ЭНЕРГЕТИКА КЛИМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЫ

РАДИАЦИОННЫЙ РЕЖИМ ПЛАНЕТЫ ЗЕМЛЯ

Приток тепла к планете от Солнца определяется тремя параметрами: светимостью Солнца, расстоянием до Солнца и отражательными свойствами планеты. Светимость (интегральный во всем диапазоне электромагнитных волн солнечного спектра поток энергии) определяет так называемую солнечную постоянную планеты (/0). Это — количество солнечной энергии, приходящей в единицу времени на перпендикулярную к солнечным лучам площадку единичной площади, расположенную на внешней границе атмосферы (ВГА), при среднем расстоянии Земли до Солнца. При каком-то ином расстоянии ее значение изменяется пропорционально квадрату расстояния до Солнца. Так, если а — среднее расстояние (равное, как известно, большой полуоси эллипса орбиты), то на расстоянии / имеем / = IQ(a/l)2. Величина (а/l)2 показывает, как с увеличением расстояния уменьшается (разжижается) поток излучения, идущий от точечного источника. Энергия, поступающая ко всей планете в целом за единицу времени, равна

где г — радиус планеты. За год поступает

где Т — продолжительность года.

В соответствии со вторым законом Кеплера

где $ — так называемая истинная аномалия; е — эксцентриситет орбиты.

Имея в виду, что в соответствии с третьим законом Кеплера а32 = const и, следовательно, Т= const, а также принимая, что эксцентриситет постоянен в течение года, получаем формулу, описывающую поступление за год солнечной энергии к Земле на перпендикулярную к лучам площадку:

Приход энергии на единичную площадку поверхности земного шара (горизонтальную площадку) за единицу времени будет в 4л г2 Т

раз меньше, т.е. составит — /0(1 - е2)_1/2. Принимая во внимание, что е « 1, можно с достаточной точностью записать последнее выражение как ^-/0. Учитывая, что часть солнечной радиации отражается от планеты, количество солнечной энергии, усваиваемое ею, записывают как ^-/0(1 - а), а — интегральное сферическое альбедо планеты (для Земли оно составляет около 30%). Как было показано во введении, можно считать, что все это тепло идет на нагревание суши, океана и атмосферы (за вычетом небольшой доли, расходуемой на формирование циркуляции атмосферы и океана).

Величина /0 определена путем анализа данных измерений последовательно функционировавших спутниковых систем, дополняемых наземными измерениями в высокогорных условиях. В результате обработки результатов и увязки различных методических вопросов было получено значение 1366 Вт/м2. Однако с 2011 г. стало происходить переосмысление этих результатов и появилось предложение снизить солнечную постоянную до 1361 — 1362 Вт/м2.

Физические изменения в потоке солнечной энергии (не связанные с качеством наблюдений) обусловлены влиянием двух противоположно действующих объектов — факелов и солнечных пятен. Первые излучают больше энергии (так как они более яркие), а вторые — меньше, чем окружающая их поверхность (рис. 2.1). Наиболее ощутимо влияние солнечной активности в коротковолновой области солнечного спектра. Так, если сравнить относительные изменения потоков солнечной радиации в интервалах 200—295 мкм, 295—310 мкм и более 310 мкм, то за период солнечного цикла соответственно имеем вариации на 1, 0,3 и 0,07%. Последняя величина фактически характеризует вариации интегральной солнечной постоянной и составляет ~1 Вт/м2. При резких всплесках солнечной активности кратковременные вариации интегрального потока могут составлять около 4 Вт/м2.

Распределение энергии в спектре солнечной радиации (мВт • м“ • нм) (а), относительная яркость факелов (б) и солнечных пятен (в)

Рис. 2.1. Распределение энергии в спектре солнечной радиации (мВт • м“2 • нм-1) (а), относительная яркость факелов (б) и солнечных пятен (в)

Исторически сложившейся характеристикой изменения солнечной активности во времени служит динамика количества солнечных пятен. Изменение их пространственно-временного распределения на Солнце представляет собой закономерно повторяющееся циклическое явление (с наиболее четко выраженной 11 -летней цикличностью) — так называемый цикл солнечной активности (рис. 2.2). В начале цикла пятна располагаются в высоких широтах Солнца, а в конце цикла наблюдаются преимущественно вблизи экватора.

Данные непрерывных прямых спутниковых измерений поступающей солнечной энергии сопоставлены на рис. 2.3 с вариациями солнечной активности за два солнечных цикла (при IQ = 1366 Вт/м2). Видно, что в период максимума активности Солнце светит несколько сильнее, чем в период минимума активности. Эти вариации определяют диапазон (см. выше) изменений нового значения солнечной постоянной.

