ИЗВЕСТИЯ РАН. ФИЗИКА АТМОСФЕРЫ И ОКЕАНА, 2015, том 51, № 2, с. 131-145
УДК 551.521
РАДИАЦИОННЫЙ И ТЕМПЕРАТУРНЫЙ ЭФФЕКТЫ МОЩНОГО ВЫНОСА ПЫЛЕВОГО АЭРОЗОЛЯ В АТМОСФЕРУ
© 2015 г. И. А. Горчакова*, И. И. Мохов*, А. Н. Рублев**
*Институт физики атмосферы им. А.М. Обухова РАН 119017Москва, Пыжевский пер., 3 E-mail: mokhov@ifaran.ru **НИЦ "Планета" 123242 Москва, Большой Предтеченский пер., 7 Поступила в редакцию 28.01.2014 г., после обработки 29.04.2014 г.
Получены количественные оценки радиационного и температурного эффектов пылевого аэрозоля во время мощного выноса минеральной пыли из пустыни Сахара с 28 января по 6 февраля 2000 г. по данным измерений на станции AERONET в Нигерии (Илорин). В расчетах используются модель пылевого аэрозоля с пылевыми частицами, радиусы которых не превышают 15 мкм (согласно данным AERONET), и модель с учетом крупных частиц (КЧ) с максимальным радиусом 60 мкм и спектральным ходом коэффициента преломления из ОРАС. В коротковолновой области спектра оптическая толщина ослабления аэрозоля увеличивается при учете КЧ в модели аэрозоля, альбедо однократного рассеяния аэрозоля уменьшается по сравнению с соответствующими оптическими параметрами первой модели. Пылевой аэрозоль выхолаживает земную поверхность. Система земная поверхность—атмосфера при наличии КЧ пылевого аэрозоля может и выхолаживаться и нагреваться, тогда как система земная поверхность—атмосфера выхолаживается, если не учитывать КЧ, радиус которых меньше 15 мкм. Скорость охлаждения приповерхностного слоя атмосферы толщиной 10 м AT изменяется в диапазоне —(4—21)°С/день без учета влияния КЧ, радиус которых больше At
15 мкм, на перенос солнечного излучения, а при их учете — в диапазоне —(6—36)°С/день. В длинноволновой области спектра система земная поверхность—атмосфера нагревается сильнее при учете КЧ в модели аэрозоля, чем без их учета. Скорость нагревания приповерхностного слоя толщиной 10 м за весь период пылевого выброса не превышает ~0.5°С/день без учета КЧ (алгоритм AERONET), при учете КЧ (данные моделирования) достигает максимального значения 0.6°С/день.
Ключевые слова: пылевой аэрозоль, аэрозольный радиационный форсинг, мощный пылевой выброс, пылевые частицы.
Б01: 10.7868/80002351515010058
ВВЕДЕНИЕ
Пылевой (минеральный) аэрозоль оказывает существенное прямое и косвенное воздействие на радиационный баланс земной климатической системы. Сильная изменчивость состава и свойств минерального аэрозоля затрудняет получение количественных оценок его радиационных эффектов. Особенно велик диапазон изменчивости этих оценок в регионах, подверженных влиянию мощных выносов из пустынь во время песчаных бурь.
Важным источником данных о вариациях свойств минерального аэрозоля в толще атмосферы в различных регионах является глобальная наземная сеть станций ЛЕЯОМЕТ (ЛЕго8о1 ЯОЪоНс
МЕТлюгк), оснащенных солнечными фотометрами С1МЕЬ. При этом существенно, что при определении оптических параметров аэрозоля по данным измерений С1МЕЬ в алгоритме восстановления оптических параметров аэрозоля, который используется в сети ЛЕЯОМЕТ [1], не учитываются крупные частицы (КЧ) с радиусами более 15 мкм. В то же время по данным многих измерений во время пылевых бурь максимальные радиусы частиц пылевого аэрозоля заведомо больше 15 мкм [2—5]. Пустынный аэрозоль, включая сахарский, характеризуется широким спектром размеров частиц с радиусом от 0.02 до 100 мкм [2]. Также широкая область изменения радиуса пылевых частиц рассматривается в [3, 4]. В моделях глобального пе-
реноса [6, 7] учитываются КЧ, включая песчаную фракцию. В частности, в [6] моделируется перенос четырех фракций минерального аэрозоля с эффективными радиусами частиц 0.73, 6.1, 18 и 38 мкм.
По данным, полученным во время эксперимента ACE-2 (Aerosol Characterisation Experiment) в 1997 г. над северо-восточной частью Атлантического океана [5], было отмечено, что КЧ пыли, попавшие в атмосферу во время пыльной бури в Сахаре, оказывают значительное влияние на наблюдаемые оптические свойства аэрозоля. При этом альбедо однократного рассеяния пылевого
ггП 550
аэрозоля на длине волны 550 нм ю0 снижалось до значения 0.75, обуславливая повышенное поглощение солнечной радиации в атмосфере.
На сайте AERONET (http://aeronet.gsfc.nasa.gov) доступны результаты расчетов потоков солнечного излучения, полученные с использованием измеренных или восстановленных параметров аэрозоля. При этом, согласно [8], отмечается заметное различие результатов расчетов AERONET и прямых измерений солнечных потоков при высокой оптической толщине аэрозоля в период мощных пылевых выбросов в атмосферу. Поэтому учет фракции пылевого аэрозоля с радиусами частиц более 15 мкм важен при определении оптических характеристик пылевого аэрозоля, включая вероятность выживания кванта, особенно при мощных пылевых выносах [9].
Цель данной работы — получение количественных оценок влияния фракции грубодисперсного аэрозоля с радиусами частиц более 15 мкм на радиационные характеристики в условиях мощного пылевого выноса из пустыни Сахары в январе-феврале 2000 г. [10]. В качестве исходных данных использовались результаты измерений атмосферных и аэрозольных параметров на станции AERONET Илорин (8.32о N, 4.34о E) в Нигерии — примерно в 800 км от пустыни Сахара (см. http://aeronet.gsfc/nasa.gov).
Получены оценки прямого аэрозольного радиационного форсинга на нижней и верхней границах атмосферы. Аэрозольный радиационный форсинг оценивался как в коротковолновой, так и в длинноволновой областях спектра. Также оценивались изменения температуры приповерхностного слоя атмосферы толщиной 10 м. Влияние КЧ пылевого аэрозоля определялось в сопоставлении результатов расчетов для моделей пылевого аэрозоля с учетом и без учета наличия в атмосфере частиц с радиусами более 15 мкм.
АЛГОРИТМ ОЦЕНКИ РАДИАЦИОННОГО ЭФФЕКТА ПЫЛЕВОГО АЭРОЗОЛЯ
Для оценки радиационных эффектов пылевого аэрозоля рассчитывались величины аэрозольного радиационного форсинга (АРФ) на поверхности = 0) и на верхней границе атмосферы Я-аМ = да):
ЛаМ = 0) = = 0)т - О (г = 0)т = 0, (1) ЯаМ = да) = 0(г = да)т - 0(г = да)т = о- (2) Здесь г — высота,
0(г) = Ш(г) - 0т(г), (3)
= 0), = да) — интегральные потоки нисходящей радиации на поверхности и на верхней границе атмосферы и = 0), = да) — соответствующие потоки восходящей радиации при наличии аэрозоля с оптической толщиной т и без аэрозоля (т = 0) (см., например [11]). При этом использовались приближенные методы расчета интегральных потоков солнечного [12, 13] и теплового [13, 14] излучения с использованием интегральной функции пропускания (ИФП) атмосферы.
Метод расчета интегральных потоков солнечной радиации в коротковолновом диапазоне 0.2— 4.0 мкм основан на решении уравнения переноса излучения в двухпотоковом приближении 8-Эд-дингтона. ИФП учитывает поглощение солнечного излучения атмосферными газами (Н2О, СО2, О3, О2), молекулярное рассеяние, рассеяние и поглощение аэрозольными частицами. Интегральные потоки солнечного излучения для условий ясного неба рассчитываются с точностью около 1% [12, 13].
При расчетах интегральных потоков в длинноволновой области спектра 4—40 мкм использовалось предположение нерассеивающей плоскопараллельной атмосферы, а поверхность Земли рассматривалась как черное тело. Для безоблачной атмосферы рассчитывалась ИФП атмосферными газами (Н2О, СО2, О3) и аэрозолем. Точность метода расчета длинноволновых потоков оценивалась в сравнении с полинейными расчетами [13, 14]. В [13] представлены соответствующие результаты сравнения потоков солнечной и тепловой радиации как для безоблачной, так и для облачной атмосферы.
В [15] приведены результаты расчетов тепло -вых потоков с использованием различных радиационных кодов для 55 атмосферных режимов в пяти климатических зонах. Результаты расчетов по приближенному методу [13, 14] показали, что до высоты 6 км значения восходящих потоков рассчитываются с погрешностью от 1 до 3%.
Максимальные отклонения восходящих потоков в разных климатических зонах варьируют от 8 до 14 Вт/м2. Погрешность нисходящих на земную поверхность тепловых потоков составляет 2—3%, при этом она убывает с уменьшением абсолютной влажности в атмосфере.
Для оценки влияния аэрозоля на интегральные радиационные потоки использовалась полуэмпирическая модель (ПЭМ) аэрозоля [16, 17], при этом в расчетах оптические характеристики пылевого сахарского аэрозоля задавались в слое атмосферы от 0 до 3 км [10]. Основой ПЭМ служит континентальная модель аэрозоля соП-1 [18]. Оптическая толщина пылевого аэрозоля определялась как разность полной оптической толщины аэрозоля в вертикальном столбе атмосферы (данные ЛЕЯОМЕТ) и оптической толщины аэрозоля в слое атмосферы выше 3 км со стратификацией соП-1 [18].
Для определения оптических параметров пылевого аэрозоля с учетом КЧ применялся модифицированный алгоритм [19], основанный на использовании спектральных оптических толщин аэрозоля — данных ЛЕЯОМЕТ. Алгоритм заключается в воспроизведении измеренного спектрального хода аэрозоля специальной моделью, состоящей из трех фракций: мелкодисперсной, среднедисперсной и грубодисперсной. Каждая фракция задавалась фиксированным распределением частиц по размерам и спектральным ходом коэффициента преломления. Оптические характеристики фракций предварительно рассчитывались по теории Ми. Согласование расчетов с измерениями в аэрозольных каналах фотометром С1те1 производилось с использованием метода наименьших квадратов путем изменения числа частиц каждой фракции в вертикальном столбе атмосферы. При этом вклад пылевой фракции учитывался с поправкой на рассеяние вперед в поле зрения С1те1. Среднеквадратическое отклонение <зег рассчитанных и измеренных значений спектральных оптических толщин аэрозоля зависит от величины оптической толщины аэрозоля та. В диапазоне изменений оптической толщины на длине волны 550 нм от 0.2 до 4.5 величину аег
можно оценить согласно аег = 0.002 + 0.03 х та. Это практически точно при та меньше 1 совпадает с оценками точности измерений [20]. В модифицированном алгоритме [19] для грубодисперсной фракции использо
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.