Як регулювати альбедо природних поверхонь. Альбедо різних поверхонь

Сумарна радіація, що досягає земної поверхні, не поглинається нею повністю, а частково відбивається від землі. Тому при розрахунках приходу сонячної енергії для якогось місця необхідно брати до уваги відбивну здатність земної поверхні. Віддзеркалення радіації походить також і від поверхні хмар. Відношення величини всього потоку короткохвильової радіації Rк, відбитого даною поверхнею по всіх напрямках, до потоку радіації Q, що падає на цю поверхню, називається альбедо(А) даної поверхні. Ця величина

показує, яка частина падаючої поверхню променистої енергії відбивається від неї. Часто величину альбедо виражають у відсотках. Тоді

(1.3)

У табл. № 1.5 наводяться величини альбедо різних видів земної поверхні. З даних табл. № 1.5 видно, що найбільшу відбивну здатність має свіжий сніг. У окремих випадках спостерігалася величина альбедо снігу до 87%, а умовах Арктики і Антарктики навіть до 95%. Сніг, що підлежав і тим більше забруднений сніг відбиває вже набагато менше. Альбедо різних грунтів та рослинного покриву, як випливає з табл. № 4 відрізняються порівняно незначно. Численні дослідження показали, що величина альбедо часто змінюється протягом доби.

При цьому найбільші значення альбедо відзначаються вранці та ввечері. Пояснюється це тим, що відбивна здатність шорстких поверхонь залежить від кута падіння сонячних променів. При прямовисному падінні сонячні промені проникають глибше в рослинний покрив і там поглинаються. При малій висоті сонця промені менше проникають всередину рослинності і більшою мірою відбиваються від її поверхні. Альбедо водних поверхонь у середньому менше, ніж альбедо поверхні суші. Пояснюється це тим, що сонячні промені (короткохвильова зелено-блакитна частина сонячного спектру) значною мірою проникають у прозорі для них верхні шари води, де розсіюються та поглинаються. У зв'язку з цим на відбивну здатність води впливає ступінь її каламутності.

Таблиця №1.5

Для забрудненої та каламутної води величини альбедо помітно зростає. Для розсіяної радіації води альбедо в середньому близько 8-10%. Для прямої сонячної радіації альбедо водяної поверхні залежить від висоти сонця: із зменшенням висоти сонця величина альбедо збільшується. Так, при прямовисному падінні променів відбивається лише близько 2-5%. При низькому становищі сонця над горизонтом відбивається 30-70%. Дуже велика відбивна здатність хмар. У середньому альбедо хмар близько 80%. Знаючи величину альбедо поверхні та значення сумарної радіації, можна визначити кількість радіації, поглиненої цією поверхнею. Якщо А - альбедо, то величина а = (1-А) є коефіцієнт поглинання даної поверхні, що показує, яка частина падаючої на цю поверхню радіації нею поглинається.

Наприклад, якщо на поверхню зеленої трави (А = 26%) падає потік сумарної радіації Q = 1,2 кал/см 2 хв, то відсоток поглиненої радіації буде

Q = 1-А = 1 - 0,26 = 0,74, або а = 74%,

а величина поглиненої радіації

У погл = Q (1 - А) = 1,2 · 0,74 = 0,89 кал \ см2 · хв.

Альбедо поверхні води великою мірою залежить від кута падіння сонячних променів, оскільки чиста вода відбиває світло за законом Френеля.

