Лекция 13. Радиационно-конвективные и другие модели климата
2. Радиационно-конвективные модели климата (РКМ)
ЭБМ дают грубую параметризацию вертикального переноса радиации и плохо приспособлены для моделирования роста парникового эффекта, который проявляется в изменении вертикального профиля температуры (рост в тропосфере и уменьшение в стратосфере).
Принцип радиационного равновесия: равенство скоростей лучистого нагрева и охлаждения (Эмден; И.А Кибель, 1943), но ΔТ=100К/км и Тпов. выше.
В 1960х (Манабе и Стриклер) предложили учесть конвекцию – турбулентный перенос тепла от подстилающей поверхности и задали ΔТ=стандартным.
РКМ
Применяются:
-для разработки, проверки, сравнения методов расчета потоков радиации на разных уровнях атмосферы;
-для исследования влияния радиационных факторов на температуру различных частей атмосферы.
Диапазон длин волн солнечной радиации делится на два интервала: 0.2мкм<λ<75 мкм (УФ и видимая) и 0.75 мкм<λ< 4 мкм - ближняя инфракрасная радиация (БИК).
Для БИК не учитывается рассеяние и ее потоки в безоблачной атмосфере в интервале Δv на
уровне z (z0<z<H): |
|
|
|
|
S0(v) – интенсивность солнечного излучения на верхней |
||||||
S |
|
(z) S |
|
|
(v) v cos P |
(H , z) |
|
|
|||
|
0 |
|
|
границе атмосферы z=H в интервале частоты Δv; |
|||||||
v |
|
|
v |
|
|
|
|
Θ – зенитный угол Солнца; As(v) – альбедо подстилающей |
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
S |
(z) S |
0 |
(v) v cos A (v)P |
(H , z |
0 |
, z) |
поверхности в интервале (Δv); |
||||
v |
|
|
|
s |
v |
|
|
P – функция пропускания БИК излучения; |
|||
z0 – уровень отражающей подстилающей поверхности.
В Р учитывается поглощение излучения в полосах Н2О и СО2, в точных моделях – СН4, N2O.
Для видимой и ультрафиолетовой радиации требуется решать полные уравнения переноса излучения в рассеивающей и поглощающей среде (невыполнимо).
Двухпотоковое приближение Эддингтона для интенсивности коротковолновой радиации (КВ) I(τ) на оптической глубине τ от верхней границы атмосферы:
I ( , ) I0 ( )I1 ( ) ; cos
и для потоков рассеянного излучения:
1
S p ( ) 2 I ( , ) d [I0 ( ) 2I1 ( ) / 3]
0
с краевыми условиями:
S p (0) [I0 (0) 2I1 (0) / 3] 0
S p ( * ) As [I0 ( * ) 2I1 ( * ) / 3 0 S0e * / 0 ]
(0),(τ*) – I на верхней и нижней границе атмосферы; πμ0S0 –вертикальный поток КВ радиации над атмосферой;
решение системы диф. уравнений для I0(τ) и I1(τ) выражается
через экспоненты от τ с параметрами, которые связаны с альбедо.
В облачной атмосфере в УФ и видимом диапазоне вводят дополнительные оптические характеристики и выделяют эффекты облачных капель.
Для горизонтально-однородной атмосферы эффективный |
|
|
|
Блок |
|||||
поток длинноволновой радиации (ДВ) IΔv(z) на уровне z слоя z0<z<H в |
потоков |
||||||||
спектральном интервале Δv определяется: |
|
|
H |
|
|
||||
|
|
|
(z, ) B ( ) излучения |
||||||
I |
(z) I |
(z) I |
(z) B (H )P |
(z, H ) |
P |
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
Bv(z)=Bv(T(z)) – функция Планка на частоте v – середине интервала Δv; z0 Pv(z,ξ) – функция пропускания потока ДВ в слое между z и ξ и в интервале Δv;
I (↓↑) – cуммарные потоки радиации вниз – вверх, определяемые по сотням интервалов Δv.
