Атмосферный аэрозоль оказывает сильное влияние на распределение радиации как у земной поверхности, так и в верхних слоях тропосферы и в стратосфере. Это следствие способности частиц определенных размеров поглощать и отражать радиацию Солнца и подстилающей поверхности в определенном спектральном интервале. В вводной части этой главы приводились примеры последствий резкого увеличения аэрозольной составляющей после интенсивных вулканических извержений: они неизменно выражаются в уменьшении температуры приземного воздуха и подстилающей поверхности и, как это было установлено недавно, в увеличении температуры стратосферы (напомним, что температурные контрасты после извержений могли быть более значительными, если бы не компенсировались отчасти тепловой инерцией океанов).[ ...]
Как видно, интенсивность рассеяния пропорциональна отношению г6/А.4. Это означает, что при прочих равных условиях более эффективно должен рассеиваться свет с меньшими длинами волны (в видимой области - фиолетовый и синий). Действительно, такой эффект наблюдается при увеличении оптической плотности атмосферы. Сохранились, например, описания необычных по красоте и интенсивности вечерних закатных зорь, наблюдавшихся в Москве долгое время после мощного извержения вулкана Кракатау (о-в Бали) в 1883 г. Красный цвет солнечного света на закате был обусловлен резким снижением интенсивности коротковолновой части видимой области спектра за счет рассеяния на мельчайших частицах вулканического аэрозоля.[ ...]
Коэффициент рассеяния выражается формулой е = аХа, в которой а и а - эмпирические коэффициенты. Первый из них пропорционален числу частиц, а показатель степени изменяется от 0 (для капель воды, образующей туманы и облака) до 4. Особенность частиц второй моды (частиц Ми) заключается в асимметричности индикатрисы рассеяния: интенсивность его в направлении луча в два-три раза выше интенсивности рассеяния в обратном направлении.[ ...]
Вернуться к оглавлению