книги из ГПНТБ / Непреднамеренные воздействия на климат. Результаты исследования влияния человека на климат [коллектив. моногр

6.5.2. «Парниковое» влияние водяного пара

При отсутствии атмосферы влияние приходящей солнечной ра­ диации на температуру земной поверхности определяется законом Стефана—Больцмана. В соответствии с этим законом увеличение приходящей радиации на 1% соответствует повышению средней температуры поверхности Земли приблизительно на 0,7° С. При на­ личии атмосферы любое повышение температуры обычно вызывает увеличение абсолютной влажности [33], которое в свою очередь значительно усиливает влияние радиационных изменений на темпе­ ратуру поверхности. Это один из возможных случаев обратной связи. Подробнее он рассматривается в пп. 6.4.2 и 6.8.2.

6.5.3. Полярные льды

Еще один важный механизм обратной связи заключен во взаи­ модействии температуры атмосферы и распространения полярного льда. Брукс [3] высказал предположение, что полярные шапки из-за большого альбедо снега и льда могут значительно понижать температуру воздуха над поверхностью. Будыко и его сотрудники [8, 9] показали, что увеличение поглощенной радиации после ча­ стичного таяния полярного льда могло бы привести к увеличению нестабильности климата. Расчеты, произведенные в упомянутых работах, выявили, что незначительные изменения притока тепла к поверхности Земли могли бы вызвать большие изменения пло­ щади полярного льда и сильное изменение температуры в сред­ них и высоких широтах.

Изменения такого рода могли бы возникнуть из-за большого различия между альбедо полярного льда и альбедо поверхности океанов. На рис. 6.1 представлены значения радиации в Централь­ ной Арктике (Qs), радиации, поглощенной в системе Земля—атмо­ сфера [Qs(l—а«)], и радиационного баланса системы Земля—атмо­ сфера (Rs). На рисунке хорошо видно, что радиационный баланс системы Земля—атмосфера в Арктике отрицателен в течение всего года и даже летом, когда приход радиации огромен. Это объясня­ ется очень большой величиной альбедо системы Земля—атмосфера в районах постоянного существования полярных льдов. Недостаток тепла компенсируется его притоком из более низких широт — го­ ризонтальным переносом тепла в океанах и атмосфере, включая перераспределение скрытой теплоты парообразования (см. п. 5.3). Расчет составляющих теплового баланса в Арктике показывает, что тепло, приносимое морскими течениями, составляет лишь ма­ лую часть радиационного баланса. Разность между притоком тепла вследствие конденсации и его расходом на испарение в Централь­ ной Арктике тоже сравнительно мала, не более нескольких ккал/(см2-год). Таким образом, отрицательный тепловой баланс системы Земля—атмосфера в Арктике компенсируется главным образом меридиональным переносом тепла в атмосфере, который особенно велик в зимнее время.

107

На рис. 6.2 представлены значения приходящей радиации (Q), поглощенной радиации [Q(l — а)] и излучения земной поверхности

(R). Из рисунка видно, что в летние месяцы благодаря длинным полярным дням поверхность льда получает значительное количе­ ство приходящей солнечной радиации. В то же самое время сол­ нечная радиация, поглощенная поверхностью льда и системой Земля—атмосфера, в Арктике сравнительно невелика из-за вы­

ккал/(смгмес)

уменьшению альбедо (альбедо океанической поверхности гораздо меньше альбедо льда), вследствие чего возросло бы количество поглощаемой радиации. Возможность восстановления ледяного покрова после его ликвидации обсуждалась в ряде независимо вы­ полненных исследований [5, 10, 11, 37] (см. также п. 7.3.1). Расчет составляющих теплового баланса показал, что повышение темпе­ ратуры воздуха в Арктике после ликвидации льда могло бы быть достаточным для того, чтобы не допустить восстановления ледя­ ного покрова, т. е. даже при условиях, близких к современному со­ стоянию климата, ледяной покров мог бы быть неустойчивым. Эта неустойчивость могла бы оказать большое влияние на про­ цессы изменения климата.

Нетрудно предусмотреть в теории климата механизм обратной связи, вытекающий из зависимости между влажностью и темпера­

108

турой воздуха. Значительно труднее, однако, принять во внимание механизм обратной связи, вытекающий из взаимовлияния поляр­ ного льда и температуры воздуха. Это было сделано лишь недавно на основе сильно упрощенной теории климата (см. п. 6.7.2).

6.5.4. Облачность

Уже обращалось внимание на то, что с помощью глобально осредненных моделей можно определить в первом приближении влияние изменений различных факторов на радиационный баланс. Ниже рассматривается применение глобально осредненных моде­ лей в связи с возможным влиянием изменения облачности на ра­ диационный баланс. В общих чертах описано действие облаков как механизма обратной связи и обоснована необходимостью исполь­ зования более подробных моделей.

Примерно половина Земли покрыта облаками [20]. Облака иг­ рают большую роль в радиационном балансе системы Земля—ат­ мосфера, так как они излучают инфракрасную радиацию в мировое пространство, поглощают инфракрасную радиацию, излучаемую нижележащими уровнями, и отражают значительную часть прихо­ дящей солнечной радиации. Среднее по всем видам и по всему земному шару альбедо облаков составляет около 50% [20, 8]. Поскольку изменение солнечной энергии, поглощенной Землей, на 1% может изменить температуру поверхности примерно на 1,5° С (см. п. 6.4.1), очень важно определить, как изменения радиацион­ ного баланса вследствие загрязнения атмосферы могут повлиять на облачность.

Изменение облачности как по количеству, так и по высоте пред­ ставляет собой возможный механизм обратной связи, который следует включать в модели климата. Поскольку облака нижнего и среднего ярусов являются черными для инфракрасной радиации [19], вершины облаков эффективно заменяют подстилающую по­ верхность, действуя как черный инфракрасный радиатор. Но так как вершины облаков значительно холоднее, чем атмосфера под ними и поверхность Земли, они излучают меньше энергии в миро­ вое пространство, чем это было бы при отсутствии облаков (см. п. 5.2, где приведены общие соображения о лучистом переносе в атмосфере).

Большую роль облаков в радиационном балансе можно проде­ монстрировать при помощи глобально осредненной модели. По мо­ дели Расула и Шнейдера [38], инфракрасный поток в мировое про­ странство, излучаемый системой Земля—атмосфера, для определен­ ного температурного профиля атмосферы может быть рассчитан как функция количества облаков при различной высоте их верхней границы. Рисунок 6.3 (из неопубликованных материалов Шней­ дера) иллюстрирует эту связь. Какой бы ни была высота облаков, инфракрасный поток в мировое пространство убывает по мере уве­ личения их количества, поскольку при увеличении облачного по­ крова больший участок земной поверхности (в модели ее темпе-

109

рЗВН О F11K, иначе температура поверхности изменится. Когда Qnorn> Кик> температура повышается, а если FHK>Qnorn, темпера­ тура падает, пока не восстановится радиационное равновесие.

Пересечение кривых Qnora и Кик определяет группу различных равновесных значений высот верхней границы облаков и их коли­

границы облаков, согласно рис. 6.3, должна быть равна 5,5 км. Если бы облака поднимались и увеличивалось их количество, при­ чем так, что Еик все время было бы равно Qnorn, температура поверхности оставалась бы постоянной. Однако если количество облаков увеличивается, а высота не меняется (5,5 км), то инфра­ красный поток в пространство (Еик для 5,5 км) превысит поглоща­ емую солнечную энергию и температура атмосферы должна будет понизиться, иначе невозможно восстановить радиационное равновесие (/7HK= Qnorn). Если же количество облаков остается не­ изменным (покрытие неба 50%), а высота возрастает (облака ста­ новятся выше 5,5 км), то Qnom будет превышать Еик и температура должна будет повышаться.

Вывод о том, что увеличение количества облаков уменьшает поглощаемую солнечную радиацию в большей степени, чем пони­ жает инфракрасный поток в пространство, подтверждается гло­ бально осредненной моделью Манабе—Уитеролда [31] для случаев облаков нижнего и среднего ярусов, имеющих высокое альбедо.

Разумеется, реакция температуры на изменения облачности зависит от значений альбедо облаков и от степени «черноты» об­ лака для инфракрасной радиации снизу. Например, альбедо тон­ ких перистых облаков сравнительно небольшое (около 20%, со­ гласно [13]), и они могут быть только «наполовину черными» для инфракрасной радиации. В этом случае реакция температуры на увеличение количества облаков незначительна [26]. Более того, если бы перистые облака были «совсем черными», то температура поверхности Земли могла бы даже повыситься при увеличении их количества, но при условии, что более мощные и яркие облака ниж­ него и среднего ярусов будут оставаться в неизменном состоянии

(см. пп. 8.7.6 и 8.9).

Однако глобально осредненные модели не дают возможности определить хотя бы знак изменения температуры поверхности в за­ висимости от изменения облачного покрова. Например, для того чтобы исследовать влияние облаков на среднюю глобальную тем­ пературу, Будыко [8] коррелировал эмпирические данные о распре­ делении по земному шару облаков, их высот и альбедо и пришел к выводу, что изменение температуры поверхности при наличии об­ лаков сильно зависит от количества приходящей солнечной радиа­ ции. Это относится главным образом к высоким широтам, где сред­ няя приходящая солнечная радиация ниже той глобально осред­ ненной, которая использовалась в вышеупомянутой модели, и облака’, оказывая несколько большее влияние на инфракрасную

111

радиацию, чем на поглощение солнечной радиации, таким образом повышают температуру поверхности.

Однако в более низких широтах, где приходящая радиация больше, чем глобально осредненная, облака обычно понижают тем­ пературу поверхности. По заключению Будыко, для средних гло­ бальных условий влияния облаков на потоки солнечной и инфра­ красной радиации приблизительно компенсируются и влияние облаков как механизма обратной связи, вероятно, менее сущест­ венно, чем влияние водяного пара или полярных льдов.

6.5.5. Заключение

Изменение температуры в результате изменения притока тепла вызывает в свою очередь изменение инфракрасного излучения того же знака. Это ведет к уменьшению температурных колебаний, вы­ званных изменениями притока тепла, и является отрицательным механизмом обратной связи.

С другой стороны, повышение температуры воздуха может привести к увеличению содержания водяного пара в атмосфере, обусловливая тем самым изменение температуры поверхности. Следовательно, «парниковое» влияние водяного пара представляет собой позитивный механизм обратной связи. Высокое альбедо ле­ дяного покрова тоже является важным позитивным механизмом обратной связи. Например, более низкие температуры будут уве­ личивать ледяной покров, который увеличит альбедо, а увеличение последнего еще больше понизит температуру.

Возможно, что облака могли бы действовать как механизм об­ ратной связи, реагируя на изменения, вызванные дополнительными примесями в атмосфере (например, СО2 вызывает повышение тем­ пературы) , но знак такой обратной связи еще нужно установить. Для этой цели необходимо разработать модели, использующие реальное распределение облаков (местоположение над земным ша­ ром, осредненная высота верхней границы над данным местом и альбедо). Такие модели позволят воспроизвести процессы с доста­ точной точностью.

6.5.6.Рекомендации

1.Мы рекомендуем осуществить программы наблюдений, пред­ ложенные в рекомендации 2 п. 5.2.4.

2.Мы рекомендуем разрабатывать упрощенные модели климата для изучения возможных механизмов обратной связи, подобных тем, о которых говорится в пп. 6.4.4, 6.7.2, 6.8.2, 6.8.6.

3.Мы рекомендуем включать данные об облачности в более детальные модели климата (принимая во внимание по крайней мере широтное изменение приходящей солнечной радиации и тем­ пературы поверхности) для изучения вопроса о том, каким обра­

112

6.7. ПОЛУЭМПИРИЧЕСКИЕ ТЕОРИИ КЛИМАТА

6.7.1. Состояние вопроса

Для изучения изменений климата необходимо разработать мо­ дель, которая принимала бы в расчет все существенные составля­ ющие теплового баланса системы Земля—атмосфера и все важ­ ные механизмы обратной связи. Наиболее просто это можно сде­ лать, используя эмпирические соотношения, которые позволяют строить параметризованные модели климата. Ниже мы рассмот­ рим, как такие упрощенные теории могут быть использованы для

где С — скорость перераспределе­ ния тепла, обусловленного гори­ зонтальными движениями в атмо­ сфере и гидросфере, а Bs харак­

изучения этой связи сравним среднее широтное значение годового радиационного баланса северного полушария с Т—Тѵ (Тѵ — сред­ няя глобальная температура воздуха у земной поверхности, Т — средняя температура воздуха у поверхности Земли для различных широтных зон). Связь между этими значениями иллюстрируется рис. 6.4. Из рисунка видно, что существует определенное соотно­ шение между С и Т—Тр.

С помощью этого соотношения и уравнения теплового баланса системы Земля—атмосфера можно рассчитать среднюю годовую температуру для различных широт. Распределение расчетной тем­ пературы удивительно хорошо согласуется с распределением на­ блюденных температур.

6.7.2. Неустойчивость полярного льда

Для установления влияния полярного льда на климат (см. также пп. 6.5.3, 7.2 и 7.3) предположим, что граница полярного льда соответствует определенной температуре воздуха. Используя

114

это предположение, а также соотношения, упомянутые в п. 6.7.1, можно заключить что влияние радиационных изменений на термиче­ ский режим значительно усиливается изменениями площади поляр­

нечном итоге уменьшение радиации на 1 % ведет к понижению температуры на 5° С. Одновременно граница полярного льда сдви­ нется к югу на 8—18° широты, что приблизительно соответствует

Следует упомянуть, что идея очень сильной неустойчивости по­ лярного льда была также высказана Селлерсом [41], который тоже пользовался полуэмпирической моделью климата, основанной на уравнении теплового баланса системы Земля—атмосфера.

Позднее для изучения оледенения четвертичного периода ис­ пользовалась упрощенная модель климата [9], при помощи которой было рассчитано распределение температуры в различные сезоны. Для этой цели в уравнении теплового баланса системы Земля—

6.7.3. Факторы, действующие на полярный лед

Модель, описанная в конце предыдущего параграфа, применя­ лась для вычисления термического режима и положения полярного льда при учете изменений элементов орбиты Земли и наклона зем­ ной оси, которые происходили в течение последних нескольких

границы ледяного покрова в северном и южном полушариях соответ­ ственно; ДТ65о с. ш.— изменение температуры на 65° с. ш.

Данные этой таблицы показывают, что колебания радиацион­ ного режима, вызванные изменениями положения земной поверх­ ности по отношению к Солнцу, могут привести к существенным из­ менениям климата.

Как показала простая модель, описанная в конце п. 6.7.2, сред­ ние широтные границы ледяного покрова в эпохи оледенения смещались на 8—12° широты к югу от современного положения, т. е. к 72° с. ш. В южном полушарии в те же эпохи граница ле­ дяного покрова, находящаяся сейчас на 63° ю. ш., смещалась к се­ веру на значительно меньшие расстояния, не превышавшие 5° ши­ роты. Более того, согласно вычислениям, о которых говорилось выше, периоды максимального оледенения в северном и южном полушариях не совпадали. Следует заметить, что максимальное расчетное распространение ледяного покрова в северном полуша­ рии хорошо согласуется с наблюдениями.

В качестве примера рассмотрим возможность существенного изменения климата в результате сравнительно малых начальных изменений поступающей энергии, или температуры воздуха. Рас­ четы, выполненные с использованием данной модели [8], приводят к выводу, что небольшие изменения притока тепла к поверхности Земли, или средней глобальной температуры воздуха, могут ока­ заться достаточными для значительного смещения границ поляр­ ного льда. Так, при возрастании притока солнечной энергии всего на несколько десятых процента, или при повышении средней тем­ пературы воздуха у поверхности Земли на несколько десятых градуса Цельсия, северный полярный лед может полностью исчез­ нуть, а южный полярный лед отступить на 3° широты. При увели­ чении радиации на 0,25%, или при повышении температуры при­

116