При прикладанні Сонця в зеніті альбедо поверхні спокійного моря дорівнює0,02. При зростанні зенітного кута Сонця Z п альбедо збільшується і досягає 0,35 при Z п=85.Хвилювання моря призводить до зміни Z п , і суттєво зменшує діапазон значень альбедо, оскільки воно збільшується при великих Z nзавдяки збільшенню ймовірності попадання променів на нахили хвильову поверхню. Хвилювання впливає на відбивають здатність не тільки з-за нахилу поверхні хвилі щодо сонячних променів, але і за рахунок утворенням бульбашок повітря у воді. Ці бульбашки значною мірою розсіюють світло, збільшуючи розсіяну радіацію що виходить із моря. Тому при великих хвилюваннях моря, коли виникає піна і баранчики, альбедо під впливом обох факторів збільшується. Розсіяна радіація надходить до поверхні води під різними кутами. безхмарного неба. Вона також залежить від розподілу хмар на небі. Тому альбедо поверхні моря для розсіяної радіації перестав бути постійним. Але межі його коливання більш вузькі 1 від 0,05 до 0,11. Отже, альбедо поверхні води для сумарної радіації змінюється в залежності від висоти Сонця, співвідношення між прямою і розсіяною радіацією, хвилювання поверхні моря. Треба мати на увазі, що північні частини океанів великою мірою вкриті морським льодом. У такому разі треба враховувати й альбедо льоду. Як відомо, значні простори земної поверхні, особливо у середніх та високих широтах, покриті хмарами, що дуже відбивають сонячну радіацію. Тому знання про альбедо хмарності викликають великий інтерес. Були проведені спеціальні вимірювання альбедо хмар за допомогою літаків та аеростатів. Вони показали, що альбедо хмар залежить від їх форми і товщини. Найбільші значення має альбедо високо-купчастих і шарувато-купчастих хмар. хмар Сu - Sс - близько 50%.

Найбільш повні дані про альбедо хмар отримані в Україні. Залежність альбедо та функції пропускання р від товщини хмар, є результатом систематизації даних вимірювань, наводиться у табл. 1.6. Як видно, зростання товщини хмар призводить до збільшення альбедо та зменшення функції пропускання.

Середнє значення альбедо для хмар Stпри середній товщині 430 м дорівнює 73%, для хмар Sзпри середній товщині 350м - 66%, а функції пропускання для зазначених хмар рівні відповідно 21 і 26%.

Альбедо хмар залежить від альбедо земної поверхні r 3 над яким розташовується хмара. З фізичної точки зору зрозуміло, що чим більше r 3 , тим більше потік відбитої радіації, що проходить вгору через верхню межухмари. Оскільки альбедо - це відношення цього потоку до вступника, то збільшення альбедо земної поверхні призводить до збільшення альбедо хмар. Дослідження властивостей хмар відбивати сонячну радіацію проводилися за допомогою штучних супутників Землі шляхом вимірювання яскравості хмар. табл.1.7.

Таблиця 1.7 – Середні значення альбедо хмар різних форм

За цими даними альбедо хмар коливається від 29 до 86%. Звертає увагу те що, що перисті хмари мають невелике альбедо проти іншими формами хмар (крім купових). Тільки перисто-шарові хмари, які мають велику товщину, значною мірою відбивають сонячну радіацію (r=74%).

Переважна частина прямої радіації, відбитої земної поверхнею і верхньою поверхнею хмар, сягає межі атмосфери світовий простір. Також йде у світовий простір близько однієї третини розсіяної радіації. Ставлення всієї, що йде в космос, відбитої і розсіяноїсонячної радіації до загальної кількості сонячної радіації, що надходить в атмосферу, має назву планетарного альбедо Землі.Планетарне альбедо Землі оцінюється 35 – 40 %. Основну його частину відбиває сонячної радіації хмарами.

Таблиця 2.6

Залежність величини Дон від широти місця та пори року

Таблиця 2.7

Залежність величини Дов+с від широти місця та пори року

(за А.П. Браславським та З.А. Вікуліною)

Альбедо Землі. Жива речовина підвищує поглинання сонячної радіації земною поверхнею, зменшуючи альбедо як суші, а й океану. Рослинність суші, як відомо, суттєво знижує відображення короткохвильової сонячної радіації у Космосі. Альбедо лісу, луки, поля не перевищує 25%, але найчастіше визначається цифрами від 10% до 20%. Менше альбедо лише у гладкої водної поверхні при прямій радіації та у вологого чорнозему (порядку 5%), Однак оголений висушений грунт або покритий снігом земля відбивають завжди набагато більше сонячної радіації, ніж коли вони захищені рослинністю. Різниця може досягати кілька десятків відсотків. Так сухий сніг відбиває 85-95% сонячної радіації, а ліс за наявності стійкого снігового покриву - лише 40-45%.

Безрозмірна величина, що характеризує відбивну здатність тіла чи системи тіл. А. елемента відбиває поверхні-відношення (у відсотках) інтенсивності (щільності потоку) радіації, відбитої даним елементом, до інтенсивності (щільності потоку) радіації, що падає на нього. У цьому мають на увазі дифузне відбиток; у разі спрямованого відображення говорять не про А., а про коефіцієнт відображення. Розрізняється А. інтегральне – для радіації у всьому діапазоні її довжин хвиль та спектральне – для окремих ділянок спектру. Див ще альбедо природної поверхні, альбедо Землі.

АЛЬБЕДО ЗЕМЛІ. Відсоткове відношення сонячної радіації, відданої земною кулею (разом із атмосферою) назад у світовий простір, до сонячної радіації, що надійшла на межу атмосфери. Віддача сонячної радіації Землею складається з відбиття від земної поверхні, розсіювання прямої радіації атмосферою у світовий простір (зворотного розсіювання) та відбиття від верхньої поверхні хмар. А. 3. у видимій частині спектра (візуальне)-близько 40%. Для інтегрального потоку сонячної радіації інтегральне (енергетичне) А. 3. близько 35%. У відсутність хмар візуальне А. 3. було б близько 15%.

Альбедо величина, що характеризує відбивну здатність поверхні будь-якого тіла; відношення (в %) відбитого потоку сонячної радіації до потоку падаючої радіації.

Альбедо поверхні залежить від її кольору, шорсткості, вологості та інших властивостей. Альбедо водних поверхонь при висоті Сонця понад 60° менше, ніж альбедо суші, оскільки сонячні промені, проникаючи у воду, значною мірою поглинаються і розсіюються в ній.

Альбедо всіх поверхонь, а особливо водних залежить від висоти Сонця: найменше альбедо буває в полуденний годинник, найбільше - вранці та ввечері. Це з тим, що з малої висоті Сонця у складі сумарної радіації зростає частка розсіяної, що більшою мірою, ніж пряма радіація відбивається від шорсткої підстилаючої поверхні.[ ...]

АЛЬБЕДО - величина, що характеризує відбивну здатність будь-якої поверхні. А. виражається ставленням радіації, що відображається поверхнею, до сонячної радіації, що надійшла на поверхню. Наприклад, А. чорнозему – 0,15; піску – 0,3-0,4; середнє А. Землі - 0,39, Місяця - 0,07.

Наведемо альбедо (%) різних ґрунтів, порід та рослинних покривів (Чуднівський, 1959): чорнозем сухий -14, чорнозем вологий - 8, сірозем сухий - 25-30, сірозем вологий 10-12, глина суха -23, глина волога - 16 , пісок білий і жовтий - 30-40, пшениця яра - 10-25, озима пшениця - 16-23, трави зелені -26, трави висохлі -19, бавовник -20-22, рис - 12, картопля - 19. ..]

Ретельні розрахунки альбедо суші епохи раннього пліоцену (6 млн років тому) показали, що в той період альбедо поверхні суші Північної півкулі було на 0,060 менше від сучасної і, як свідчать палеокліматичні дані, клімат цієї епохи був теплішим і вологішим; на середніх і високих широтах Євразії та Північної Америки рослинний покрив відрізнявся більш багатим видовим складом, ліси займали великі території, на півночі вони досягали узбережжя континентів, на півдні їх межа проходила на південь від кордону сучасної лісової зони.

Вимірювання за допомогою альбедо-метрів, що розташовуються на висоті 1-2 м над земною поверхнею, дозволяють визначити альбедо невеликих ділянок. Величини альбедо ділянок великої довжини, використовувані при розрахунках радіаційного балансу, визначаються з літака чи з супутника. Типові значення альбедо: вологий ґрунт 5-10%, чорнозем 15%, сухий глинистий ґрунт 30%, світлий пісок 35-40%, польові культури 10-25% г трав'яний покрив 20-25%, ліс - 5-20%, свіжий сніг 70-90%; водна поверхня для прямої радіації від 70-80% при сонці біля горизонту до 5% при високому сонці; для розсіяної радіації близько 10%; верхня поверхня хмар 50-65%.

Максимальну залежність альбедо мають природні поверхні, у яких поруч із дифузним спостерігається повне чи часткове дзеркальне відбиток. Такими є гладка і трохи схвильована водна поверхня, лід, сніг, покритий настом.

Очевидно, що при заданому альбедо одноразового розсіювання поглинання зростатиме при збільшенні частки дифузної радіації та середньої кратності розсіювання. Для шаруватих хмар при збільшенні зенітного кута Сонця поглинання зменшується (табл. 9.1), оскільки збільшується альбедо хмарного шару і через сильну витяжність вперед індикатриси розсіювання зменшується, мабуть, середня кратність розсіювання відбитого випромінювання. Цей результат узгоджується з розрахунками. Для купових хмар справедливе зворотне співвідношення, яке пояснюється тим, що за великих різко зростає частка дифузної радіації. Для Q=0° справедлива нерівність Pst (1, zw+1) > РСі, гЛ/+1), яка обумовлена ​​тим, що випромінювання, що виходить через бічні сторони купових хмар, має в середньому меншу кратність розсіювання. При = 60° ефект, пов'язаний із збільшенням у середньому частки дифузної радіації, є сильнішим, ніж ефект, обумовлений зменшенням середньої кратності розсіювання, тому справедлива зворотна нерівність.

Для розрахунку середнього простору альбедо використовується наближення незалежних пікселів (ПНП). Сенс наближеня полягає в тому, що радіаційні властивості кожного пікселя залежать тільки від його вертикальної оптичної товщини і не залежать від оптичної товщини сусідніх областей. Це означає, що ми нехтуємо ефектами, пов'язаними з кінцевими розмірами пікселя п горизонтальним перенесенням випромінювання.

Розрізняють інтегральне (енергетичне) альбедо для всього потоку радіації та спектральне альбедо для окремих спектральних ділянок радіації, у тому числі візуальне альбедо для радіації у видимій ділянці спектру. Оскільки спектральне альбедо для різних довжин хвиль по-різному, А. Е. П. змінюється з висотою сонця внаслідок зміни спектру радіації. Річний хід А. Є. П. залежить від змін характеру поверхні, що підстилає.

Похідна 911/ дС - різниця між середніми альбедо шаруватих і купових хмар, яка може бути як позитивною, так і негативною (див. рис. 9.5, а).

Підкреслимо, що при малих значеннях вологості альбедо суші змінюється найбільш різко, і невеликі коливання зволоженості материків повинні призводити до істотних коливань альбедо, а отже, температури. Підвищення ж глобальної температури повітря веде до зростання його влагосодержания (тепла атмосфера містить більше водяної пари) і до збільшення випаровування вод Світового океану, що, у свою чергу, сприяє випаданню опадів на сушу. Подальше підвищення температури та зволоженості материків забезпечує посилений розвиток природних рослинних покривів (наприклад, продуктивність вологих тропічних лісів Таїланду становить 320 ц сухої маси на 1 га, а пустельних степів Монголії – 24 ц). Це сприяє ще більшому зменшенню альбедо суші, кількість поглиненої сонячної енергії збільшується, як наслідок відбувається подальше зростання температури та зволоженості.

За допомогою піранометра можна також легко визначити альбедо поверхні землі, величину радіації, що виходить з кабіни, і т. д. З приладів, що випускаються промисловістю, рекомендується користуватися піранометром М-80 в парі зі стрілочним гальванометром ГСА-1.

Вплив хмарності на біосферу різноманітний. Вона впливає на альбедо Землі, переносить воду з поверхні морів та океанів на сушу у вигляді дощу, снігу, граду, а також уночі закриває Землю, як ковдрою, зменшуючи її радіаційне охолодження.

Радіаційний баланс може істотно змінюватися в залежності від альбедо земної поверхні, тобто від відношення відбитої до сонячної світлової енергії, що надійшла, вираженої в частках одиниці. Найбільше альбедо (0,8-0,9) мають сухий сніг, відкладення солей; середні значення альбедо – рослинність; найменші - водні об'єкти (водойми та водонасичені поверхні) - 0,1-0,2. Альбедо впливає на неоднакову забезпеченість сонячною енергією різноякісних поверхонь Землі та прилеглого до неї повітря: полюсів та екватора, суші та океану, різних частин суші залежно від характеру поверхні тощо [...]

Адже треба враховувати такі найважливіші кліматичні параметри, як альбедо – функція зволоженості. Альбедо боліт, наприклад, у кілька разів менше, ніж альбедо пустель. І це добре видно за супутниковими даними, відповідно до яких у пустелі Сахара дуже високе альбедо. Так ось, виявилося, що в міру зволоження суші теж виникає позитивний зворотний зв'язок. Зволоженість зростає, планета сильніше розігрівається, океани більше випаровують, більше вологи потрапляє на сушу, вологість знову зростає. Цей позитивний зв'язок відомий у кліматології. А другий позитивний зв'язок я вже називав при аналізі динаміки коливань рівня Каспійського моря.

При другому варіанті розрахунку передбачалося, що рівень залежності альбедо від вологозапасів суші зменшилася вчетверо, а рівень залежності кількості опадів від температури зменшилася вдвічі. Виявилося, що у цьому випадку система рівнянь (4.4.1) має хаотичні рішення. Іншими словами, ефект хаосу є значним і зберігається у широкому діапазоні зміни параметрів гідрокліматичної системи.

Розглянемо далі вплив крижаного покриву. Після введення емпіричних даних щодо альбедо Будико додав до рівняння, що зв'язує температуру з випромінюванням, член, що враховує нелінійну залежність впливу крижаного покриву, що є причиною ефекту самопосилення.

Багаторазове розсіювання відіграє істотну роль у формуванні радіаційного поля в хмарах, тому альбедо Л і пропускання дифузної радіації (досягають великих значень навіть у тих пікселях, які розташовані поза хмарами (рис. 9.4, б, г)). реалізації хмарного поля змінюється від 0,033 до 1,174 км.Поле випромінювання, відбите окремою хмарою, розпливається в просторі і перекривається з радіаційними полями інших хмар перш, ніж воно досягне площини г-АН, де визначається альбедо. від горизонтальних координат, що багато деталей маскуються і за відомими значеннями альбедо важко візуально відновити реальну картину розподілу хмар у просторі (рис. 9.4, а, б). сильним.Альбедо змінюється в інтервалі від 0,24 до 0,65, яке середнє значення дорівнює 0,33.

Внаслідок багаторазового розсіювання в системі «атмосфера-підстилаюча поверхня» при великих значеннях альбедо розсіяна радіація зростає. У табл. 2.9, складеної за даними К. Я. Кондратьєва, наведено значення потоку розсіяної радіації І при безхмарному небі та різних значеннях альбедо підстилаючої поверхні (/га = 30 °).

Друге пояснення стосується водосховищ. Вони включені в енергетичний баланс як комплекси, що змінюють альбедо природної поверхні. І це справедливо, враховуючи великі, що продовжують наростати площі водоймищ.

Відбита від земної поверхні радіація є найважливішим компонентом її радіаційного балансу. Інтегральне альбедо природних поверхонь змінюється від 4-5% для глибоких водойм при висотах Сонця понад 50° до 70-90% для чистого сухого снігу. Для всіх природних поверхонь характерна залежність альбедо від висоти Сонця. Найбільші зміни альбедо спостерігаються від сходу Сонця до його висоти над горизонтом близько 30%.

Зовсім інша картина спостерігається в тих спектральних інтервалах, де хмарні частинки самі інтенсивно поглинають і одноразового альбедо розсіювання мало (0,5 - 0,7). Оскільки при кожному акті розсіювання значна частина радіації поглинається, то альбедо хмар формуватиметься в основному за рахунок декількох перших кратностей розсіювання і, отже, буде дуже чутливим до змін індикатриси розсіювання. Наявність ядра конденсації вже не здатна сильно змінити альбедо одноразового розсіювання. З цієї причини на довжині хвилі 3,75 мкм домінує індикатрисний ефект аерозолю та спектральне альбедо хмар збільшується приблизно в 2 рази (табл. 5.2). Для деяких довжин волі ефект, зумовлений поглинанням димовим аерозолем, може точно компенсувати ефект, пов'язаний із зменшенням розміру хмарних крапель, і альбедо не зміниться.

Метод ОУФР має, як ми бачили, ряд недоліків, пов'язаних із впливом аерозолю та необхідністю введення поправок на альбедо тропосфери та поверхні, що підстилає. Одне з важливих обмежень способу - неможливість отримання з ділянок атмосфери, не освітлених Сонцем. Цього недоліку позбавлений спосіб спостереження власного випромінювання озону у смузі 9,6 мкм. Технічно метод більш простий і дозволяє проводити дистанційні виміри в денній та нічній півкулях, у будь-якому географічному районі. Інтерпретація результатів є більш простою в тому сенсі, що в області спектра можна знехтувати процесами розсіювання і впливом прямої радіації Сонця. За ідеологією, цей метод відноситься до класичних методів зворотних завдань супутникової метеорології в ІЧ діапазоні. Основою для вирішення таких завдань служить рівняння перенесення випромінювання, яке раніше використовувалося в астрофізиці. Постановка та загальна характеристика завдань метеорологічного зондування та математичні аспекти рішення містяться у фундаментальній монографії К. Я. Кондратьєва та Ю. М. Тимофєєва.

У. К. Р. для Землі в цілому, виражена у відсотках від припливу сонячної радіації на верхню межу атмосфери, називається альбедо Землі або планетарним альбедо (Землі).

[ ...]

Щоправда, зниження вмісту водяної пари означає і зниження хмарності, а хмари виступають як головний фактор, що збільшує альбедо Землі або зменшує його, якщо хмарність стає меншою.

Необхідні також більш точні дані про процеси фото-дисоціації (02, NO2, Н202 тощо), тобто про перерізи поглинання та про квантові виходи, а також про роль аерозольного розсіювання світла та альбедо у процесі дисоціації. Мінливість короткохвильової ділянки сонячного спектру з часом становить також великий інтерес.

Важливо відзначити, що фітопланктон має більш високу відбивну здатність (Лкв 0,5) при довжинах хвиль сонячного випромінювання Л > 0,7 мкм, ніж за більш коротких X (Лкв 0,1). Такий спектральний перебіг альбедо пов'язується із потребою водоростей, з одного боку, у поглинанні фотосинтетично активної радіації (рис. 2.29), а з іншого – у зниженні перегріву. Останнє досягається в результаті відображення фітопланктон більш довгохвильової радіації. Можна припускати, що формули, наведені в п. 2.2, придатні і для розрахунків таких параметрів теплових потоків, як радіація, що приходить і випромінювання, випромінювальна здатність і альбедо, за умови, що дані про Га та інші метеоелементи також мають необхідне більш високе тимчасове дозвіл (тобто отримані з більш коротким тимчасовим кроком).

З фізично розумного припущення про зростання концентрації водяної пари зі збільшенням температури випливає, що можна очікувати збільшення водності, зростання якої призводить до зростання альбедо хмар, але мало позначається на їх довгохвильовому випромінюванні, за винятком перистих хмар, які не є абсолютно чорними. Це зменшує нагрівання атмосфери та поверхні сонячним випромінюванням і, отже, температуру та дає приклад негативного хмарнорадіаційного зворотного зв'язку. Оцінки величини параметра X даної зворотний зв'язок змінюються у межах від 0 до 1,9 Вт-м 2-К 1 . Слід зазначити, що недостатньо детальний опис фізичних, оптичних та радіаційних властивостей хмар, а також неврахування їхньої просторової неоднорідності є одним з основних джерел невизначеності в дослідженнях з проблеми зміни глобального клімату.

Інший чинник, який також не зверталося уваги, у тому, що викинутий аерозоль може помітно послаблювати сонячну радіацію, під впливом якої відновлюється озон у атмосфері. Підвищення альбедо через збільшення вмісту аерозолю в стратосфері має призводити до зниження температури, що уповільнює відновлення озону. Тут, щоправда, потрібно виконати детальні розрахунки з різними моделями аерозолю, оскільки багато аерозолів помітно поглинають сонячну радіацію, а це призводить до деякого нагрівання атмосфери.

Передбачають, що збільшення вмісту С02 в атмосфері на 60% від сучасного рівня може спричинити підвищення температури земної поверхні на 12 - 20 С. Існування зворотного зв'язку меяеду величиною снігового покриву, альбедо і температурою поверхні має призвести до того, що зміни температури можуть бути ще більшими і викликати докорінну зміну клімату на планеті з непередбачуваними наслідками.

Нехай на верхню межу хмарного шару в площині Х01 падає одиничний потік сонячної радіації: і ср0 = 0 – зенітний та азимутальний кути Сонця. У видимій області спектра можна знехтувати релеєвським та аерозольним розсіюванням світла; альбедо підстилаючої поверхні покладемо рівним нулю, що відповідає альбедо океану. Розрахунки статистичних характеристик поля видимої сонячної радіації, виконані за ненульових альбедо ламбертівської підстилаючої поверхні, спеціально відзначаються в тексті. Індикатриса розсіювання розраховується за теорією Мі для модельної хмари Сх [1] та довжини хвилі 0,69 мкм. Хмарне поле генерується пуассоіівським ансамблем точок у просторі.

Фізичний механізм нестійкості полягає в тому, що швидкість накопичення вологозапасів суші за рахунок опадів перевищує швидкість їх зменшення за рахунок річкового стоку, а підвищення зволоженості суші, як показано вище, викликає зниження альбедо Землі і далі реалізується позитивний зворотний зв'язок, що веде до нестійкості. Фактично це означає, що Земля постійно переохолоджується (льодовикові епохи, похолодання клімату) чи перегрівається (потепління і зволоження клімату, посилений розвиток рослинного покриву - режим " вологої і зеленої " Землі)..[ ...]

Необхідно мати на увазі, що точність оцінок як парникового ефекту в цілому, так і його складових все ще не є абсолютною. Незрозуміло, наприклад, як можна безпомилково врахувати парникову роль водяної пари, які при виникненні хмар стають потужним фактором підвищення альбедо Землі. Стратосферний озон є не стільки парниковим, скільки антипарниковим газом, тому що відображає приблизно 3% сонячної радіації. Пил та інші аерозолі, особливо з'єднання сірки, послаблюють нагрівання земної поверхні та нижньої атмосфери, хоча для теплового балансу пустельних територій вони виступають у зворотній ролі.

Отже, поглинання та відбиття сонячної радіації аерозольними частинками призведуть до зміни радіаційних характеристик атмосфери, загального охолодження земної поверхні; вплинуть на макро- та мезо-масштабну циркуляцію атмосфери. Поява численних ядер конденсації вплине на утворення хмар та опадів; відбудеться зміна альбедо земної поверхні. Випаровування води з океанів за наявності припливу холодного повітря з континентів викличе рясні опади у прибережних районах та на континентах; джерелом енергії, здатним викликати шторм, буде теплота випаровування.

При вирішенні тривимірного рівняння переносу використовувалися періодичні граничні умови, які припускають, що шар 0[...]

Приземний шар тропосфери найбільше відчуває антропогенний вплив, основним видом якого є хімічне та теплове забруднення повітря. Температура повітря зазнає найбільшого впливу урбанізації території. Температурні відмінності між урбанізованою територією та навколишніми неосвоєними людиною ділянками пов'язані з розмірами міста, щільністю забудови, синоптичними умовами. Тенденція до підвищення температури є у кожному маленькому та великому місті. Для великих міст помірної зони контраст температури між містом і передмістям становить 1-3° С. У містах зменшується альбедо підстилаючої поверхні (відношення відбитої радіації до сумарної) внаслідок появи будівель, споруд, штучних покриттів, тут інтенсивніше поглинається сонячна радіація, накопичується конструкціями будівель поглинене вдень тепло з його віддачею в атмосферу у вечірній та нічний час. Зменшується витрата тепла на випаровування, оскільки скорочуються площі з відкритим ґрунтовим покривом, зайнятим зеленими насадженнями, а швидке видалення атмосферних опадів системами дощової каналізації не дозволяє створювати запас вологи в ґрунтах та поверхневих водоймах. Міська забудова призводить до формування зон застою повітря, що призводить до її перегріву, у місті також змінюється прозорість повітря через збільшений вміст у ньому домішок від промислових підприємств та транспорту. У місті зменшується сумарна сонячна радіація, а також зустрічного інфрачервоного випромінювання земної поверхні, що спільно з тепловіддачею будівель призводить до появи місцевого «парникового ефекту», тобто місто «накривається» покривалом із парникових газів та аерозольних частинок. Під впливом міської забудови змінюється кількість опадів, що випадають. Основним чинником цього є радикальне зниження проникності для опадів підстилаючої поверхні та створення мереж з відведення поверхневого стоку з території міста. Велике значення величезної кількості вуглеводневого палива, що спалюється. На території міста в теплий час спостерігається зниження значень абсолютної вологості та зворотна картина в холодний час - у межах міста вологість вища, ніж за містом.

Розглянемо деякі основні властивості складних систем, маю на увазі умовність терміна «складна». Одна з основних ознак системи, що змушує розглядати її як самостійний об'єкт, полягає в тому, що система завжди щось більше, ніж сума її елементів. Це тим, що найважливіші властивості системи залежить від характеру і кількості зв'язків між елементами, як і надає системі здатність змінювати свій стан у часі, мати досить різноманітні реакцію зовнішні впливи. Різноманітність зв'язків означає, що є зв'язки різної «ваги чи «сили»; крім того, у системі виникають зворотні зв'язки з різним знаком дії – позитивні та негативні. Елементи або підсистеми, пов'язані позитивним зворотним зв'язком, схильні, якщо їх не обмежують інші зв'язки, взаємно посилювати один одного, створюючи нестійкість у системі. Наприклад, підвищення середньої температури на Землі веде до танення полярних і гірських льодів, зменшення альбедо і поглинання більшої кількості енергії, що надходить від Сонця. Це викликає подальше підвищення температури, прискорене скорочення площі льодовиків - відбивачів променистої енергії Сонця і т. д. Якби не численні інші фактори, що впливають на середню температуру поверхні планети, Земля могла б існувати тільки як "крижана", що відображає майже все сонячне випромінювання , або як розпечена, на зразок Венери, нежива планета.