Облака являются наиболее изменчивой компонентой климатической системы и при этом играют ключевую роль в энергетике атмосферы. К числу наиболее актуальных разработок в области численного моделирования климата принадлежат: создание высокоразрешающих моделей для ограниченных пространственных масштабов, пригодных для параметризации динамики облачности в моделях климата; оценка вкладов облачно-радиационного воздействия (включая его суточный ход) и микрофизических процессов (с учетом роли аэрозоля) в формирование свойств и структуры облачного покрова; совершенствование алгоритмов восстановления характеристик облачности по данным дистанционного зондирования. Для решения перечисленных задач ниже будут рассмотрены методы расчета характеристик солнечной радиации (полусферических потоков, интенсивностей и поглощения) и определения оптических характеристик облаков из данных радиационных измерений.

Процесс переноса солнечного излучения в облаках также описывается уравнением переноса (1.3.4), но в отличие от безоблачной атмосферы многократное рассеяние играет ведущую роль. Здесь мы рассматриваем только горизонтально однородную атмосферу. Применительно к облачному случаю это означает рассмотрение модели бесконечно-протяженного и однородного по горизонтали облачного слоя. В природе такой модели лучше всего соответствуют слоистообразные облака. Остановимся на свойствах слоистообразной облачности, которые позволяют использовать описанные теоретические методы в применении к реальной облачности.

К слоистообразным облакам нижнего яруса относят слоистые (St), слоисто-кучевые (Sc), слоисто-дождевые (Ns) облака, к слоистообразным облакам среднего яруса – высококучевые (Ac), высокослоистые (As) и к слоистообразным облакам верхнего яруса – перисто-слоистые (Cs), а также фронтальные системы облаков Ns–As, As–Cs, Ns–As–Cs , , , . Протяженные слоистообразные облака играют важную роль в цепочке обратных связей климатической системы, существенно влияя на альбедо и радиационный баланс системы подстилающая поверхность – атмосфера, а также общую циркуляцию атмосферы , , . Слоистообразные облака, распространяясь на огромные пространства, могут воздействовать на изменение радиационного баланса Земли не только в региональном, но и в глобальном масштабе.

Альбедо облаков значительно выше, чем альбедо океана или суши без снежного покрова. Опираясь на этот факт и полагая, что облака препятствуют нагреванию подстилающей поверхности и подоблачного слоя атмосферы в низких и средних широтах, обычно заключали, что облачность вносит отрицательный вклад в радиационный баланс Земли. При этом в высоких широтах облака не усиливают отражения света, так как альбедо снежной поверхности тоже велико, в этом случае предполагается их преобладающая роль в нагревании атмосферы.

Однако в последние десятилетия выяснилось, что ситуация более сложная: облака сами поглощают некоторую часть падающей на них солнечной радиации, способствуя тем самым нагреванию атмосферы на всех широтах. Таким образом, на первый план в исследовании слоистообразных облаков выходит проблема взаимодействия облачности и радиации. Для построения численных радиационных моделей облачности требуется задание адекватных оптических моделей (т.е. вполне соответствующих природе рассматриваемого явления), поэтому возникает необходимость определения оптических параметров облаков: объемных коэффициентов рассеяния и поглощения. Атмосферные аэрозоли, включаясь в процессы взаимодействия коротковолновой солнечной радиации и облачности, играют неоднозначную роль в формировании теплового режима атмосферы и подстилающей поверхности. При этом выделяют “прямое” и “непрямое” воздействие атмосферных аэрозолей , , . Прямое воздействие вызвано поглощением солнечной радиации сажевым и другими атмосферными аэрозолями. Непрямое воздействие объясняется тем, что атмосферные аэрозоли, особенно гигроскопичные, необходимы для конденсации водяного пара и образования капель. Поэтому более высокая концентрация аэрозолей увеличивает количество капель, а значит и оптическую толщину облака, что в свою очередь усиливает отражение солнечной радиации и уменьшает ее поглощение в атмосфере и на поверхности Земли. Из результатов самолетных радиационных наблюдений последнего десятилетия было выявлено, что влияние прямого и непрямого аэрозольных эффектов на увеличение или ослабление поглощения солнечной радиации различно в разных регионах и в разных облаках.

В работе в результате детального анализа роли парникового эффекта в глобальном изменении климата подчеркивается, что на современном этапе невозможно правильно оценить радиационное воздействие облаков и аэрозолей на глобальное потепление.

По результатам обобщений самолетных и спутниковых наблюдений, а также наблюдений сети станций Росгидромета в , приведены данные о повторяемости облаков слоистых форм и показано, что средний период существования сплошных облаков над территорией Европы равен 13-15 часов зимой и около 5 часов летом. Вероятность сохранения 10-балльной облачности для различных интервалов времени над европейской территорией России (по 10 пунктам) представлена в табл. 1.1 .

Таблица 1.1.

Вероятность (%) сохранения 10-балльной облачности над Европейской территорией бывшего СССР

Как справедливо отмечено в , при изучении характеристик облаков по результатам какого-либо эксперимента необходимо четко представлять себе, что получаемые характеристики и параметры облачности относятся именно к данной реализации в данный период времени. Тем не менее, наблюдается определенная повторяемость отдельных параметров слоистообразной облачности, характерная для отдельных климатических зон. Так например, преимущественная высота слоистообразных облаков в полярной и умеренной зонах находится в пределах 2 км, в тропической зоне – 3 км. Усреднение данных самолетных и аэростатных наблюдений привело к наиболее типичным значениям высот верхней и нижней границ облаков слоистых форм, представленных в табл. 1.2.

В атмосфере при образовании и прохождении атмосферного фронта слоистообразные облака, которые находятся на расстоянии не более 200км от приземной линии фронта, называются фронтальными. По данным спутниковых наблюдений , ширина фронтальной зоны в Центральной Европе может достигать 1000 км. Длина этой зоны составляет 7000 км. Облачные зоны расчленены на макроячейки размером несколько сотен километров, которые в свою очередь состоят из облачных полос или сплошного поля, имеющего неоднородные по плотности ячейки облачной массы размером в десятки километров , .

Таблица 1.2.

Средние значения высот облака z_нг и z_вг и
его вертикальной мощности H = z_нг - z_вг (км)

Таблица 1.3.

Повторяемость (%) ширины зоны фронтальных облаков верхнего яруса над Европейской территорией бывшего СССР

Сведения о повторяемости ширины зоны фронтальных облаков верхнего и нижнего ярусов, приведенные в работах , по результатам самолетных наблюдений, показаны в табл. 1.3. Основной вывод из данных таблицы 1.3 заключается в том, что поля облаков верхнего яруса размером менее 200 км типичны для холодного фронта, а размером от 500 до 600 км – для теплого фронта.

Из таблицы 1.4 видно, что наиболее часто встречаются фронтальные облака нижнего яруса с горизонтальными размерами в пределах 50 км в условиях холодного фронта и 75 км в условиях теплого. Из этих данных следует, что при исследовании слоистообразной облачности вполне правомерно моделировать ее бесконечно протяженными в горизонтальном направлении слоями. Кроме того, слоистообразная облачность является весьма стабильной во времени, поэтому описываемый ниже метод определения ее оптических параметров, основанный на наземных измерениях потока солнечной радиации для разных зенитных углов Солнца (т.е. в разные моменты времени с промежутком ~ 1–2 часа), оказывается возможным применять на практике

Таблица 1.4.

Повторяемость (%) облачных участков различной протяженности во фронтальных облаках нижнего яруса