Межгодовая динамика количества солнечных пятен

Рис. 2.2. Межгодовая динамика количества солнечных пятен

Солнечные циклы {а, наблюдаемое количество пятен за месяц) и определенные по спутниковым измерениям значения солнечной постоянной (б, Вт/м)

Рис. 2.3. Солнечные циклы {а, наблюдаемое количество пятен за месяц) и определенные по спутниковым измерениям значения солнечной постоянной (б, Вт/м2)

Результаты прямых наблюдений за солнечной активностью были дополнены отрывочными данными наблюдений в XVII—XIX вв. Одна из главных особенностей — уменьшение солнечной активности в отдельные эпохи, в частности в XVII в. (так называемый минимум Ма- ундера). Эти результаты были использованы для того, чтобы оттестировать косвенные изотопные данные (по |4С и |0Ве) о вариациях солнечной активности в прошлом (рис. 2.4). Видно, что данные наблюдений и изотопные кривые ведут себя сходным образом, по крайней мере, четко «прописывая» глубокий минимум в количестве пятен в XVII в. и современный рост солнечной активности.

Экстраполируя результаты измеренных вариаций солнечной постоянной во время двух последних циклов солнечной активности на прошлую эпоху, можно ожидать, что в отдельные эпохи прошлого, в частности во время минимума Маундера, светимость Солнца была снижена. Расчеты, которые основаны на корреляционных связях, построенных на современных инструментальных данных, показывают, что снижение солнечной постоянной могло составить порядка 6—8 Вт/м2. Для уточнения зависимости между активностью и светимостью предприняты попытки рассмотреть звезды-аналоги, т.е. другие звезды того же спектрального класса, что и Солнце, однако результаты этих сравнений трактуются по-разному. В частности, сделаны замечания, что из рассмотренного набора звезд только одна действительно относится строго к тому же классу, что и Солнце.

Динамика солнечной активности

Рис. 2.4. Динамика солнечной активности: поданным наблюдений (7), реконструкции по 14С (2), реконструкции по 10Ве (3 и 4). Штриховка показывает меру неопределенности

Для целей энергетики климатической системы требуется рассмотреть поступление энергии не на перпендикулярную к лучам площадку, а на горизонтальную площадку (параллельную земной поверхности). Эта величина называется инсоляцией и описывается следующей известной формулой:

где ф — географическая широта; t — часовой угол; Т — длина солнечных суток. Закон изменения во времени функции (а/l)2 был рассмотрен ранее. Величина 8 — склонение Солнца (угол между направлением на Солнце и плоскостью экватора) — рассчитывается в соответствии с выражением sin8 = sinesinA, в котором 8 — так называемый угол наклонения (или просто наклонение) — угол наклона плоскости экватора к плоскости орбиты планеты (плоскости эклиптики); Л — долгота Солнца, отсчитываемая на плоскости орбиты от точки весеннего равноденствия Л = 0—360°).

При распространении к поверхности солнечные лучи встречают рассеивающие и поглощающие компоненты атмосферы, однако главные особенности пространственно-временного распределения потока солнечной энергии у поверхности Земли задаются особенностями поля инсоляции. Для примера на рис. 2.5 представлено распределение баланса «отраженная радиация минус суммарная солнечная радиация» у поверхности планеты в 00 ч 1 января 1948 г. Максимум (по модулю) потока приходится на меридиан 180° — именно здесь в рассматриваемые 00 ч полдень, а на другой стороне планеты, на гринвичском меридиане, — полночь. Максимум радиации приходится на широту тропика Козерога — действительно, 1 января близко к моменту летнего солнцестояния южного полушария. В северное полушарие приток солнечной радиации снижен, а севернее полярного круга он равен нулю — здесь полярная ночь.

Распределение коротковолнового баланса солнечной радиации «отраженная минус суммарная радиация», Вт/м

Рис. 2.5. Распределение коротковолнового баланса солнечной радиации «отраженная минус суммарная радиация», Вт/м2,

1 января 1948 г. в 00 ч по Гринвичу

При вращении планеты вокруг собственной оси освещенное пятно перемещается по поверхности планеты вдоль данного круга широты. Если рассмотреть сезонный ход (относительно момента времени суток 00 ч), то день ото дня пятно будет перемещаться сначала к северу — 21 марта (весеннее равноденствие северного полушария) максимум достигнет экватора, а 22 июня (летнее солнцестояние северного полушария) он будет на тропике Рака. После этого начнется смещение к югу — 23 сентября (осеннее равноденствие северного полушария) максимум окажется на экваторе, а 22 декабря (зимнее солнцестояние северного полушария) придет на тропик Козерога.

