Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
Климатология лабы / maket-lobanov-k2.pptx
Скачиваний:
44
Добавлен:
15.03.2019
Размер:
20.87 Mб
Скачать

Из (12.31) и (12.32) следует выражение для глобальной темпе- ратуры с учетом облачности:

T

 

 

b

1b

n

Q

1

 

n

s 0 p

1 n

 

a

 

(12.33)

p

snp

1

 

 

 

1

2

 

 

sp

 

 

 

 

 

и из «Атласа теплового баланса Земного шара» по формуле:

a2n

s0 p 0, 66 0,10,

(12.34)

где α – альбедо земной поверхности, можно найти среднюю для Се- верного полушария величину αs0p = 0,20 и по (12.32) при αcp =

0,33 и n = 0,50 определить αsnp = 0,46.

Отсюда следует, что для среднего планетарного значения Qsp

влияние облачности на глобальную температуру, определяемую по (12.31), невелико и составляет Т = 0,35 °С, что лежит в пределах точности расчетов и существенно меньше (в 4 раза), чем Т = 1,4 °С при S0 = +1 %.

Фактически же влияние облачности на температуру еще более сложное и неоднозначное. Еще начиная с работ Шнайдера [47] из- вестно, что для отдельных районов и сезонов (особенно в годовом ходе) при малой радиации облака повышают температуру, а при большой – понижают. Также неоднозначно по отношению к уве- личению и уменьшению температуры ведут себя и облака разных ярусов. Пример такого сложного совместного распределения облач- ности и поверхностной температуры показан на рис. 12.12 по мате- риалам спутниковых наблюдений.

Еще одной значимой обратной связью является температура – альбедная связь, особенно явно проявляющаяся в условиях пони- жения температуры и роста площади полярных льдов. М.И. Будыко для изучения закономерностей колебания климата в геологическом прошлом впервые была получена зависимость средней темпера- туры воздуха от колебаний притока тепла при изменении площа- ди ледяного покрова в соответствии с термическими условиями [9]. Очевидно, что при увеличении площади льдов альбедо Земли возрастает и поэтому изменении Т должно быть больше, чем при неизменном альбедо. Результаты расчетов по определению Т, вы- полненных М.И. Будыко, приведены в табл. 12.2, где α1 – альбедо

для безледной зоны, α2 – альбедо зоны льдов.

В вариантах А и Б принято, что альбедо на границе льдов из- меняется скачком, а в вариантах В и Г предполагается, что изме- нение альбедо осуществляется в переходной зоне, ширина которой

Рис. 12.12. Совместное распределение облачности и температуры по поверхности Земли

20 ° широты. Граница льдов в вариантах А, Б, В соответствует тем- пературе Т0 = –11 °С, а в варианте Г она изменяется по зависимости

рис. 12.5. Как следует из результатов табл. 12.2, в зависимости от методов параметризации земного альбедо значения Т изменяются в широких пределах от 1,59 до 3,9 °С. Если же принять наиболее реалистический вариант Г, то Т варьируют от 2,0 до 3,3 °С.

Вторым важным примером применения ЭБМ М.И. Будыко яв- ляется оценка изменения поверхностной температуры при увели- чении концентрации CО2. При этом использовалась

эмпирическая зависимость, связывающая уходящее длинноволновое излучение

с количеством углекислого газа в атмосфере, имеющая разную па-

раметризацию. Результаты оценки влияния удвоения CО2 с 0,03 %

(300 ppm) до 0,06 % (600 ppm) на увеличение приземной температу- ры воздуха на разных широтах показаны на рис. 12.13.

