Конспект лекций по «Термодинамике атмосферы»



жүктеу 232.43 Kb.
Дата28.07.2018
өлшемі232.43 Kb.
түріКонспект лекций


Краткий конспект лекций по

«Термодинамике атмосферы»
Вводный курс (18 часов).

I. Введение
Предмет, понятия и терминология. Природа, окружающая среда и ресурсы.
«Термодинамика атмосферы» изучает термические режимы атмосферы и их устойчивость. Атмосфера является одной из подсистем климатической системы. Климатическая система включает в себя пять взаимосвязанных подсистем:


  • атмосфера;

  • биосфера (или биота);

  • гидросфера (мировой океан, реки, озера);

  • криосфера (Антарктида, горные ледники и т.п.)

  • литосфера;

Биотой называется совокупность всей флоры и фауны, т.е. всего растительного и животного мира Земли, включая человека. Естественно распределенная по земному шару биота называется биосферой. Окружающая среда, это часть биосферы, атмосферы, гидросферы и т.д. существенно измененная человеком в результате и/или интересах своей жизнедеятельности. Запасы полезных ископаемых, мощность фотосинтеза (для производства продуктов питания и древесины), мощность возобновляемых источников энергии, рек, ветра, солнечной энергии рассматриваются в качестве ресурсов человечества.


Рост народонаселения - ключевая проблема.



Рис. 1.

На Рис.1 приведен график роста населения Земли. Зеленая кривая – реконструкция по историческим данным, синяя – модель. Рост народонаселения в основном определяется рождаемостью и средней продолжительностью жизни. Отмечено, что в течение последних примерно 100 лет, население Земли удваивается каждые 30 лет. Так как средняя по планете продолжительность жизни человека составляет примерно 60 лет, это означает, что число детей в среднем на одну семью превышает 4 человека. Для поддержания достаточно комфортных условий жизни современный человек потребляет в среднем около 2 кВт мощности, в результате, мощность мировой энергетики составляет порядка 1013 Вт. Быстрый рост численности населения Земли и растущее потребление природных ресурсов человечеством привело к тому, что человек уже вышел далеко за рамки своей экологической ниши, Рис. 2.




Рис.2
Относительная скорость деструкции биоты организмами в зависимости от их размера. Зеленая кривая – естественная зависимость, красный выступ – деструкция человеком.

Проблема глобального потепления. Накопление СО2 в атмосфере, антропогенный парниковый эффект. Экономические и социальные аспекты проблемы.
В настоящее время на передний план выходит проблема Глобального потепления, которая связана с наблюдаемыми изменениями в термическом режиме атмосферы и ростом стохастизации климата. На Рис. 3 приведена сравнительная зависимость наблюдаемых изменений среднегодовой температуры воздуха и содержания углекислого газа в атмосфере.



Рис. 3


Рис.4

На Рис.4 представлен временной ряд среднемесячных данных наблюдения содержания углекислого в атмосфере, на метео обсерватории Мауна-Лоа (Гаваи), начиная с 1959 г. Отчетливо видны сезонные колебания CO2 в атмосфере, связанные с ростом фотосинтеза и увеличением стока СО2 в биоту в вегетационный период. Однако, как видно из графика, мощности современной биоты недостаточно, чтобы остановить растущую эмиссию углекислого газа в атмосферу. В результате, избыточное количество CО2 в атмосфере, накопленное за последние 100 лет (примерно 80 ppm) привело к дополнительному (антропогенному) парниковому эффекту, мощность которого составляет порядка 1015 Вт. Эта дополнительная мощность идет на подогрев поверхности планеты, увеличения испарения и, соответственно, на возмущение климата, приводящее к росту числа и масштабов экстремальных климатических событий.





