Радиационное равновесие, описанное в разд. 1.3, было найдено как решение, которое получается при отсутствии движения атмосферы. Это утверждение не вполне точно, так как радиационное равновесие основывалось на наблюдаемом распределении водяного пара. Это распределение не предопределено; оио является результатом баланса, который формируется при участии движения атмосферы.[ ...]
Возникнет или нет конвекция, будет зависеть от «вертикального» градиента, т. е. от скорости, с которой температура атмосферы уменьшается с высотой. Конвекция происходит только тогда, когда вертикальный градиент температуры превосходит определенное значение. Это значение можно вычислить, прослеживая изменение температуры выделенного объема воздуха, который движется «адиабатически» вверх или вниз, т. е. без обмена теплом с окружающим этот объем воздухом. Когда такой объем поднимается, то давление падает, объем расширяется, и поэтому его температура понижается. Скорость, с которой температура понижается с высотой вследствие расширения объема, называется сухоадиабатическим вертикальным градиентом; он равен примерно 10 К/км. Если температура окружающей среды падает с высотой быстрее, то поднимающийся объем будет теплее окружающей его среды и поэтому будет подниматься непрерывно вверх под действием силы плавучести. Другими словами, ситуация не будет устойчивой, и возникнет конвекция.[ ...]
Конвекция поднимает тепло вверх и тем самым уменьшает вертикальный градиент до величины, при которой устанавливается равновесие и при которой конвекция не может больше возникнуть. Другой путь состоит в том, чтобы описать ту же идею через потенциальную энергию. Если вертикальный градиент превосходит адиабатическую величину, то потенциальную энергию можно уменьшить, перемещая объемы адиабатически на другие уровни. Таким образом, энергия высвйбооюдается и расходуется на возбуждение конвекции.[ ...]
Если атмосфера содержит лишь небольшое количество водяного пара, то конвекция возникнет в случае, если будет превзойден сухоадиабатический вертикальный градиент. В действительности ситуация осложняется тем фактом, что воздух при заданной температуре и давлении может содержать только определенное количество водяного пара. Отношение количества водя ного пара к количеству пара при насыщении называется относительной влаоюностью. Когда относительная влажность достигает 100 %, то в воздухе конденсируются водяные капли, образуя тем самым облака. Сконденсировавшаяся вода в конце концов возвращается на поверхность Земли в виде осадков.[ ...]
Высвобождение скрытой теплоты в облаках также воздействует на условия, при которых может происходить конвекция. Количество водяного пара, которое может содержать адиабатически поднимающийся объем воздуха, уменьшается с высотой, и если объем уже насыщен водяным паром, то скрытая теплота будет высвобождаться по мере его подъема, так что скорость понижения температуры с высотой будет меньше, чем для сухого воздуха. Скорость уменьшения температуры с высотой называется влаоюноадиабатическим вертикальным градиентом, значение которого зависит от температуры и давления. В нижней атмосфере его значение равно примерно 4°/нм при 20 °С и 5°/км при 10°С (более точные значения см. в [471, табл. 79]). Соответствующий вертикальный градиент также может быть другим, если вместо жидкой воды образуется лед [471, табл. 80]. Более подробное обсуждение дается в разд. 3.8.[ ...]
Другим следствием природы влажной конвекции является распределение относительной влажности в атмосфере. Среднее ее значение должно находиться между 100 % в восходящих областях и более низким значением влажности в нисходящих областях. Относительная влажность, которая линейно уменьшается с уменьшением давления от 77 % на поверхности до нуля на верхней границе атмосферы, дает грубое приближение к наблюдаемому среднему распределению [516].[ ...]
Относительная влаоюность не очень сильно меняется от сезона к сезону, тогда как действительное количество присутствующего водяного пара меняется весьма сильно.[ ...]
Задача моделирования атмосферы состоит в том, чтобы найти удовлетворительный способ представления эффектов конвекции без моделирования деталей подъема и опускания объемов воздуха. В радиационно-конвективных моделях эффекты конвекции представлены очень простым способом. Во-первых, не учитываются изменения в горизонтальном направлении, так что температура и другие величины зависят только от высоты (или, что эквивалентно, от давления). Распределение газов, поглощающих радиацию (углекислого газа, озона), облаков и относительной или абсолютной влажности фиксировано, как и приходящий на верхнюю границу атмосферы поток коротковолновой радиации. Начальное распределение температуры эволюционирует к равновесному; при этом учитываются не только радиационные, но также и конвективные потоки. Предполагается, что конвекция происходит только тогда, когда радиационные потоки стремятся увеличить вертикальный градиент выше определенного критического значения. Затем вводится встречный конвективный поток, который перераспределяет (но не добавляет и не отнимает) тепло таким образом, чтобы сохранить вертикальный градиент на критическом уровне. Трудность состоит в выборе критического значения. Обычно его полагают просто равным наблюдаемому среднему вертикальному градиенту в нижней атмосфере, а именно 6,5°/км. Результат такого расчета [515] показан на рис. 1.4 и дает достаточно хорошее приближение к наблюдаемому среднему профилю температуры. Само по себе это является некоторым улучшением модели чисто радиационного равновесия, однако о ее ограничениях не следует забывать.[ ...]
Рисунки к данной главе:
| Радиационный баланс атмосферы. [Переработано из «Understanding Climatic Change», U. S. National Academy of Sciences, Washington, D. C,, 1975, p. 14, и использовано с разрешения.] |
![Радиационный баланс атмосферы. [Переработано из «Understanding Climatic Change», U. S. National Academy of Sciences, Washington, D. C,, 1975, p. 14, и использовано с разрешения.]](/static/pngsmall/819744946.png) |