В солнечном диапазоне спектра облачность ограничивает достижение потоками излучения земной поверхности за счет поглощения и рассеяния части энергии облачными частицами. В зависимости от размера частиц и водности облака формируется его альбедо и пропускание. В результате этого уменьшается поток солнечной энергии под облаками и на подстилающей поверхности по сравнению с безоблачными условиями.

Результаты численных экспериментов по изучению влияния водности облаков и эффективного радиуса капель на потоки, приходящие к подстилающей поверхности, для модели атмосферы "лето средних широт" при зенитном угле Солнца равном 30° и альбедо подстилающей поверхности 0,2 представлены в таблице 1.

Из анализа таблицы 1 следует, что наиболее резкое изменние в потоках происходит при начальной стадии развития облака - при малых значениях водности и далее заметное уменьшение идет до 0,2 г/м³. По сравнению с безоблачными условиями при малых радиусах капель поток уменьшается примерно в 10 раз. При больших радиусах поток уменьшается в 4 раза, т.е. чем больше размер частиц, тем больше облако пропускает излучение.

При прохождении потока солнечной радиации через облако, происходит нагревание облачного слоя за счет поглощения энергии каплями или кристаллами. Нагревание облачного слоя в несколько раз больше (8 К/сут), чем нагревание этого слоя газовыми компонентами в безоблачной атмосфере (0,5 - 2,5 К/сут).

На рисунке справа представлено вертикальное распределение радиационных изменений температуры в атмосфере в безоблачных и облачных условиях. Рассмотрена зависимость радиационных изменений температуры от водности в слое атмосферы (1 - 2 км), содержащем капельное облако. Заданы: зенитный угол Солнца 30° и альбедо поверхности 0,2. В зависимости от водности облака нагрев облачного слоя может достигать 9 К/сут.

Для количественного анализа результатов эксперимента удобнее использовать таблицу 2. В таблице 2 показана зависимость радиационных изменений температуры облачного слоя от водности и среднего эффективного радиуса распределения капель облака по размерам. Из таблицы следует, что наибольшее изменение нагревания по сравнению с безоблачными условиями происходит при малых значениях водности, при изменении от 0,03 до 0,06 г/м³. При водности более 0,15 г/м³ увеличение нагревания практически не происходит. Имеет место также небольшая зависимость нагревания от эффективного радиуса капель.

Радиационные изменения температуры (коротковолновый дтапазон) в атмосфере в безоблачных и облачных условиях

В длинноволновой области спектра облака играют другую роль. Облако нагревает земную поверхность за счет потоков, приходящих от его нижней границы, которые больше чем в безоблачных условиях, что оказывает утепляющий эффект. Исследования этого вопроса выполнено студентом кафедры "Физика атмосферы" в рамках курсовой и дипломной работы А.В. Хариным (2008 г.).

В таблице 3 представлена зависимость потоков излучения в атмосфере и на подстилающей поверхности в безоблачных условиях и облако расположено в слое 1-2 км, от водности облака.

Из таблицы 3 видно, что основная изменчивость происходит также как в солнечном диапазоне, до значений водности 0,2г/м², увеличиваясь с ростом водности. По сравнению с безоблачными условиями различие в потоке на подстилающую поверхность значительно меньше и составляет около 50 Вт/м². В длинноволновой области спектра облако выхолаживает слой атмосферы, в котором оно расположено и нагревает поверхность.

На рисунке справа представлен пример вертикального распределения радиационных изменений температуры при наличии облачности нижнего яруса с водностью 0,1 г/м³, при разных значениях среднего радиуса капель. Резкий пик выхолаживания в данном случае достигает 8 К/сут.

Усиление выхолаживания по сравнению с безоблачными условиями, связано с дополнительным излучением облачными частицами в виде тепловых потоков через границы облака при его температуре. Приходящие к облаку потоки теплового излучения сверху и снизу из безоблачных слоев не восполняют эти потери. При увеличении водности облака следует ожидать дальнейшего усиления выхолаживания. Выхолаживание облака, может достигать 9 К/сут и более, не сильно различаясь при изменении радиусов. Имеется зависимость от высоты расположения облака, то есть от температуры облака, его микрофизических свойств и температуры окружающего воздуха. В безоблачных условиях слой такой же толщины теряет до 2,0-2,5 К/сут .

Радиационные изменения температуры (длинноволновый диапазон)при наличии облачности нижнего яруса

Свойства облаков пропускать излучение, а также поглощать и излучать его, зависит от длины волны излучения и спектра поглощения атмосферных газов, воды и кристаллов. В длинноволновой области спектра, излучение кроме того, зависит от температуры среды. Таким образом, влияние облачности на температуру подстилающей поверхности и атмосферы различно в солнечном и длинноволновом диапазонах.

Суммарный эффект на подстилающей поверхности в дневное время при наличии облачности оказывается выхолаживающим, поскольку потери в потоке солнечной радиации за счет облачности значительно больше, чем приход излучения от облака в длинноволновой области спектра. В ночное время имеет место утепляющий эффект облаков за счет потоков длинноволновой радиации. Для атмосферы суммарный эффект в облачных и безоблачных условиях всегда выхолаживающий. Этот эффект компенсируется другими видами притоков тепла, теплом конденсации в атмосфере и турбулентным потоком тепла от подстилающей поверхности.

Приведенные результаты экспериментов демонстрирует значимость информации о микрофизических свойствах облаков для переноса излучения в атмосфере. Наличие облачности меняет весь температурный режим атмосферы, изменяя вертикальное распределение температуры, что приводит к изменениям поля приземного давления и динамики атмосферы.