Рис.5
На Рис. 5 приведена статистика природных катастроф, наблюдаемых примерно за последние 25 лет. Основную долю из всех природных катастроф (включая величину ущерба) составляют катастрофы, связанные с экстремальными климатическими событиями – это наводнения, тропические штормы (ураганы) и засухи. Величина совокупного ущерба от климатических катастроф в настоящее время превышает 100 млрд. долл. в год, в то время как еще 25 лет назад составляла около 10 млрд. долл. в год. Если учесть, что свободные инвестиционные ресурсы мировой экономики составляют в среднем около 300 млрд. долл. в год, то такая высокая скорость роста ежегодного ущерба от климатических катастроф может в скором будущем привести к тому, что человечество просто лишится свободных инвестиционных ресурсов, необходимых для своего развития и будет вынуждено расходовать их на ликвидацию последствий природных катастроф.


Аэрокосмические технологии наблюдения за Землей и изучения глобальных изменений на планете.
Для изучения термического режима атмосферы, глобального мониторинга состояния климатической системы, наблюдения за экстремальными природными событиями и т.п. в рамках международных программ наблюдения Земли из космоса создается международная система - Earth Observation System. Она включает в себя группировку спутников на полярных орбитах с современными сенсорами на борту, зондирующими Землю в различных спектральных диапазонах: микроволновом, дальнем и ближнем инфракрасном, видимом и ультрафиолетовым диапазонах. Орбиты таких спутников проходят через полюса под углом к экватору близким к 90 градусам, что позволяет наблюдать практически всю Землю за 10-20 витков.


Рис.6. Наблюдение со спутника за образованием тайфуна.


Рис.7. Наблюдение со спутника за извержением вулкана.


Рис.8. Определение температуры поверхности из спутниковых данных.


II. Солнечная энергия и упорядоченные процессы в природе

Земля как открытая система. Солнечное излучение, потоки энергии и энтропии. Трансформация солнечной энергии на Земле, фотонная мельница.
Земля является открытой системой, обменивающаяся с внешней средой (космосом) энергией и веществом. Приток вещества происходит за счет падения метеоритов и солнечного ветра, а вынос за счет эмиссии в космос горячих газов верхней атмосферы. Обмен энергией происходит за счет притока солнечного излучения и охлаждения планеты уходящим тепловым излучением, Рис. 9.


Рис.9.
В некотором приближении излучение Солнца можно рассматривать как фотонный газ с температурой Тс = 5800 К. Мощность излучения Солнца, приходящего на единичную перпендикулярную площадку называется солнечной постоянной Iс, величина которой зависит от расстояния планеты до Солнца и для Земли определяется формулой:

Iс = (Rc /Lз-с)2 Tс4, (1)
Где = 5.67 * 10-8 Bт/м24 – постоянная Стефана-Больцмана, Rc = 695 990 км,, Lз-с = 1 а.е. = 149 600 000 – радиус Солнца и расстояние от центра Солнца до Земли, соответственно. Согласно измерениям со спутников величина солнечной постоянной составляет Iс = 1370 Вт/м2. Соответственно, в среднем за сутки на единицу поверхности Земли падает из космического пространства (1/4) Iс = 343 Вт/м2. Из них 30% отражается обратно в космическое пространство за счет планетарного альбедо Земли А = 0.3. В результате, мощность солнечного излучения, входящего в атмосферу Земли и определяющая тепловой баланс планеты равна:
(1/4) Iс (1-А) = 240 Вт/м2 (2)
Измерения показывают, что Земля в среднем поглощает 240 Вт/м2 солнечного излучения с температурой Тс = 5800 К и излучает такую же интенсивность теплового излучения с эффективной температурой Тз = 255 К, что является простым следствием выполнения радиационного (энергетического) баланса:
(1/4) Iс (1-А) = Tз4 (3)
Умножая эту величину на площадь поверхности Земли 4Rз2 (Rз = 6378 км) получим полную мощность приходящего солнечного излучения = 1.2 * 1017 Вт. В пересчете на массу фотонов (Е = mc2) это дает примерно 1.33 кг фотонов солнечного света, ежесекундно падающих на нашу планету или 420000 тонн в год. Такая же масса фотонов теплового излучения покидает Землю. Однако при этом происходит процесс перевода низкоэнтропийного солнечного излучения в высокоэнтропийное тепловое излучение, за счет «преобразования» одного фотона солнечного излучения в 20 фотонов теплового излучения, так называемая фотонная мельница. Уходящее в космос тепловое излучение Земли при этом можно рассматривать как фотонный газ с температурой Тз = 255 К. Максимальный КПД такой тепловой машины определяется формулой Карно:
= (Тс - Тз)/ Тс = 0.96 (4)
В результате функционирования такой тепловой машины происходит экспорт энтропии S с Земли в космическое пространство. Величина экспорта энтропии с единицы площади равна:
dS/dt = (4/3) {(1/4) (1-А) (Rc /Lз-с)2 Tс3 - Tз3 } =
= (4/3)* 240 Вт/м2 * (1/Тс – 1/ Тз) = - 1 Вт/м2К. (5)

Тепловой баланс планеты без атмосферы. Равновесная радиационная температура. Состав атмосферы, перенос радиации в атмосфере.
Если бы у Земли отсутствовала атмосфера, ее радиационный баланс определялся бы формулой (3). Температура ее поверхности в этом случае была бы Тз = 255 К или – 180 С. Полученное таким образом значение температуры Земли называется равновесной радиационной температурой планеты. Однако, согласно метеонаблюдениям среднегодовое значение температуры приземного воздуха составляет Т = 288 К, или 150 С. Эта разница в 330 С определяется парниковым эффектом за счет атмосферы Земли, служащей своего рода одеялом планеты.

Земная атмосфера состоит из таких газов как: азот - N2 (около 78%), кислород - O2 (около 21%), аргон - Ar (около 1%), а также так называемые парниковые газы - это пары воды - H2O, углекислый газ - CO2, метан - CH4, озон - O3, окислы азота - NxOy и др. (менее 1%). В атмосфере также присутствуют примеси аэрозоля, водного (облаков), частиц пыли, вулканической сажи и т.п. Физика парникового эффекта заключается в том, что нагреваемая солнцем поверхность Земли излучает в атмосферу тепловую радиацию мощностью T4 , которая частично поглощается вышеуказанными парниковыми газами атмосферы и аэрозолем. Затем поглощенное атмосферой тепловое излучение переизлучается, одна часть в космическое пространство, другая часть к поверхности Земли, создавая тем самым ее дополнительный нагрев. Благодаря определенному (относительно постоянному) количеству парниковых газов в атмосфере, у поверхности Земли поддерживается достаточно комфортная постоянная среднегодовая температура воздуха, равная 288 К.

Солнечное излучение также испытывает ослабление в результате его прохождения через толщу атмосферы из-за рассеяния и поглощения как аэрозолем, так и атмосферными газами. Ослабление солнечного излучения в атмосфере распространяющегося вдоль оси z можно описать законом Бугера:
dI/dz = - kI - в дифференциальной форме (6)

Iz) = I(z=0) exp (-k(z) dz) – в интегральной форме (7)

Где Iz=) [Вт/м2] – интенсивность солнечного излучения на частоте , приходящая на верхнюю границу атмосферы, Iz) – интенсивность солнечного излучения в точке z, k(z) [см-1] – значение коэффициента ослабления излучения атмосферой в точке z, Н – длина пути солнечного луча в атмосфере k(z) = kр(z) + kп(z), где kр(z) - коэффициент рассеяния излучения атмосферой, kп(z) – коэффициент поглощения. В свою очередь коэффициент рассеяния kр(z) является суммой коэффициентов аэрозольного и молекулярного рассеяния, а коэффициент поглощения kп(z), соответственно суммой коэффициентов аэрозольного и молекулярного поглощения.



