СВОЙСТВА КЛИМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ

СВОЙСТВА АТМОСФЕРЫ, ОКЕАНА, КРИОСФЕРЫ И ОСОБЕННОСТИ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА

Климатическая система планеты Земля выделяется как внутренняя система, состоящая из элементов, взаимодействие которых определяет главные особенности климатического режима: атмосферы, океана, суши, криосферы, а также биоты.

Атмосфера представляет собой газовую (воздушную) оболочку, окружающую планету. Плотность воздуха (у поверхности р = 1,1— 1,2 кг/м3) убывает с высотой так, что 90% массы атмосферы сосредоточено в нижнем 15-километровом слое, 95% — в 20-киломе- тровом слое, а 99% — в нижнем 30-километровом слое. Радиус Земли равен 6371 км, так что атмосфера — это очень тонкая газовая пленка, «натянутая» на огромный земной шар.

Для анализа процесса формирования температуры поверхности выделим примыкающий к поверхности так называемый деятельный слой (h), на нижней границе которого вертикальный перенос тепла равен нулю. Фактически, с точки зрения стандартных метеорологических измерений, речь идет о той глубине, где амплитуда температуры не превышает погрешности измерений. Изменение во времени

теплосодержания этого слоя — (cphT) зависит от притока к нему

at

тепла (скобки (...) означают осреднение по вертикальной координате; р — плотность грунта или воды, а ср — их объемная теплоемкость).

Если считать, что имеет место горизонтальная однородность, то следует рассматривать только вертикальный компонент притока тепла. Он определяется исключительно переносом через зону контакта слоя с атмосферой, так как на нижней границе деятельного слоя обмен теплом по определению отсутствует. В этом случае

где Rs, Ps, L Es соответственно плотность потоков радиации (радиационный бюджет или радиационный баланс), явного тепла и скрытого тепла (Es плотность вертикального потока водяного пара; L = 2,5 • 106 Дж/кг — удельная теплота фазовых переходов водяного пара — в диапазоне реально наблюдающихся температурных изменений это практически константа).

Разные знаки у слагаемых в правой части объясняются традицией, согласно которой радиационный бюджет считается положительным, когда результирующее тепло поступает к поверхности. Турбулентные потоки явного тепла и водяного пара считаются положительными, когда направлены вверх (в направлении вертикальной координатной оси).

Оптические свойства атмосферы таковы, что в воздухе происходит интенсивное рассеивание излучения, но истинное поглощение сравнительно невелико (< 20%). Соответственно невелико и непосредственное лучистое нагревание воздуха. Радиация, достигающая поверхности, частично отражается, а оставшаяся часть идет на нагревание поверхности. Поверхность, как нагретое тело, испускает электромагнитные волны (в инфракрасной области), которые переносят тепло от поверхности вверх. Наряду с этим происходит перенос вверх тепла и нерадиационным путем — за счет потока явного тепла. В атмосферу от поверхности также поступает водяной пар, который при конденсации обеспечивает выделение скрытого тепла.

Принципиально важно для формирования климата то, что солнечная радиация нагревает преимущественно поверхность Земли, а не атмосферу, которая получает тепло снизу, от подстилающей поверхности. Поэтому температура должна убывать с высотой.

В инфракрасном интервале поглощение атмосферными газами очень велико (в первую очередь за счет водяного пара, углекислого газа, облачности — водяных капель и кристаллов), так что нижняя часть тропосферы, содержащая водяной пар, может считаться почти непрозрачной. Это уменьшает потери тепла земной поверхностью и выражает парниковый эффект (ПЭ) атмосферы. Для безоблачных условий водяной пар ответствен за 60% ПЭ, С02 — за 25%, озон — за 8%. Полосы поглощения водяного пара перекрывают практически весь энергетически значимый диапазон инфракрасной радиации (4—50 мкм), кроме «окна прозрачности» 8—12 мкм (точнее, «окна прозрачности водяного пара»). Именно в этом интервале важную роль играют углекислый газ, озон и другие оптически активные газы — метан, оксид азота и фреоны. Отметим, что ПЭ оказывается универсальным механизмом, реализуемым на всех обладающих атмосферами планетах (см. параграф 8.1). Содержание водяного пара в воздухе лимитируется фазовыми переходами, в то время как концентрация С02 зависит от особенностей биогеохимического цикла углерода (см. параграф 1.3).

