Полная версия

Главная arrow География arrow Климатология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

СРАВНИТЕЛЬНАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА КЛИМАТИЧЕСКИХ ОСОБЕННОСТЕЙ ЗЕМЛИ И ДРУГИХ ПЛАНЕТ

УНИВЕРСАЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ПЛАНЕТНЫХ АТМОСФЕР

Климат — планетарное понятие. Естественно распространить представления о закономерностях его формирования на любые планеты. Это позволит определить общие черты, выделить одинаковые механизмы формирования климата и подчеркнуть индивидуальные различия. Кажется естественным проводить такое межпланетное сопоставление в первую очередь для каменных планет (таких, как Земля, Марс и др.), обладающих твердой поверхностью и атмосферой. Однако, как будет показано, у газовых планет (таких, как Юпитер) можно обнаружить некоторые черты, типичные для всех планет.

Рассмотрим Венеру, Марс, Титан и Землю. Их атмосферы существенно различаются по химическому составу, массе (атмосферному давлению) и температуре (табл. 8.1). Меркурий не включен в рассмотрение, так как у него атмосфера практически отсутствует, поскольку постоянно сдувается солнечным ветром.

Таблица 8.1

Основные характеристики некоторых планет и их атмосфер

Параметры планет и атмосфер

Венера

Земля

Марс

Титан

Радиус планеты, км

6051

6378

3396

2576

Период обращения вокруг Солнца, земной год

0,6

1

1,9

29,5

Период обращения вокруг оси, земные сутки

225

1

1,03

16

Наклонение (угол между плоскостью экватора и плоскостью орбиты вокруг Солнца), град

177

23,5

25,2

27

Преобладающий химический компонент атмосферы

со2

N; 02

С02

N

Альбедо планеты

0,77

0,3

0,16

0,22

Солнечная постоянная, Вт/м2

2613

1366

589

15

Температура воздуха у поверхности, К

730

288

220

94

Атмосферное давление у поверхности, атм

92

1

0,007

1,5

Сухоадиабатический градиент, °С/км

10,0

9,8

4,2

1,5

Климат планет, представленных в табл. 8.1, определяется балансом тепла на В ГА, в котором важнейшая роль принадлежит солнечной энергии (см. параграф 2.1). У Юпитера, Сатурна и Урана не менее, чем приток солнечной энергии, важно ее поступление из планетных глубин. Это иные миры, отличные от Земли, поэтому в данном параграфе, нацеленном в первую очередь на выявление общепланетарного сходства в формировании климата, они подробно рассмотрены не будут.

Распределение и сезонный цикл инсоляции на ВГА определяются тремя параметрами (см. параграф 2.1): наклоном плоскости экватора к плоскости вращения планеты вокруг Солнца (е), долготой перигелия (П5) и эксцентриситетом орбиты (е). У Земли е<к1, поэтому сезонный ход создается благодаря значительному наклону (е = 23,5°). Роль параметра Ф заключается в некоторой корректировке ситуации — зимой в северном полушарии (когда Земля проходит перигелий) создается дополнительный приток энергии, отличающийся от среднегодового на 3,5% (соответственно на такую же величину происходит уменьшение летом). В южном полушарии имеет место обратная картина. Отметим, что такая картина типична именно для современных условий: е, ® и е испытывают колебания, приводящие к вариациям поступающей к планете солнечной энергии (см. рис. 7.8). У Марса и у Титана наклонение несколько больше (25,2° и 27° соответственно). Это создает еще более выраженный сезонный ход, который усугубляется тем, что орбита Марса сильнее вытянута, чем земная, и в перигелии (поздней весной южного полушария) приходящая радиация на 20% больше, чем при среднем расстоянии до Солнца.

У Венеры наклонение практически отсутствует, и при почти круговой орбите сезонность не существует. У этих планет радиационный баланс на ВГА положителен в низких широтах и отрицателен в полярных регионах, где происходит потеря тепла. Циркуляционные системы атмосферы (и океана на Земле) осуществляют межширотный перенос энергии. Примером другого типа радиационного режима служит Уран, у которого наклонение близко к 90°.

