Влияние дымового слоя на поверхность суши

Для суши влияние толстого дымового слоя на поток явного тепла можно полностью предсказать. Из-за существенного уменьшения инсоляции температура поверхности быстро падает и становится ниже температуры приземного воздуха. Таким образом, формируется инверсия. Хотя это явление возникает каждую ночь, полярная ночь может служить ярким примером того, что происходит на более продолжительных временных масштабах. Здесь глубина инверсии достигает километра или более, а разность температур в этом слое может составлять 15—20 °С. Типичный средний температурный профиль, полученный в результате зондирования в феврале в Барроу на Аляске. Отметим чрезвычайно высокую устойчивость нижнего километрового слоя, который сдерживает нисходящий перенос явного тепла, обусловленный механической турбулентностью.
Механическая турбулентность возбуждается в результате торможения гидродинамических потоков о поверхность Земли. Торможение генерирует вертикальные вихри, которые при устойчивых условиях в результате перемешивания создают нисходящие потоки тепла к поверхности. По сравнению с плавучестью (которая создает восходящий поток тепла от поверхности) механическая турбулентность, зависящая от шероховатости поверхности и локальной скорости ветра, исследована сравнительно слабо. Как правило, существующие модели общей циркуляции атмосферы включают достаточно простое описание пограничного слоя. Способность современных моделей адекватно воспроизводить параметры устойчивого пограничного слоя необходимо исследовать, принимая во внимание важность этих процессов для определения температуры поверхности. Правильное определение нисходящих тепловых потоков особенно критично на начальной стадии, когда скорость и величина охлаждения поверхности, вероятно, существенно зависят от количества тепла, поступающего из атмосферы.
Роль латентного теплообмена в результате испарения, переноса и конденсации влаги в балансе энергии на поверхности в этих условиях скорее всего заметно уменьшается. При слабой или пренебрежимо малой инсоляции испарение может быть сильно подавлено. В течение переходного периода, когда пограничный слой охлаждается, фактически происходит конденсация. На более поздних стадиях низкое давление насыщенных паров в охлажденном приземном воздухе препятствует сильному испарению, даже если вода или лед имеются на поверхности. Низкая скорость испарения и подавление конвективного перемешивания, по-видимому, неизбежно должны приводить к уменьшению количества осадков на суше. Перенос влаги из океанских в материковые районы не компенсирует полностью отсутствия испарения и перемешивания. В целом можно заключить, что перенос скрытого тепла будет, вероятно, играть малосущественную роль в балансе энергии на поверхности суши.
Эти качественные выводы относительно энергетического баланса на поверхности подтверждаются результатами работы Кови и др. (Covey et al, 1985), где представлен более подробный анализ расчетов по модели общей циркуляции атмосферы, впервые опубликованных в 1984 г. (Covey et al, 1984). В работе установлено, что в материковых районах, над которыми находится оптически толстый аэрозольный слой, вклад фазовых переходов влаги в баланс тепла на поверхности фактически становится даже положительным, указывая на суммарное выделение тепла в результате конденсации при этих условиях. Эти расчеты более подробно обсуждаются в гл. 5.
Дополнительное подтверждение сделанных выводов дают расчеты с двухуровневой РКМ (Cess et al, 1985), описанные в разделе, посвященном моделям радиационного равновесия. В этой работе предполагалось, что аэрозоль распределен с постоянным отношением смеси между поверхностью и верхним уровнем модели, соответствующим изобарической поверхности с давлением 200 мбар. Непрозрачностью дыма в длинноволновом диапазоне спектра авторы пренебрегали. В РКМ поверхность по предположению не имеет теплоемкости, поэтому ее температура определяется из условия баланса между поглощенной солнечной энергией, полным потоком инфракрасного излучения и потерями скрытого и явного тепла.  Солнечная радиация, достигающая поверхности, ослабляется аэрозольным слоем. Суммарный поток скрытого и явного тепла постепенно уменьшается и, наконец, меняет знак. Небольшой тепловой поток, сохраняющийся при оптических толщинах, превышающих 2,5, обеспечивается турбулентностью в пограничном слое. Сумма этого остаточного теплового потока и ослабленной солнечн
ой радиации должна быть сбалансирована потерями энергии за счет теплового излучения поверхности.