Проинтегрировав выражение для Г0 по времени от момента восхода (-L) до захода Солнца (+/0) и считая, что в пределах суток изменения / и 5 незначительны, можно получить выражение для суточных сумм инсоляции, определяющее пространственно-временную структуру «солярного климата» (рис. 2.6).

Солнечная радиация, приходящая на горизонтальную площадку на ВГА (Вт/м)

Рис. 2.6. Солнечная радиация, приходящая на горизонтальную площадку на ВГА (Вт/м2):

цифры верхнего ряда — 22 декабря, 21 марта, 22 июня, 23 сентября, 22 декабря; цифры нижнего ряда — угловые координаты Земли на орбите (0° — весеннее равноденствие северного полушария); серым показаны области полярной ночи

Из соотношения (2.1) и рис. 2.6 следуют две важнейшие особенности энергетического режима климатической системы — зональность поля инсоляции, т.е. отсутствие зависимости от долготы, и сезонность изменений инсоляции во времени. В условиях почти круговой орбиты Земли главный фактор сезонности радиационного режима — изменение во времени величины d, определяемое отличием от нуля наклонения е.

За счет изменения (а/1)2 Земля получает больше тепла в момент перигелия (максимального приближения к Солнцу), чем в афелии.

Так, в перигелии, приходящемся на январь, приход солнечной энергии больше на 7%, чем в афелии (июле). Таким образом, фактор расстояния в северном полушарии действует так, чтобы сглаживать сезонный ход, создаваемый поведением 5 = 8(t). Действительно, положение летнего солнцестояния северного полушария достигается вблизи точки афелия, а перигелий близок к моменту зимнего солнцестояния. В противоположность этому в южном полушарии эти факторы действуют синхронно. Возникающие различия в солярном климате северного и южного полушарий видны на рис. 2.6.

Зональное распределение потока инсоляции определяет одну из ключевых климатических особенностей — зональность поля температуры. Это, в свою очередь, обуславливает (из-за квазигеострофи- ческих особенностей баланса давления и ветра) формирование зональной циркуляции, т.е. главные особенности планетарной циркуляции атмосферы и связанные с ней эффекты (влагооборот и пр.). Более того, сезонные изменения циркуляции, определяемые во многом межширотным контрастом температуры, также зависят от сезонных изменений поля инсоляции. Следовательно, климатическая зональность предопределена радиационным режимом. С ней связана зональность в распределении растительного покрова, почв, гидрологического режима суши и др. Вообще можно сказать, что зональность как одно из важнейших свойств географической оболочки предопределена расположением планеты на орбите.

Отражательные свойства, характеризуемые значением планетарного альбедо (рис. 2.7, см. рис. 9 создаются свойствами под

стилающей поверхности и атмосферы. На поверхности наиболее контрастными отражательными условиями обладают поверхность океана и снежно-ледовый покров суши. Промежуточными значениями характеризуются различные ландшафты суши. Отражательные свойства атмосферы в очень большой степени зависят от облачности, причем существенное значение имеет то обстоятельство, под каким углом происходит падение солнечных лучей на облако, поскольку от этого зависят его оптическая толщина и альбедо.

Межширотное распределение планетарного альбедо (см. рис. 2.7) в главных чертах следует за альбедо подстилающей поверхности. Самые маленькие значения характерны для малооблачных зон океанов в низких широтах. Некоторая асимметрия значений в тропиках северного и южного полушарий объясняется различием распределения суши и моря. Альбедо поверхности с ростом широты резко увеличивается в тех широтах, где поверхность покрывается снегом или льдом. Рост планетарного альбедо более гладкий — он определяется также и ростом (с увеличением широты) угла падения солнечных лучей на протяженную по горизонтали облачность, создающим эффект возрастания ее альбедо.

Зонально осредненные значения альбедо поверхности Земли (7) и планетарного альбедо (2)

Рис. 2.7. Зонально осредненные значения альбедо поверхности Земли (7) и планетарного альбедо (2)

Географическое распределение среднего за год потока отраженной планетой солнечной радиации таково, что наименьшие потери наблюдаются в малооблачных пассатных областях. Растут значения там, где формируется мощная облачность ВЗК (бассейн Конго, Зондские острова и др.). Увеличивается поток отраженной радиации в сухих регионах континентов в тропиках и над ледяными щитами Антарктиды и Гренландии. Увеличение отраженной радиации характерно для средних широт над океанами, особенно оно заметно в Южном океане, северной части Тихого и Атлантического океанов — это влияние протяженных полей облачности, сопровождающих процессы циклогенеза на полярных фронтах каждого полушария. Рост отраженной радиации характерен также для западных побережий материков в тропиках и субтропиках, особенно заметен у побережий Перу, Анголы, Калифорнии. Это проявление занимающих большие площади, хоть и довольно тонких, слоистых облаков, возникающих в подынверсионном слое субтропических антициклонов.

Планета, как нагретое тело, испускает в космос инфракрасное излучение. Наряду с отраженной солнечной радиацией это расходная статья планетарного теплового баланса. Рассмотрим собственное инфракрасное излучение планеты с точки зрения планетарно-осред- ненных величин. Потери тепла планетой за счет собственного излучения, отнесенные к единичной площади, составляют 5аГ/. Здесь

а — постоянная Стефана — Больцмана; 8 — близкий к единице множитель, характеризующий отклонение излучения Земли от излучения абсолютно черного тела при той же температуре; Те эффективная температура планеты, характеризующая уходящее собственное излучение.

Полагая, что за достаточно длительное время приток солнечной энергии и потери тепла в масштабе планеты полностью компенсируют друг друга, имеем выражение баланса

Отсюда Те ~ 255 К (-18°С). Эта величина существенно отличается от средней температуры воздуха у земной поверхности (Ts ~ 14°С) (см. рис. 1.3). Это означает, что потери тепла планетой за счет испускания в космос инфракрасной радиации происходят не от поверхности, а из некоторого слоя атмосферы. В соответствии с распределением температуры в стандартной атмосфере значение -18°С примерно соответствует высоте 5 км. Разность (Г - Те) характеризует интенсивность парникового эффекта. Ситуация для реализации ПЭ создается за счет того, что атмосфера планеты в значительной степени прозрачна для солнечной радиации. Это создает нагрев подстилающей поверхности и формирует поток собственного излучения от поверхности в атмосферу. Для излучения данного спектрального диапазона нижние слои атмосферы почти непрозрачны, что препятствует большим потерям тепла, которые могли бы происходить при отсутствии ПЭ.

Географическое распределение (см. рис. 10 плотности по

тока уходящей длинноволновой радиации (УДР) определяется в главных чертах характером распределения температуры на земном шаре. Так, среднегодовые значения УДР (/) в полярных широтах составляют примерно 150—190 Вт/м2, а с убыванием широты значения УДР закономерно увеличиваются (причем в средних широтах расположение изолиний данной величины близко к широтным кругам), достигая в отдельных областях тропиков значений 270—300 Вт/м2. В низких широтах зонально-симметричный характер поля нарушается. Здесь, примерно на однородном фоне температур пространственно-временные закономерности распределения Г определяются облачностью. Максимальные значения отмечаются в малооблачных районах с высокими значениями температуры поверхности. Это тропические пустыни на суше и пассатные области океанов. Резко уменьшается УДР там, где в условиях мощной облачности эффективный уровень формирования уходящего излучения расположен в верхней тропосфере. Так, в регионах, занятых облачностью ВЗК f уменьшается до 200— 230 Вт/м2.

Рассмотрим теперь радиационный бюджет (Rна верхней границе атмосферы:

Он положителен в низких и отрицателен в средних и высоких широтах (см. рис. 11 Отметим, что в область отрицательных

значений попадают некоторые тропические регионы, в частности Северная Африка, Аравийский полуостров, Индостан и др. Здесь, как было отмечено при анализе составляющих радиационного бюджета, сочетаются высокое альбедо и высокая температура поверхности, что при малооблачной погоде приводит к большим потерям тепла за счет уходящей радиации.

На рис. 2.8 для характеристики сравниваются его солнечная и инфракрасная зонально-осредненные составляющие. Видно, что в низких широтах поглощенное системой солнечное тепло превосходит потери за счет излучения. В высоких широтах имеет место обратная картина — потери тепла превышают количество поглощенной солнечной радиации. В подобной ситуации, когда источники и оттоки энергии разнесены в пространстве, существующая стабильность климатического распределения температуры на Земле может поддерживаться только за счет межширотного переноса энергии. Априорно можно утверждать, что эту климатическую функцию должны выполнять системы циркуляции атмосферы и Мирового океана.

