Форсирование облаков

редактировать

В метеорология, форсирование облаков, радиационное форсирование облаков (CRF ) или радиационный эффект облака (CRE ) - разница между компонентами радиационного баланса для среднего облачные условия и безоблачные условия. Большой интерес к облачности связан с его ролью как процесса обратной связи в нынешний период глобального потепления.

. На этом изображении изображены эффекты рассеяния облаков входящей коротковолновой радиации от Солнца. Это имеет тенденцию приводить к общему охлаждению Земли в дневное время, а также в целом (потому что потери энергии, вызванные облачным покровом, более значительны, чем усиление, описанное на изображении ниже).

На этом изображении показаны эффекты облака поглощают длинноволновые лучи, испускаемые Землей, которые затем повторно излучаются обратно на поверхность. Это, как правило, приводит к общему потеплению Земли в ночное время.

Содержание

1 Измерение воздействия облачности
2 Текущие эффекты воздействия облачности
3 См. Также
4 Ссылки

Измерение облачности форсирование

Следующее уравнение вычисляет это изменение радиационного баланса в верхней части атмосферы

Δ RTOA = RA verage - RC Lear {\ displaystyle \ Delta R_ {TOA} = R_ {Среднее} -R_ {Ясно}}

{\ displaystyle \ Delta R_ {TOA} = R_ {Среднее} -R_ {Clear} }

Чистый радиационный эффект облака может быть разложен на его длинноволновую и коротковолновую составляющие. Это связано с тем, что чистая радиация поглощается Солнцем за вычетом исходящей длинноволновой радиации, показанной следующими уравнениями:

Δ RTOA = Δ Q abs - Δ OLR {\ displaystyle \ Delta R_ {TOA} = \ Delta Q_ {abs} - \ Delta OLR }

{\ displaystyle \ Delta R_ {TOA} = \ Delta Q_ {abs} - \ Delta OLR}

Первый член справа - это эффект коротковолнового облака (Q abs), а второй - эффект длинных волн (OLR).

Эффект коротковолновой облачности рассчитывается по следующему уравнению:

Δ Q абс = (S o / 4) ⋅ (1 - α облачно) - (S o / 4) ⋅ (1 - α ясно) {\ displaystyle \ Delta Q_ {abs} = (S_ {o} / 4) \ cdot (1- \ alpha _ {облачно}) - (S_ {o} / 4) \ cdot (1- \ alpha _ {clear})}

{\ displaystyle \ Delta Q_ {abs} = (S_ {o} / 4) \ cdot (1- \ alpha _ {cloudy}) - (S_ {o} / 4) \ cdot (1- \ alpha _ {ясно})}

где S o - солнечная постоянная, ∝ облачно - альбедо с облаками и ∝ ясно - альбедо в ясный день.

Эффект длинных волн рассчитывается по следующему уравнению:

Δ OLR = σ T z 4 - F clearup {\ displaystyle \ Delta OLR = \ sigma T_ {z} ^ {4} -F_ {clear } ^ {up}}

{\ displaystyle \ Delta OLR = \ sigma T_ {z} ^ {4} -F_ {clear} ^ {up}}

Где σ - постоянная Стефана – Больцмана, T - температура на заданной высоте, а F - восходящий поток в ясных условиях.

Соединяя все эти части вместе, окончательное уравнение принимает вид

Δ RTOA = (S o / 4) ⋅ ((1 - α облачно) - (1 - α ясно)) - σ T z 4 + F очистка {\ displaystyle \ Delta R_ {TOA} = (S_ {o} / 4) \ cdot ((1- \ alpha _ {облачно}) - (1- \ alpha _ {clear})) - \ sigma T_ {z} ^ {4} + F_ {clear} ^ {up}}

{\ displaystyle \ Delta R_ {TOA} = (S_ {o} / 4) \ cdot ((1- \ alpha _ {облачно}) - (1- \ alpha _ { clear})) - \ sigma T_ {z} ^ {4} + F_ {clear} ^ {up}}

Текущие эффекты облачности

Все глобальные климатические модели, используемые для прогнозов изменения климата, включают эффекты водяной пар и создание облаков. Модели включают влияние облаков как на приходящую (солнечную), так и на испускаемую (земную) радиацию.

Облака увеличивают глобальное отражение солнечного излучения с 15% до 30%, уменьшая количество солнечного излучения, поглощаемого Землей, примерно на 44 Вт / м². Это охлаждение несколько компенсируется парниковым эффектом облаков, который снижает исходящее длинноволновое излучение примерно на 31 Вт / м². Таким образом, чистое влияние облачности на радиационный баланс составляет около 13 Вт / м². Если бы облака были удалены, а все остальное осталось прежним, Земля получила бы это последнее количество чистой радиации и начала нагреваться.

Эти числа не следует путать с обычной концепцией радиационного воздействия, которая относится к изменению воздействия, связанного с изменением климата.

Без учета облаков, водяного пара одна только вносит от 36% до 70% парникового эффекта на Земле. Когда водяной пар и облака рассматриваются вместе, вклад составляет от 66% до 85%. Диапазоны возникают потому, что есть два способа вычислить влияние водяного пара и облаков: нижние границы - это уменьшение парникового эффекта, если водяной пар и облака удаляются из атмосферы, оставляя все другие парниковые газы без изменений, в то время как верхние границы представляют собой парниковый эффект, возникающий, если водяной пар и облака добавляются в атмосферу без других парниковых газов. Эти два значения различаются из-за перекрытия поглощения и выброса различными парниковыми газами. Улавливание длинноволновой радиации из-за наличия облаков снижает радиационное воздействие парниковых газов по сравнению с воздействием при ясном небе. Однако величина эффекта, связанного с облаками, варьируется для разных парниковых газов. По сравнению с ясным небом облака уменьшают глобальное среднее радиационное воздействие из-за CO2 примерно на 15%, из-за CH4 и N2O примерно на 20%, а из-за галоидоуглеводороды до 30%. Облака остаются одной из самых больших неопределенностей в будущих прогнозах изменения климата с помощью глобальных климатических моделей из-за физической сложности облачных процессов и небольшого размера отдельных облаков по сравнению с размером расчетной сетки модели.

См. Также

Ссылки