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.[ ...]
Дающая вместе с (20.9) очень неплохое согласие с эмпирическими данными: температуры 8°С на высоте 300 м, 9°С на высотах 0,5— 1 км, 4,5 °С на высоте 2 км, —13 °С на 5 км, —40 °С на 9 км, —49 °С на 11 км и —53 °С на 13 км.[ ...]
Возможно, что другой подбор параметров (и особенно связи (20.9) между т р г) может дать более близкие к реальности значения т0 и потоков лучистой энергии, сохраняя согласие температурной структуры с эмпирическими данными. Но более вероятно, что неизбежное в одномерной модели пренебрежение переносом тепла крупномасштабными атмосферными движениями радикально нарушает фактические связи между локальными вертикальными распределениями температуры и излучения, и поэтому одновременно воспроизвести их в такой модели не удается.[ ...]
Как разъяснялось в § 3, первичным источником энергии для климатической системы является инсоляция, а суточные суммы инсоляции не зависят от долготы, т. е. их распределение всегда обладает широтной зональностью. Поэтому, несмотря на нарушения широтной зональности в распределениях отраженной и поглощенной радиации, обусловливаемые горизонтальной неоднородностью поверхности Земли и атмосферы (в частности, облачности), инсоляция создает приближенную широтную зональность климатической системы. Значит, важнейшими характеристиками состояния последней являются ее средние по долготам (зональные) характеристики, т. е. средние меридиональные разрезы.[ ...]
Особенностями стационарных моделей широтной структуры приземного слоя атмосферы типа Будыко и Селлерса, изучавшимися в ряде работ, являются неединственность их решений (указывающая, возможно, на интранзитивность климата в смысле Э. Лоренца, см. § 2) и неустойчивость большинства решений относительно малых вариаций параметров этих моделей. Так, М. И. Будыко (1968) установил, что решение уравнений (21.1) — (21.4), соответствующее современному климату с полярными льдами, неустойчиво по отношению к небольшому понижению инсоляции Q: при ее уменьшении всего на 1,6 % граница полярного ледяного покрова (где Т = Тс) достигала широты 50°, а при дальнейшем уменьшении Q скачкообразно перемещалась на экватор, т. е. наступало полное оледенение всей Земли — состояние, предполагавшееся устойчивым относительно малых вариаций Q (отмечалась также возможность существования при современном значении Q климатического режима без полярных льдов, предполагавшегося неустойчивым относительно малых вариаций параметров, в частности, параметра р). Ниже эти утверждения будут уточнены.[ ...]
Рисунки к данной главе:
| Вертикальное распределение температуры воздуха по стандартной атмосфере СОЕБА—62. |
 |
| Средние годовые зональные температуры приземного слоя атмосферы в северном (1) и южном (2) полушариях Земли. |
 |
| Графики функций F(xc) формулы (21.5) при четырех значениях Q, указанных в тексте. |
 |
| Решения А. Фаигра (1972) для модели В. Селлерса. |
 |
| Графики функций хс{0), соответствующие среднему годовому (а) и равноденственному (б) распределениям инсоляции, по Дж. Норту (1975). |
 |