Основной вывод состоит в том, что при увеличении CО2, так

же, как и при увеличении приходящей радиации, температура су- щественно больше увеличивается в высоких широтах (в зоне снеж- но-ледяного покрова), чем в низких и средних. Это отличие также

 

Влияние параметризации альбедо

 

Таблица 12.2

 

 

 

 

на чувствительность термического режима к притоку тепла

 

Вариант

α1

α2

Т

А

0,32 (без переходной зоны Т0 = –11 °С)

0,62

3,9

 

Б

α1 = (φ)

0,60

1,9

 

 

(без переходной зоны Т0 = –11 °С)

0,55

1,65

В

α1 = (φ)

0,60

1,73

 

(переходная зона 20 º, Т0 = –11 °С)

0,55

1,59

Г

α1 = (φ)

0,60

3,3

 

 

(переходная зона 20 °, Т0(φ))

0,55

2,0

 

составляет от 2,5 до 4 раз. Средняя температура Северного полуша-

рия при удвоении CО2, возрастает, по разным оценкам, на 2,5–3,5

°С [5, 22, 35, 41].

 

 

 

Еще одним приложением первой климатической модели

М.И.

Будыко, или, как ее еще называли – полуэмпирической тео-

рии

термического режима атмосферы, была проверка гипотезы Ло- ренца [45] об однозначности современного климата. В связи с тем, что существует два варианта решения уравнений теории климата, существуют и два типа климата: один – устойчивый транзитивный климат (получается в результате осреднения мгновенных состояний полей метеорологических характеристик за длительные периоды

Рис. 12.13. Изменение температуры на разных широтах

при увеличении концентрации CО2 в 2 раза, где 1 и 2 – ЭБМ М.И. Будыко (1974) при разной параметризации; 3 – модель Везеролда–Манабе (1975)

123

времени) и второй – интразитивный (несколько типов устойчивого климата при неизменных или одних и тех же внешних условиях).

По Лоренцу современный климат «почти интранзитивен» и непред- сказуем, он различается для разных периодов времени при неизмен- ных внешних факторах и зависит только от начальных условий [26]. Для выяснения вопроса об однозначности климата была постро- ена зависимость средней широты границы полярного ледяного по-

крова в Северном полушарии (φ) от притока радиации на внешнюю границу атмосферы, как показано на рис. 12.14, где Qsp/Qsp – отно-

сительное изменение притока солнечной радиации в % и Qsp/Qsp = 0

соответствует современным условиям.

Зависимость φ от Qsp/Qsp на рис. 12.14 изображена в виде

систе- мы линий и имеет неоднозначный характер для случаев увеличения и уменьшения притока тепла к внешней границе. Так, если вначале было полное оледенении Земли до широты экватора (φ = 0), то тре- буется подводить тепло примерно на 40 % больше современного (до точки А), чтобы началось таяние. Далее, если даже не подводить теп- ло, то произойдет полное таяния ледников до полюса (точка А'), и Земля очистится ото льда полностью. Затем можно уменьшать приток тепла от точки А' до точки Е (примерно до 2 % выше современного), но льда на планете еще не будет. И только если еще дальше умень- шать приток тепла, то начнется оледенение от полюсов к тепла) оледенение

Рис. 12.14. Зависимость средней широты границы полярного ледяного покрова от притока радиации на внешнюю границу атмосферы (%)

124

до 70 ° с. ш., как и сейчас. Но если дальше уменьшить количество тепла и сделать его примерно на 2 % меньше современного, то мы очутимся в точке В (при оледенении примерно до 50 ° с. ш.), и дальше процесс оледенения даже без уменьшения энергии пойдет спонтанно, и оледенение покроет всю планету (точка B'). Таким образом, модель свидетельствует, что на Земле работает триггерный инерционный механизм климата, когда планета сопротивляется внешним услови- ям увеличения или уменьшения радиации от стабильного состояния полного оледенения или полного отсутствия оледенения. Но если уже пройдена некоторая критическая точка, то система будет стре- миться в одно из этих стабильных состояний даже без дальнейшего изменения внешней энергии и только за счет внутренних ресурсов.

Также можно отметить, что кроме такой петли гистерезиса на рис. 12.14 имеет место и другая зависимость φ от Qsp/Qsp,

представ- ленная пунктирной линией АB. Именно эта линия и соответствует неустойчивым режимам оледенения и на ней имеет место точка 2 при современном притоке энергии и возможном оледенении до 35 ° с. ш. Перейти на эту зависимость можно как из точки А, умень- шая приток энергии, и Земля будет медленно оттаивать до точки B, или можно увеличивать поток тепла от точки B, но Земля все равно будет замерзать полностью, хотя и медленно.

Аналогичным образом может быть построена и зависимость глобальной температуры от приходящей радиации, как показано на рис. 12.15. Из этой зависимости следует, что при увеличении тепла до точки А температура Земли повысится всего до –20 °С, зато по- том при полном оттаивании Земли температура достигнет +60 °С и при уменьшении тепла до точки Е вначале упадет до +18 °С, за- тем до современных +15 °С и затем, при падении глобальной тем- пературы до +5 °С, начинается безвозвратный процесс до падения температуры до –50 °С, и даже если энергию и снова подводить, то температура на Земле все равно упадет до –20 °С.

Таким образом, основными выводами из исследования ЭВМ М.И. Будыко являются возможность неоднозначности климата на Земле и возможность полного оледенения при уменьшении прихо- дящей радиации всего на 2 %.

Интересным результатом, полученным Будыко с помощью своей энергобалансовой модели, было теоретическое предсказание существования стабильного режима климата, при котором вся по- верхность планеты покрыта снегом и льдом, – так называемая Белая Земля. Сам Будыко относился к этому решению как к артефакту и никогда особого значения ему не придавал. В западной литературе,

Рис. 12.15. Зависимость средней планетарной температуры от притока радиации на внешнюю границу атмосферы (%)

однако, особенно в 1980-е и 1990-е гг., велась серьезная дискуссия о возможности существования «Белой Земли» в геологическом про- шлом. Позднее, уже в 2000-х гг., большинство исследователей при- шли к выводу о практической невозможности сколько-либо продол- жительного существования такого климата на нашей планете.

Другие энергобалансовые модели. ЭБМ М.И. Будыко была впервые опубликована в 1968 г. в журнале «Метеорология и гидро- логия», а в 1969 г. на английском языке – в журнале Tellus. В том же 1969 г. Уильям Селлерс (William D. Sellers) опубликовал очень похожую модель глобального климата [49]. Отличие от модели Бу- дыко было в параметризации меридионального потока тепла, кото- рый у Будыко выводился из данных наблюдений за энергетическим балансом, а у Селлерса – из соображений макродиффузии. В совре- менных, особенно иностранных, публикациях исследователи часто ссылаются на энергобалансовые модели климата как на модели Бу- дыко–Селлерса. В своей модели Селлерс использовал термодина- мическое уравнение энергии в виде:

ST1 ST2 AD1 AD2 TV1 TV2 ET ES L E1 E2 E3 , (12.35)

где ST1, ST2 – скорости накопления тепла в тропосфере и в океанах; AD1, AD2 – скорость горизонтального переноса тепла средними го- ризонтальными ветрами и океаническими течениями; TV1, TV2

ско- рость горизонтального турбулентного переноса тепла в атмосфере и

в океане; ET, ES – скорость притока энергии от радиации на суше и в океане; L – скрытая теплота парообразования; E1 – локальная ско- рость изменения концентрации водяного пара; E2, E3 – дивергенция

потоков водяного пара, создаваемых средним ветром и подвижными вихрями.

В модели приняты следующие условия:

а) рассматриваются средние годовые величины;

б) ST1 = ST2 = 0; в) AD2 = 0;

г) используются зональные осредненные уравнения и перемен- ные; а (12.35) применяется к широтным зонам;

д) переменные в уравнении баланса определяются в зависимо- сти только от разности температур между зонами;

е) планетарное альбедо задается как функция от приземной температуры и его изменения зависят от изменений снежного по- крова;

ж) влияние изменений облачности на альбедо не учитываются; з) для описания турбулентного переноса тепла в океане и ат- мосфере и скрытого тепла используются коэффициенты обмена, по- добранные таким образом, чтобы решение соответствовало наблю-

денным условиям (остаточный член уравнения баланса).

