ходимо разбить радиационную энергию иа несколько диапазонов длины волн, а не только на два ( длинные и короткие волны), и учесть поглощение в каждом диапазоне отдельно. Кроме того, должны быть сделаны поправки на отражение и рассеяние. Они зависят от распределения и альбедо облаков и от альбедо подстилающей поверхности.

Короткие болны

Д/1инные вошг

Стек/io

у Почда /,

Рис. 1.5. Парниковый эффект. Стекло прозрачно для коротковолновой ради,1-ции, суммарный направленный вниз ноток которой равен /. Уравновешива1р-щий направленный вверх поток длинноволновой радиации от почвы равен с/, доля е которого поглощается стеклом н нагревает его, что вызывает излучение потока В в обоих направлениях.

Расчет радиационного баланса атмосферы приведен иа рис. 1.6. Принимая приходящий поток за 100 единиц, находим, что отраженный и рассеянный поток коротковолновой радиации будет равен 100 а 30 единицам. Остается 70 единиц суммарного направленного вниз потока коротковолновой радиации иа верхней границе атмосферы, из которых 19 единиц поглощается в атмосфере и только оставшаяся 51 единица поглощается поверхностью. Имеется также большое количество (по оценке [473], 98 единиц) длинноволновой радиации, поглощаемой поверхностью. Это обратная радиация от атмосферы. (Возможно, что обратная радиация превышает приходящую. Это можно показать, обобщая рис. 1.5 на случай нескольких листов стекла.) Суммарное излучение поверхностью (разность между направленными вверх и вниз потоками) длинноволновой радиации составляет 21 единицу, оставшийся направленный вверх поток в 30 единиц передается через конвекцию. Поднимающийся к верхней границе атмосферы поток равен 70 единицам, как требуется для баланса пришедшей коротковолновой радиации. Средняя температура поверхности соответствует 98-J-51 = 149 единицам

flpuxaj.eu.a.i

КОСМОС /да

Отраженная

Уходящая инфак/пасиая раааа1гия

ЖМОСФЕРА

/7ог/7ощё/,ие J за счет

С(/мтрте излучение за счет СО

Изличение за счет обткоВ{

Отражение пооерхностю

Суммарное из/?1/ченае инфракрасной раааациа от noSepxHOcmu

fi Погтцение / за счет Н2О, СО

тепла v

Рис. 1.6. Радиационный баланс атмосферы. [Переработано из Understandiiigf Climatic Change*, U. S. National Academy of Sciences, Washington, D. C, 1975, p. 14, и использовано с разрешения.]

радиационного потока энергии на поверхности, а не 70 единицам, излучаемым на верхней границе атмосферы. Последний поток проще связать с температурой на верхней границе облаков.

1.5. ЭФФЕКТЫ КОНВЕКЦИИ

Радиационное равновесие, описанное в разд. 1.3, было найдено как решение, которое получается при отсутствии движения атмосферы. Это утверждение не вполне точно, так как радиационное равновесие основывалось иа наблюдаемом распределении водяного пара. Это распределение не предопределено; оно является результатом баланса, который формируется при участии движения атмосферы.

Чтобы показат(5 влияние движения атмосферы на баланс, рассмотрим атмосферу, которая в некоторый начальный момент не содержала бы водяного пара, однако находилась в радиационном равновесии. Если бы атмосфера совсем не поглощала излучение, то поверхность Земли нагревалась как и при отсутствии атмосферы (см. разд. 1.3), однако вышелекащий воздух оставался бы холодным. Хотя такая система будет находиться в радиациониом равновесии, она не будет находиться в динамическом равновесии, так как воздух, нагреваясь благодаря контакту с поверхностью, не может оставаться ниже холодного воздуха, находящегося над ним, без возникновения конвекции. Такая конвекция происходит в наполненном водой котле, подогре-

ваемом снизу. Возникающее энергичное движение в атмосфере поднимает вверх не только тепло, но также и пары воды, образующиеся при испарении на поверхности. Водяной пар затем воздействует на радиационный баланс в силу его свойства поглощать радиацию, так что конечное равновесие зависит от баланса между радиационными и конвективными эффектами и называется радиационно-конвективным равновесием.

Возникнет или нет конвекция, будет зависеть от вертикального градиента, т. е. от скорости, с которой температура атмосферы уменьшается с высотой. Конвекция происходит только тогда, когда вертикальный градиент температуры превосходит определенное значение. Это значение можно вычислить, прослеживая изменение температуры выделенного объема воздуха, который движется адиабатически вверх или вниз, т. е. без обмена теплом с окружающим этот объем воздухом. Когда такой объем поднимается, то давление падает, объем расширяется, и поэтому его температура понижается. Скорость, с которой температура понижается с высотой вследствие расширения объема, называется сухоадиабатическим вертикальным градиентом; он равен примерно 10 К/км. Если температура окружающей среды падает с высотой быстрее, то поднимающийся объем будет теплее окружающей его среды и поэтому будет подниматься ненре-рывно вверх под действием силы плавучести. Другими словами, ситуация не будет устойчивой, и возникнет конвекция.

Конвекция поднимает тепло вверх и тем самым уменьшает вертикальный градиент до величины, при которой устанавливается равновесие и при которой конвекция не может больше возникнуть. Другой путь состоит в том, чтобы описать ту же идею через потенциальную энергию. Если вертикальный градиент превосходит адиабатическую величину, то потенциальную энергию можно уменьшить, перемещая объемы адиабатически иа другие уровни. Таким образом, энергия высвдбождается и расходуется на возбуждение конвекции.

Если атмосфера содержит лишь небольшое количество водяного пара, то конвекция возникнет в случае, если будет превзойден сухоадиабатический вертикальный градиент. В действительности ситуация осложняется тем фактом, что воздух при заданной температуре и давлении может содержать только определенное количество водяного пара. Отношение количества водя ного пара к количеству пара при насыщении называется относительной влажностью. Когда относительная влажность достигает 100 %, то в воздухе конденсируются водяные капли, образуя тем самым облака. Сконденсировавшаяся вода в конце концов возвращается иа поверхность Земли в виде осадков.

Гидрологический цикл (кругооборот воды) влияет на энергетический баланс атмосферы несколькими существенными путями. Во-первых, облака оказывают существенное влияние иа