Потоки энергии у земной поверхности и их характерные величины. Возмущение тепловой машины планеты антропогенным парниковым эффектом.
В таблице представлены величины мощностей основных процессов в климатической системе. Характерно, что мощность антропогенного парникового эффекта в настоящее время составляет примерно 20% от мощности атмосферно-океанической тепловой машины переносящей тепло от экватора к полюсам. КПД этой тепловой машины определяется среднегодовыми значениями температуры тропического пояса Тт = 300 К и субарктической зоны Тса= 273 К.
КПД = (Тт - Тса)/Тт = 0.09 (8)
Наблюдаемое 20% процентное возмущение атмосферно-океанической тепловой машины условно можно трактовать так, что в настоящее время каждый пятый циклон или антициклон является продуктом антропогенного парникового эффекта. Существенным моментом является то, что мощность антропогенного парникового эффекта значительно превышает мощность фотосинтеза, единственного процесса определяющего сток углекислого газа из атмосферы в резервуары биоты и океана. Возможно, что с этим и связано наблюдаемое превышение эмиссии углекислого газа в атмосферу над его стоком в резервуары биоты, Рис. 4.


III. Термический режим серой атмосферы.
Равновесное излучение, формула Планка. Излучение земной поверхности, коэффициент черноты поверхности. Радиационный баланс Земли и Венеры без атмосферы.
Равновесное излучение любого тела (например атмосферы) при постоянной температуре Т можно рассматривать как фотонный газ с температурой Т и энергией частиц hn, где h - энергия одного фотона (частицы), n = 0, 1, 2, … - число фотонов с энергией h. Для нахождения функции распределения р(n) числа фотонов равновесного излучения тела с температурой Т можно воспользоваться необходимым условием минимума свободной энергии поля F = ETS, т.е. условием:

dF/dp(n) = 0; (9)
Где E = h n p(n) – внутренняя энергия поля, S = - k p(n) ln p(n) - его энтропия. Из условия (9) следует:

hn + kT{1 + ln p(n)} = 0 (10)
В результате для функции распределения числа фотонов в поле получаем выражение:
p(n) = A exp (-hn kT), (11)
где A = {1 – exp (-hnkT) } – нормировочный множитель определяемый из условия p(n) = 1. Формула Планка определяет интенсивность равновесного излучения заключенного в интервале частот от до + d, т.е. dI/d.
dI = EdN (12)
dN = 22d/c2число мод поля проходящих через единичную площадку в единицу времени, с – скорость света. В результате, используя E = h n p(n) и (11) для p(n), получаем:

dI/d = B (T)
B (T) = (22/c2) h/( exp (hkT) - 1) (13)
Выражение (13) и есть формула Планка для спектрального распределения интенсивности равновесного излучения B (T) при температуре Т. На Рис.10 приведены зависимости B (T) для тела с разными температурами, красная кривая для Т = 255 К (радиационная температура излучения атмосферы Земли), зеленая кривая для Т = 288 К (температура излучения поверхности Земли).
B





Рис.10
Положение максимума Планковской функции распределения и площадь под кривой –

B (T) d = T4 [Вт/м2] определяются только значением температуры излучения (тела).

Тело излучающее радиацию описывающуюся Планковской функцией распределения (13) называют абсолютно черным телом. Если интенсивность излучения тела с температурой T не в точности равна величине T4, а пропорциональна с некоторым множителем 0< < 1, т.е. T4, то поверхность такого тела называют серой, а называется коэффициентом черноты поверхности. Например, значение коэффициента черноты для таких поверхностей нашей планеты как океан около 0.98, для пустыни 0.8 – 0.85, для снега 0.98-0.99. Коэффициент черноты планеты Земля в целом полагают близким к 0.96.

Прежде чем перейти к рассмотрению радиационного баланса планеты с атмосферой, рассмотрим для сравнения радиационный баланс Земли и Венеры в отсутствии у них атмосфер. Приравнивая приходящую от Солнца интенсивность излучения (с учетом альбедо планет) интенсивности уходящего теплового излучения получаем, для Земли:
(1/4) Iсз (1-Аз) = Tз4; Iсз = (Rc /Lз-с)2 Tс4 (14)

и для Венеры (Lв-с = 0.72 а.е.; Ав = 0.75)



(1/4) Iсв (1-Ав) = Tв4 Iсв = (Rc /Lв-с)2 Tс4 (15)
В результате для температуры равновесного излучения Земли получаем Tз = 255 К, в то время как для Венеры Tв = 232 К. Не смотря на то, что Венера расположена ближе к Солнцу ее излучающая поверхность оказывается более холодной чем у Земли. Это обусловлено большой величиной альбедо Венеры Ав = 0.75, благодаря которому она отражает 75% падающего на нее солнечного излучения.

Радиационный баланс в модели серой атмосферы. Изменение температуры атмосферы с высотой, температура поверхности. Величина парникового эффекта на Земле и на Венере.
Одним из важнейших видов притока тепла в атмосфере служит лучистый (радиационный) приток. Хотя влиянием одного радиационного притока тепла нельзя объяснить все наблюдаемые особенности распределения температуры в атмосфере, однако, наиболее общие ее черты, прежде всего среднего распределения ее по высоте, можно установить только путем рассмотрения переноса излучения в атмосфере. Рассмотрим радиационный (тепловой) баланс атмосферы в модели так называемой серой атмосферы, т.е в приближении когда коэффициент поглощения атмосферы k не зависит от частоты излучения k = const ().

Пусть на нижнюю границу некоторого горизонтально расположенного элементарного слоя атмосферы, заключенного между z и z+dz, здесь z – вертикальная координата, поступает восходящий поток излучения U(z). При распространении в этом слое атмосферы поток претерпевает изменение под влиянием:



а). поглощения радиации, которое согласно закону Бугера (6) пропорционально самому потоку U(z), концентрации поглощающих газов N(z) и толщине рассматриваемого элементарного слоя dz:
k (z) U(z) dz; k (z) = N(z); - показатель (сечение) поглощения;
б). излучения элементарного слоя, которое по закону Киргофа записывается в виде:
k (z) B(z) dz, где B(z) = T4(z)
В результате изменение потока dU(z) при прохождении элементарного слоя равно величине ослабления его слоем плюс излучение самого слоя:
dU(z) = k (z) {B(z) - U(z))}dz (16)
Соответственно, для изменения потока нисходящего излучения атмосферы G(z), поступающего на верхнюю границу этого элементарного слоя получаем из (16) заменой z на z:
dG(z) = k (z) {G (z) - B(z))}dz (17)
Уравнения (16) и (17) представляют собой систему уравнений вертикального переноса инфракрасной (тепловой) радиации в атмосфере. Решение данной системы уравнений можно получить предположив, что каждый элементарный слой атмосферы между z и z+dz находится в условиях лучистого равновесия, т.е. сколько излучения входит в слой, столько же и выходит из него:
U(z) + G (z) = 2B(z) (18)
Решая совместно систему уравнений (16), (17) и используя условие (18) получаем:
2T4(z) = Ф{1 + (z)}, (z) = k (z) dzоптическая толща атмосферы от высоты z до H; H – высота атмосферы, Ф – константа определяемая условием, при (z=0) = 0 (отсутствие атмосферы) должно выполняться условие радиационного баланса (14)для Земли и (15) для Венеры. Следовательно, для атмосферы Земли получим следующее вертикальный профиль температуры:
Tз(z) = Tз {1 + з(z)}1/4 (19)

Tз = {(1/4) Iсз (1-Аз)}1/4 = 255 К
Для атмосферы Венеры соответственно:
Tв(z) = Tв {1 + в(z)}1/4 (20)
Tв = {(1/4) Iсв (1-Ав)}1/4 = 232 К
Очевидно, что температура поверхности планеты T(0) определяется всей оптической толщей атмосферы (0) = k (z) dz. Используя формулы (19), (20) при z=0 можно сделать сравнительный анализ величин парникового эффекта на Земле и на Венере. Для Земли:
T4(0) = Tз4 {1 + з(0)}

для Венеры


T4(0) = Tв4 {1 + в (0)} .
Относительная величина парникового эффекта (подогрев поверхности планеты за счет излучения атмосферы вниз) равна величине оптической толщи атмосферы, которую можно вычислить используя (19), (20) и зная реальную (наблюдаемую) температуру поверхности планеты T(0) и ее равновесную радиационную температуру. Данные, полученные со спускаемых на поверхность Венеры космических аппаратов, свидетельствуют о том, что ее поверхность очень горячая, измеренная температура поверхности Венеры около 750 К. В результате получим:
(T(0)/Tз)4 – 1) = з(0) = (288/255)4 - 1 = 0.63 – величина парникового

эффекта на Земле,

(T(0)/Tв)4 – 1) = в(0) = (750/232)4 - 1 = 108 – величина парникового эффекта на Венере.

Если бы Земля оказалась на ее месте (на орбите Венеры), температура нашей планеты повысилась не более чем на 55 0С. Из-за большого альбедо Венеры (планета плотно укрыта облаками из серной кислоты) она существенно меньше подогревается Солнцем. Интенсивность солнечного света входящего в атмосферу Венеры составляет всего 165 Вт/м2, в то время как в атмосферу Земли входит 240 Вт/м2 солнечного излучения. В чем же причина столь сильного разогрева поверхности Венеры? Дело в том, что газовая оболочка (атмосфера) Венеры – это гигантский парник. Она способна пропускать солнечное тепло, но не выпускает наружу, поглощает излучение самой планеты и возвращает его назад к поверхности. Из-за парникового эффекта поверхность Венеры в 108 раз подогревается сильнее, чем Солнцем! Такой сильный парниковый эффект на Венере обеспечивается большим количеством углекислого газа сосредоточенного в ее атмосфере (96% от всего состава атмосферы), давление которого составляет около 80 атмосфер.

Важно не забывать, что в земной коре сосредоточено примерно такое же количество углекислого газа как в атмосфере Венеры, главным образом находящегося в карбонатах CaCO3, которые при нагревании разлагаются на CaO и СО2. Запасы карбонатов на Земле огромны, и количество углекислого газа могущего выделиться в атмосферу при их разложении будет вполне достаточно, чтобы создать давление СО2 в несколько десятков атмосфер, практически как на Венере, со всеми вытекающими последствиями аналогичного парникового эффекта.

Интересно поставить вопрос, какова будет температура Венеры, если ее «поместить» на орбиту Земли. В этом случае температура поверхности Венеры будет определяться не только ее значением альбедо Ав и оптической толщи ее атмосферы в (0), но и величиной солнечной постоянной на орбите Земли Iсз.


T4(0) = (1/4) Iсз (1-Ав) {1 + в (0)}, (21)

это дает значение T(0) = 638 К, или 365 0С, что существенно выше температуры кипения воды. Это очень важный результат, показывающий, что тепловой режим планет с плотной атмосферой зависит главным образом не от солнечного излучения (солнечной постоянной), а от относительной величины парникового эффекта (оптической толщи атмосферы в инфракрасной области спектра).



IV. Термический режим реальной атмосферы.

КВ уровни энергии молекул, поглощение и излучение ИК радиации, коэффициент поглощения. Парниковые газы. Уравнение переноса ИК излучения в атмосфере.
Поглощение и излучение атмосферы в инфракрасной области спектра является результатом резонансных переходов между дискретными уровнями энергии молекул. Согласно квантовой механике энергия поглощаемого или излучаемого кванта света h при этом равна h = En - Em - разности энергий между уровнями, En > Em. Если молекула при этом переходит из состояния с меньшей энергией Em в состояние с большей энергией En с исчезновением кванта света энергии h речь идет о процессе поглощения излучения, если наоборот, с уровня большей энергии на уровень меньшей энергии и при этом выделяется квант света энергии h, то говорят о процессе излучения. Энергетические уровни молекулярных составляющих атмосферы, таких как N2, O2, H2O, CO2, CH4, O3, NxOy, СО и др. определяются электронной энергией, колебательной и вращательной энергией молекул. Переходы между электронными уровнями лежат, как правило, в видимой и ультрафиолетовой области спектра и ответственны за поглощение солнечного излучения. Поглощение инфракрасного (ИК) излучения обусловлено переходами между колебательными и вращательными уровнями молекул. В системе единиц, где скорость света равна единице, инфракрасный диапазон поглощения и излучения атмосферы Земли лежит в интервале частот 100 – 3000 см-1. Количественно 1 см-1 = с [Гц], где с - значение скорости света в см/c.