При нормальных условиях тепловой поток в почву и из почвы относительно малосуществен. Его основная роль на характерных временах порядка сезона, как можно считать, состоит в том, что он определяет амплитуду суточных вариаций температуры. Почвы с низкой теплопроводностью, такие как песок, сохраняют мало тепла, и изменение их температуры в течение суток велико. Глинистые и суглинистые почвы, теплопроводность которых выше, сохраняют больше тепла, которое снижает до некоторой степени амплитуду суточных вариаций температуры поверхности. Теплопроводность почв тесно связана с их влажностью. Влажные почвы намного лучше проводят тепло, чем сухие. Отсюда следует, что при падении температуры поверхности ниже температуры замерзания воды тепловой поток в почве существенно уменьшится. Короче говоря, тепловые потоки из почвы и в почву в случае ее высокой теплопроводности могут играть важную роль, смягчая охлаждение поверхности на временных масштабах порядка нескольких дней. В течение более длительного промежутка времени и при низкой тепло проводности почв маловероятно, чтобы этот фактор оказался существенным.
Последней компонентой энергетического баланса поверхности суши, которую следует рассматривать, является нисходящая тепловая радиация. На первый взгляд, можно ожидать, что этот член увеличится в результате повышения температуры аэрозольного слоя. Однако ситуация более сложна. Прежде всего большая часть нисходящей тепловой радиации, достигающей поверхности при нормальных условиях, излучается из относительно теплых слоев нижней тропосферы. Если они охлаждаются при загрязнении аэрозолем вышележащих слоев атмосферы, то нисходящая тепловая радиация, достигающая поверхности, фактически уменьшится из-за падения эффективной радиационной температуры в нижней тропосфере. Хотя излучение теплого аэрозольного слоя может частично компенсировать это уменьшение, маловероятно, чтобы такая компенсация была полной, если только основная часть аэрозоля не сконцентрирована в очень низких слоях атмосферы.
 Для равномерно перемешанного дыма, оптическая толщина которого мала, поглощение поверхностью инфракрасной радиации увеличивается из-за прогрева нижней атмосферы. С возрастанием оптической толщины полный поток инфракрасного излучения у поверхности начинает уменьшаться и при оптической толщине порядка 2 становится меньше своего невозмущенного» значения. Вместе с тем при той же оптической толщине температура земли уменьшается на 15 °С, поэтому поверхность излучает намного меньше инфракрасной радиации (так как тепловое излучение черного тела пропорционально четвертой степени его температуры). Отсюда следует, что нисходящие потоки инфракрасного излучения атмосферы также в значительной-степени ослабляются. Расчетные значения нисходящих потоков инфракрасной радиации могут быть до некоторой степени занижены вследствие пренебрежения непрозрачностью аэрозоля в инфракрасной области. Однако эта поправка, по-видимому, мала при рассматриваемых оптических толщинах. Более того, как отмечалось при обсуждении результатов моделирования режимов радиационного равновесия, распределение с постоянным отношением смеси аэрозоля, использованное Сессом и др. (Cess et al., 1985), соответствует ситуации, когда значительная часть дыма расположена в нескольких нижних километрах атмосферы, что в свою очередь увеличивает нисходящее инфракрасное излучение от аэрозольного слоя к поверхности.
Акермен и др. (Ackerman et al., 1985а) провели расчеты, иллюстрирующие этот эффект. Их результаты, учитывающие-непрозрачность аэрозоля для теплового излучения, показывают, что при радиационно-конвективном равновесии сажевый слой с оптической толщиной экстинкции в видимом диапазоне, равной 3, расположенный в диапазоне высот от 8 до 14 км, может ослабить приблизительно на 20% нисходящее тепловое излучение, достигающее поверхности, по сравнению с нисходящим потоком инфракрасной радиации в случае безоблачного неба в невозмущенном случае. Если предположить, что аэрозоли в этом слое имеют равные оптические толщины в видимом и длинноволновом диапазонах, то в равновесии нисходящий тепловой лоток по существу останется неизменным. Таким образом, хотя оптически тонкие приповерхностные аэрозольные слои могут увеличить нисходящую инфракрасную радиацию, достигающую поверхности, слои умеренной оптической толщины в средн