Экология СПРАВОЧНИК

В быту погодой называют состояние нижнего слоя атмосферы (в котором находятся люди) в данном географическом пункте и в данный момент времени, характеризуемое значениями метеорологических элементов, непосредственно ощущаемых людьми,— прежде всего, температурой воздуха, скоростью и направлением ветра, количеством и формами облаков, количеством и видом осадков (иногда указывают также атмосферное давление, влажность воздуха и состояние земной поверхности — наличие снежного покрова, гололед и т. п., а в приморских районах — температуру воды и балл морского волнения). При этом климатом можно назвать характерные для данного региона совокупность и повторяемости условий погоды с их сезонными изменениями (это — определение так называемой комплексной климатологии Е. Е. Федорова).

Далее

Для организации сельского хозяйства, жилого строительства, транспорта и многих других видов человеческой деятельности, для понимания биогеографии флоры и фауны и т. п. нужно знать не индивидуальную хронологическую последовательность состояний системы АОС, а их статистику, т. е. пределы изменения этих состояний и их повторяемости за длинный промежуток времени. Для обеспечения устойчивости статистических характеристик состояний системы АОС, т. е. малости их зависимости от конкретного выбора указанного длинного промежутка времени, его длительность следует выбирать из интервала периодов, в котором спектры колебаний характеристик системы АОС, типа приведенных на рис. 1.1, имеют минимум, причем практически удобнее брать короткопериодную часть этого интервала, т. е. область периодов в несколько десятилетий. Таким образом, мы приходим к следующему определению: климатом называется статистический ансамбль состояний, проходимых системой АОС за периоды времени в несколько десятилетий.

Далее

Энергия всех процессов в системе АОС может черпаться из потока солнечного тепла и от возможных тепловых источников внутри Земли. На поверхности Земли геотермический поток тепла в среднем равен 5,022 10-2 Вт/м2, это в 3- 104 раз меньше потока солнечного тепла, так что в большинстве проблем теории климата Земли с геотермическим потоком тепла можно не считаться: первичным источником энергии для климатической системы служит инсоляция.

Далее

Наклон, е и элементы земной орбиты изменяются со временем из-за возмущений движения Земли, создаваемых гравитационным притяжением со стороны других планет Солнечной системы. Вследствие этого распределения инсоляции, в частности величины (3.17), изменяются со временем, что может приводить к изменениям климата.

Далее

Излучение, наблюдаемое в атмосфере, делится на коротковолновое— прямую, отраженную и рассеянную солнечную радиацию в интервале длин волн 0,17 — 4 мкм (в котором сосредоточено 99 % энергии излучения абсолютно черного тела при температуре поверхности Солнца, из них 8 % энергии в ультрафиолетовой области 0,1—0,39 мкм; 56 % энергии в интервале видимого света 0,39—0,76 мкм с максимумом при синем цвете Хш = 0,4738 мкм; 36 % энергии в ближней инфракрасной области 0,76 — 4 мкм; на длины волн X > 5 мкм приходится меньше 0,4 % солнечной радиации) и длинноволновое — инфракрасное собственное излучение атмосферы, поверхности Земли и облаков в интервале длин волн 4—100 мкм (99 % энергии излучения абсолютно черного тела при температуре 300 К сосредоточено в интервале 3—80 мкм с максимумом около 10 мкм, а при температуре 200 К — в интервале 4—120 мкм с максимумом около 15 мкм; на длины волн. X < 5 мкм приходится меньше 0,4 % земного излучения).

Далее

Наряду с сезонными колебаниями рис. 6.2 обнаруживает меж-дугодичный тренд возрастания концентрации С02 — от 315 млн-1 в 1958 г. до 333 млн-1 в 1976 г., т. е. на 18 млн-1 за 18 лет, с некоторым замедлением в период 1963—1967 гг., ускорением в период 1968—1973 гг. и замедлением в последующие годы. Аналогичный тренд обнаружили измерения на Южном полюсе (где концентрация С02 была чуть меньшей — она возросла от 314 млн-1 в 1958 г. до 331 млн-1 в 1976 г., причем на этот тренд налагались небольшие колебания с приблизительно четырехлетним периодом). Выяснение причины этого тренда и его экстраполяция на будущее время представляют существенный интерес для задачи прогноза будущих изменений климата.

Далее

Аэрозоли могут влиять на климат как непосредственно за счет изменения переноса коротковолновой и длинноволновой радиации в атмосфере (увеличения поглощения и рассеяния радиации), так и косвенно, за счет изменения микроструктуры водных облаков (увеличения количества капель на единицу объема, но уменьшения их размеров) и их оптических свойств (увеличения и альбедо, и поглощающей способности облаков).

Далее

С. Манабе и Р. Стриклера, озон повышает температуру стратосферы почти на 90 °С), определяющем само существование стратосферы и ее динамику. Кроме того, чрезвычайно существенна биологическая роль озона, задерживающего губительное для живых организмов ультрафиолетовое излучение Солнца.

Далее

Атмосферная циркуляция создается пространственными неоднородностями нагрева атмосферы солнечным теплом (непосредственно или от подстилающей поверхности): сравнивая теплый и холодный столбы воздуха, следует принять во внимание, что теплый воздух расширен, и потому его массы приподняты, так что на фиксированной высоте в теплом столбе давление больше, чем в холодном, и эта разность давлений должна создавать движение воздуха от теплого района к холодному. Таким образом, разность температур между экватором и полюсами должна создавать отток воздуха на верхних уровнях от экватора к полюсам, и, очевидно, компенсирующий приток воздуха из умеренных широт к экватору на нижних уровнях — пассатные ветры (аналогично этому разности температур между континентами и океанами, меняющие знак от зимы к лету, должны создавать отток воздуха на верхних уровнях от теплых областей к холодным, летом — от континентов к океанам, зимой — наоборот, и компенсирующие противоположные потоки воздуха на нижних уровнях — муссоны). Поток воздуха от экватора к полюсам на верхних уровнях сила Кориолиса должна поворачивать на восток, формируя западный перенос в верхней тропосфере умеренных широт.

Далее

Согласно тому же автору, еще меньшее значение имеет кинетическая энергия атмосферы: /С = 1,5-106 Дж/м2, что составляет лишь около четверти доступной лабильной энергии; кинетическая энергия на единицу массы атмосферы при этом равна 140 м2/с2, чему соответствует средняя скорость атмосферных движений около 17 м/с (приведем также оценки Е. П. Борисенкова: в северном полушарии К = 1,9-1020 Дж летом и 4-1020 Дж зимой, а в южном полушарии 3,9-1020 Дж летом и 7,1 -1020 Дж зимой).

Далее

Наконец, к уравнениям динамики океана следует добавить уравнения эволюции ледяного покрова, описывающие как намерзание и таяние льда (с учетом, в частности, выпадения осадков на его поверхность), так и его дрейф, образование разводий и торошение.

Далее

Стратификация — это расслоение океана по плотности в поле силы тяжести, возможное благодаря сжимаемости морской воды — зависимости ее плотности от температуры 7 солености 5 и давления р, описываемой эмпирической формулой (12.3). Эта зависимость такова, что при росте р или 5 или при убывании Т (до некоторой температуры максимальной плотности Т = Т (ру Б) ж «4°С) плотность воды растет (с ростом р или 5 и Т , и температура замерзания 7,2=7,2(р, 5) убывают, Т быстрее, чем 72, и при р<р 1 270 атм (или 27• 106 Па) и 5<51«24%0 существует интервал температур Т >Т>Т2, в котором зависимость р от Т имеет противоположный знак). Для климата Земли исключительно важно, что вода — аномальная жидкость, при замерзании расширяющаяся, так что лед легче воды и плавает на ее поверхности; если вода была бы нормальной жидкостью, при замерзании сжимающейся, то лед опускался бы на дно и в конце концов полностью заполнил бы обширные области океана.

Далее

Атмосферные воздействия (напряжение трения ветра то и потоки тепла Hs и влаги Р — Е) создают на поверхности океана капиллярные и гравитационные волны и формируют в его верхнем слое дрейфовые течения, ВПС и сезонный термоклин.

Далее

Весьма важную роль в Мировом океане играют Южное и Северное пассатные течения, идущие от ЮТД и СТД к СТК со значительной западной составляющей, в полном соответствии с пассатными ветрами в атмосфере. Их суммарный расход, например на долготе 150° Е, оценивается в 130- 106 м3/с.

