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

условиям и означают, что рассчитанные изменения ледяного по­ крова могут произойти только при длительном существовании аномалий в величинах поступления энергии, или температуры воз­ духа. Очевидно, что для изменения положения огромных континен­ тальных ледников, которые обладают значительной термической инерцией, необходим очень большой период времени, но морской лед (средняя толщина которого не превышает нескольких метров) может заметно изменить свое положение в период времени, не превышающий нескольких десятилетий. В частности, площадь се­ верного полярного льда несколько уменьшилась в 20-х и 30-х го­ дах нашего столетия, когда сред­ д Т°С няя температура земной поверх­ ности поднялась на несколько де­ сятых градуса. Согласно расчетам, изменение средней глобальной температуры примерно на 0,5° С, или изменение притока энергии на несколько десятых процента, могло бы привести примерно к та­ ким же изменениям климата, ко-

Рис. 6.6. Изменение средней тем­ пературы в теплое (/) и холодное

(2) полугодия в средних и высо­

ких широтах северного полуша­ рия [9].

торые имели место в 20-х и 30-х годах. Однако, в отличие от по­ тепления в первой половине XX в., которое прекратилось в 40-х го­ дах, продолжительное потепление могло бы вызвать таяние льдов Арктики и могло бы сопровождаться изменениями климата на зна­ чительной части нашей планеты.

Характер этих изменений показан на рис. 6.6, где представлены теоретически рассчитанные изменения средней широтной темпера­ туры в теплую и холодную половину года для средних и высоких широт северного полушария. С исчезновением северного полярного льда температура воздуха в высоких широтах могла бы повы­ ситься на 20° С в холодный период года и на 5° С в теплый. Потеп­ ление в зоне южнее 50° широты, вероятно, не превышало бы 1°С как в теплый, так и в холодный период года.

6.7.4. Заключение

Сильно упрощенная теория климата дает основание полагать, что в ближайшие 100 лет климат Земли в результате деятельности человека может измениться. Это изменение может быть важным для человека, особенно в средних и высоких широтах северного полушария.

117

6.8. ОБЩИЕ МОДЕЛИ ТЕОРИИ КЛИМАТА

6.8.1. Модели атмосферной циркуляции

СТРУКТУРА МОДЕЛЕЙ

Вслед за Филлипсом [35] и Смагоринским [43] многие ученые стали интенсивно изучать климат с помощью математических мо­ делей атмосферы (см., например, [15, 18, 29, 32, 44]). Исключи­ тельно быстрое развитие электронных вычислительных машин яви­ лось одним из главных факторов, способствовавших быстрому продвижению в области численного моделирования климата. В этом параграфе мы очень коротко опишем структуру модели климата, для реализации которой нужны самые мощные из современных компьютеров.

В численной модели мгновенное состояние атмосферы характе­ ризуется трехмерными полями температуры, влажности, давления и скорости ветра. Непрерывные поля этих метеоэлементов заме­ няются их значениями в заранее выбранных точках трехмерной сетки. Частные производные в уравнениях модели заменяются конечными разностями. Как правило, математическая модель со­ стоит из пяти основных уравнений: прогностических уравнений движения, притока тепла и переноса влаги и уравнений баланса тепла и влаги у поверхности Земли. Уравнения движения обычно записываются в сферической или в других картографических си­ стемах координат. Поскольку горизонтальный масштаб атмосфер­ ных движений намного больше их вертикального масштаба, исполь­ зуется статическое приближение. Влияние рельефа (гор) вводится как условие на нижней границе.

Схема расчета радиационного нагрева (или охлаждения) со­ стоит из двух частей — расчета поглощения солнечной радиации и расчета инфракрасного излучения земной поверхности. Распреде­ ление радиационных потоков рассчитывается как функция распре­ деления водяного пара, углекислого газа, озона и облаков, по­ скольку все перечисленные субстанции и облака являются глав­ ными поглотителями в атмосфере. Температура поверхности суши определяется таким образом, чтобы удовлетворялось требование теплового баланса у поверхности. В большинстве моделей климата, построенных до сих пор, наблюденное распределение температуры поверхности моря задается как условие на нижней границе.

Прогностическая система для водяного пара состоит из учета трехмерной адвекции влаги, конденсации водяного пара и испаре­ ния влаги с земной поверхности. Воды суши учитываются прогно­ стической схемой, которая включает учет влияния снежного по­ крова и влажности почвы.

