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

менчивость в зависимости от заданных значений внешних фак­ торов климата. При построении теории климата используются методы гидромеханики и термодинамики, учитывая при этом зако­ номерности радиационного переноса энергии и фазовых преобразо­ ваний воды и другие соотношения современной физической метео­ рологии. В одном из недавно опубликованных обзоров (Inadvertent Climate Modification, 1971) Ф. Томпсон разделил существующие теории климата на четыре группы.

1. Модели климата, относящиеся к планете в целом, которые описывают средние для всей атмосферы условия метеорологиче­ ского режима.

2. Модели для средних широтных условий, в которых измене­ ния элементов климата по долготе не рассматриваются. В этих моделях осуществляется статистическая схематизация крупномас­ штабных атмосферных движений.

3.Полуэмпирические модели климата, включающие учет эм­ пирических закономерностей, установленных по данным наблю­ дений.

4.Общие модели климата, включающие детальный учет круп­ номасштабных атмосферных движений.

Эта классификация не является строго логичной, так как пе­ речисленные выше группы теорий различаются по двум различ­ ным критериям — сфере приложения и использованию в теориях климата эмпирических соотношений. Тем не менее она правильно

характеризует основные направления современных исследований в области разработки теорий климата.

Одну из первых численных моделей теории климата разрабо­ тал Миланкович (Milankovich, 1920, 1930), который рассчитал рас­ пределение средних широтных температур воздуха по данным о приходе радиации на внешнюю границу атмосферы. Миланкович считал, что термический режим определяется радиационным теп­ лообменом в каждой отдельной широтной зоне. В его работе не было учтено действие атмосферного парникового эффекта и изме­ нения альбедо с широтой. Миланкович пренебрег также влиянием на термический режим меридионального переноса тепла в атмо­ сфере и теплообмена, обусловленного фазовыми преобразовани­ ями воды и взаимодействием атмосферы с океаном. Связанные с влиянием этих факторов существенные погрешности в расчете поля температуры были компенсированы путем подбора некото­ рых параметров модели, в результате чего Миланкович получил распределение средних широтных температур, не очень сильно от­ личающееся от наблюдаемого. Такое согласование, однако, имело довольно условный характер.

В работе Н. Е. Кочина (1936) был сделан первый шаг в при­ менении методов динамической метеорологии для построения тео­ рии климата. Н. Е. Кочин вычислил средние меридиональные про­ фили давления и скорости ветра в нижних слоях атмосферы по

52 Глава 2. Генезис климата

заданному распределению температуры воздуха и давления у зем­ ной поверхности. В дальнейшем А. А. Дородницын, Б. И. Извеков и М. Е. Швец (1939) аналогичным методом построили модель зо­ нальной циркуляции для лета северного полушария. Это направ­ ление исследований получило дальнейшее развитие в работах Е. Н. Блиновой (1947 и др.), которая рассчитала средние распре­ деления температуры, давления и скорости ветра для северного полушария.

Существенное значение для исследований по теории климата

Задача реалистического учета физического механизма тепло­ обмена и влагообмена в моделях климата оказалась связанной с большими трудностями. Этому вопросу был посвящен ряд иссле­ дований Л. Р. Ракиповой (1957 и др.), в которых рассчитаны рас­ пределения средних широтных величин температуры воздуха и других элементов климата при учете всех основных форм притока тепла в атмосфере, соответствующих материалам по тепловому балансу.

В дальнейшем появилось много новых моделей климата, позво­ ляющих рассчитать средние поля метеорологических элементов. Успехи в развитий вычислительной техники сделали возможным разработку численных моделей, воспроизводящих неосредненные поля метеорологических элементов. Вычисление таких неосредненных полей для достаточно длительного интервала времени позво­ лило рассчитать средние поля, характеризующие климатические условия.

Многочисленные исследования этого направления были выпол­ нены Смагоринским и его сотрудниками (Smagorinsky, 1963; Smagorinsky, Manabe, Holloway, 1965; Manabe and Bryan, 1969; Hollo­ way, Manabe, 1971, и др.), Минцом (Mintz, 1965 и др.), а также другими авторами.

В упомянутом выше исследовании Манабе и Брайана была разработана численная модель теории климата, включающая учет влияния на климатические условия циркуляции вод в океанах. В работе Холловея и Манабе были впервые построены теоретиче­ ским методом мировые карты основных составляющих теплового и водного балансов земной поверхности. Эти карты оказались сход­ ными с аналогичными картами, построенными эмпирическими методами.

Оригинальный подход к проблеме построения общей теории климата был предложен в работах М. Е. Швеца и его сотрудни­ ков (Швец и др., 1970). Введенные в этой модели усовершенство­ вания способов параметризации конденсационных и радиацион­ ных процессов позволяют достаточно полно учесть прямые и обратные связи этих процессов с динамическим состоянием атмо­

сферы и тем самым замкнуть задачу моделирования общей цир­ куляции.

Для использования моделей климата в изучении его измене­ ний эти модели должны удовлетворять нескольким требованиям, которые менее существенны для моделей, применяемых в иссле­ дованиях современного климатического режима.

Первое из них — модель не должна включать эмпирических, данных о распределении отдельных элементов климата, в особен­ ности тех, которые существенно меняются в процессе изменений; климата.

Второе требование— модель должна реалистически учитывать все виды притоков тепла, которые заметно влияют на поле темпе­ ратуры, и обеспечивать выполнение закона сохранения энергии.

Третье — модель должна включать учет основных обратных, связей между различными элементами климата.

Первые два требования более или менее очевидны, на третьем из них следует остановиться подробнее.

Устойчивость климата обеспечивается теми обратными связями; между его элементами, которые можно назвать отрицательными

(Inadvertent Climate Modification, 1971). Эти обратные связи спо­ собствуют уменьшению аномалий метеорологических элементов и приближению значений этих элементов к их климатическим нор­ мам. Пример отрицательной обратной связи — зависимость длин­ новолнового излучения от температуры земной поверхности. При; повышении температуры длинноволновое излучение увеличивается,, что соответствует росту расхода тепловой энергии и способствует уменьшению повышения температуры. Другой пример отрицатель­ ной обратной связи — зависимость переноса тепла в атмосфере от градиента температуры воздуха. Обычно поток тепла в атмосфере направлен от зоны с более высокой температурой к зоне с более низкой температурой, что приводит к выравниванию распределе­ ния температуры.

Для изменений климата большое значение имеют положитель­ ные обратные связи, которые способствуют увеличению аномалий метеорологических элементов и в результате этого уменьшают устойчив.ость климата.

К числу положительных обратных связей относится упомяну­ тая в первой главе зависимость абсолютной влажности воздуха от его температуры. При повышении температуры обычно возрастает

тальных районов). В таких условиях абсолютная влажность воз­ духа при росте температуры увеличивается, что подтверждается многочисленными эмпирическими данными.

Так как эффективное длинноволновое излучение при повыше­ нии абсолютной влажности уменьшается, то рост абсолютной;

54 Глава 2. Генезис климата

влажности способствует дальнейшему повышению температуры. Очевидно, что в численных моделях термического режима, исполь­ зуемых для изучения изменений климата, необходим учет этой об­ ратной связи.

Еще большую роль в закономерностях изменений термического режима атмосферы, по-видимому, играет другая положительная обратная связь, которая является следствием влияния снежных и ледяных покровов на величину альбедо земной поверхности.

Влияние снежного и ледяного покровов на климат. Впервые влияние снежного покрова на климатические условия было иссле­ довано в работах А. И. Воейкова (1884 и др.), который установил, что снежный покров способствует понижению температуры воз­ духа над его поверхностью. В дальнейшем Брукс (Brooks, 1950) пришел к выводу о том, что ледяной покров из-за его высокого альбедо существенно снижает температуру воздуха, в результате чего при образовании или разрушении льдов изменения климата значительно усиливаются.

По материалам экспедиционных исследований в Арктике и Ан­ тарктике, а также по данным спутниковых наблюдений можно оценить значения альбедо земной поверхности и системы Зем ляатмосфера в высоких широтах и сравнить эти значения с величи­ нами альбедо в районах без снежного и ледяного покровов.

Имеющиеся материалы позволяют заключить, что в летние ме­ сяцы альбедо поверхности льдов в Центральной Арктике состав­ ляет примерно 0,70, тогда как в Антарктиде оно примерно равно

0,80—0,85.

Принимая во внимание величину среднего альбедо земной по­ верхности для районов, свободных от снега и льда, которая не пре­ восходит 0,15, можно заключить, что снежный и ледяной покровы при прочих равных условиях в несколько раз уменьшают радиа­ цию, поглощенную на земной поверхности.

Большое влияние снег и лед оказывают также на альбедо си­ стемы Земля—атмосфера. По последним данным спутниковых на­ блюдений (Raschke е. а., 1968, 1973) альбедо системы летом в Центральной Арктике и Антарктиде составляет около 0,60, что примерно вдвое больше найденной в указанных работах величины альбедо для планеты в целом.

Очевидно, что такие большие различия в величинах альбедо должны оказывать значительное влияние на термический режим атмосферы.

Если в результате снижения температуры воздуха на земной поверхности образуется покров снега и льда, происходит резкое уменьшение поглощенной радиации, что должно способствовать дальнейшему снижению температуры воздуха и увеличению пло­ щади снежного и ледяного покровов. Обратный результат будет иметь место при повышении температуры, если это повышение приводит к таянию снега и льда.

Учет данной обратной связи в численной модели термического режима атмосферы показал, что она оказывает очень большое влияние на распределение температуры воздуха у земной поверх­ ности (Будыко, 1968). Для оценки этого влияния можно привести простой пример, показывающий, как изменится средняя глобаль­ ная температура воздуха, если поверхность Земли при отсут­ ствии облаков будет полностью закрыта снегом и льдом (Будыко, 1962, 1971).

Представим себе гипотетический случай Земли, поверхность которой при отсутствии облаков полностью закрыта покровом из снега и льда. В таких условиях альбедо Земли заметно возра­ стет по сравнению с существующим сейчас значением, что ска­ жется на температуре воздуха. «Эффективная» температура Земли, соответствующая ее длинноволновому излучению, пропор­

циональна -у/~1 — as (где as— альбедо). Поэтому абсолютная ве­

личина эффективной температуры при изменении альбедо от зна-

чения as до значения as изменится Считая суще-

ствующее альбедо Земли равным 0,33, а альбедо сухого снежного покрова 0,80, получим, что для Земли, покрытой снегом, средняя эффективная температура должна снизиться примерно на 75°.

Не исключено, что снижение средней температуры воздуха вблизи оледенелой поверхности Земли будет больше указанной ве­ личины. В настоящее время средняя температура нижних слоев воздуха существенно повышается почти на всей поверхности Земли из-за влияния парникового эффекта, связанного с по­ глощением длинноволнового излучения водяным паром и углекис­ лотой атмосферы. При очень низких температурах этот эффект не имеет существенного значения, становится также невозможным образование плотных облаков, заметно меняющих радиационные потоки. В этих условиях атмосфера становится более или менее прозрачной как для коротковолновой, так и для длинноволновой

радиации.

Средняя температура поверхности Земли при прозрачной атмо­

солнечная постоянная, о — постоянная Стефана. Из этой формулы следует, что при as= 0,80 средняя температура Земли равна 186 К,

или —87° С.

Таким образом, если хотя бы на короткий период снег или лед закрыл всю поверхность Земли, то ее средняя температура (равная сейчас 15° С) могла бы снизиться примерно на 100°. Эта оценка показывает, какое громадное влияние снежный покров может ока­ зать на термический режим.

лана попытка оценить влияние морских полярных льдов на терми­ ческий режим Арктики. При использовании данных по тепловому балансу центральных районов Северного Ледовитого океана и при­ ближенных соотношений полуэмпирической теории климата было установлено, что полярные льды снижают среднюю температуру воздуха в Центральной Арктике летом на несколько градусов, зи­ мой примерно на 20° С.

В связи с этим был получен вывод о том, что в Северном Ле­ довитом океане в современную эпоху может существовать безледный режим, хотя такой режим был бы очень неустойчив и мог бы при сравнительно небольшом колебании климата смениться восста­ новлением ледяного покрова. Заключение о возможности существо­ вания безледного режима в Арктике было сделано также в рабо­ тах Л. Р. Ракиповой (1962, 1966), Донна и Шоу (Donn and Shaw, 1966) и Флетчера (Fletcher, 1966).

Таким образом, постоянный ледяной покров, занимающий даже ■сравнительно небольшую часть поверхности земного шара, оказы­ вает существенное влияние на термический режим атмосферы, что делает необходимым принять во внимание это влияние в иссле­ дованиях изменений климата.

Полуэмпирическая модель термического режима. При наличии многих выдающихся достижений, полученных в исследованиях по

•общей теории климата, трудности использования разработанных в этих теориях моделей для изучения изменений климата до сих пор полностью не преодолены. Это связано с тем, что такие мо­ дели обычно не обеспечивают выполнения перечисленных выше требований, которым должна удовлетворять реалистическая теория изменений климата. Наряду с этим, как указал Смагоринский (Smagorinsky, 1974), для расчетов изменений климатических усло­ вий по моделям общей теории климата на электронных вычисли­ тельных машинах требуются громадные затраты времени, часто превосходящие возможности вычислительных центров, обеспечен­ ных наиболее быстродействующими машинами. В связи с этим ■Смагоринский отметил необходимость разработки способов пара­ метризации процессов циркуляции в атмосфере и океанах с целью описания крупномасштабных возмущений в этой циркуляции ста­ тистически по аналогии с обычным методом исследования мелко­ масштабных турбулентных процессов. Такая идея использовалась

вряде работ по теории климата, в которых переносы тепла и влаги

ватмосфере часто рассматривались как макротурбулентные про­ цессы.

Принимая во внимание трудности использования более общих теорий климата в изучении его изменений, в нескольких работах была сделана попытка применить для этой цели полуэмпирические модели, в которых ценой сильной схематизации крупномас­ штабных атмосферных процессов, ограничения поставленных задач

и привлечения эмпирических связей можно выполнить указанные выше требования.

К этому направлению исследований принадлежит разработан­ ная для исследования изменений климата полуэмпирическая мо­ дель термического режима атмосферы (Будыко, 1968; Будыко, Васищева, 1971), которая основана на следующих соображениях.

При отсутствии атмосферы средняя температура земной по­ верхности будет определяться условиями радиационного равнове­ сия, т. е. длинноволновое излучение поверхности Земли будет равно поглощенной радиации. Представим это условие в виде соотношения

где б — коэффициент, который характеризует отличие свойств излу­ чающей поверхности от свойств черного тела; о — постоянная Сте­

температура Земли равна 255 К, или —18° С. Примем во внимание, что средняя температура воздуха у земной поверхности по дан­ ным наблюдений приближенно равна 15° С. Таким образом, при том же значении альбедо атмосфера повышает среднюю темпе­ ратуру воздуха у земной поверхности приблизительно на 33°. Это повышение температуры связано с парниковым эффектом, т. е. с большей прозрачностью атмосферы для коротковолновой радиа­ ции по сравнению с длинноволновой.

Следует отметить, что такая оценка имеет условный харак­ тер — при отсутствии атмосферы планетарное альбедо не может быть равно существующему сейчас значению, которое принято рав­ ным 0,33.

В современных условиях среднее альбедо земной поверхности равно 0,14; можно думать, что до возникновения атмосферы аль­ бедо Земли было меньше этой величины и, возможно, мало отли­ чалось от альбедо Луны, которое равно 0,07. При последнем зна­ чении альбедо средняя температура земной поверхности была бы примерно равна 3°С.

Для того чтобы оценить влияние притока солнечной радиации

иальбедо на среднюю температуру у земной поверхности в реаль­ ных условиях, нужно знать зависимость длинноволнового излу­ чения на внешней границе атмосферы от распределения темпера­ туры. Такого рода зависимость может быть установлена двумя путями.

Первый из них связан с построением теоретической модели вер­ тикального распределения радиационных потоков, температуры

ивлажности воздуха.

58 Глава 2. Генезис климата

Другой метод установления зависимости излучения на внешней границе атмосферы от температуры основан на эмпирическом сопо­ ставлении данных по длинноволновому излучению, полученных в результате наблюдений или расчетов, и влияющих на него фак­ торов.

Такой метод был применен в работе автора (Будыко, 1968), в которой для этой цели были использованы результаты расчетов средних месячных величин уходящего излучения, выполненных К. Я. Винниковым при подготовке карт «Атласа теплового баланса земного шара» (1963).

Эти материалы включили данные об уходящем излучении для 260 пунктов, равномерно расположенных на суше и океанах зем­ ного шара. Так как вычисления уходящего излучения были выпол­ нены для каждого месяца, то мы располагали всего 3120 значе­ ниями средних месячных величин излучения.

Сопоставив эти данные с различными элементами метеороло­ гического режима, удалось установить, что средние месячные вели­ чины уходящего излучения в основном зависят от температуры воздуха вблизи земной поверхности и от облачности. Эта зави­ симость была выражена в виде эмпирической формулы

значения размерных коэффициентов которой равны: с=14,0; 6= =0,14; ai = 3,0; £i = 0,10.

Среднее отклонение величин уходящего излучения по данным для каждого месяца от результатов расчета по формуле (2.5) ока­ залось весьма небольшим — менее 5%, что подтверждает вывод о сравнительно малом влиянии всех других факторов, включая осо­ бенности вертикального распределения температуры, на уходящее излучение.

Следует указать, что такой вывод получен для величин ухо­ дящего излучения, осредненных за большие периоды времени и от­ носящихся к значительным по площади географическим районам. Физическое объяснение указанного вывода заключается в том, что уходящее излучение в основном формируется в тропосфере, где отклонения температуры от ее среднего вертикального распреде­ ления обычно невелики по сравнению с пространственной измен­ чивостью температуры или с ее изменениями в годовом ходе.

Формулу (2.5) можно сопоставить с результатами нескольких теоретических исследований, из которых особого внимания заслу­ живает работа Манабе и Везеролда (Manabe and Wetherald, 1967). В этой работе была установлена зависимость уходящего излуче­ ния от температуры и облачности при радиационно-конвективном равновесии атмосферы. Такая зависимость была представлена

в виде графика, линии которого приблизительно соответствуют формуле (при той же размерности ее членов)

Видно, что полученные независимыми методами формулы (2.5) и (2.6) совпадают для условий отсутствия облачности. Учет влия­ ния облачности в этих формулах различен, причем в первой из них принимается, что влияние облачности на излучение изменяется с изменением температуры и что для большой облачности влияние температуры у земной поверхности на излучение оказывается сравнительно слабым.

Можно думать, что подобная зависимость является более обос­ нованной по сравнению с раздельным учетом влияния на излучение облачности и температуры в формуле (2.6).

Для проверки формул, связывающих уходящее излучение с ме­ теорологическими факторами, следует использовать условие равен­ ства уходящего излучения для всего земного шара количеству по­

где величины Qsp, asP и Isp относятся к планете в целом. Учитывая, что средняя для земного шара величина Qsp равна

20,8 ккал/(см2*мес), средняя температура на уровне земной по­ верхности 15° С, средняя облачность 0,50, найдем, что при приме­ нении формулы (2.5) условие (2.7) выполняется при asp= 0,33. Такая величина планетарного альбедо согласуется с оценками, полученными независимыми методами в ряде современных иссле­ дований, что подтверждает корректность формулы (2.5).

Отметим, что в соответствии с изложенными выше соображе­ ниями о влиянии снежного и ледяного покровов на термический режим можно показать, что уравнения (2.5) и (2.7) имеют по край­ ней мере еще одно решение, кроме приведенного здесь.

Предположим, что при низких отрицательных температурах в приземном слое воздуха на всех широтах земной шар будет пол­ ностью покрыт снегом и льдом и что глобальное альбедо системы Земля—атмосфера в этом случае будет примерно соответствовать альбедо центральных областей Антарктики, т. е. 0,6—0,7. Из (2.5) и (2.7) следует, что в этом случае средняя планетарная темпера­ тура у земной поверхности будет колебаться от —47° С (при бо­ лее низком значении альбедо) до —70° С (при более высоком зна­ чении альбедо). При таких величинах средней глобальной темпе­ ратуры полное оледенение Земли является неизбежным, что подтверждает высказанную выше точку зрения о неоднозначном соответствии современных климатических условий внешним кли­ матообразующим факторам. Более подробно этот вопрос рассмот­ рен ниже.