Введение поправок для приближения к реальной атмосфере при замене однородного давления эффективным рср для неоднородного поглощающего слоя (u1<u<u2):
u 2
pср pdu /(u2 u1 ) приближение Куртиса-Годсона
u1
На верхней границе атмосферы (z=H=50 км) выполняется условие отсутствия инфракрасного
излучения из космоса:
I (H ) I v (H )d 0
Подстилающая поверхность и облака в схемах расчета ДВ принимаются как излучающие черные тела, причем облака верхнего яруса частично прозрачны для потока ДВ, который линейно изменяется по высоте.
Для трехслойной облачности на уровне z:
I (z) I3 (z)n3 / 2 Iбо (z)(1 n3 )
I (z) I2 (z)n2 I1 (z)n1 (1 n2 ) Iбо (z)(1 n1 )(1 n2 )
ni – балл облаков i-го яруса, I – потоки ДВ для трех ярусов облаков, «бо» безоблачная атмосфера.
Радиационное равновесие с конвекцией
Эффективные потоки БИК и ДВ радиации рассчитываются на 10-20 уровнях по вертикали (координаты z или р) и по ним определяются скорости радиационного нагрева q горизонтально- однородной атмосферы на уровне zi или рi;
q j |
T* |
|
1 |
( |
I |
|
S |
)z j |
g |
( |
I |
|
S |
) p j |
q=0 в слое h<z<H (или p >p>p ) |
|
|
|
|
|
|
|
|
h |
H |
||||||||
|
t |
|
c p |
|
z |
|
z |
|
c p |
|
p |
|
p |
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
радиационного равновесия |
|
|||||||
и на границах слоя: I (h) S(h) I (z) S(z) I (H ) S(H ) 0
Установление радиационно-равновесной температуры Т со временем рассчитывается:
T (k 1) (z |
j |
) T k (z |
j |
) |
T |
|
|
( k ) |
t |
где әT/әt=q(z) считается для T(z) на каждом уровне z отдельно. |
|
|
|||||||||
t |
|
|
||||||||
|
|
|
|
T |
|
,z j |
|
|||
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Счет повторяется по шагам до выполнения условия:
T (k 1) (z j ) T (k ) (z j ) q(k ) (z j ) t
При счете в каждом слое проверяется выполнение:
[T (k ) (z j ) T (k ) (z j 1 )]/(z j 1 |
z j ) j |
где γ – заданный вертикальный градиент температуры |
Если условие не выполняется, то возникает конвекция и вводится дополнительное условие:
[T (k ) (z j ) T (k ) (z j 1 )] j (z j 1 |
z j ) , которое связывает температуру на уровнях слоя конвекции с ее |
|
значениями на границах слоя. |
Температура подстилающей поверхности находится из условия радиационного баланса:
(1 A )S (h) F (h) |
или (1 As )S (h) F (h) Ph |
Ph – поступление тепла в конвективный слой или |
s |
|
подстилающую поверхность (вода, почва) |
1000 шагов, 3 года, схема Ньютона-Рафсона |
||
Схема расчета описывает физически реальное установление радиационно-равновесной и
конвективной температуры в поглощающей и рассеивающей радиацию статической атмосфере.
Параметризация в РКМ
Ө (зенитный угол Солнца)=600, As=0.1
3 |
2 |
6 |
|
|
|
|
|
1
2
6
Вертикальные профили температуры, рассчитанные по РКМ (при учете и отключении Н2О, СО2 и О3):
1 – радиационное равновесие во всей стандартной атмосфере;
52 – то же с конвективным приспособление в тропосфере; 3 – радиационное равновесие во всей атмосфере без учета поглощения озоном КВ
радиации; 4 – то же без учета поглощения озоном ДВ радиации;
5 – радиационное равновесие во всей атмосфере без учета поглощения радиации СО2; 6 – то же без учета поглощения радиации Н2О.
Выводы по РКМ:
-фактические и расчетные профили температуры (при климатических распределениях основных радиационно-активных газов H2O, CO2, O3)
совпадают на разных широтах особенно при использовании фактических градиентов температур;
-наибольшее отличие в слое нижней стратосферы и тропопаузы в тропиках (расчетная больше фактической ) и в полярных зонах (меньше фактической) особенно зимой, т.к большое влияние имеет горизонтальный перенос из умеренных широт.
РКМ также не воспроизводят: влагооборот, определяющий через облака и профиль влажности, потоки радиации в самих РКМ, которые не замкнуты.