Коэффициент поглощения k(z) = s N, выражается в виде произведения сечения колебательно-вращательного перехода молекулы s резонансного h на число молекул в единице объема N имеющих этот резонансный переход. Величины s являются внутренними характеристиками молекул и их численные значения рассчитываются на основе спектроскопической информации из баз данных типа HITRAN. Концентрация поглощающих молекул N пропорциональна Больцмановской заселенности поглощающего уровня и как следствие является функцией температуры, T(z). Из всех вышеперечисленных газов атмосферы в ИК диапазоне 100 – 3000 см-1 поглощают: H2O, CO2, CH4, O3, NxOy, СО, молекулы же азота и кислорода в этом спектральном диапазоне не поглощают, т.е. прозрачны. Газы, поглощающие излучение в указанном (тепловом) спектральном диапазоне называют парниковыми газами. В реальной атмосфере приходится также учитывать такие процессы как поглощение и рассеяние на аэрозолях.

При моделирования процессов переноса теплового излучения в реальной атмосфере используются уравнения для потоков ИК излучения. Для спектральной плотности уходящего в космос потока теплового излучения системы «земная поверхность – атмосфера» уравнение переноса содержит два слагаемых - излучение поверхности, ослабленное атмосферой (первое слагаемое), плюс излучение самой атмосферы (второе слагаемое):

(22)

где - коэффициент поглощения газовыми компонентами атмосферы, а и - коэффициенты поглощения и рассеяния для аэрозольных составляющих атмосферы. - спектральная плотность потока лучистой энергии, излучаемого единичной поверхностью черного тела, в данном случае атмосферой в точке z, при температуре T(z). - излучательная способность поверхности Земли (коэффициент черноты), - температура поверхности, H - высота учитываемой атмосферы.

Уходящее тепловое излучение с учетом поглощения парниковыми газами. Радиационный баланс на верхней границе атмосферы. Нисходящее тепловое излучение атмосферы. Термическое зондирование атмосферы из космоса, о постановке задачи.
На Рис. 11 показана расчетная зависимость спектральной плотности потока уходящего в космос ИК (теплового) излучения Земли (зеленая кривая), полученная со спектральным разрешением 0.1 см-1 в модели стандартной атмосферы (US standard) Земли.

Рис. 11

Красная кривая - спектральная плотность потока излучения поверхности Земли, для среднегодового значения температуры поверхности T=288 K, определяемая формулой Планка. Спектральные диапазоны, где уходящий поток практически равен потоку с поверхности (поглощение атмосферы мало) называются окнами прозрачности атмосферы (765 – 1000 см-1; 1070 – 1240 см-1). Спектральная зависимость уходящего теплового излучения вне окон прозрачности атмосферы определяется спектральной зависимостью коэффициента поглощения парниковых газов . На данном рисунке отчетливо видны полосы поглощения таких парниковых газов как СО2 (полоса 590 – 765 см-1), О3 (полоса 1000 – 1070 см-1), СН4 (полоса 1250 - 1350 см-1) и H2O (полоса 1350 - 2000 см-1 , а также множество линий H2O распределенных по всему ИК диапазону 100 - 2500 см-1).

Из спутниковых измерений известно, что на верхней границе атмосферы наблюдается нулевой среднегодовой радиационный баланс, а именно, приходящий от Солнца поток излучения равен уходящему в космос тепловому излучению Земли. Это означает, что площадь под зеленой кривой (уходящий тепловой поток равный интегралу по частоте ) равна потоку входящего в атмосферу Земли солнечного излучения, среднегодовое значение которого по планете составляет 240 Вт/м2 .