Кроме газов, важнейшую роль в формировании радиационного режима планет играют аэрозоли и облачность. Влияние дисперсной фазы на радиационный режим планеты двояко: во-первых, она, поглощая и рассеивая солнечное излучение, вносит вклад в планетарное альбедо; во-вторых, поглощая и излучая инфракрасную радиацию, влияет на ПЭ (в инфракрасном диапазоне рассеивание излучения аэрозолями и облачными элементами мало, за исключением крупных ледяных кристаллов). Количественная оценка каждого из этих эффектов меняется при рассмотрении частиц разного происхождения. Пылевая фракция формируется над аридными регионами суши. Значительная доля аэрозолей антропогенного происхождения представлена частицами сажи (эти частицы, состоящие из углерода, вносят вклад в ПЭ). Стратосферные серосодержащие аэрозоли образуются в воздухе in situ в результате химических превращений продуктов вулканических извержений. Морской аэрозоль содержит фрагмент морской соли и серы.

Содержание водяного пара довольно быстро убывает с высотой (на высоте 5 км оно составляет примерно 10% значения у поверхности). Это приводит к тому, что вышележащая атмосфера удаляется от свойств абсолютно черного тела (непрозрачности) и частично пропускает идущее снизу инфракрасное излучение. Здесь радиационные свойства определяются озоном и углекислым газом, а выше озоносферы перенос излучения происходит под контролем С02.

Таким образом, атмосфера нагревается от поверхности, далее с высотой радиационный перенос через почти непрозрачную среду мал, а в вышележащих слоях радиационные потери становятся существенны. Поэтому, чтобы увязать источник и сток энергии, возникает требование к осуществлению нерадиационного механизма переноса энергии по вертикали. Такой механизм реализуется в виде конвективных движений, когда поднимающиеся от нагретой поверхности массы воздуха переносят вверх «явное» тепло (а также «скрытое» тепло, выделяющееся позже при конденсации водяного пара).

Конвективные движения возникают при так называемой неустойчивой стратификации. В атмосфере неустойчивость имеет место, если температура убывает с высотой «слишком быстро» — dT/dz >ya=s/cp= 0,98°С/100 м (g — ускорение силы тяжести, срудельная теплоемкость воздуха при постоянном давлении) — это так называемый адиабатический градиент температуры, важная константа атмосферы Земли. В случае насыщенной атмосферы происходит выделение скрытого тепла и размер критического градиента, став функцией температуры, составляет в среднем ~0,65°С/100 м. Более общая форма записи условий устойчивости (неустойчивости) может быть основана на применении так называемой частоты Брента — Вяйсяля. Для морской воды

где а — коэффициент теплового расширения; (3 — коэффициент расширения, обусловленный соленостью (5).

Для идеального газа а = 71-1, (3 = 0 (если не учитывать непринципиальные изменения плотности за счет меняющегося содержания водяного пара), и критическое значение N2 = О дает рассмотренный выше для воздуха критерий устойчивости (неустойчивости). При осреднении по времени и по большим территориям атмосфера устойчива, o(N) = 10-2 с-1.

Отметим, что подъем воздушных масс с дальнейшей конденсацией водяного пара может происходить и в случае, когда атмосфера стратифицирована устойчиво — восходящие течения развиваются за счет сходимости (конвергенции) горизонтальных воздушных течений и воздух вынужденно переносится вверх.

Вертикальные движения осуществляют перемешивание воздушных масс по вертикали. В условиях земной атмосферы интенсивность этого процесса такова, что он в среднем охватывает прилегающий к поверхности 10-километровый слой воздуха (рис. 1.1). Это так называемая тропосфера. В тропиках ее толщина на несколько километров больше, так как в теплом влажном воздухе запасы скрытого тепла объемнее и его выделение обеспечивает частицу возможностью совершить более высокий подъем. В полярных широтах толщина тропосферы на несколько километров меньше. В среднем, с учетом адиабатических процессов и эффекта выделения скрытого тепла, градиент температуры в тропосфере близок к 0,65°С/100 м. Вертикальный градиент температуры в горах (вдоль склонов) может отличаться от этого значения. Нарушения в первую очередь связаны с распределением снежного покрова, экспозицией и крутизной склонов.

