книги из ГПНТБ / Будыко, М. И. Изменения климата

радиационного баланса расходуется на испарение. Три других континента (Азия, Африка, Австралия) характеризуются обрат­ ным соотношением, соответствующим преобладанию сухих клима­ тических условий.

Средние условия теплового баланса трех океанов очень мало различаются между собой. Следует обратить внимание на то, что сумма затраты тепла на испарение и турбулентного теплообмена для каждого океана оказалась близкой к величине радиационного баланса. Это означает, что теплообмен между океанами в резуль­ тате действия морских течений не оказывает существенного влия­ ния на тепловой баланс каждого океана в целом. Небольшое пре­ вышение радиационного баланса над суммой турбулентного потока тепла и затраты тепла на испарение в Атлантическом оке­ ане, по-видимому, соответствует переносу некоторого количества тепла из Атлантического океана в Северный Ледовитый. Так как соответствующая разность лежит в пределах точности расчета, то очевидно, что этот вопрос нуждается в специальном исследо­ вании.

В табл. 4 не включены имеющиеся данные о тепловом балансе Антарктиды и Северного Ледовитого океана, потому что по своей точности эти материалы уступают данным для других континен­ тов и океанов.

По приведенным выше данным и имеющимся оценкам состав­ ляющих теплового баланса для полярных областей были рассчи­ таны значения членов теплового баланса для всех континентов, Мирового океана и для Земли в целом. Результаты соответствую­ щего расчета приведены в последней строке табл. 3.

Из этих данных следует, что на океанах около 90% тепла ра­ диационного баланса расходуется на испарение и только 10% ■— на непосредственное турбулентное нагревание атмосферы. На суше расход тепла на испарение и на турбулентную теплоотдачу харак­ теризуется почти одинаковыми величинами. Для всей Земли рас­ ход тепла на испарение составляет 83% радиационного баланса, а на турбулентный теплообмен— 17%.

Использование карт «Атласа теплового баланса земного шара» (1963) позволяет получить данные о средних широтных величинах членов теплового баланса системы Земля—атмосфера и атмо­ сферы (Будыко, 1971). Из этих материалов видно, что для сред­ них годовых условий соотношения между членами теплового ба­ ланса системы Земля—атмосфера в различных широтных зонах заметно изменяются.

В экваториальной зоне к большому приходу радиационной энергии в системе Земля—атмосфера добавляется значительный приход тепла в результате фазовых преобразований воды (т. е. от разности тепла конденсации и расхода тепловой энергии на испарение). Эти источники тепла обеспечивают большой расход тепла на атмосферную и океаническую адвекцию, для которой

42 Глава 2. Генезис климата

сравнительно узкая приэкваториальная зона является чрезвычайно важным источником энергии.

В более высоких широтах, примерно до 30—40°, при положи­ тельном, убывающем с ростом широты радиационном балансе системы Земля—атмосфера наблюдается расход тепла на фазо­ вые преобразования воды, достигающий значительных величин. В большей части этой зоны расход тепла на фазовые преобразо­ вания сравним с величиной радиационного баланса, в связи с чем перераспределение тепла воздушными и морскими течениями сравнительно невелико.

восполняющих недостаток радиационной энергии, в разных ши­ ротных поясах оказывается различным. Для широтного пояса 40—60° главным источником тепла является избыток энергии, вы­ деляемой при конденсации водяного пара, над расходом тепла на испарение с земной поверхности.

В этих широтах существенное значение имеет также приход тепла, перераспределяемого морскими течениями. Перераспределе­ ние тепла атмосферной циркуляцией становится основным источ­ ником тепловой энергии в более высоких широтах и в особенности

вполярных областях, где приход тепла от конденсации невелик,

авлияние морских течений либо отсутствует (южная полярная зона), либо ослаблено постоянным ледяным покровом (северная полярная зона).

Данные расчетов показывают, что средние широтные величины радиационного баланса атмосферы изменяются меньше, чем дру­ гие составляющие теплового баланса. Наблюдаемые на всех ши­ ротах большие по абсолютной величине отрицательные значения радиационного баланса атмосферы компенсируются главным об­ разом приходом тепла от конденсации.

Поступление тепла от земной поверхности вследствие турбу­ лентного теплообмена играет меньшую роль, хотя его влияние на тепловой баланс атмосферы является достаточно заметным.

Средние широтные величины составляющих теплового баланса системы Земля—атмосфера для полугодий представлены в табл. 5. В этой таблице Qa означает величину радиации, поглощенной в си­ стеме Земля—атмосфера, Is—величину длинноволнового уходящего излучения на внешней границе атмосферы. Разность этих двух ве­

Таблица 5

правой части относятся к теплым полугодиям, нижняя половина левой части и верхняя половина правой части — к холодным.

Из рассматриваемой таблицы видно, что вопреки точке зрения, принятой в ряде прежних исследований, поглощенная радиация не является единственным фактором, определяющим величины уходящего излучения. Для умеренных и высоких широт в течение

ренос из более низких широт атмосферной циркуляцией.

Из двух процессов теплообмена в океанах более существенным является сезонное накопление и расходование тепла в толще оке­ анических вод. В некоторых широтных зонах величина этого члена теплового баланса достигает 25—30% величины уходящего излу­ чения. Перераспределение тепла морскими течениями играет мень­ шую роль, хотя в отдельных зонах его величины могут достигать 15—20% излучения в мировое пространство. Следует отметить, что значения рассматриваемых членов теплового баланса океанов отнесены к общей площади широтных зон (это в большинстве

44 Глава 2. Генезис климата

случаев заметно уменьшает их величины по сравнению с компонен­ тами теплового баланса, отнесенными к площади поверхности оке­ анов).

Данные табл. 5 показывают, что для определения уходящего излучения по другим составляющим теплового баланса необхо­ димо принять во внимание все компоненты баланса, включенные в таблицу. Величины членов теплового баланса Земли в целом представлены в виде схемы на рис. 1 (Будыко, 1971).

Из общего потока солнечной радиации, приходящего к внеш­ ней границе тропосферы и равного примерно 1000 ккал/(см2 • год), вследствие шарообразности Земли на единицу поверхности внеш­ ней границы тропосферы в среднем поступает четвертая часть —

на рис. 1), а от земной поверхности отражается 18 ккал/(см2-год). Как показывают приведенные величины, атмосфера поглощает 59 ккал/(см2• год), т. е. значительно меньше, чем поверхность

Земли.

Радиационный баланс земной поверхности оказывается равным 72 ккал/(см2•год), а эффективное излучение на уровне поверхно­ сти Земли в среднем составляет 36 ккал/(см2-год) (стрелка /), Общая величина длинноволнового излучения Земли, равная ко­ личеству поглощенной радиации, близка к 167 ккал/(см2 • год) (стрелка Is) .

Заслуживает внимания то, что отношение эффективного излу­ чения с земной поверхности к общему излучению Земли (I/Is) го­ раздо меньше соответствующего отношения количеств поглощен­ ной радиации Q(1 — a)/Qs( l — as). Это различие показывает гро­

мадное влияние парникового эффекта на термический режим Земли.

Благодаря парниковому эффекту поверхность Земли полу­ чает около 72 ккал/(см2-год) радиационной энергии (радиацион­ ный баланс), которая частично расходуется на испарение воды (60 ккал/(см2• год), изображено в виде кружка LE) и частично возвращается в атмосферу в виде турбулентного потока тепла (12 ккал/(см2 • год), стрелка Р). В результате этого тепловой ба­ ланс атмосферы слагается следующим образом:

1) приход тепла от поглощенной коротковолновой радиации, равный 59 ккал/(см2 • год);

2)приход тепла от конденсации водяного пара (изображен на рис. 1 кружком Lr), равный 60 ккал/(см2 • год);

3)приход тепла от турбулентной теплоотдачи земной поверх­ ности, равный 12 ккал/(см2 • год);

4)расход тепла на эффективное излучение в мировое прост­ ранство, равный разности величин Is и I, т. е. 131 ккал/(см2 • год).

Последняя величина совпадает с суммой первых трех членов теплового баланса.

Водный баланс. При рассмотрении водного баланса Земли остановимся сначала на водном балансе континентов. Суммы осадков на суше измеряются в течение длительного времени на

многочисленных метеорологических станциях и постах. В связи с этим не вызывает принципиальных трудностей построение карт осадков на континентах по данным наблюдений.

Средние годовые значения осадков на различных континентах, определенные по карте осадков Л. П. Кузнецовой и В. Я. Шаро­ вой (1964), приведены в табл. 6. В эту таблицу не включены дан­ ные об осадках в Антарктиде, которые, однако, приняты во внима­ ние при вычислении средней величины осадков для всей суши.

Отметим, что приборы, применяемые для измерения осадков, часто занижают величины выпадающих осадков, особенно при из­ мерении количества снега, который из-за влияния ветра не пол­ ностью попадает в дождемеры.

Связанные с этим систематические ошибки в измерении осад­ ков различны для разных приборов. При построении карт осадков делались попытки исправления наиболее существенных ошибок такого рода, однако принятые поправки обычно были недостаточ­ ными. В работах последних лет установлено, что в районах с боль­ шим количеством твердых осадков истинные суммы осадков мо­ гут быть на несколько десятков процентов больше ранее принятых норм. Количество жидких осадков обычно измеряется с меньшими систематическими ошибками, хотя иногда они могут также дости­ гать заметных значений. Поэтому суммы осадков, представленные

втабл. 6, несколько занижены.

Всвязи с отсутствием массовых наблюдений за испарением

средние величины испарения с поверхности континентов можно определить только расчетными методами. В табл. 6 приведены значения испарения, найденные по соответствующей карте «Ат­ ласа теплового баланса земного шара» (1963).

Как видно из таблицы, соотношения испарения и осадков на отдельных континентах резко различаются. Если в Австралии ис­ парение приближается к величине осадков, то в Южной Америке испарение меньше половины суммы осадков.

Используя мировую карту осадков Л. П. Кузнецовой и В. Я. Ша­ ровой (1964) и мировую карту испарения из «Атласа теплового баланса земного шара» (1963), можно рассчитать значения со­ ставляющих водного баланса океанов (табл. 7).

Таблица 7

Водный баланс океанов

Как отмечено выше, разность испарения с поверхности Миро­ вого океана и осадков равна величине речного стока с континен­ тов на океан. Для отдельных океанов эта разность равна сумме речного стока и горизонтального переноса воды из одних океанов в другие в результате циркуляционных процессов. Определить ве­ личину этого переноса прямыми методами трудно, так как она является малой разностью двух величин — притока и оттока воды, каждая из которых определяется со значительной погрешностью. Несколько легче оценить обмен воды между океанами как оста­ точный член водного баланса каждого океана, хотя и в этом слу­ чае точность определения соответствующих величин невелика.

Значения речного стока для каждого океана в табл. 7 взяты по данным Л. И. Зубенок (1956).

Хотя в таблицу не включены данные по водному балансу Се­ верного Ледовитого океана (точность которых меньше точности материалов для других океанов), они учтены при определении со­ ставляющих водного баланса для Мирового океана в целом.

Как видно из таблицы, сумма осадков и стока для Атлантиче­ ского океана меньше величины испарения. Отсюда следует, что в Атлантический океан поступает вода из других океанов, вклю­

занижена.

Используя карты осадков Л. П. Кузнецовой и В. Я. Шаровой (1964) и карты испарения из «Атласа теплового баланса земного шара» (1963), можно определить составляющие водного баланса широтных зон Земли.

Зависимость членов водного баланса от широты представлена на рис. 2. Как видно из этого рисунка, в различных широтных зо­ нах приход водяного пара в атмосферу от испарения может быть и больше и меньше расходов на выпадение осадков. При этом ис­ точником водяного пара для атмосферы являются главным обра­ зом зоны поясов высокого давления, где испарение заметно пре­ вышает осадки. Расходование этого избытка водяного пара осуществляется в приэкваториальной зоне, а также в умеренных

48 Глава 2. Генезис климата

и высоких широтах, где осадки больше испарения. Очевидно, что величина f, равная разности величин осадков и испарения, одно­ временно равна разности между приходом и расходом водяного пара в атмосфере.

Достоверность данных о составляющих энергетического ба­ ланса. Общий объем материалов о режиме составляющих энерге­ тического баланса, полученных за последние десятилетия, сравним с объемом сведений о некоторых метеорологических эле­ ментах, наблюдения за которыми ведутся на основной сети метео­ рологических станций.

При изучении режима составляющих энергетического баланса существенное значение имеет вопрос о точности имеющихся све­ дений о величинах этих составляющих.

Большинство карт составляющих теплового баланса построены расчетными методами, так как при построении этих карт данных прямых наблюдений за соответствующими составляющими ба­ ланса или совсем не было, или они имелись в крайне недостаточ­ ном количестве.

В ряде случаев после опубликования карт отдельных состав­ ляющих теплового баланса были организованы прямые наблюде­ ния за этими составляющими, результаты которых можно сравнить с ранее построенными картами. Таким образом, построенные рас­ четным путем карты членов теплового баланса были своеобразным предсказанием того, что должно быть получено в результате на­ блюдений.

Первый случай такого рода относится к определению средних величин радиационного баланса поверхности континентов. Миро­ вые карты этой величины были опубликованы в первой половине 50-х годов, когда данных сколько-нибудь длительных наблюдений за радиационным балансом почти не имелось.

Во второй половине 50-х годов в связи с проведением Между­ народного геофизического года наблюдения за радиационным ба­ лансом были организованы во многих районах земного шара. Результаты этих наблюдений были впервые сравнены с данными наших ранее выполненных расчетов в работе Робинзона (Robin­ son, 1964), который отметил хорошее согласование измеренных и рассчитанных данных.

Впоследствии сопоставления измеренных и рассчитанных зна­ чений радиационного баланса проводились неоднократно при ис­ пользовании гораздо большего материала. На рис. 3 представ­ лено сравнение измеренных (RH) и рассчитанных (Rp) средних месячных величин радиационного баланса для 27 станций, распо­ ложенных на различных континентах. Коэффициент корреляции между измеренными и вычисленными значениями в этом случае составляет 0,98.

Измерения величин радиационного баланса на океанах были начаты позже, чем на суше, причем массовый, материал таких на­