В течение последних 20-30 лет интенсивно разрабатываются различные модели для оценки изменений климата, обусловленных изменением состава атмосферы. Однако климатическая система настолько сложна, что до сих пор не построены модели, адекватно описывающие всю совокупность естественных процессов, протекающих на земной поверхности и в атмосфере и определяющих динамику погоды и климат. Более того, наше понимание физики некоторых процессов и, в частности, механизмов многочисленных обратных связей все еще является неудовлетворительным. В связи с этим при создании моделей климата используются приближения и упрощения, основанные на имеющихся эмпирических данных. Поскольку априори не известно, какие именно аппроксимации дают наилуч-шие результаты моделирования эволюции климатической системы, развивается большое число вариантов моделей.[ ...]
Анализ экспериментальных данных [32] и численное моделирование [33] показывают, что в первом приближении относительную влажность тропосферы можно считать постоянной. Используя это предположение, из уравнения Клайперона-Клаузиуса можно получить, что увеличение температуры на 1 К приведет к возрастанию концентрации водяного пара на 6% и, следовательно, к увеличению поглощения, вызывающего дополнительное нагревание. Между температурой и водяным паром существует сильная положительная обратная связь с параметром Х оценки которого изменяются от -1,4 до -1,8 Вт-м"2-К 1 [34]. Для типичного значения -1,5 Вт-м 2-К 1 равновесное потепление возрастает с 1,1 до 1,7 К (табл. 1.2).[ ...]
При изменении климата может измениться балл облачности, высота верхней границы, водность, фазовый состав и функция распределения облачных частиц по размерам. Результаты численного моделирования с трехмерными моделями общей циркуляции атмосферы показывают увеличение высоты облаков для большинства широт и уменьшение количества облакбв в средней и верхней тропосфере в низких и средних широтах [44, 45]. Уменьшение количества облаков приводит к увеличению поглощения солнечного излучения, а возрастание средней высоты облаков уменьшает длинноволновое выхолаживание. Суммарное действие обоих эффектов дает очень сильную положительную обратную связь, оцениваемую в интервале -0,8 и -1,1 Вт-м"2-К 1 [34]. Значение Х= -0,9 Вт-м -К"1 увеличивает потепление до 4,4 К.[ ...]
Из физически разумного предположения о возрастании концентрации водяного пара с увеличением температуры следует, что молено ожидать увеличения водности, возрастание которой приводит к росту альбедо облаков, но мало сказывается на их длинноволновом излучении, за исключением перистых облаков, которые не являются абсолютно черными. Это уменьшает нагревание атмосферы и поверхности солнечным излучением и, следовательно, температуру и дает пример отрицательной облачнорадиационной обратной связи. Оценки величины параметра X данной обратной связи изменяются в широких пределах от 0 до 1,9 Вт-м 2-К 1 [38, 40]. Следует отметить, что недостаточно детальное описание физических, оптических и радиационных свойств облаков, а также неучет их пространственной неоднородности является одним из основных источников неопределенности в исследованиях по проблеме изменения глобального климата.[ ...]
Эиергобалансовые модели климата используются для определения температуры поверхности в зависимости от широты, а структура атмосферы выражена в виде функции от этой единственной величины. Основными физическими элементами моделей являются тепловой баланс земной поверхности и горизонтальная диффузия тепла. Известно, что атмосфера нагревается в низких и охлаждается в высоких широтах за счет разности между поглощаемой солнечной и уходящей длинноволновой радиацией. Такое неравномерное распределение энергии приводит в действие земную тепловую машину, а именно, порождает ветры в атмосфере и течения в океане.[ ...]
Параметром радиационно-конвективных моделей является зависящая от высоты температура атмосферы. Основные физические эффекты, которые изучаются с помощью этих моделей,- это закономерности изменения температуры с ростом высоты и связи потоков излучения стратосферы с температурой тропосферы. Одномерные радиационно-конвективные модели описывают вертикальный профиль средней планетарной температуры атмосферы Т(г).[ ...]
Основную роль в формировании температурного профиля в тропосфере играет не радиационное равновесие, а перераспределение энергии по вертикали за счет влажной конвекции. Поэтому одним из главных элементов радиационно-конвективных моделей является представление эффектов конвекции в тропосфере. В классической работе Манабе и Везеролда [32] предполагается, что конвекция происходит только тогда, когда радиационные потоки стремятся увеличить вертикальный градиент температуры выше определенного критического значения. Затем вводится встречный конвективный поток, который перераспределяет тепло таким образом, чтобы сохранить вертикальный градиент температуры на критическом уровне. Основная трудность состоит в выборе критического значения, которое обычно полагается равным наблюдаемому среднему вертикальному градиенту в нижней атмосфере 6,5 К/км.[ ...]
В некоторых радиационно-конвективных моделях упрощенно учитывается влияние океана: при расчетах теплового баланса подстилающей поверхности учитываются потоки тепла от верхнего слоя перемешивания, зависящего от условий в атмосфере.[ ...]
Вернуться к оглавлению