При этих условиях уравнение имеет единственное решение для равновесной температуры подстилающей поверхности.

Несмотря на свою кажущуюся простоту первые энергобалан- совые модели пытались учесть все основные переменные и их взаи- модействия как на суше, так и в океане [21]. Пример таких взаимос- вязей в ЭБМ Х. Адема (J. Adem) отдельно для континентальных и океанических областей приведен на рис. 12.16 и 12.17 [41].

Первая версия модели Х. Адема появилась в 1962 г. и это была осредненная модель, в которой единственным источником теп- ла была радиация. В 1963 г. в модель было введено уравнение для подстилающей поверхности, что дало возможность в рамках объ- единенной модели «Атмосфера–океан–материки» одновременно рассчитывать температуру и атмосферы, и подстилающей поверх- ности.

В 1964 г. в модель было введено реальное распределение оке- анов и материков в Северном полушарии, а в последующие годы – учтен перенос тепла средним ветром и океаническими течениями,

а также изменение границы снегового покрова и льда. В результате

Рис. 12.16. Схема переменных, параметров и взаимодействий в термодинамической модели континентальных областей

Рис. 12.17. Схема переменных, параметров и взаимодействий в термодинамической модели океанических областей

Следующей известной энергобалансовой моделью является нульмерная модель В.Я. Сергина и С.Я. Сергина для исследования ледниковых периодов [37]. В основе модели лежит уравнение ба- ланса притока тепла на верхней границе атмосферы и деятельного слоя океана и суши. В модели принимается, что баланс тепла зем- ной поверхности равен радиационному балансу на верхней границе атмосферы, так как теплоемкость атмосферы много меньше, чем у воды и суши. Откликом модели является отклонение баланса теп- ла от его среднего многолетнего значения (для деятельного слоя), а факторами – температура земной поверхности (в отклонениях), общее количество облаков, площади океана и ледяного покрова, скорость испарения. В модель не включены: динамика концентра- ции CO2 и аэрозолей, абсолютная влажность, площадь снежного

покрова, тепловые эффекты таяния и т.д. Для определения темпе- ратуры поверхности океана привлечено уравнение притока тепла в океане. Отклонение количества облаков считалось пропорцио- нальным только отклонению скорости испарения. Отклонения пло- щади океана задавались пропорционально отклонению его уровня. Планетарный градиент температур (разность температур между эк- ваториальной и полярной зонами) находился из условия:

T T0 SКЛ SМЛ ,

(12.36)

а зональная составляющая скорости рассчитывалась как

 

u T u0,

(12.37)

где Т – разность температур между экватором (Т0) и полярной

зоной; SКЛ, SМЛ – площадь континентальных и морских льдов,

β =

0,5 °С/(106 км2); u – зональная скорость ветра; α = 0,14 м/(с·К),

u0 =

6 м/c.

 

В начальный момент для всех переменных, кроме температу- ры поверхности суши, принимались нулевые, то есть современные условия. По модели получено, что в Северном полушарии возника- ют автоколебания с периодом 35 000 лет с амплитудой температуры земной поверхности в 16 °С при отклонениях в сторону похолода- ния в 2 раза больших, чем в сторону потепления. Причиной авто- колебаний является отрицательная обратная связь между океаном и материковыми льдом: рост температуры воды вызывает увеличение испарения, сопровождающееся ростом площади льдов на материках, а обратное влияние льда приводит к понижению температуры океана. Из результатов моделирования вытекают следующие основные

закономерности:

Соседние файлы в папке Климатология лабы