На рис. 6.7 показаны связи между пятью главными компонен­ тами только что описанной модели. Например, уравнение движе­ ния связано с уравнением притока тепла через уравнение состоя­ ния. Распределение ветра, полученное путем интегрирования по

118

времени уравнения движения, используется для расчета адвектив­ ных членов в уравнении притока тепла и в прогностическом урав­ нении переноса влаги. Приток тепла от конденсации, рассчитыва­ емый по прогностическому уравнению переноса влаги, является одним из членов уравнения притока тепла. Радиационный нагрев (или охлаждение), рассчитываемый для условия лучистого пере­ носа, также является одним из членов уравнения притока тепла, которые представляют источник (сток) тепла в этом уравнении. Распределение водяного пара, необходимое для расчета лучистого

Рис. 6.7. Блок-схема структуры типичной математической модели.

переноса, может быть получено из прогностического уравнения переноса влаги. Для определения температуры подстилающей по­ верхности используются радиационные потоки, определяемые при расчетах лучистого переноса. Гидрологические расчеты, относящи­ еся к поверхности суши, требуют информации об испарении и осад­ ках. Первое можно получить из расчетов теплового баланса под­ стилающей поверхности, второе— из прогностического уравнения переноса влаги.

Численное интегрирование по времени обычно начинается с про­ стого начального условия, например с изотермической стационар­ ной атмосферы. Главные черты климата начинают выявляться после интегрирования за 200 или 300 модельных дней; это типич­ ный период времени, в течение которого осуществляется установ­ ление термической структуры модели атмосферы.

119

ВОСПРОИЗВЕДЕНИЕ КЛИМАТА

Для того чтобы проиллюстрировать действие численных моде­ лей атмосферы, мы покажем в очень сжатой форме, как числен­ ные модели могут воспроизводить глобальный климат. Одна из ранних попыток воспроизвести распределение климата была сде­ лана Минцем и Аракавой [32]. Хотя их модель не включала пол­ ностью процессы влагооборота, им удалось установить основные черты климата. На рис. 6.8 сравнивается распределение приземного

Рис. 6.8. Рассчитанное, осредненное по времени распределение при­ земного давления (а) и наблюденное распределение среднего месяч­

ного приземного давления в январе (б) [23].

120

давления, полученное в результате интегрирования уравнений мо­ дели, с распределением наблюденного давления в январе (заметим, что в модели используется распределение температуры поверхности моря и солнечной радиации в январе). Это сравнение указывает на то, что модель удовлетворительно воспроизводит главные черты распределения приземного давления в средних и высоких широтах. Например, сибирский антициклон, исландская депрессия, зоны низкого давления на севере Тихого океана представлены до­ статочно четко.

Хорошо известно, что влагооборот является одним из фунда­ ментальных факторов, определяющих климат (см. пп. 5.4 и 7.4). Многие исследователи пытались воспроизвести процессы влаго­ оборота в численных моделях атмосферы [14, 18, 24, 30, 46]. На рис. 6.9 сравнивается горизонтальное распределение интенсив­ ности осадков, полученное по одной из численных моделей кли­ мата [14], с истинным распределением интенсивности осадков в январе, представленным по данным Мёллера [33]. Заметим, что интегрирование было выполнено для января. Сравнение показы­ вает, что модель способна воспроизвести главные засушливые зоны, такие, как Сахара и Австралия, а также общие черты рас­ пределения осадков в тропиках.

6.8.2. Модели для изучения изменений климата

Выше мы описали математические модели климата в самом об­ щем виде. Однако, для того чтобы использовать математические модели для изучения изменения климата, необходимо ввести в них определенные механизмы взаимодействия, которые обусловливают степень неустойчивости климата. Поскольку в существующих мо­ делях они часто отсутствуют, мы остановимся здесь на некоторых механизмах, имеющих важное значение.

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ОКЕАНА И АТМОСФЕРЫ

Несомненно, океаны очень сильно воздействуют на климат. Например, они переносят и сохраняют огромные количества тепла и таким образом уменьшают широтный градиент температуры и амплитуду сезонных температурных колебаний в атмосфере. Более того, океаны служат источником влаги для атмосферы и опреде­ ляют условия влагооборота. Поскольку океаны тесно связаны с атмосферой, любое изменение климата обычно сопровождается изменением температуры поверхности моря, и наоборот (см. п. 7.3). Таким образом, для оценки возможностей изменения климата в численных моделях необходимо учитывать влияние взаимосвязан­ ных процессов системы океан—атмосфера.