Для замыкания РКМ вводят различные предположения:
-сохранение профиля относительной влажности при изменении радиационных факторов;
-сохранение высоты верхней кромки облаков или ее температуры.
Необходимо более точное и глубокое описание влагооборота и облачности в РКМ.
Чувствительность РКМ
Влияние количества облаков на температуру приземного воздуха по РКМ в условиях сохранения относительной влажности:
1 – верхний, 2 – средний и 3 - нижний ярус.
Облака верхнего яруса слабо излучают из-за своей низкой Т. Облака среднего и нижнего яруса создают антипарниковый эффект.
парниковый эффект
38К
82К
3. Сочетание ЭБМ и РКМ
РКМ хорошо описывает наблюдаемый термический режим в стратосфере и во многих частях тропосферы, а также некоторые обратные связи.
ВРКМ нет горизонтального переноса тепла, влагооборота, формирующего облачность, связи температура – альбедо.
ВЭБМ нет вертикального расслоения атмосферы, хорошо моделируемого в РКМ.
Алгоритм:
-среднегодовой термический режим глобальных стратосферы и тропосферы находится итерациями;
-в итерациях попеременно находятся вертикальные профили температуры и потоков ДВ и КВ радиации на широтах 15, 45, 60 и 800 с.ш. и ю.ш. решением системы уравнений РКМ для Ts(x) – температуры приземного воздуха и
зенитного угла Солнца;
- полученные значения I и S – эффективных потоков ДВ и КВ радиации на верхней границе (Н=50 км) используются
в уравнении баланса энергии: |
d |
(1 |
x2 )D |
dTs (x) |
I H (x) SH (x); 1 x 1 |
|
|||||
|
dx |
dx |
|||
|
|
|
|
D – эффективный коэффициент межширотного теплообмена.
1
правая часть которого должна удовлетворять глобальному условию сохранения энергии: [I H (x) SH (x)]dx 0
- значения правой части (потоков радиации) интерполируются на более мелкую сетку и находятся1 значения Ts(x) и
используются в следующей итерации для расчета вертикальных профилей температуры и потоков радиации из системы уравнений РКМ и т.д. до достижения разности температур во всех узлах сетки в двух последовательных итерациях менее 0.05К.
Результат по комбинированной энерго-балансовой радиационно-конвективной модели;
-хорошо воспроизводит наблюдаемое поле среднегодовой среднезональной температуры в тропосфере и стратосфере средних широт и тропиков;
-модельные тропопауза и стратосфера высоких широт получаются на 20-40 К холоднее фактических (из-за неучета в модели переноса тепла воздухом и сезонного изменения радиационного теплообмена – основных факторов теплового режима полярной атмосферы);
-хорошо воспроизводит на всех широтах и уровнях изменения Т, вызванные вариациями радиационных факторов (солнечной постоянной, содержание радиационно-активных примесей CO2, O3 и др.).
4. Модели промежуточной сложности (МПС)
КМ ИФА РАН (Мохов, Демченко, Елисеев, 2002) Характеристики модели:
-пространственное разрешение 4.50 по широте и 60 по долготе;
-вертикальная структура: 8 слоев в атмосфере (до 80 км), 3 слоя в океане и 2 слоя на суше;
-помимо блоков атмосфера –океан – суша учитываются биосферные эффекты (модифицированная BATS-схема) и изменения морского льда;
-переменные представляются в виде долгопериодных крупномасштабных компонент с масштабами в несколько сот км и несколько суток и синоптических вариаций.
Атмосфера: 3D квазигеострофическая крупномасштабная динамика. Синоптическая динамика
параметризована, исходя из ее представления в виде гауссовых статистических ансамблей. В каждом характерном слое атмосферы предполагается линейный профиль зависимости температуры от высоты. Полностью интерактивный гидрологический цикл.
Океан: Прогностическое уравнение для температуры поверхности океана (ТПО). Геострофическое
приближение для расчета динамики. Универсальные профили температуры в каждом характерном слое океана. Распределение солености океана задано. Интерактивный цикл СО2.
Морской лед: Диагностическая схема, основанная на значениях ТПО. Растительность: Распределение экозон согласно схеме BATS.
Углеродный цикл:
Наземные экосистемы: наземная биота и почвенный резервуар.
Фотосинтез, первичная биопродуктивность, биотическое и почвенное дыхание зависят от температуры экспоненциально.
Фертилизация углекислым газом (поглощение растительностью) - закон Михаэлиса-Ментон. Океан: потоки из атмосферы в океан зависят от изменений ТПО и концентрации СО2 в
атмосфере.
Скорость вычислений: ~ 17 сек на модельный год
Общая схема КМ ИФА РАН
приходящее солнечное излучение
|
АТМОСФЕРА |
|
|
|
|
|
радиация |
радиация |
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
|
стратомезосфера |
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
свободная тропосфера |
|
|
|
|
|
|
концентрации |
|||||
|
образование облаков |
крупномасштабная |
|
коротковолновая |
длинноволновая |
|
N2O, фреонов |
||||||
|
пограничный слой |
циркуляция, |
|
|
тропосферных и |
||||||||
|
(один эффективный слой) |
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
стратосферных |
|
осадки |
синоптические |
|
|
|
|
|
|
|
аэрозолей |
|||
|
процессы |
|
|
|
|
|
|
|
антропогенные |
||||
|
конвекция |
параметризованы |
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
эмиссии СО2,CH4 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
явное тепло, влага, импульс, CO2 |
|
болотами |
явное тепло, влага, CO2 |
|
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ЛЕДНИКОВЫЕ |
|
|
МОРСКОЙ ЛЕД |
4 |
|
РАСТИТЕЛЬНОСТЬ |
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
СН |
(типы экосистем |
|
|
|
|
|
ЩИТЫ |
|||
ОКЕАН |
|
|
|
||||||||||
|
эмиссии |
предписаны, |
|
|
|
|
|
|
(предписаны) |
||||
квазиоднородный слой |
|
запас углерода |
|
|
|
|
|
|
|||||
во всем океане рассматриваются: |
|
|
|
интерактивен) |
|
|
|
|
|
|
|||
распространение тепла, |
|
|
|
отмирание |
СНЕГ |
|
|
|
|
||||
крупномасштабная циркуляция, |
|
стокПОЧВА |
ВЕЧНАЯ |
|
|
|
|
||||||
синоптические процессы |
|
|
|
|
|
||||||||
параметризованы, |
|
влаги |
|
|
МЕРЗЛОТА |
|
|
|
|||||
глубокий океан
слой придонного трения (термо- и гидрофизические процессы, преобразование углерода)
Изменения концентрации CO2 в атмосфере по расчетам с КМ ИФА РАН с углеродным циклом
при разных сценариях антропогенных эмиссий pCO2,a, млн-1
сплошные – интерактивный режим пунктир – неинтерактивный режим (положительная
обратная связь климата с углеродным циклом)
SRES-A2 875 млн-1 (90 млн-1)
SRES-A1B 762 млн-1 (83 млн-1)
SRES-B2 669 млн-1 (69 млн-1)
SRES-B1 615 млн-1 (67 млн-1)
Изменение глобальной приповерхностной температуры по расчетам с климатической моделью ИФА РАН с углеродным циклом при разных сценариях антропогенных эмиссий
SRES-A2 3.38 K (0.31 K)
SRES-A1B 3.05 K (0.34 K)
SRES-B2 2.65 K (0.34 K)
SRES-B1 2.43 K (0.35 K)
наблюдения
Поток СО2 из атмосферы в наземные экосистемы |
сплошная - интерактивный режим |
Fl, ГтC/год |
пунктир - неинтерактивный режим |
|
Доминирует прямой (фертилизационный) эффект, увеличивающий поглощение СО2
наземными
экосистемами
Доминирует косвенный (климатический) эффект, уменьшающий поглощение СО2
наземными экосистемами из-за роста дыхания почвы
Поток СО2 из атмосферы в океан
Foc, ГтС/год
SRES-A2
SRES-A1B
SRES-B2
SRES-B1
Доминирующий рост Foc связан с увеличением скорости прироста концентрации СО2 в атмосфере со временем. Начиная с конца ХХ века, на рост Foc влияет потепление климата (уменьшение растворимости).