Составляющие радиационного бюджета на внешней границе атмосферы

Рис. 2.8. Составляющие радиационного бюджета на внешней границе атмосферы:

1 — уходящая длинноволновая радиация; 2 — баланс солнечной энергии

На рис. 2.9 представлен глобально осредненный бюджет тепла в атмосфере (с учетом обмена с поверхностью). Из 100% энергии, поступающей на В ГА, 25% отражает воздушная среда (включая облачность) и еще 6% составляет поток, дошедший от поверхности. Итого 31% — это планетарное альбедо. Паром, озоном, аэрозолями

поглощается 19% солнечного излучения, поступающего на ВГА, облаками — 4%, поверхностью Земли (суша и океан) — 46%. Энергия, поглощенная поверхностью, в стационарных условиях отсутствия нагрева или охлаждения распределяется между компонентами теплового баланса деятельного слоя (см. параграф 1.1) так: потери за счет длинноволнового излучения составляют 15%, поток в атмосферу явного и скрытого тепла — 7 и 24% соответственно. До ВГА непосредственно от поверхности доходит 9% энергии (это излучение в окне прозрачности водяного пара), а 6% длинноволнового излучения от поверхности поглощается паром, облаками, озоном, углекислым газом. Излучение, создаваемое воздушной средой, равно 60% (40% излучения обусловлено водяным паром, углекислым газом, озоном и другими парниковыми газами, а за остальные 20% ответственны капли и кристаллы облаков). Таким образом, уходящее излучение на ВГА составляет 69%, что вместе с отраженной радиацией равно 100%.

Глобально осредненные и взаимно согласованные составляющие бюджета энергии системы «атмосфера — поверхность» (%)

Рис. 2.9. Глобально осредненные и взаимно согласованные составляющие бюджета энергии системы «атмосфера — поверхность» (%):

7 — солнечная радиация; 2 — земная длинноволновая радиация (излучение поверхности и атмосферы)

Рассмотрим баланс тепла атмосферы. Его расходная часть — это 60%, вкладываемые в 69% уходящей длинноволновой радиации. Приходная часть баланса складывается из поглощения солнечной радиации водяным паром, озоном, аэрозолями (19%) и облаками (4%) и поглощения в атмосфере идущей от поверхности длинноволновой радиации (6%) и нерадиационных притоков тепла (31%).

Выражение планетарного бюджета тепла было использовано М.И. Будыко для схематизации межширотного распределения температуры. Рассмотрим бюджет тепла в вертикальном столбе атмосферы в случае зонального осреднения, характеризуя термическое состояние значением температуры воздуха у поверхности. Предполагается, что при анализе среднегодовых значений межгодовые изменения температуры отсутствуют. УДР хорошо описывается эмпирической линейной зависимостью А + ВТ. Для выражения макротур- булентного переноса тепла в атмосфере и океане между различными широтными зонами применен так называемый закон Ньютона, в котором приток тепла к данной области считается пропорциональным разности между ее температурой и средней температурой земного шара (Г0). В этом случае получаем балансовое соотношение

Коэффициент (3 подобран специальным образом из сравнения с эмпирическими данными современного климата.

Решая это уравнение относительно температуры, получаем формулу

которая успешно воспроизводит межширотное распределение температуры, базируясь на зависимых от широты значениях инсоляции и альбедо.

Сделаем некоторые дополнительные замечания. Планетарное альбедо может быть представлено следующим образом: а = апп + as(-n), где ап характеризует альбедо системы «поверхность — атмосфера» при сплошной облачности (и определяется в первую очередь именно облаками); as — альбедо системы при отсутствии облаков. Изменение альбедо с широтой происходит так, что наиболее существенны изменения в широтных зонах, где (в среднем за год) происходит переход от бесснежной поверхности к сплошному снежно-ледовому покрову (см. рис. 2.7). Полагая, что снежный покров устанавливается и существует при достижении некоторой критической температуры Г, можно параметризовать распределение альбедо в виде функции от температуры

где aj — планетарное альбедо в условиях, когда облачность отсутствует, а поверхность покрыта снегом (льдом); aL при бесснежных условиях.

Эта зависимость обеспечивает возможность реализации внутреннего механизма, регулирующего вариации температуры. Действительно, при, например, ее понижении, возникает тенденция к расширению зоны земного шара, покрытой снегом (льдом). Это приводит к росту альбедо, уменьшению радиационного баланса и, следовательно, усиливает первоначальную аномалию. Так действует положительная (т.е. усиливающая эффект) альбедная обратная связь.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >