (парниковый эффект). Таким образом, когда уровень максимального поглощения лежит выше слоя атмосферы, определяющего основную часть длинноволновой оптической толщины, значительная часть энергии легко может высветиться в космос. Суммарная энергия, излучаемая слоем и вверх и вниз, в этом случае уменьшится. Акермен и др. (Ackerman et al, 1985a) по существу имеют в виду тот же самый эффект, когда указывают, что увеличение высоты аэрозольного слоя заданной оптической толщины приводит к понижению равновесной температуры поверхности.
В работе Сесса и др. (Cess et al., 1985) использована двухуровневая РКМ для исследования чувствительности температуры поверхности к таким параметрам аэрозольного слоя, как вертикальное распределение и оптическая толщина. В этой модели используются такие же предположения о вертикальной структуре слоя и физике пограничного слоя, как и в двухуровневой модели общей циркуляции атмосферы Орегонского университета (Ghan et al., 1982). Однако перенос радиации в ней был заменен схемой дельта-Эддингтона, а гидрологический цикл рассчитывался в предположении о постоянной относительной влажности. Авторы установили, что в отличие от климатических реакций на изменения солнечной постоянной и концентрации: углекислого газа в атмосфере чувствительность к увеличению концентрации аэрозоля нелинейна из-за конвективного взаимодействия между поверхностью и тропосферой и экспоненциального характера поглощения солнечного излучения. В случае тролосферных аэрозольных слоев с малой оптической толщиной солнечная радиация, достигающая поверхности земли, достаточно велика, чтобы возбудить конвективную связь между тропосферой и поверхностью. Пока эта связь поддерживается, температуры поверхности и тропосферы практически остаются неизменными. Обе температуры могут возрасти, если планетарное альбедо уменьшится в результате аэрозольного поглощения, или упасть, если альбедо увеличится вследствие рассеяния излучения аэрозолем. Однако под плотными дымовыми облаками связь между поверхностью и нижней атмосферой может разорваться вследствие повышения устойчивости средней тропосферы и уменьшения тепловыделения у поверхности, так как оба этих фактора подавляют конвекцию. Падение температуры поверхности в результате может оказаться значительным, так как прямой солнечный нагрев существенно снизится, а гидродинамический перенос тепла из атмосферы к поверхности будет подавлен. Температурный режим поверхности в этом случае станет очень чувствительным к малым изменениям радиационных факторов.
Кроме исследований с помощью РКМ, Сесс и др. (Cess et ai, 1985) выполнили расчеты на чувствительность с помощью модели общей циркуляции атмосферы Орегонского университета с модифицированной схемой радиационного переноса (для расчета поглощения и рассеяния солнечного излучения использовалось приближение дельта-Эддингтона). Результаты расчетов показали,