Среднее распределение температуры воздуха с высотой

Рис. 1.1. Среднее распределение температуры воздуха с высотой

В верхней части тропосферы градиент температуры постепенно уменьшается и достигает нулевого значения. Далее, выше этого небольшого изотермического слоя (тропопаузы) температура увеличивается с высотой (см. рис. 1.1). Ясно, что для обеспечения этого эффекта здесь должен существовать самостоятельный источник тепла. Действительно, в стратосфере располагается атмосферный озон (см. параграф 6.1), который эффективно поглощает солнечную радиацию (главным образом ультрафиолетового и в меньшей степени видимого диапазона). Кроме того, он поглощает (и переизлучает) длинноволновую (земную) радиацию, что также способствует нагреванию слоя воздуха. С уменьшением количества озона радиационный нагрев сходит на нет, и температура мезосферы понижается с высотой. Здесь градиент температуры в три раза меньше, чем в тропосфере. Таким образом, как стратосфера, так и мезосфера всегда стратифицированы устойчиво, и это обстоятельство определяет ключевые динамические особенности их циркуляции.

Выше мезосферы температура воздуха вновь растет с высотой в термосфере.

Перейдем к рассмотрению следующего элемента климатической системы — Мирового океана. Он покрывает около 65% земной поверхности, его средняя глубина — около 4 км. Океан, как и атмосфера, представляет собой очень тонкую пленку воды у поверхности планеты.

Океаны достаточно однородны по своему химическому составу: концентрация солей (соленость) редко выходит за пределы значений 34—36 г/кг (промилле), причем диапазон вариаций отношения содержания большинства элементов к натрию еще меньше. Концентрации неорганического углерода и так называемых биогенных элементов (азота, фосфора, кремния) более изменчивы из-за их биологической активности.

Плотность морской воды зависит от температуры и концентрации растворенных солей. Из-за этого морская вода на 2,4% плотнее, чем пресная при той же температуре. Плотность о (выражаемая как отклонение от 1 %о) находится в диапазоне 1,02—1,03. Уравнение состояния о = а( Т, s, р) представляет собой зависимость плотности от температуры, солености и давления (влияние последнего обычно учитывают, вводя потенциальную плотность).

На рис. 1.2 показано распределение температуры, солености и плотности с глубиной. У самой поверхности находится так называемый верхний квазиоднородный слой (ВКС). Его толщина в тропиках составляет несколько десятков метров, в высоких широтах он простирается на несколько сотен метров зимой и составляет 10—20 м летом. Такая картина характерна для большей части акватории Мирового океана — исключением являются области стрежней океанских

Температура (а, °С), соленость

Рис. 1.2. Температура (а, °С), соленость (б, %о) и условная плотность (в) воды как функция глубины в полярной (7), умеренной (2) и тропической (3) зонах течений и прибрежные области. Плотность воды в верхнем перемешанном слое меньше на несколько десятых процента, чем плотность нижележащих вод. Градиент плотности максимален в так называемом слое пикноклина. В низких широтах это практически синоним термоклина, но в полярном океане галоклин (слой с более пресной водой выше его и более соленой водой, расположенной под ним) играет важную роль в формировании устойчивости стратификации.

Наблюдаемое распределение температуры с глубиной связано с тем, что океан, в отличие от атмосферы, нагревается сверху. Поэтому вода у его поверхности теплее и «легче», чем в нижележащих слоях. Примыкающий к поверхности однородный слой создается за счет перемешивания, которое инспирируется действием ветра; конвекция может развиваться только в высоких широтах, где стратификация вод становится неустойчивой. Частота Брента — Вяйсяля, средняя для ВКС, составляет 3 • 1СГ2 с-1. Те слои океана, в которых существенно взаимодействие с атмосферой и отчетливо выражен сезонный ход, представляют собой так называемый деятельный слой, основная же толща вод — глубокий океан — из-за своей инерционности и отсутствия эффективных механизмов вертикального взаимодействия начинает ощущать воздействие атмосферы только на масштабах времени в несколько десятков и сотен лет.

Вода, не находящаяся непосредственно в контакте с поверхностью, имеет свойства сохранять температуру и соленость. Эти водные массы могут перемещаться на большие расстояния от того района, где они сформировались благодаря обмену с атмосферой. В некоторых полярных регионах вода в перемещенном слое становится достаточно плотной (из-за понижения температуры и высокой солености) для того, чтобы разрушить пикноклин, опуститься на дно океана и тем самым сформировать глубинные воды. Далее происходит смещение вод в низкие широты с постепенным подъемом. Это медленный процесс, занимающий сотни лет. Подъем вод к поверхности в термохалинной циркуляции требует вентиляции, т.е. смешивания и замены менее плотной водой, которая недавно была в контакте с поверхностью.

У деятельного слоя суши теплоемкость гораздо меньше, чем у деятельного слоя океана (главным образом из-за того, что его толщина гораздо меньше). Поэтому фактически изменения его температуры и температуры атмосферы происходят синхронно, откликаясь на вариации, происходящие в других, более инерционных средах.

Криосфера — компонент климатической системы, включающий воду в твердом виде или субстанцию, в которой замерзшая вода присутствует в больших количествах. Это снежный покров и морской лед, горные ледники, «вечная мерзлота» и ледниковые щиты Гренландии и Антарктиды (табл. 1.1). Криосфера влияет на термическую

инерцию климатической системы, осуществляет вклад в планетарные отражательные свойства, за счет формирования талых вод и распреснения морской воды воздействует в полярных областях на интенсивность термохалинной циркуляции, определяет, «консервируя» воду в ледниках, уровень Мирового океана. Криосфера представляет собой и фактор, и продукт климатообразования. Само ее возникновение стало возможным, когда в результате общепланетарного похолодания кайнозойской эры глобальная температура опустилась ниже «гляциологического предела» (см. параграф 7.2).

Таблица 1.1

Площадь и масса различных компонентов криосферы

Компонент

Площадь

компонента,

% площади Земли (5,12- 1014м2)

Масса (х 103кг/м2, эквивалент слоя в метрах жидкой воды)

Антарктический щит

2,7

53

Гренландский щит

0,35

5

Горное оледенение

0,1

0,2

Морской лед в Арктике (март)

3

0,04

Морской лед в Антарктиде (сентябрь)

4

0,04

Сезонный снежный покров

9

<0,01

Вечная мерзлота

5

1

Примечание: площадь суши — 1,45 • 1014 м2.

Снежный покров представляет собой сезонное, наименее инерционное звено криосферы. Так, время «гляциологической инерционности», т.е. время запаздывания фаз годовой ритмичности снега по отношению к фазам хода температуры, не превышает 0,5 мес.

Лед легче воды и покрывает поверхность океана (вода — аномальная жидкость, расширяющаяся при замерзании). Движение льдов зимой в Северном Ледовитом океане происходит по часовой стрелке вдоль Канадской Арктики, затем поперек океана (через полюс) и вдоль сибирского побережья. Часть льдов остается в Арктическом бассейне на несколько лет (площадь многолетних и двухлетних льдов занимает около 6,8 • 106 км2, однако уменьшается синхронно с процессом глобального потепления), циркулируя в антициклониче- ском вихре в море Бофорта, остальные имеют возраст порядка 1 года. Средняя толщина льдов составляет 2—3 м. К этим потокам добавляются айсберги Гренландского щита. Сток айсбергов с других полярных островов сравнительно мал. Антарктические льды преимущественно однолетние, площадь двухлетних льдов ~2,4 • 106 км2. Средняя толщина льдов составляет 0,9 м. Амплитуда сезонных изменений в южной полярной области примерно в два раза больше, чем в северной.

Перейдем к рассмотрению горных ледников и ледниковых щитов.

Расположенные в горах ледники не покрывают столь большую площадь (см. табл. 1.1), чтобы при ее изменении происходили изменения альбедо планетарного или регионального масштаба. Например, в северо-западной части Тибетского нагорья, юго-западной и южной окраине Каракорума, на северо-восточных и восточных склонах Наньшаня ледники покрывают 2—6% площади; в центральных частях центрально-азиатского горного массива это десятые и сотые доли процента. Поэтому ледники, оказывая лишь локальное влияние на климат занимаемого ими сравнительно небольшого участка горной страны, практически целиком находятся под контролем вариаций климата данного региона.

В настоящее время ледники Гренландии и Антарктиды являются фактически единственными представителями покровных оледенений, однако на протяжении плейстоцена щиты такого же класса неоднократно (~ 15 раз) появлялись и исчезали в Северной Америке и Северной Европе (см. параграф 7.2).

Поведение массивных ледниковых щитов очень инерционно. Однако в определенных условиях могут происходить и быстрые изменения состояния периферийных частей ледникового щита. Это наблюдается в современных условиях, в частности в Антарктиде неоднократно происходило общее для периферии ее ледникового покрова проявление подвижек в сторону моря надломленных частей шельфовых и выводных ледников (так называемый сердж), вызывавших транзит льда в краевые части и повышенный айсберговый сток.

Важным компонентом криосферы является вечная мерзлота. Она занимает огромную часть суши во внетропических широтах — мерзлотные признаки грунтов проявляются на 60% территории России. Выделяют различные типы многолетнемерзлых грунтов в зависимости от сомкнутости мерзлоты. Считается, что мерзлота является островной, если она занимает до 40% площади (ее доля не превосходит долю незамерзшего грунта), прерывистой (покрывает 40—80% территории) и сплошной (ее доля превышает 80%).

Если бы атмосфера и подстилающая поверхность находились в термическом равновесии, в зонах мерзлых грунтов среднегодовая температура была бы 0°С. Эмпирически показано, что при ее снижении до -ГС распространенность вечной мерзлоты на данной территории увеличивается с 0 до 60%. Дальнейшее снижение температуры до -2°С вызывает увеличение занимаемой ею площади до 80%. При среднегодовой температуре ниже -5°С уже 100% земной поверхности занимают мерзлые породы. Со снижением температуры резко возрастает и мощность многолетнемерзлых пород, которая увеличивается примерно на 50 м при уменьшении температуры на 1°С. Конечно, сказанное не следует понимать так, будто мерзлота мгновенно реагирует на межгодовые вариации температурного режима. Имеется в виду то, что состояние мерзлоты закономерно следует за особенностями пространственного распределения средних температурных условий.

Термический режим Земли определяется особенностями теплового баланса. На рис. 1.3 показана сезонная динамика температуры, глобально осредненной по всему земному шару. Как будет показано в параграфе 2.1, амплитуда сезонного хода инсоляции, поступающей на ВГА, несколько больше в южном полушарии. Это обусловлено тем, что там летнее солнцестояние имеет место во время перигелия орбиты, а в северном полушарии летнее солнцестояние приходится на афелий. Несмотря на это, сезонный ход имеет максимум в июле, а минимум — в январе. Иными словами, главную роль играет то, что в северном полушарии сосредоточена основная масса суши, которая хорошо прогревается летом и интенсивно охлаждается зимой.

Сезонный ход глобально осредненной температуры воздуха у поверхности

Рис. 1.3. Сезонный ход глобально осредненной температуры воздуха у поверхности

Географическое распределение температуры по земному шару (см. рис. 1, 2 определяется прежде всего пространственно-

временным распределением солнечной энергии (см. параграф 2.1) и теплофизическими свойствами деятельного слоя. При этом солнечные лучи нагревают только освещенную часть планеты. Однако если планета вращается вокруг своей оси достаточно быстро по отношению к скорости изменений теплосодержания атмосферы и деятельного слоя, то можно считать, что нагревается вся широтная полоса, а не только солярная (подсолнечная) область. Для количественной оценки разделим значения теплосодержания деятельного слоя суши, океана и атмосферы, составляющие соответственно (см. параграф 2.2) 1,7 • 109, 86 • 109 и 2 • 109 Дж/м2, на скорость притока солнечной энергии к поверхности 0,25/0(1 - а), где /0 — солнечная постоянная, ос — планетарное альбедо (см. параграф 2.1). Получающаяся величина имеет размерность времени (тг), требуемого для того, чтобы «серьезно изменить» теплосодержание системы. Получается, что даже если рассматривать только атмосферу над сушей, то о{тг) = 100 сут, т.е. хг = 1сут. Это означает, что если бы (при прочих равных

условиях) Земля вращалась в 100 раз медленнее, то главной особенностью ее термического режима было бы не столько межширотное распределение температуры, сколько различия между подсолнечной зоной и территорией, находящейся в тени.

Таким образом, солнечное тепло распределяется поширотно, определяя зональный характер распределения температуры, проявляющийся как основная климатическая закономерность. Это очень хорошо заметно на карте среднегодового распределения температуры поверхности Мирового океана (см. рис. 3 (7_}>). Можно сразу подчеркнуть, что не только климатическая зональность, но и зональный характер распространения растительности, почвенного покрова, ландшафтной оболочки в целом определяются в главном именно астрономическими причинами.

Отметим, что теплоемкость земной климатической системы достаточно велика в том смысле, что температура не успевает строго следовать за сезонным ходом потока солнечной энергии к планете. Поэтому как зимой, так и летом тропики теплее полярных регионов, хотя зимой температурные контрасты гораздо больше.

Роль циркуляции атмосферы и океана в формировании географических особенностей поля температуры проявляется в ряде аспектов. Прежде всего она обеспечивает перенос энергии из низких широт в высокие, обеспечивая сглаживание термических различий между широтными зонами. Заметной региональной особенностью является незональная ориентация изотерм, которая особенно заметна на азиатском и североамериканском материках в холодное время года. Преобладание западного переноса в динамике воздушных масс (см. параграф 1.4) приводит к тому, что западные части континентов оказываются под воздействием морских воздушных масс и их климат имеет морской характер. С удалением от побережья воздействие океана ослабевает, усиливается континентальностъ климата. В холодное время года это проявляется как усиление морозов при удалении во внутренние районы материков. Дополнительную роль в формировании очагов холода играет наличие гор. Так, «полюса холода» в Восточной Сибири, располагающиеся вблизи городов Верхоянск, Оймякон и др., обусловлены частично и тем, что горные цепи закрывают доступ сюда более теплым воздушным массам с Атлантического и Тихого океанов. Летом конфигурация изотерм в умеренных широтах материков иная — поверхность океанов несколько холоднее суши, и теперь западный перенос приводит к тому, что морские климаты (особенно это характерно для Евразии) отличаются более низкими температурами по сравнению с внутриконтиненталь- ными областями.

Амплитуда сезонного хода температуры в целом увеличивается с широтой. Более точно можно утверждать, что сезонный ход наилучшим образом выражен в областях с ярко выраженной континен- тальностыо. В экваториальных широтах амплитуда годового хода мала, в некоторых регионах различие между средними температурами различных месяцев не превышает десятых долей градуса.

Основные черты картины пространственного распределения температуры — это ее поведение по отношению к высоте (убывание в тропосфере и рост в стратосфере) и широтные закономерности. Для генерализации и схематизации представлений удобно рассматривать разрезы, на которых зонально осредненные значения температуры [ 7] представлены в координатах «вертикальная координата — широта» (рис. 1.4). В качестве вертикальной координаты, кроме высоты над уровнем моря (г), полезно использовать атмосферное давление. Переход от z кр выполняется на основе уравнения статики (см. параграф 1.4). В случае использования таких координат исчезает проблема выбора верхней границы атмосферы, так как здесь ставится условие р = 0. Однако возникает неопределенность на нижней границе атмосферы, где обычно используется или давление у поверхности, или некоторое стандартное значение, например 1000 гПа. В целом, зонально осредненное представление полезно, если функция распределения вероятности значений метеорологических полей вдоль круга широты одномодальна — в этом случае формально получающиеся средние зональные величины будут отражать наиболее часто встречаемое, типичное значение. Для температуры эти условия хорошо выполняются.

На рис. 1.4 очевидно, что температура убывает с высотой не везде — в высокоширотных областях зимой выражено инверсионное распределение вблизи поверхности. Переход от падения температуры к ее росту наблюдается вне областей полярной ночи, в которых исчезает источник нагрева воздуха, связанный с поглощением озоном солнечной радиации.

Широтно-вертикальный разрез поля температуры (°С) в декабре-январе (а) и июне-августе (б)

Рис. 1.4. Широтно-вертикальный разрез поля температуры (°С) в декабре-январе (а) и июне-августе (б):

вертикальная координата — высота (км) и давление (кПа); пунктир — положение тропопауз

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >