В «сухой» модели было введено ставшее затем популярным «конвективное приспособление» — при превышении д77дз влажноадиабатического градиента д77[ ...]
Расчеты по такому атмосферному блоку были произведены на условной сферической области (в проекции Меркатора) с размером по долготе 120° (с циклическим повторением), в которой в пределах широт ±66,5° суша и море имеют одинаковые размеры, а по-лярнее (до широт ±81,7°) имеется только суша. В качестве начального было принято квазиравновесное состояние атмосферы, полученное по влажной модели, и статистической обработке были подвергнуты результаты интегрирования уравнений за 100-суточ-ный период (с 243-х по 343-е). Модель успешно воспроизвела качественные особенности распределения компонент теплового и водного бюджета на поверхности Земли, в том числе распределение осадков с экваториальным поясом дождей и субтропическими пустынями, окаймленными поясом с малым количеством осадков, разорванным относительно дождливой областью вдоль восточного побережья континента. В то же время отсутствие сезонных вариаций и меридионального переноса тепла океанскими течениями привели к развитию в высоких широтах избыточного снежного покрова и чрезмерно низких температур.[ ...]
Статистической обработке были подвергнуты результаты интегрирования уравнений модели за последние 100 атмосферных дней. Расчеты показали, что состояние атмосферы с учетом циркуляции океана получается несколько ближе к реальности, чем по изолированному атмосферному блоку. Меридиональный перенос тепла океанскими течениями (составивший около половины атмосферного переноса — см. рис. 23.1) уменьшил меридиональный перепад температур, интенсивность зональной циркуляции, вертикальный градиент скорости ветра в тропосфере, бароклинную неустойчивость атмосферы, уровень кинетической энергии макротурбулентности в умеренных широтах, интенсивность имеющейся там обратной ячейки меридиональной циркуляции, интенсивности субтропического и полярного барических максимумов и минимума в умеренных широтах, обмен моментом импульса между атмосферой и твердой Землей, меридиональный поток импульса. Нагрев холодного континентального воздуха океаном привел к усилению циклогенеза на восточном береге континента в высоких широтах. Холодный экваториальный апвеллинг в океане ослабил над ним тропические осадки и увеличил их над континентом. В субтропических и умеренных широтах перенос теплой воды субтропическим круговоротом увеличил потоки явного и скрытого тепла от океана к атмосфере и количество осадков вдоль восточного берега континента (что ограничило субтропическую пустыню западной половиной континента); в северных широтах перенос теплой воды субарктическим круговоротом привел к аналогичным эффектам вдоль западного берега континента. Поясы дождей умеренных широт и границы снега несколько сместились к полюсам.[ ...]
Проведенный численный эксперимент оказался, однако, неуспешным в том отношении, что в нем равновесие в термическом состоянии океана так и не было достигнуто: в конце эксперимента океан продолжал получать тепло от атмосферы со скоростью 1,5-10“2 кал/(см2 мин), или 10 Вт/м2, т. е. немного менее 1 % от солнечной постоянной, чему соответствует средняя скорость нагревания вод океана около 2°С за столетие. В то же время освобождение от задания значений Т и 5 на поверхности океана, практиковавшееся в предыдущих моделях, явилось важным шагом вперед; следует отметить, в частности, весьма удовлетворительное воспроизведение поля солености в океане с халоклином в арктической зоне, поверхностным максимумом 5 в субтропиках и слабым минимумом 5 на глубине около 1 км. Поскольку меридиональный перенос тепла океанскими течениями, связанный с вертикальным теплообменом в океане, получился близким к фактическому, значение Кг — 1,5 см2/с было выбрано, по-видимому, удачно.[ ...]
Модель с сезонными колебаниями интегрировалась на 4,2 атмосферных года (с горизонтальным шагом в атмосфере 500 км в первые 3 года и 250 км в последние 1,2 года), синхронизированных с 1200 океанскими годами (с горизонтальным шагом в океане 500 км). Время релаксации в океанском блоке сокращалось путем искусственного усиления температурной и соленостной реакции глубоких слоев океана (на наибольших глубинах — впятеро). На более простой модели было проверено, что этот прием не искажает предельного статистически-равновесного состояния океана. Начальное состояние системы АОС бралось по результатам долгосрочного интегрирования модели со средней годовой инсоляцией (начинавшегося с сухой изотермической атмосферы с температурой 6,8 °С и однородного океана с температурой 2,5 °С и соленостью 34,8%о). Граничными условиями для атмосферного блока на поверхности океана служили данные о температуре ВПС и толщине морского льда, средние месячные значения которых накапливались в океанском банке, а для океанского блока — накапливавшиеся в атмосферном банке средние месячные значения потоков импульса и влаги, а также температура, отношение смеси водяного пара, скорость ветра и лучистый поток тепла на нижнем уровне в атмосфере (нужные для вычисления суммарного потока тепла — его прямое задание приводило к вычислительной неустойчивости).[ ...]
Рисунки к данной главе:
| Меридиональный поток тепла в 1019 кал/суг (или 4,19 1013 МДж/сут) на разных широтах. |
 |
| Сезонные колебания теплосодержания по модели (пунктирные кривые) и фактическим данным А. Оорта и С. Левитуса, 1978 (крестики). |
 |