ГЛОБАЛЬНЫЙ КРУГОВОРОТ ВОДЯНОГО ПАРА И СОСТОЯНИЕ УВЛАЖНЕНИЯ

Важнейший климатический показатель, наряду с термическими условиями, — это режим увлажнения определенного региона.

Вода находится в постоянном круговороте, при этом скорость обмена между различными геосферами (резервуарами) различна. Характерное время нахождения воды в том или ином резервуаре можно оценить (по порядку величины), рассчитав отношение массы воды к скорости, например, ее притока (или удаления). Наиболее медленно формируется баланс между поступлением воды к поверхности планеты из мантии, возвращением воды в глубины Земли и потерями в космическое пространство. Скорость, с которой вода выделяется из мантии (в частности, при вулканических извержениях), оценивается в среднем по поверхности Земли как ~2 • КГ4 кг/(м2 • год) или ~0,1 км3/год. При такой скорости обмена только 5% воды мантии могло быть поднято к поверхности за 4,5 109 лет (возраст Земли). Подобными темпами наполнить современные океаны было невозможно. Это косвенно указывает на то, что в стадии формирования поверхности планеты скорость выделения водяного пара была гораздо выше.

В то же время часть воды теряется планетой. Это происходит из-за того, что водяной пар в верхних слоях тропосферы и стратосферы подвергается фотодиссоциации за счет действия ультрафиолетовой радиации. При этом часть атомов водорода не воссоединяется при рекомбинации, а диффундирует в верхние слои, в термосферу и экзосферу. Здесь частицы движутся без соударений и, если обладают скоростью, превышающей критическую (вторую космическую) скорость (Vc = yjlgr = 11,2 км/с), то могут безвозвратно покинуть Землю.

Как известно, скорость движения атомов и молекул подчиняется распределению Максвелла, причем средняя скорость определяется как V0 = y/2/cT/ji, где к — постоянная Больцмана, ц — атомная масса.

Так, для кислорода V0 = 0,8 км/с, в соответствии с максвелловским распределением скоростей, это значит, что только один атом из 1084 имеет скорость больше критической. Поскольку количество таких атомов крайне мало, эффект убегания для атомов кислорода несуществен. У водорода VQ = 3,2 км/с — это соответствует огромному увеличению доли атомов со скоростями, превышающими Vc. Поэтому водород способен в заметных количествах покидать атмосферу.

В современной ситуации верхняя тропосфера и тропопауза холодны, водяной пар слабо диффундирует в стратосферу (так называемая холодная ловушка, параграф 6.1), поэтому воздействие на него ультрафиолетовой радиации (энергия которой мала в тропосфере) невелико. Тем не менее процесс потерь воды в современных условиях отличен от нуля: за счет диссипации водорода Земля, по оценке Р.К. Клиге, теряет ежегодно ~0,1 км3 воды. Интересно то, что эта оценка потерь воды совпала с независимо полученной оценкой скорости притока воды в гидросферу из мантии (см. выше). Еще раз отметим, что эти величины очень малы по сравнению со скоростью испарения и выпадения осадков, поэтому (принимая во внимание невысокую достоверность), их можно не принимать во внимание при анализе гидрологического цикла (по крайней мере, за сравнительно непродолжительные интервалы времени).

На гораздо меньших временных масштабах наибольшую роль в формировании текущего состояния климата играет круговорот воды между атмосферой, океаном и поверхностными слоями материков. Так, влагосодержание вертикального столба воздуха оценивается в среднем как 30 кг/м2, глобально осредненные суточные суммы осадков составляют 2—3 кг/(м2 • сут). Отсюда получается, что обновление водяного пара в атмосфере происходит за несколько суток.

Значения характерного времени озер и рек очень различаются из-за различий их объемов и составляют от нескольких суток до нескольких лет. Для Гренландского ледникового щита (мощность которого примерно 2000 м, а скорость айсбергового стока ~0,2 м/год) время жизни оценивается ~10 000 лет. Для Антарктического ледникового щита это уже десятки тысяч лет.

Влажность воздуха может описываться разными показателями, из которых будем использовать удельную влажность и относительную влажность. Пространственно-временное распределение удельной влажности (q) определяется сильной зависимостью насыщенного значения парциального давления от температуры. Это означает, что чем выше температура, тем больше (потенциально) может содержаться пара в воздухе. Данное свойство проявляется в уменьшении q от низких широт к высоким, а также в виде сезонного хода.