На рассматриваемых планетах атмосфера нагревается от поверхности планеты. Это происходит потому, что солнечная радиация, лишь немного поглощаясь воздухом, доходит до поверхности и, поглощаясь, нагревает ее, а для длинноволновой радиации атмосфера почти непрозрачна (см. параграф 2.1). Непрозрачность земной атмосферы определяется главным образом водяным паром, а у атмосфер Марса и Венеры — углекислым газом. Эта общность физического механизма теплообмена отражается в общих структурных особенностях вертикального профиля температуры. В нижней части атмосферы — тропосфере — температура убывает с высотой (см. рис. 1.1, рис. 8.1).

Распределение температуры с высотой в атмосферах Земли (о), Венеры (горизонтальной линией показана верхняя граница облачного слоя) (б), Марса (в), Титана (г), Юпитера (выше слоя облачности) (д)

Рис. 8.1. Распределение температуры с высотой в атмосферах Земли (о), Венеры (горизонтальной линией показана верхняя граница облачного слоя) (б), Марса (в), Титана (г), Юпитера (выше слоя облачности) (д)

Затем в мезосфере температура продолжает уменьшаться, однако градиент становится меньше, и наконец, на больших высотах (в термосфере) температура вновь растет.

Подчеркнем еще раз, что наличие тропосферы на всех планетах объясняется тем, что прилегающие к поверхности слои воздуха у всех планет получают тепло от поверхности, поэтому здесь расположен самый теплый слой, а далее температура убывает. Парниковый эффект контролирует интенсивность «остывания» за счет собственного излучения. В процесс теплообмена включается конвекция, возникающая, когда градиент температуры превышает критическое значение (адиабатический градиент), определяемое как уа =g/cp. Подчеркнем, что это планетарная константа, поскольку зависит от ускорения сила тяжести (определяемого массой планеты) и теплоемкости воздуха при постоянном давлении (зависящей от газового состава). Если в восходящем воздухе происходит выделение скрытого тепла, то уменьшение температуры происходит медленнее. В земной тропосфере конденсируется водяной пар, поэтому критическое значение вертикального градиента называется влажноадиабатическим градиентом, который составляет примерно половину от уа. Поскольку конвекция происходит частично в насыщенном, а частично в ненасыщенном воздухе, то в результате в активно перемешиваемом слое (тропосфере) устанавливается в среднем падение температуры ~6,5°С/км. В других планетных атмосферах профиль температуры определяется теми же закономерностями в соответствии с их сухоадиабатическими градиентами (см. табл. 8.1).

В земной атмосфере вертикальный профиль дополнен еще одним слоем — стратосферой, в которой температура увеличена по сравнению с верхними слоями тропосферы (здесь существует собственный источник нагрева — атмосферный озон (см. параграф. 6.1)).

В термосфере появляется новый источник энергии, связанный с поглощением ультрафиолетовой солнечной радиации, инициирующим диссоциацию, ионизацию и возбуждение атомов и молекул, причем солнечная энергия в конечном счете переходит в тепло (см. параграф 6.1).

Степень соответствия поля температуры полю радиации зависит от мощности атмосферы. В тонкой атмосфере Марса максимум температуры следует за радиационным балансом. Так, на рис. 8.2 видно, что область наивысших температур сильно смещена в летнее (южное) полушарие. Низкие температуры в зимнем (северном) полушарии Марса обусловлены радиационным выхолаживанием углекислотной атмосферы (происходящим главным образом в полосе 15 мкм). Чем мощнее атмосфера, тем большую роль в формировании ее термической структуры играют циркуляционные процессы.

Распределение зонально-осредненных значений температуры воздуха (°С) в атмосфере Марса (летом южного полушария)

Рис. 8.2. Распределение зонально-осредненных значений температуры воздуха (°С) в атмосфере Марса (летом южного полушария)

Так, на Земле в декабре-феврале распределение температуры в тропосфере практически симметрично относительно экватора, а в июне—августе наблюдается небольшой сдвиг зоны максимальных значений в сторону летнего полушария (см. рис. 1.4), однако он в значительной степени связан с преобладанием хорошо прогревающейся суши в северном полушарии по сравнению с южным. Близкая к прямой реакция термического режима на радиационные условия выражена в термосфере, температура которой немедленно реагирует на «включение» или «отключение» солнечной энергии.

На Венере распределение температуры практически симметрично относительно экватора. Это кажется если не неожиданным, то по крайней мере не столь очевидным, как для Земли или Марса. Дело в том, что на очень медленно вращающейся вокруг собственной оси Венере (см. табл. 8.1), нагревание воздуха, казалось, могло бы происходить не над всей широтной зоной, а локализовавшись в окрестности освещенной Солнцем области (см. для сравнения рис. 2.5), медленно перемещаться по поверхности планеты в соответствии годовым ходом и медленным вращением планеты вокруг собственной оси. Однако оценки скорости механизмов теплообмена, выполненные аналогично тому, как это было сделано для Земли (см. параграф 1.1) показывают, что существующего слабого вращения все же достаточно для того, чтобы создавать близкий к осесимметричному нагрев широтных зон.

Продолжая рассмотрение общих для всех планет физических эффектов, действующих в атмосферах, следует упомянуть об облачности. Фазовые переходы — универсальное явление, определяемое для каждого вещества диапазоном изменений давления и температуры на планетах. На Земле облака слагаются из капель и кристаллов воды, на Венере — из капель серной кислоты, на Юпитере это аммиак, на Титане — метан и этан. На Марсе также наблюдаются облака конденсационного происхождения, состоящие из кристаллов С02 и Н20, однако главную роль играет пыль, поднимающаяся с поверхности. Масштабным земным аналогом этого явления служат облака пылевого аэрозоля над Сахарой, выносимые харматаном в Атлантический океан (см. параграф 5.3), однако на Земле это региональное явление, в то время как на Марсе пыльные бури иногда имеют планетарный масштаб.

Рассмотрим особенности циркуляции планетных атмосфер. Вводя масштаб высоты (для столба атмосферы с постоянной температурой) (см. (1.20)) Н = кТ/pg (где к — постоянная Больцмана, р — средний молекулярный вес воздуха), получим для Земли Н~ 10 км, что гораздо меньше радиуса планеты. Аналогичная зависимость типична и для других планет. Это означает, что все атмосферы представляют собой тонкие газовые пленки, что определяет условие гидростатики движений планетарного масштаба.

Другое общее свойство связано с тем, что эффекты вязкости очень малы (что характеризуется очень большим числом Рейнольдса: Re = VL/, где V — скорость ветра, L — характерный масштаб, v — кинематическая вязкость воздуха) и поэтому могут проявляться только около подстилающей поверхности. Это определяет невязкий характер движений планетных атмосфер и универсальность существования пограничного слоя атмосферы у поверхности.

Все планеты нагреваются солнечным излучением преимущественно в тропической области, поэтому в атмосферах тропиков возникает восходящая циркуляция, создающая движение воздушных масс в сторону полюсов в верхней тропосфере и противоположные потоки в нижней тропосфере. Это циркуляция Хэдли. На Земле область ВЗК расположена в среднем сравнительно недалеко от экватора (см. рис. 1.9, 1.10), а на Марсе она сдвинута в сторону максимума температур летнего полушария (рис. 8.3). В период равноденствий сходимость ветровых потоков в нижних слоях атмосферы Марса наблюдается уже у экватора.

Меридиональная циркуляция в атмосфере Марса (функции тока по данным моделирования для лета южного полушария)

Рис. 8.3. Меридиональная циркуляция в атмосфере Марса (функции тока по данным моделирования для лета южного полушария)

На обеих планетах ячейка циркуляции ограничена субтропиками, причем оседание воздуха главным образом реализуется в зимнем полушарии. На Венере циркуляция Хэдли симметрична относительно экватора и простирается далеко в высокие широты. Можно показать, что такое ее широтное простирание зависит от скорости вращения планеты. В мезосфере Венеры развивается циркуляция с подъемом воздуха в подсолнечной области и оседанием в антисолярной точке. В земной мезосфере (см. параграф 6.2) и на Титане также существуют слабые планетарные движения такого же типа.

На быстро вращающихся планетах в атмосфере внетропических широт развивается геострофический режим циркуляции, (см. параграф 1.4) реализующийся, когда число Россби мало (Ro = К/соL «: 1, со — угловая скорость вращения). На Земле Ro = 0,05, на Марсе Ro = 0,2,, что оказывается достаточно для выполнения данного условия и использования геострофических соотношений для расчета поля скорости (рис. 8.4). Важная особенность геострофической динамики планетной атмосферы (см. параграф 1.4) — преимущественно зональный характер движений и функциональная зависимость между увеличением скорости ветра с высотой и величинами горизонтального градиента температуры (формула термического ветра). За счет этого струйные течения имеют зональную ориентацию, располагаясь у границ ячейки Хэдли и вдоль фронтов, разделяющих тропические и полярные воздушные массы.

Отмеченная особенность видна и на Земле (см. рис. 1.10), и в зимней атмосфере Марса (см. рис. 8.4). В летнем полушарии Марса термический контраст мал, поэтому западный перенос не возникает, а в более высоких слоях существует, как и в летней земной стратосфере (ср. рис. 1.8), восточная циркуляция. Отчетливо выражено струйное течение и на границе субтропиков в зимней атмосфере Юпитера (рис. 8.5). В зимнем полушарии как Марса, так и Земли существует струйное течение вблизи границы зоны полярной ночи, соответствующее максимальным значениям градиента температуры (см. рис. 1.8, 8.4).

Как уже отмечалось, в тонкой атмосфере Марса важную роль играет прямая реакция динамики атмосферы на радиационный нагрев, проявлением которой служат и термические приливы (см. параграф 6.2).

В низких широтах данные о скорости ветра нельзя восстановить по полю температуры, поэтому объем данных существенно меньше. Тем не менее, можно отметить некоторые явления. Так, в тропической мезосфере Юпитера и Сатурна отмечается квазичетырех- летняя цикличность, напоминающая по своему генезису земную квазидвухлетнюю цикличность.

Зональные воздушные течения тропосферы гидродинамически неустойчивы. В результате их разрушения возникают волны и вихри. Это явление хорошо изучено в земной атмосфере. Вихри подобного генезиса отмечаются на Марсе, а также на планетах-гигантах. На Венере отчетливая вихревая структура со сложной структурой в виде двух «глаз бури» типично обнаруживается в полярных районах. Вихревые структуры, напоминающие волны Россби, воспроизведены моделью общей циркуляции атмосферы Титана.

Распределение широтно-осредненной зональной геострофической скорости ветра (м/с) в атмосфере Марса (лето южного полушария). Данные о ветре в низких широтах исключены

Рис. 8.4. Распределение широтно-осредненной зональной геострофической скорости ветра (м/с) в атмосфере Марса (лето южного полушария). Данные о ветре в низких широтах исключены

Распределение широтно-осредненной зональной геострофической скорости ветра (м/с) в атмосфере Юпитера (зима северного полушария)

Рис. 8.5. Распределение широтно-осредненной зональной геострофической скорости ветра (м/с) в атмосфере Юпитера (зима северного полушария).

Данные о ветре в низких широтах исключены

Подводя итог, можно отметить, что изучение планет Солнечной системы расширило спектр возможных ситуаций, продемонстрировав разные варианты планетных миров. Однако, несмотря на большие различия, можно констатировать, что физические процессы, управляющие атмосферными свойствами, — одни и те же на любых планетах. Это ценный результат, создающий уверенность в фундаментальности знаний, полученных первоначально только на основе «земной» метеорологии и климатологии. В этом смысле изучение планетных атмосфер оказывается очень важным не только с точки зрения решения задач открытия других миров, поиска жизни во Вселенной и т.д., но и в чисто прагматическом смысле, поскольку работа со столь необычными объектами стимулирует развитие знаний, что приводит к совершенствованию представлений о динамике земной атмосферы и механизмах климатических изменений.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>