Полная версия

Главная arrow География arrow Климатология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

БЮДЖЕТ ЭНЕРГИИ В КЛИМАТИЧЕСКОЙ СИСТЕМЕ

Единственным источником энергии для климатической системы, как показано во введении, является солнечная энергия. Ее распределение на В ГА определяет в главных чертах распределение температуры поверхности Земли и ее атмосферы. Для того чтобы глубже изучить закономерности формирования климата, рассмотрим уравнение бюджета тепла в климатической системе (атмосфере, деятельном слое океана и суши). Для атмосферы оно может быть получено исходя из уравнения для внутренней энергии (см. введение) идеального газа, для которого она равна cvT:

Таким образом, изменение температуры зависит от радиационного теплообмена (FR — плотность потока тепла за счет радиационных процессов), нагревания воздуха за счет конденсации водяного пара (LQ, где L — скрытое тепло конденсации (см. уравнение (1.2)), притока (или потерь) тепла за счет молекулярной теплопроводности (kV Т — соответствующая плотность потока тепла), выделения тепла при диссипации кинетической энергии (ер, ? > 0). Однако эффективность последних перечисленных воздействий в нижней атмосфере мала по сравнению с теплом фазовых переходов водяного пара и радиационными притоками тепла.

Используя уравнение неразрывности, а также тождество pVи = V • рй - uVp и заменяя во втором члене р = рRT, перепишем выражение (2.4) в виде

Второе слагаемое в левой части уравнения (2.5) описывает изменения внутренней энергии за счет адвекции. Последнее слагаемое в правой части уравнения (2.5), как можно предположить, описывает переход внутренней энергии в другую форму. Для того чтобы установить этот эффект, запишем уравнение для кинетической энергии, которое получается из уравнения движения (см. введение) скалярным умножением его на й:

где й2 = и2 + v2 + w2. Слагаемое wgp, получаемое при скалярном произведении й ? g = (и, v, w) ? (0,0, g), описывает переход кинетической

энергии в потенциальную (Ф =gH, см. параграф 1.4).

Соответствующее уравнение для потенциальной энергии имеет вид

Складываем уравнения (2.5), (2.6), (2.7), а также уравнение бюд- жета водяного пара (1.3). Учитывая, что ^и2 много меньше, чем суТ, Lq, Ф, получаем (без учета малых составляющих)

Уравнение данного вида выражает следующую важную идею: выражение (суТ + Lq + Ф) представляет собой сохраняющуюся величину (с погрешностью, определяемой отличиями cv от ср) в отсутствие радиационного притока тепла. Важным преимуществом уравнения (2.8) по сравнению с его предшественниками, например уравнениями (1.3) и (2.4), является то, что входящие в него величины могут быть гораздо точнее определены по данным метеорологических измерений. Например, информация о распределении удельной влажности гораздо надежнее, чем данные о выделении скрытого тепла.

При рассмотрении климатических явлений планетарного масштаба для выделения главных черт, определяющих их формирование, нужно, учитывая присущую климату зональность, сосредоточить внимание на особенностях межширотного переноса энергии. При-

2п

меним к уравнению (2.8) оператор J ...rcoscpdX, обеспечивающий

о

зональное осреднение. Кроме того, естественно предполагать, что рассматриваются достаточно протяженные отрезки времени, в течение которых различные слои атмосферы приходят в согласованное состояние. В этом случае разумно осреднить уравнение и по вертикальной координате. Выполним, следовательно, еще и интегрирование по всей толще атмосферы j...dz. Получаем

о

где символ [...] обозначает (как и в гл. 1) зонально осредненные значения; символ (...) используется для величин, осредненных по вертикали; и Rs — величины радиационного баланса на ВГА и на поверхности соответственно (получаемые при вычисле- 7 dpRz

нии J dz); Ps поток явного тепла у земной поверхности о °z

  • 7 dCpTwp |
  • (J — -dz = -cpTwp^ = -Ps)', LES — поток скрытого тепла у земной

о dz

поверхности.

Уравнение бюджета энергии для деятельного слоя суши hL было получено ранее (см. (1.1)). В случае осреднения вдоль кругов широты оно запишется следующим образом:

где f — доля суши на данном круге широты.

Уравнение бюджета энергии для деятельного слоя океана hQ, осред- ненное по вертикали и вдоль кругов широты, выражается, в предположении отсутствия теплообмена деятельного слоя через нижнюю

ill

границу с «глубоким океаном», следующим образом (индексом «о» обозначены теплоемкость воды, ее плотность и температура):

где ДА — область долгот, которую на данном круге широты занимает океан.

Объединяя выражения (2.9)—(2.11), получаем уравнение бюджета энергии системы «атмосфера — деятельный слой суши — деятельный слой океана»:

Получившееся выражение может быть упрощено, если учесть то обстоятельство, что теплосодержание океана (даже если рассматривается только его деятельный слой) существенно превосходит запасы энергии в атмосфере и запасы тепла на суше. В самом деле, используя в качестве толщины деятельных слоев океана и суши 75 и 3 м соответственно и считая, что температура примерно одинакова, получим

copQho * 4 • 106 • 75 = 30 • 107; cLpLhL « 2 • 106 • 3 = 0,6 • 107; ycv -

= 0,7 • 107 = 30 • 107 Дж/(К • м2). Видно, что определяющая роль в процессе изменений теплосодержания климатической системы принадлежит океану, остальные слагаемые дают вклад на уровне погрешности определения величины с phT. Таким образом, в окончательном виде уравнение принимает вид

Теперь рассмотрим вклад каждого слагаемого в баланс энергии. Как показано в параграфе 2.1, радиационный бюджет на внешней границе атмосферы характеризуется четко выраженным сезонным ходом. В летнее время происходит накопление тепла в климатической системе, в зимнее — его расходование. Как было показано, речь фактически идет о процессах накопления (расходования) тепла в Мировом океане. Рассмотрим пространственно-временное распределение его запасов тепла. На рис. 2.10 представлена скорость сезонных изменений теплосодержания, осредненная вдоль кругов широты в пределах всех океанов.

Скорость сезонных изменений теплосодержания (Вт/м) верхних слоев Мирового океана

Рис. 2.10. Скорость сезонных изменений теплосодержания (Вт/м2) верхних слоев Мирового океана

Видно, что сезонные изменения характерны главным образом для внетропических широт, причем они ярче выражены в более континентальном северном полушарии. Важным свойством сезонного хода теплосодержания является то, что потери тепла зимой практически

компенсируются накоплением тепла летом в той же широтной зоне. Это позволяет легко переходить к рассмотрению средних за год зонально осредненных значений — в этом случае в уравнении (2.13) член в левой части, содержащий производную по времени, просто оказывается равен нулю.

На рис. 2.11 показан сезонный ход скорости изменения теплосодержания в отдельных океанах (осредненно по полушариям). Как и на среднем для всех океанов разрезе, видно, что сезонные изменения ярче выражены в северном полушарии. В Атлантическом океане амплитуда флуктуаций существенно больше, чем в Тихом и Индийском.

В ситуации, когда в высоких широтах потери тепла превосходят количество поглощенной солнечной радиации, а в низких широтах наблюдается обратная картина, существующая стабильность климатического распределения температуры на Земле может поддерживаться только за счет межширотного переноса энергии. Априорно можно было утверждать (см. параграф 2.1), что эту климатическую функцию должны выполнять системы циркуляции атмосферы и Мирового океана.

Рассмотрим климатологию межширотных переносов энергии. Сначала остановимся на атмосферной составляющей, которая сравнительно надежно может быть оценена по данным мировой сети аэрологического зондирования и данных реанализа.

Меридиональный перенос энергии [Ev] = cv [Tv] + L[qv] + [Фу] складывается под воздействием процессов разных масштабов. Вклад в перенос вносят и средние движения, и различного рода флуктуации.

Будем считать, что Е = [Е] + Ё и Е = Ё + Е', где Ё* и Е' обозначают отклонение энергии от зонального среднего значения и от среднего по времени значения соответственно. ] = 0 и Ё' = 0, но,

например, величина и Ё* не обязана равняться нулю.

Подставляя введенные выражения в произведение Ev, открывая скобки и проводя операции осреднения по времени и вдоль круга широты, получим №] = [Ё][Щ+[ЕУ]+[Ё v ] (отметим, что это —

одна из возможных форм записи данного выражения). Здесь первое слагаемое характеризует поток энергии, создаваемый средними меридиональными движениями. [EV] выражает нестационарную компоненту вихревого переноса, a [?*v*] характеризует вклад стационарного компонента вихревого переноса. С формальной точки зрения вклад разных составляющих, а также роль средних воздействий и флуктуаций не зависят друг от друга, однако на самом деле

Сезонный ход скорости изменения теплосодержания (Вт/м) в северной и южной частях Атлантического (а) и Тихого океанов (6) и в южной части Индийского океана (в)

Рис. 2.11. Сезонный ход скорости изменения теплосодержания (Вт/м2) в северной и южной частях Атлантического (а) и Тихого океанов (6) и в южной части Индийского океана (в):

1 — северное полушарие; 2 — южное полушарие

имеет место взаимовлияние процессов разных масштабов. Оно проявляется, в частности, в том, что пути циклонических серий, обеспечивающих главный вклад в [EV], пролегают на тех долготах, которые определяются стационарными центрами действия атмосферы.

Изучение климатической картины переноса энергии показало, что главная роль в выносе энергии из низких широт в высокие принадлежит флуктуациям, причем определяющее значение имеет нестационарная составляющая. Например, вектор [T'v'] направлен от

высоких значений температуры (71) к более низким, так что действие

нестационарных вихрей, по крайней мере с качественных позиций, эквивалентно процессу диффузии. Максимальные величины переноса составляют -30—40 К • м/с. Перенос по вертикали оказывается хорошо коррелирован с [T'v']: теплый воздух перемещается преимущественно в сторону полюсов и вверх, а холодный передвигается в низкие широты имея тенденцию к оседанию. Ведущая роль принадлежит вихрям синоптического масштаба.

Действительно, если определить средние значения температуры и влажности воздуха по территории типичного циклона, то в его передней части, в области теплого фронта, положительные аномалии температуры (и влажности) коррелируют с направленными к северу скоростями ветра. В тыловой части циклона отрицательные аномалии температуры (и влажности) коррелируют с направленными к югу ветрами. Таким образом, в целом по территории циклона W > 0, qv' > 0 и OV > 0. Следовательно, внетропический циклон (аналогично и антициклон) обеспечивает перенос тепла, водяного пара, потенциальной энергии (а также момента импульса, как показано в параграфе 3.1) в высокие широты. В системе циклонической циркуляции, где T'V > 0, оказывается, что T'V > 0. Действительно, перенос теплого воздуха в горизонтальном направлении к северу сопровождается подъемом теплого воздуха. В то же время адвекция холода в тылу циклона сопровождается оседанием воздуха.

Рассмотрим перенос тепла в океане. В северном полушарии перенос тепла к северу сосредоточен в основном в Атлантическом океане и составляет (1 — 1,5) • 1015 Вт. В южном полушарии картина распределения потоков тепла в различных океанах различна. В Тихом и Индийском океанах потоки направлены в сторону высоких широт, однако в Южной Атлантике преобладающим является перенос тепла на север. Этот эффект подтверждает реальность представлений об «океанском конвейере» (см. параграф 1.4).

Исследование непосредственных механизмов переноса тепла от одной широтной зоны к другой показывает, что в разных регионах они могут быть различны. Так, в Северной Атлантике перенос тепла практически полностью обеспечен термохалинной циркуляцией, интенсивность которой определяется скоростью переноса объема вод примерно 17 свердрупов (1 Св = 1 млн м3/с), с опусканием вод в Северной Атлантике и их подъемом в тропиках. Эта ячейка вертикальной циркуляции перемещает воды, существенно различающиеся по температуре (~16°С). Гораздо более мощная циркуляция антици- клонического круговорота (~24 Св) дает существенно меньший перенос, поскольку различия в температуре воды у поверхности в направлении восток—запад малы. Столь же мал эффект неглубокой вертикальной ячейки циркуляции, создаваемой экмановской циркуляцией. В северной части Тихого океана ситуация совершенно иная, поскольку здесь, в сравнительно мелководном бассейне, не формируются глубинные воды и соответственно перенос тепла термохалинной циркуляцией очень мал.

Перенос ~1 1015 Вт в Атлантике через 24° с.ш., отнесенный

к площади океана, расположенной севернее данного круга широты, приблизительно эквивалентен приходу 50 Вт/м2 к поверхности. Используя вычисленное ранее значение cQpohQ ~ 30 • 1071 Дж/К2 и относя его к продолжительности года (3,1536 • 107с), получим значение ~10 Вт/К • м2, показывающее, что за счет притока 50 Вт/м2 температура верхних слоев океана может увеличиться примерно на 5 К. В высокоширотном регионе Северной Атлантики этим обеспечивается существенное повышение температуры (по сравнению с типичной для данного широтного пояса), особенно заметное в холодное время года.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>