Над океанами q типично больше, чем над сушей. В региональном плане заметны положительные аномалии q над областями теплых океанских течений. Циркуляционные особенности проявляются в росте q при проникновении морского воздуха на материк — например, в регионах муссонной циркуляции тропиков, в морских климатах умеренной зоны и др.

Проанализируем составляющие водного баланса, начиная с атмосферных осадков (см. рис. 4—6 (/__))• Представленные карты характеризуют планетарное распределение осадков в различные сезоны и среднегодовую картину. Это данные одного конкретного архива. Сопоставление разных баз данных, в которых применялись иногда разные источники информации и свои подходы к восстановлению осадков на территориях с недостаточной густотой метеорологических станций, показывает, что некоторые региональные детали представлены по-разному. Это позволяет прийти к заключению, что климатология поля осадков известна пока с недостаточной степенью точности.

Выделяя главные особенности планетарного поля осадков, отметим, что в тропиках максимальные значения организованы в виде полосы (или двух полос), вытянутых преимущественно в зональном направлении. Они генетически связаны с облачностью так называемой внутритропической зоны конвергенции (ВЗК), представляющей собой область сходимости воздушных течений в нижней тропосфере. По предложению М.А. Петросянца, выделяются муссонная и пассатная ВЗК — на рис. 4—6 отчетливо видно, что

в Атлантике, восточной и центральной частях Тихого океана ВЗК представлена узкой полосой, диагностирующей положение области конвергенции пассатных течений северного и южного полушарий, — это пассатная ВЗК. Другие регионы занимает муссонная ВЗК, представленная широкой зоной интенсивных осадков (часто можно говорить о двух ветвях ВЗК).

Особенностью сезонного хода является то, что пассатная ВЗК испытывает сравнительно небольшие смещения вдоль меридиана в течение года, в то время как муссонная ВЗК (а с ней и зона значительных осадков) перемещается на огромные расстояния. Так, летом северного полушария интенсивные дожди наблюдаются как над экваториальными широтами Индийского океана и западной частью Тихого океана, так и над тропиками Южной и Юго-Восточной Азии. Летом южного полушария экстремум смещен к югу, не только охватывая приэкваториальные широты, но и простираясь в рассматриваемом регионе до о. Мадагаскар и северной части Австралии. На западе Тихого океана в Южном полушарии ВЗК раздваивается — одна ветвь простирается в зональном направлении, другая направлена с северо-запада на юго-восток.

В западных частях океанов летом (соответствующего полушария) также наблюдаются области экстремумов осадков, протягивающиеся из тропиков в умеренную зону. Это отражение муссонной деятельности, связанной, в том числе, с перемещающимися в средние широты тропическими штормами и ураганами (тайфунами), создающими осадки на пути своего следования вдоль восточных побережий материков.

Обширные части океанов в тропиках представляют собой «морские пустыни» — с точки зрения очень малого количества выпадающих здесь осадков. Это области пассатной циркуляции и господства субтропических антициклонов, в которых оседание воздуха способствует развитию устойчивой стратификации атмосферы. Особенно заметно это в восточных частях океанов, где дополнительно совместные действия океанского апвеллинга и холодных течений создают понижение температуры поверхности, способствующее усилению устойчивости стратификации атмосферы.

Над материками в тропиках условия выпадения осадков также сильно отличаются. В некоторых регионах, находящихся под постоянным или сезонно-периодическим влиянием ВЗК, наблюдаются интенсивные осадки, которые структурируются в виде влажного (муссонного) и сухого сезонов. В других регионах, куда ВЗК не распространяет свое влияние, количество осадков экстремально мало.

В умеренной зоне осадки максимальны в области активизации полярных фронтов (северного и южного полушарий), вдоль которых перемещаются серии циклонов. Наиболее интенсивны они в зимний период и над океанами, что четко отражается в распределении осадков. Увлажнение материков происходит главным образом за счет осадков, образовавшихся при конденсации водяного пара, испарившегося над океанами. Для умеренной зоны Евразии преобладающую роль играет Атлантический океан, роль Тихого океана состоит в увлажнении восточного побережья Азии в период летнего муссона, сравнительно неглубоко проникающего внутрь материка. В Северную Америку влагу приносят как тихоокеанские, так и атлантические циклоны. Это подтверждается не только синоптическими данными, но и путем анализа обратных траекторий.

Кроме того, изучение изотопного состава атмосферных осадков, снежного покрова и повторно-жильных льдов многолетнемерзлых пород в Евразии (осуществленное Ю.К. Васильчуком) показало, что с продвижением на восток из Европы в Сибирь относительное содержание тяжелого изотопа кислорода (180) и тяжелого водорода (дейтерия, трития) закономерно убывает. Это происходит за счет эффекта фракционирования изотопов при конденсации водяного пара, обеспечивающего прогрессирующее относительное обогащение остающегося в воздухе пара легкой изотопной фракцией.

Осадки в целом уменьшаются при продвижении в глубь материков. Эта общая закономерность нарушается различными региональными особенностями, способствующими как усилению осадков за счет активизации фронтов на наветренных склонах гор (западный Урал, плато Путорана и др.), интенсификации ветвей полярного фронта зимой вблизи Каспийского моря и других факторов, так и их резкому ослаблению за счет блокирования горными системами воздушных потоков, хорошо прослеживаемого, например, на восточном Урале, в горных системах Восточной Сибири, на равнинах Аргентины, блокированных Андами от переноса водяного пара с Тихого океана, и др.

Осадки уменьшаются в высокоширотных регионах. Главная причина заключается в том, что при низких температурах мало насыщающее значение парциального давления водяного пара, так что мало и количество водяного пара, потенциально способного сконденсироваться и превратиться в осадки. Сильные осадки здесь связаны исключительно с проникновением теплых влажных морских воздушных масс умеренной зоны.

Важным компонентом водного баланса является испарение. Проблема получения климатически достоверной информации здесь стоит гораздо острее, чем в отношении осадков. Лишь на единичных станциях производится непосредственное измерение испарения (методом периодического взвешивания почвенного керна, с учетом выпадающих осадков), однако климатическое обобщение осуществить по этим данным затруднительно. Фактически подавляющая часть известных данных об испарении базируется на расчетных методах. Они более надежны над водной поверхностью, где можно принимать испарение за испаряемость и вычислять это значение по значению температуры. Другой подход к оценке испарения заключается в определении их величины как остаточного члена в уравнении водного баланса территории, в котором сопоставляются измеренные значения осадков и речного стока.

Сравнение географического распределения испарения по данным разных архивов, несмотря на большие различия, показало ряд общих закономерностей. Наибольшие значения испарения присущи области пассатной циркуляции. Здесь в условиях малооблачной погоды очень велик приток к водной поверхности солнечной радиации и, как показали прямые измерения (например, выполненные одним из авторов во время Атлантического тропического эксперимента 1974 г.), -85% ее количества затрачивается на испарение. Под покровом массивной облачности ВЗК испарение снижается. Вне тропиков испарение уменьшается, поскольку уменьшается приток энергии к поверхности. Кроме того, для насыщения воздуха, находящегося при сравнительно низких температурах, требуется не так много пара. На материках в Арктике частое явление — повышенная увлажненность территорий, иногда заболачивание, которое связано не столько с большим количеством осадков, сколько с тем, что радиационный баланс недостаточно велик, чтобы обеспечить испарение имеющейся влаги, а также с тем, что относительная влажность прилегающего к поверхности воздуха близка к 100%.

Для получения физически аргументированных представлений об особенностях пространственной картины испарения можно принять во внимание то, что перенос водяного пара в вертикальном направлении определяется вертикальным градиентом влаги в приводном слое и развитостью турбулентного режима, который может быть параметрически охарактеризован величиной модуля вектора скорости ветра и критерием устойчивости стратификации атмосферы (см. параграф 1.6). С этой точки зрения становится понятно, например, почему вдоль стрежней теплых течений (Гольфстрима, Куросио, Бразильского, Восточно-Австралийского) испарение особенно велико в зимнее время, когда на морские акватории выносится (из-за преобладания западного переноса) сухой холодный воздух, сформировавшийся во внетропических континентальных центрах высокого давления. При этом возрастает вертикальный градиент удельной влажности и резко усиливается турбулентность из-за неустойчивой температурной стратификации.

Существование больших осадков ВЗК объясняется с точки зрения баланса количества осадков (Р) и величины испарения (Е) (рис. 1.5). Над обширными частями океанов воздушные массы пассатов накапливают влагу (здесь Е - Р > 0) и «выливают» эту воду в ВЗК (где Е - Р < 0). Облачные системы полярно-фронтовых циклонов формируются в тропическом влажном воздухе, так что переносимый ими в высокие широты и на континенты водяной пар (туда, где Е - Р < 0) также собран с тропических и субтропических акваторий Мирового океана.

Баланс влаги «испарение минус осадки» позволяет понять основные географические закономерности формирования речного стока — наиболее полноводны те реки, бассейны которых находятся на территориях, где Е-Р<&. 0. Характерными примерами являются реки Амазонка, Конго, Ганг и Брахмапутра и др. Причем полноводны не только названные великие реки, простирающие свое течение на тысячи километров, но и сравнительно небольшие по протяженности реки крупных островов, например Индонезии, круглогодично питаемые обильными осадками, количество которых существенно превышает испарение.