Предварительный вариант модели объединенной системы океан—атмосфера недавно был построен Манабе и Брайаном [28]. На рис. 6.10 показано, как атмосферная часть их модели взаимо­ действует с океанической частью. Как видно из рисунка, обмен

121

Рис. 6.9. Средняя интенсивность осадков, вычисленная по модели Холловэя и Манабе (а, [14]), в сравнении с наблюдав­ шейся интенсивностью (б, [33]).

Интенсивность осадков: 1) <0,1 см/сут; 2) 0,1—0,5 см/сут; 3) 0,5—1,5 см/сут; 4) >1,5 см/сут.

Атмосфера

Океан

Рис. 6.10. Блок-схема структуры объединенной модели Манабе и Брайана

1969 г. [28].

Г л у 6 и н а

Рис. 6.11. Зональная средняя температура (°С) объединенной системы океан— атмосфера (а) и наблюденное распределение средней температуры (°С) в се­

верном полушарии (б) [27].

теплом производится через радиационные потоки и турбулентную передачу реальной и скрытой теплоты. Обмен влагой идет через осадки и испарение, а обмен количеством движения — через каса­ тельное напряжение ветра.

В качестве иллюстрации результатов расчета на рис. 6.11 по­ казано распределение зональной средней температуры, полученное после интегрирования модели по времени. К сожалению, модель не содержит ряда важных механизмов обратной связи, которые будут обсуждаться в настоящем параграфе и в п. 6.5. В этой мо­ дели также задана ограниченная область интегрирования с весьма идеализированной орографией. Построение глобальных моделей объединенной системы океан—атмосфера с механизмом обратной связи, который будет описан ниже, необходимо для оценки воз­ можностей изменения климата.

ОБРАТНАЯ СВЯЗЬ «ПАРНИКОВОГО» ЭФФЕКТА ВОДЯНОГО ПАРА

Известно, что при достаточном времени атмосфера имеет тен­ денцию достигать определенного климатологического распределе­ ния относительной влажности в виде реакции на изменение тем­ пературы (см. пп. 6.4.2 и 6.5.2). Эта восстановительная тенденция вызывает позитивный механизм обратной связи, который можно назвать эффектом «парник» — водяной пар. Его суть проявляется в следующем цепном процессе: выше температура — больше водя­ ного пара — сильнее «парниковый» эффект — еще выше темпера­ тура. В своем исследовании радиационного, конвективного равно­ весия Манабе и Уитеролд [31] показали, что этот механизм прибли­ зительно удваивает чувствительность равновесной температуры к изменению солнечной постоянной. В некоторых численных моде­ лях атмосферы этот механизм обратной связи сводится к нулю путем использования климатологического распределения водяного пара для расчета радиационного переноса вместо распределения, рассчитанного по прогностическому уравнению переноса влаги (см. рис. 6.7). По причинам, упомянутым выше, необходимо вво­ дить этот эффект в модели, предназначенные для изучения изме­ нения климата.

СОВМЕСТНЫЙ ЭФФЕКТ СНЕЖНЫЙ ПОКРОВ—АЛЬБЕДО—ТЕМПЕРАТУРА

Поскольку альбедо снега или пакового льда значительно больше, чем альбедо обнаженной почвы или океана, температура в высоких широтах в сильной степени определяется распределе­ нием снежного покрова и пакового льда (см. пп. 6.5.3 и 6.7). Этот эффект включает следующие позитивные механизмы обратной связи: более широко распространен снежный покров — больше от­ раженная радиация — ниже температура поверхности — еще шире распространен снежный покров. Как предполагает Будыко [7], этот механизм мог бы иметь очень большое влияние на степень не­ устойчивости климата, особенно в высоких широтах. Для изучения

125

степени неустойчивости климата следует вводить прогностическую схему снежного покрова или пакового льда в математическую мо­ дель объединенной системы океан—атмосфера.

СЕЗОННЫЕ КОЛЕБАНИЯ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ И СНЕЖНОГО ПОКРОВА

Так как высота снежного покрова (или толщина пакового льда) увеличивается зимой и уменьшается летом, сезонные колебания солнечной радиации оказывают сильное влияние на общее измене­ ние высоты снежного покрова (или толощины пакового льда) от года к году. Следовательно, в моделях важно учитывать эффекты сезонных колебаний солнечной радиации, с тем чтобы иметь воз­ можность изучить степень устойчивости снежного покрова или па­ кового льда и тем самым степень устойчивости климата.

СОВМЕСТНЫЙ ЭФФЕКТ ОБЛАЧНЫЙ ПОКРОВ—РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС

Важность облачного покрова для радиационного баланса си­ стемы Земля—атмосфера обсуждалась в пп. 5.2.1, 5.2.2 и 6.5.4. Чтобы включить влияние этой совокупности в математическую мо­ дель атмосферы, необходимо представить распределение облаков как функцию крупномасштабного распределения относительной влажности, температуры и вертикальных движений. Включение указанного эффекта в численные модели атмосферы представля­ ется крайне важным для изучения изменений климата.

6.8.3. Актуальные проблемы

УСОВЕРШЕНСТВОВАНИЕ МОДЕЛЕЙ АТМОСФЕРЫ

Усовершенствование математических моделей атмосферы явля­ ется одной из важнейших задач Программы исследований глобаль­ ных атмосферных процессов (ПИГАП). Подробные планы усовер­ шенствования этих моделей уже составлены. Здесь мы ограни­ чимся рассмотрением тех усовершенствований, которые особенно желательны для изучения изменения климата.

Численное интегрирование по времени системы прогностических уравнений на сферической поверхности не является тривиальной задачей. Каждая из глобальных регулярных сеток точек, которые были до сих пор разработаны, обладает определенными недостат­ ками. Например, глобальная регулярная сетка точек, предложенная Курихарой, имеет тенденцию «развивать» исключительно сильный полярный антициклон [17]. Глобальных регулярных сеток точек и сопровождающих их схем конечных разностей, свободных от по­ добных расчетных трудностей, пока еще нет [36]. Поэтому разра­ ботка глобальной регулярной сетки точек и сопровождающей ее схемы конечных разностей, которые были бы свободны от расчет­

126

ных трудностей, является первоочередной задачей; ее решение крайне необходимо для успешного моделирования климата.

Другой областью моделирования, где требуется дальнейшее усовершенствование, является проблема учета влияния облаков. Облака сильно воздействуют на лучистый перенос и могут сущест­ венно влиять на ход процесса, определяющего изменение климата

(см. пп. 5.2 и 6.5.4).

Для того чтобы иметь возможность ввести в модель совместный эффект облачный покров — радиационный баланс, необходимо на­ учиться представлять облачность как функцию основных перемен­ ных математической модели. В своей модели Вашингтон и Касахара [46] задавали распределение облачности по знаку вертикаль­ ной скорости. Смагоринский [42] пытался связать количество неконвективной облачности с крупномасштабным распределением относительной влажности. Крайне необходимо разработать и ввести в модели совершенную схему предсказания облачности, ко­ торая обеспечила бы точное предсказание крупномасштабного распределения облаков. Наблюдения за облаками со спутников в видимой и инфракрасной областях спектра могут дать много по­ лезной информации для решения этой задачи.

Для точной оценки влияния облаков на поле радиации необхо­ димо, кроме того, знать оптические свойства облаков. Их изучение следует вести как с помощью эксперимента, так и теоретическими методами. Будут полезны, в частности, спутниковые наблюдения за приходящей солнечной радиацией и уходящей земной радиа­ цией. Эти наблюдения можно будет использовать для проверки схемы прогноза облаков и расчета радиационного переноса в об­ лачной атмосфере.

В большинстве схем расчета радиационного переноса, которые до сих пор вводились в математические модели атмосферы, влия­ ние частиц не рассматривалось. Между тем влияние частиц необ­ ходимо учитывать в моделях, иначе нельзя судить о влиянии частиц на климат, и особенно трудно говорить о влиянии на изме­ нение климата частиц, введенных в атмосферу человеком. Чтобы сделать это, необходимо иметь больше информации об оптических свойствах аэрозолей (см. п. 8.7).

Воспроизведение в моделях процессов влагооборота также нуждается в улучшении. Как отмечалось выше, распределение снежного покрова и влажности почвы по земной поверхности сильно влияет на климат. Гидрологическая схема, которая введена в существующую модель климата в целях упрощения, сильно иде­ ализирована (см., например, [24, 25]). Необходимо проверить про­ гностическую схему снежного покрова и влажности почвы путем сравнения результатов прогноза с наблюдениями, а затем внести необходимое усовершенствование в схему.

Важной задачей является также усовершенствование модели­ рования влажной конвекции. Одна из главных трудностей постро­ ения численной модели атмосферы заключается в пренебрежении влиянием влажной конвекции на крупномасштабное распределение

127