Далее

Включение блока «суша» в математические модели климатической системы необходимо, прежде всего, потому, что в краевые условия на поверхности суши, для потоков количества движения, тепла и влаги наряду с атмосферными параметрами и величинами, подлежащими определению из уравнений динамики атмосферы, входят также некоторые характеристики суши, которые надо задавать или определять из тех или иных дополнительных соотношений или уравнений. Отметим, кстати, существенную трудность, которую создает интенсивная мелкомасштабная пестрота характеристик суши, требующая их осреднения (иногда с надлежащими весами) по ячейкам используемой пространственной сетки.

Далее

Этот параграф посвящается методам описания форм замерзшей воды в климатической системе: снежного покрова, морских льдов (делающих моря в ряде отношений сходными с сушей), континентальных ледниковых щитов и вечной мерзлоты, имеющих, несомненно, климатическое значение, прежде всего, как индикаторов состояния климата (такую роль, особенно важную для мониторинга колебаний климата, играют, в частности, области и площади распространения зимнего снежного покрова, а также морского льда в Арктике и в Антарктике) и как активных факторов формирования климата (это относится к континентальным ледниковым щитам, оказывающимся вторым после океанов инерционным звеном в климатической системе, что придает ей автоколебательный характер).

Далее

Части климатической системы атмосфера—океан—суша обладают значительной пространственной неоднородностью, вертикальной и горизонтальной, которая к тому же меняется со временем (например, по сезонам). Их описание при помощи небольшого количества параметров (таких, например, как средняя тем-пература воздуха у поверхности Земли, средняя температура морской воды в ВПС, среднее атмосферное давление на поверхности Земли, среднее содержание влаги и СОг в атмосфере, средний балл облачности на Земле и т. п.) было бы крайне неполным. Поэтому малопараметрические модели климата (иногда называемые также моделями с сосредоточенными параметрами) и одномерные модели, описывающие только вертикальную или только широтную неоднородность климатической системы, ее полной структуре неадекватны, и их количественные результаты принимать слишком всерьез, вообще говоря, не следует. Но такие модели иногда можно использовать для качественного выяснения возможной роли тех или иных климатических факторов и обратных связей. Наиболее известным из таких моделей мы посвящаем настоящую и следующую главы.

Далее

К®—в пределах (19... 30)-10е км3, И — более 60 м. При увеличении Кэ колебания в южном полушарии возрастали (т. е. они являются индуцированными); возрастали они при этом и в северном полушарии. Вариации других параметров влияли качественно так же, как в изолированном северном полушарии (см. выше).

Далее

Стандартная атмосфера, очевидно, требует как качественного физического объяснения, так и количественного теоретического построения с помощью упрощенных климатических моделей. Так, падение температуры с высотой в тропосфере объясняется парниковым эффектом, создающим нагрев атмосферы снизу, но оно более медленное, чем это было бы при лучистом равновесии, вследствие сглаживающего действия конвективного (турбулентного) теплообмена. Изотермия и затем рост температуры с высотой в стратосфере объясняются ее нагревом вследствие поглощения ультрафиолетовой радиации Солнца озоном.

Далее

В «сухой» модели было введено ставшее затем популярным «конвективное приспособление» — при превышении д77дз влажноадиабатического градиента д77<?з а осуществлялась замена дТ]дг на (дТ/дг)а при условии неизменности полной потенциальной энергии. Поток длинноволновой радиации рассчитывался как функция от температуры и климатологических вертикальных распределений водяного пара, углекислого газа, озона и облачности, зависящих от широты (как и задававшееся альбедо земной поверхности). Поток коротковолновой радиации рассчитывался при среднем суточном косинусе зенитного угла Солнца. Число узлов между экватором и полюсом в принятой прямоугольной сетке точек на карте стереографической проекции равнялось N = 20. Уровни по вертикали брались при значениях а = 0,009; 0,074; 0,189; 0,336; 0,500; 0,664; 0,811; 0,926; 0,991. В начальный момент времени атмосфера бралась неподвижной и изотермической с Т = 289 К. Интегрирование уравнений производилось с шагом по времени 10 мин на период в 300 сут.

Далее