Для спектральной плотности излучения атмосферы по направлению к поверхности Земли уравнение переноса имеет следующий вид:



, (23)
здесь - спектральная плотность потока ИК радиации излучаемой атмосферой вниз на уровне поверхности.

На Рис. 12 приведена расчетная зависимость спектральной плотности потока излучения атмосферы, падающего на поверхность Земли (зеленая кривая), полученная со спектральным разрешением 0.1 см-1 в модели стандартной атмосферы. Интегрирование выражения (23) по частоте (площадь под кривой) дает величину потока теплового излучения атмосферы, подогревающего поверхность Земли. Так как коэффициент поглощения пропорционально зависит от концентрации парниковых газов в атмосфере, формулу (23) используют для количественной оценки парникового эффекта (т.е. увеличения теплового потока от атмосферы к поверхности) при увеличении концентрации того или иного парникового газа в атмосфере. Например, при наблюдаемом в настоящее время увеличении концентрации СО2, СН4 и паров воды Н2О. Рост концентрации парниковых газов приводит к увеличению коэффициента поглощения и соответственно, согласно (23), к увеличению теплового потока от атмосферы к поверхности Земли. Если в рамках стандартной модели атмосферы (US standard), пользуясь формулой (23), рассчитать и сравнить тепловые потоки атмосферы падающие на поверхность при концентрациях СО2 и СН4, имеющих место в настоящее время и наблюдавшихся 100 лет назад, то получится искомая величина дополнительного парникового эффекта на единицу площади. Этот дополнительный поток, проинтегрированный по площади поверхности Земли, даст полную мощность наблюдаемого антропогенного парникового эффекта, величина которого составляет около 1015 Вт.




Рис. 12

Уравнение (22) также служит основой для постановки задач по мониторингу состояния атмосферы из космоса, решаемых в рамках международной системы наблюдения за Землей (Earth Observation System). Например, используя спутниковые измерения величины в указанных окнах прозрачности атмосферы для условий малого количества аэрозоля и полагая = 0, вторым слагаемым в уравнении (22) можно пренебречь и экпоненциальный множитель в первом слагаемом положить равным 1. В этом приближении получается относительно простая связь между измеряемым спутником сигналом и температурой поверхности Земли . Эта зависимость = (T0) используется для определения температуры поверхности (главным образом океана) по данным спутникового зондирования и построения среднемесячных, среднесезонных и среднегодовых температурных карт океана и суши. Используя (22) решаются и более сложные задачи, такие как определение вертикального профиля температуры атмосферы T(z), вертикального профиля концентрации водяного пара в атмосфере NH2O (z), содержание метана - СН4, озона – О3, угарного газа - СО и других парниковых газов в атмосфере по измеренным величинам спутниковыми спектрометрами, например, IMG на спутнике ADEOS, AIRS на спутнике AQUA, TES на спутнике AURA и др. На основе полученных данных строятся карты среднемесячных, среднесезонных и среднегодовых распределений указанных парниковых газов в атмосфере планеты.




V. Может ли Земля стать Венерой?

(презентация)


Зачет (14.05.2005)


Рекомендуемая литература
Матвеев Л.Т. «Курс общей метеорологии (физика атмосферы)», Л.: Гидрометеоиздат, 1984.
Зуев В.Е. «Распространение лазерного излучения в атмосфере», М.: Радио, 1981.
Кондратьев К.Я., Тимофеев Ю.Н., «Термическое зондирование атмосферы со спутников», Л.: Гидрометеоиздат, 1970.
Хакен Г. «Синергетика. Иерархии устойчивостей в самоорганизующихся системах и устройствах», М.: Мир, 1985.
www.GlobalWarming.net
www.nasa.gov
www.nasda.go.jp
www.nies.go.jp

Достарыңызбен бөлісу:


©kzref.org 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет