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| ミランコヴィッチメニューへ戻る 理論大気光学の基礎 トレーニングマニュアル ロシア語 １５２頁 Основы теоретической атмосферной оптики サンクトペテルブルグ大学 国家プロジェクト「古典大学の革新的な教育環境」 パイロットプロジェクトNo.22「開発と実施 革新的な教育プログラム「応用数学と物理学」 序章 第１章 第2章 第3章 第4章 第5章 第6章 第7章 第8章 参考文献 露英用語解説 第８章 大気の基礎となる表面システムの放射エネルギ大気中の大気中の光散乱 8.1 大気の上限での日射量 放射バランス（RB）またはシステムの放射エネルギーのバランスは、システムによって吸収された放射とそれ自体の放射との差です。大気の気象学と物理学では、さまざまなシステムの放射バランスが考慮されます：表面、大気、大気-基礎となる表面システム。放射バランス（RB）の重要な要素である大気の上限で太陽から来る放射の分析から始めましょう。日射量Qは、指定された時間間隔（）2 1 t --tの間に単位水平領域に入射する日射フラックスです。  これらのフラックスは、下にある表面の近く、大気中のさまざまなレベルなどで考えることができます。これらのフラックスは、太陽放射の全スペクトルを参照していることを強調します（式（2.2.11））。 なぜなら、大気の上限での日射から検討を始めるのは自然なことです。 この値は、さまざまな緯度と1年のさまざまな時期に太陽から来るエネルギーの量を決定します。 大気の上限での日射フラックスは、次の式で決定されます。  ここで、↓0 Fは、大気の上部境界での太陽放射の伝搬方向に垂直な単位面積へのフラックスです。θは、検討中のポイントおよび検討中の時間における太陽の天頂角です。 地球がその軌道に沿って移動するときに地球と太陽の間の距離が変化することを考慮に入れると、2 0 2 0 0 S rF↓=r⋅、（8.1.3）と書くことができます。  ここで、r0とrは太陽からの地球の平均および瞬間距離であり、S0は平均距離（地球の太陽定数）に対応する太陽放射フラックスです。 大気の上限での太陽フラックスの相対的な変化  を表に示します。 8。1年のさまざまな月。 表8.1 月の数Nに応じた、大気の上限でのフラックス↓0 Fの相対変化（d、％）。  北半球の冬には、地球は夏よりもほぼ7％多くのエネルギーを太陽から受け取ることに注意してください。 単位面積に1日あたりに到着する太陽エネルギーの合計は、1日の「夏時間」にわたって式（8.1.3）に積分することで取得できます。 日の出から日没まで  式（8.1.4）では、日中の比率dの変化を無視しました。太陽の天頂角@角度は、他の角度で表すことができます。太陽の赤緯δ、時角h、および@地理的緯度ϕ：  を式（8.1.4）に代入します。積分を計算するには、@で時角と積分内に表示される時間をリンクする必要があります。 @ Earthは24時間で1回転（2πラジアン）するので、変換係数@（地球の角速度）ω=2π/ 24 =π/ 12ラジアン/時間を取得します。これを念頭に置いて、必要な積分@は次のように記述されます。  ここで、Hは日中の半分です。 日の出と日の入りから正午までの時間。 式（8.1.6）を積分すると、次のようになります。  緯度と曜日に応じて、大気の上限の単位面積に到達する太陽エネルギーの日次合計の式（8.1.7）を使用した計算結果を図に示します。 8.1 [19]。太陽は1月（北半球の冬）に地球に最も近づくため、毎日の太陽エネルギーの分布は完全に均一ではありません。南半球は北半球よりも多くの放射線を受け取ります。最大の日射量は、夏に極で発生します。これは、日中の時間（24時間）に関連しています。極夜の間は当然ゼロに等しい最小量は、両方の極にあります。  図8.1 緯度と季節に応じて、大気の上限の単位面積に到達する太陽エネルギーの1日あたりの合計[19]。 8.2 下にある表面の放射バランス 表面の放射バランスsRは、定義上、表面によって吸収された放射aFとそれ自体の放射eFの差です。  放射エネルギーの吸収された部分をFと考えます。 表面に当たる日射量Q（総日射量）は、直接日射量Qdと散乱日射量Qsの2つの要素で構成されます：@Q = Qd + Qs。 入射太陽放射の一部は、その積分値（スペクトルの太陽領域全体）に従って表面から反射されます。アルベドAs。@表面によって吸収される太陽放射の一部は  大気の熱長波@放射の下降フラックス↓@аFも表面に落下します（これはしばしば大気の逆放射と呼ばれます）。 @表面が完全に黒い場合、大気の逆放射@を完全に吸収し、表面によって吸収される放射（太陽および熱）は次のようになります。  表面が完全に黒ではなく、放射率ε@（スペクトルの熱領域全体および放射フラックスに対して積分）を持っている場合、@は大気の逆放射の一部を反映します-↓a（1ε）F 、そして、表面によって@吸収された大気の逆放射↓@aаFは↓=↓aааFεFに等しくなります。 @を強調しましょう。ここでは、スペクトル全体で積分された量を検討しています。アルベド表面と放射率は、それぞれ太陽放射と熱放射の全スペクトルを指します。したがって、「黒でない」表面@の場合、表面によって吸収される放射（太陽および熱）は次のようになります。  大気からの下降熱放射のフラックス↓@ a Fは、大気の平均温度@ Tで、積分（スペクトル全体）透過関数を使用して、（Stefan-Boltzmannの法則に基づいて）おおよそ@で表すことができます。次のように大気全体の@厚さRaの：  O} uy}、（1。Qp）xtu pp {uyxu yx | pu | 〜q〜p} u。@ P {qru ~~ s yx | u〜y ru〜y @u F utu | u uu u} upz y @ yx | pu | 〜zq〜y} wu q utpr | u〜s | p〜xp {〜@ Rup〜pA |} p〜p {p {4 @ s、stuTs。 u} upp ty | puz ru〜y。@ Sp {y} qpx}、ptypy ~~ z qp | p〜t | 〜uu〜z ru〜y} w〜utpry  下にある表面の放射バランス（表面へのエネルギーの流入（または@流出）を特徴付ける）は、その温度、土壌中の@温度の分布、大気の表面温度、蒸発および@雪解けのプロセスを大幅に決定します、霧と霜の形成、気団の特性の変換のプロセス。下にある表面の放射バランスは非常に変動し、@は緯度、時期と曜日、気象条件、および下にある表面自体の特性に依存します。@例として、放射バランスの日変化、その短波、および@草原での観測による長波成分を図1に示します。 8.2 [22]。 @日中の放射バランス@は正であり、夜間は負の@tです。つまり、日中は太陽放射によって表面が加熱され、夜間は-熱による冷却@長波放射-放射@表面の冷却によって加熱されます。観測データによると、@太陽の高さ10–15°で、放射バランスのゼロ@への遷移@が発生します。放射バランスの長波@成分は常に@負です。 下にある表面@からの放射は、常にこの表面@によって吸収された放射@（大気の逆放射）よりも大きくなります。この@は、特に、吸収係数の@値が低く、8〜12μmの大気の「透明度ウィンドウ」のスペクトルが@中赤外領域に存在するためです。 、大気の曇った状態の低い逆放射。大気の最大逆放射（したがって、放射@balanceの長波長成分の最小値）は、低い雲の存在下で観察されます。@ 8.3。大気の放射バランス@大気の放射バランスの入力部分Raは、下にある表面の長波長放射の大気による吸収により形成されます↑@ sa F、および@吸収された合計（直接、散乱、反射）表面から）太陽@放射a Q. @放射バランスの消費部分は、表面に向かう大気の長波@固有放射（逆放射@大気）↓@ aFおよび宇宙空間に決定されます↑@∞ F（発信放射線）。したがって、@大気の放射バランスの式は、次の形式で記述できます。  スペクトルaPの長波長領域で大気全体の積分透過関数（フラックス用）を使用すると、おおよそ次のように書くことができます。  ここで、↑@ s Fは、下にある表面の放射フラックスです（前のセクションを参照）。@先に決定した大気の逆放射であり、（1）4 @аaaF↓=σT--Pに等しい。@放射は、大気を通過する放射面と、空間に逃げる大気のそれ自体の熱放射という2つの要素で表すことができます。  ここで、↑@ a、∞Fは、大気によって生成された放射熱放射の成分です。@ Sum↑@∞Fは、大気全体（基礎となる表面システム）の放射です。@放射に対するおおよその大気の寄与は、として書かれた  およびシステム全体の放射  逆放射（T a）と放射@放射（T aa）の大気の平均温度が異なることに注意してください。@計算によると、すべての緯度での大気の放射バランスは、1年間の平均で負です。 、大気は、平均して、@放射伝達のために「冷却」されます。 これは、大気による太陽放射の吸収が比較的小さく、大気による表面からの熱放射の吸収が、大気の下向き放射と宇宙への放射を補償しないためです。この大気の放射冷却は、地表からの熱の乱流流入によって、そして最も重要なことに、大気中の雲の形成中の水蒸気の凝縮による熱の流入によって補償されます。放射バランスの変化北半球@の緯度のある大気の分布は、表のデータに示されています。 表から次のように。 8.3、最大冷却@は熱帯で観察され、最小冷却は中緯度で観察されます。 表8.3 さまざまな@緯度帯（W / m2）の大気の放射バランス（年間平均）。  雲は、表面と大気自体の放射バランスの強力な「レギュレーター」です。地球の大気圏では、平均して、地球の表面の50％が観測されています。雲の存在は、宇宙への太陽放射の反射を大幅に増加させます。雲のアルベドは、一般的に海のアルベドや地表よりも大きくなります。例外は、雪と氷で覆われた表面です。 @一方、雲は、地球の表面と大気のサブクラウド@層からの熱放射を吸収することにより、@空間に放出される熱放射の量を減らします。この減少は、この場合、雲の上限@で観測された低温で放射@が形成されるという事実によるものです。この効果は温室効果と呼ばれ、表面と大気の放射バランスの増加と、大気-表面システムの加熱につながります。 結果として生じる雲の放射@バランスへの影響は、雲の水平および垂直特性@、それらの相状態、液体または固体の含水量、雲の粒子サイズ分布@および雲の温度に大きく依存します。@ 8.4。惑星の放射バランス@非常に興味深いのは、システム大気全体の放射バランス（RB）の研究です。これは、表面と大気全体を含む垂直列の放射のエネルギーバランスを特徴付ける下層の表面です。言い換えれば、惑星としての地球の放射バランス。@このバランスの「入射部分」は、地球の表面と大気によって吸収された直接および散乱太陽放射で構成され、「消費部分」は@発信長です。 -波動放射：  Rの式は、次のように書くこともできます。  ここで、∞Qは大気の上限での直達日射の年間平均フラックスであり、Apは惑星としての地球のアルベドです。平均日射量∞Qは簡単に計算できます。実際、単位時間あたり、地球は、太陽定数S0と地球の断面積πR2（Rは地球の平均半径）の積に等しい量の太陽エネルギーを受け取ります。このエネルギーは地球の表面全体に分散され、4πR2に相当します。したがって、大気の上部境界での地球の水平面の単位あたりの日射フラックスの平均値は、-1 / 4S0です。 関係の右側の最初の項（8.4.2）は、システム全体の141大気（下にある表面）によって吸収される太陽放射を表します。ここで、Apは表面のアルベドではなく、システム大気全体（下にある表面）のアルベドであると強調します。惑星の放射収支とその構成要素の研究は、計算方法によって、衛星の特別な装置の助けを借りて実行されます。これらの衛星機器は、太陽定数S0、大気によって反射および散乱された太陽放射の成分–基礎となる表面システム（惑星Aのアルベドによって特徴付けられる）、および発信長波放射を測定します。 放射線バランスの構成要素は、時間帯によって異なります。吸収された太陽放射とアルベドは、散乱と吸収のプロセスが太陽の天頂角、および大気の状態に依存する結果として、日中に変化します-主に、タイプと量の変化に依存します時間の経過とともに雲の。雲の量と種類、吸収ガスとエアロゾルの湿度と含有量、および大気の温度プロファイルの日変化により、日中に発信される長波放射が変化します。 放射線収支の構成要素の時空間変動の研究は、衛星の特別な装置を使用して首尾よく実行されます。このような測定は、放射バランスの構成要素の地域的な日変化とそれらに対する曇り条件の影響を研究するのに特に効果的です。計算によって得られた、大気の全体的な放射バランス–基礎となる表面システムを考えてみましょう。 大気の全天日射バランスを計算する際の主な入力パラメータ-基礎となる表面システムは、大気のさまざまな特性（温度、ガス、エアロゾルの組成）の分布の垂直プロファイル、曇りの幾何学的および物理的特性、全球雲スコア各タイプ（下層、中層、上層）、地表のアルベド、日光の持続時間、太陽の天頂角。大気の全球平均状態の解析結果を図1に示します。 8.4。図： 8.4は、3つの部分で構成されています。1つは、太陽放射が大気中にどのように分布するかを示し、2つ目は、熱赤外線放射の分布を示し、3つ目は、エネルギー伝達（乱流、対流、および水の凝縮）に対する非放射プロセスの寄与です。蒸気）が与えられます...  図8.4.1 計算データによると、大気のグローバルな放射バランス–基礎となる表面システム[19]。 太陽から大気の上部境界に到達する年平均放射は100％と見なされます。この日射は、雲ひとつない大気を伝搬する成分（52％）、曇った大気を伝搬する成分（43％）、および下層の表面に直接入る成分（5％）の3つの成分に細分されます。入射する太陽放射のうち、26％は大気に吸収され、22％は雲のない大気（大気ガスとエアロゾルによる吸収）で、4％は雲に吸収されます。地球の表面は44％を吸収します。 大気による太陽放射の総吸収–基礎となる表面システムは70％です。太陽放射の30％は宇宙に反射され、そのうち7％は雲のない大気で反射され、17％は雲で、6％は地表で反射されます。同時に、大気とその下にある表面は、独自の熱放射を生成します。出て行く熱放射は、雲のない大気では34％、曇った大気では36％であり、合計で70％になります。 したがって、放出される熱放射によるシステムのエネルギー損失は、吸収された太陽放射に等しくなります。私たちが使用する単位での地表のレベルでの熱放射の上方フラックスは115％です。大気の対レーダーは100％です（雲のない大気の対レーダーは33％、曇った大気の対レーダーは67％です）。 したがって、表面の有効放射束は15％です。要約すると、兆候、大気に出入りする熱放射のフラックスを考慮に入れると、熱放射のために、大気は太陽からの放射エネルギーの55％を失うことがわかります。大気が入射する太陽放射の26％しか吸収しないことを考慮すると、大気の放射損失は29％です。これらの損失は、表面から蒸発する水蒸気の凝縮による熱の放出（潜熱フラックス）、および乱流と対流による下にある表面からの熱フラックスによって補償されます。これらの上昇気流はそれぞれ23％と6％です。 8.5。気候変動の放射要因私たちの惑星の気候が変化する可能性があるという最もよく知られている証拠は、氷河期です。これは、過去100万年にわたって観測された温帯緯度での氷床の連続的な前進と後退です。最後の氷河期は約1万年前に終わったことに注意してください。気候学の特別なセクションである古気候学は、地球の過去の気候の研究に専念しています。ここ数十年で観察され、さまざまな形で現れる気候変動-私たちの惑星の平均地球温度の上昇、極地の「氷冠」の減少、世界の海のレベルの上昇-は重大な影響を及ぼします人間の生活のさまざまな側面と経済のさまざまなセクターの機能について。 これが、ここ数十年で地球の気候の問題に大きな注目を集める主な理由になっています。気候変動を予測するタスクは、現代科学の優先事項の1つです。それを解決するために、新しい物理的および数学的気候モデルが作成され、気候理論に基づいて作成されています。気候理論は、惑星の気候に影響を与える可能性のある多数の要因と、の定量的記述の複雑さのために非常に複雑です。 惑星の状態を制御するさまざまな物理的、化学的、生物学的プロセス..。気候変動の要因の中には、天文学的な原因、大陸移動、地磁極の位置の変化などを示すことができます。気候変動の比較的短期（数百年）の予測では、現代の概念によると、最も重要な要因は放射要因、つまり地表全体の放射バランスの分布の特徴です。次に、前に示したように、それらは大気の組成の143の特徴、つまり放射線吸収ガスとエアロゾルの含有量、雲の特性と量、および下にある表面の特性に関連しています。 まず第一に、地球の気候は主に自然の温室効果（PE）によって決定されることを強調します。この効果は、短波太陽放射に対する大気の比較的高い透明度と、水蒸気、二酸化炭素、オゾンなどの大気ガスによる地表からの長波放射の有意な吸収によるものです。この吸収は、表面放射のかなりの部分が宇宙空間に入らず、大気を加熱するという事実につながります。長波放射の吸収がなかった場合、簡単な見積もりが示すように、地球の平均温度は約255 Kになります。地球の表面の平均温度はこの温度よりも20〜30K高くなります。地球の気候では、2つの重要な問題が発生します。 それは、自然のPEが時間の経過とともにどのように変化するか、そして人為的活動が自然のPEをどのように変化させるかです。これらの問題を分析するときは、大気を決定するプロセスを細分化するのが通例です–表面PEシステムは2つのクラスに分類されます。–気候システムへの外部効果と見なされる強制プロセス。 -気候システムにおけるフィードバックプロセス。旋光性ガス（CO2、メタンなど）、自然および人為起源のエアロゾル、火山噴火の生成物、および太陽定数の含有量の変化を衝撃プロセスとして含めるのが通例です。 これらの影響の直接的な結果として、システムとその循環の温度変化を観察できます。温度変化の結果として、大気と表面の放射特性の他の変化も観察できます。たとえば、気温の上昇は、海洋の表面からの水蒸気の蒸発の増加につながる可能性があります。 大気中の水蒸気含有量の増加は、これは重要な温室効果ガスであり、システムの温度をさらに上昇させる可能性があります。この露出の例は、正のフィードバックを示しています。その他のフィードバックは、雲の量、高さ、種類の変化、雪と氷の被覆の変化による惑星のアルベド、植生の被覆と陸地のアルベドの変化に関連している可能性があります。最後に、かなり遅いが、海洋における熱流束とエネルギー貯蔵の非常に重要な潜在的変化をフィードバックと見なす必要があります。プロセスを影響を与えるプロセスとフィードバックプロセスに分割することは、必ずしも明確であるとは限らないことに注意してください。 たとえば、土地のアルベドの変化は、フィードバックプロセスとして解釈できますが、気候システムへの影響のプロセスとしても解釈できます。つまり、森林破壊による土地のアルベドの変化を意味します。大気のガス組成の変動は、自然要因と人為的要因の両方によって引き起こされる可能性があります。たとえば、人間の経済活動は大気中の二酸化炭素の含有量の増加を引き起こしました。したがって、気候を予測するタスクは、その変化の自然の原因（ほとんどの場合、私たちの影響はほとんどまたは不可能である可能性があります）を人為的な原因から分離する必要があるため複雑です。 一部は制御できます。 大気中の温室効果ガスの含有量の変化の影響を特徴づけるために、表に示します。 表8.4 表面温度の変化とそれに対応する含有量の変化の推定  比較のために、この表には、オゾン含有量の減少、太陽定数の2％の増加、および光学的厚さ0.15の成層圏エアロゾル層の追加による表面温度の変化も示されています。データテーブルから。 8.4含有量の変化が重大な気候変動につながる可能性のある主な温室効果ガス（水蒸気を除く）は二酸化炭素であることがはっきりとわかります。水蒸気は地球の大気中の主な温室効果ガスであり、大気-表面システムの温度の上昇は、海面からの水の蒸発の増加、大気の湿度の上昇につながる可能性があることはすでに述べました。 水蒸気の温室効果の増加。しかし、これに加えて、大気湿度の上昇に伴い、大気中の水蒸気の凝縮による雲の量の増加が予想されます。雲の量の増加は、2つの方法で放射バランスに影響を与えます-一方では、地球の表面での入射太陽放射の反射が増加し、他方では、大気からの放射熱放射の量-基礎となる表面システム減少します。 地表での水蒸気の凝縮と降水のプロセスは、気候調節の重要な要素です。海洋の表面からの蒸発の増加、水蒸気の凝縮の増加、および雲の形成は、大気に入る熱の量を変化させます。特に雪の形での降水は、表面のアルベドを大幅に変化させ、その結果、その放射バランスを変化させる可能性があります。この複雑なプロセス全体とその正確な定量的記述には、依然として注意深い調査が必要です。 直達日射と散乱日射の地上測定の研究は、雲ひとつない大気から地表に到達する短波放射の量が年ごとに著しく変化することを示しています。これらの変化の主な理由は、大気中のエアロゾル粒子の含有量の強い変動です。エアロゾルは、表面に到達する太陽放射を弱め、後方を含む大気中の散乱プロセスを強化します。 宇宙に反射する太陽放射の成分を増やすことができます。エアロゾルが吸収している場合、これは大気中の太陽放射の吸収の増加につながります。程度は低いですが、それでも顕著に、エアロゾルは熱放射の流れに影響を与える可能性があります。したがって、赤外線のエアロゾルによる散乱、特に吸収は、放出される熱放射の減少につながります。 総エアロゾル効果は非常に変動しやすく、これはエアロゾル粒子の濃度、それらの微物理的、そして結果として大気エアロゾルの光学的特性の大きな変動に関連しています。平均して、現代の概念によれば、大気中のエアロゾルの増加は気候システムの冷却につながります。下にある表面の放射特性の変化も、表面自体と惑星全体の両方の放射バランスに大きな影響を与える可能性があります。結果として、表面の自然および人為的変化は、地球の気候の変化の原因となる可能性があります。 これらの変化は、影響力のプロセス（たとえば、人為的-森林破壊、農業利用、大都市の成長）、およびフィードバックとして機能する可能性があります。どちらの場合も、下にある表面のアルベドに変化が生じます。気候システムのフィードバックプロセスには、気候の温暖化、砂漠化、世界の海面の上昇、陸域の洪水による雪と氷に覆われた地域の変化が含まれます。下にある表面のアルベドまたは惑星のアルベドの増加は、入射する太陽放射の宇宙への反射を増加させ、その結果、地球の気候の冷却につながる可能性があります 参考文献につづく |