Для океана атмосферный баланс влаги «испарение минус осадки» представляет собой вертикальный поток «пресной воды». Он определяет в главных чертах пространственную неоднородность поля

солености вод (см. рис. 7 Распреснение локально возрастает

вблизи устьев крупных рек, таких как Амазонка, Конго, Ганг. В Северном ледовитом океане в процессе формирования солености играют роль пресные воды, образующиеся при таянии ледяного покрова, а также выносимые в океан реками.

С точки зрения глобального бюджета влаги, осадки и испарение обеспечивают сток и приток в атмосферу водяного пара. Используя в качестве характеристики содержания пара величину удельной влажности (q), запишем условие сохранения водяного пара в границах материального элемента:

где р — плотность воздуха; Q — потери водяного пара при конденсации.

Атмосферный баланс влаги «испарение минус осадки» над океанами (см/год)

Рис. 1.5. Атмосферный баланс влаги «испарение минус осадки» над океанами (см/год):

/ — изолинии > 0; 2 — изолинии < 0

Используя известное тождество (см. введение), перейдем к записи уравнения баланса для фиксированного элемента объема

где (w) = («,v,w) — вектор скорости ветра.

В климатических задачах, нацеленных на изучение планетарного распределения водяного пара, имеет смысл, для упрощения, выполнить осреднение по вертикальной координате. Интегрируя каждый член уравнения (1.3) по высоте и учитывая, что, в силу соотношения

СО О д

статики, Jрqdz = - J--=—(я) (где ps атмосферное давление у по-

о рг & &

верхности, g — ускорение силы тяжести, оператор ( ) обозначает величины, осредненные по вертикальному столбу атмосферы), получим

Здесь V/7 — плоский оператор градиента, a (v) = (w,v) — вектор горизонтальной скорости воздуха.

Уравнение (1.4) описывает изменения содержания водяного пара в вертикальном столбе атмосферы. Второе слагаемое в левой части описывает горизонтальный перенос удельной влажности (адвекцию). Первый член в правой части равен нулю (перенос через верхнюю границу атмосферы невозможен), второй член описывает поток водяного пара по вертикали вблизи подстилающей поверхности. Это проявление турбулентного переноса водяного пара, испарившегося с поверхности и (или) транспирированного растительностью. Обозначим его как Es. Последнее слагаемое в правой части уравнения представляет собой количество пара, удаленного из атмосферы на подстилающую поверхность в процессе конденсации, т.е. это количество осадков, которое обозначим как Р.

Чтобы сделать уравнение еще более наглядным, перейдем к зо- нально-осредненным величинам. Основанием к такой схематизации является отмеченная выше квазизональная структура полей осадков и испарения. Умножим каждое слагаемое на rcos

(г — радиус Земли) и проинтегрируем вдоль круга широты по долготе.

Получим

где (p — широта; X — долгота, (v) = (и, v), символ [...] обозначает ос-

редненные величины вдоль круга широты.

На рис. 1.6 представлен межширотный перенос водяного пара в атмосфере (на единицу круга широты). Видно, что во внетропиче- ских широтах во все сезоны года наблюдается вынос пара из низких широт в высокие. Максимум переноса приходится на 40—50° широты и связан с циклонической деятельностью на полярном фронте (см. параграф 1.4). В тропиках сезонный характер изменчивости гораздо существеннее — летом северного полушария водяной пар выносится из южного полушария в северное, а в декабре—феврале — из северного полушария в южное. Это результат сезонности муссонной циркуляции (см. параграф 5.2).

Зонально осредненные средние для сезонов потоки водяного пара в атмосфере (положительные значения соответствуют переносу на север, а отрицательные — на юг)

Рис. 1.6. Зонально осредненные средние для сезонов потоки водяного пара в атмосфере (положительные значения соответствуют переносу на север, а отрицательные — на юг)

Отметим также, что сезонный перенос водяного пара малосущественен для изменений массы атмосферы. Дело в том, что перенос водяного пара протекает, вместе с движением воздуха, в нижней тропосфере, но в то же время перенос воздуха имеет противоположное направление в средней и верхней тропосфере. Так, летом северного полушария над Индийским океаном и западной частью Тихого океана в нижней тропосфере устанавливается перенос воздуха из южного полушария в северное, однако в средней и верхней тропосфере наблюдается противоположная картина потоков, выравнивающая дефицит массы.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >