Добавил:
Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
Скачиваний:
7
Добавлен:
15.03.2019
Размер:
12.78 Mб
Скачать

Лекция 13. Радиационно-конвективные и другие модели климата

2. Радиационно-конвективные модели климата (РКМ)

ЭБМ дают грубую параметризацию вертикального переноса радиации и плохо приспособлены для моделирования роста парникового эффекта, который проявляется в изменении вертикального профиля температуры (рост в тропосфере и уменьшение в стратосфере).

Принцип радиационного равновесия: равенство скоростей лучистого нагрева и охлаждения (Эмден; И.А Кибель, 1943), но ΔТ=100К/км и Тпов. выше.

В 1960х (Манабе и Стриклер) предложили учесть конвекцию – турбулентный перенос тепла от подстилающей поверхности и задали ΔТ=стандартным.

РКМ

Применяются:

-для разработки, проверки, сравнения методов расчета потоков радиации на разных уровнях атмосферы;

-для исследования влияния радиационных факторов на температуру различных частей атмосферы.

Диапазон длин волн солнечной радиации делится на два интервала: 0.2мкм<λ<75 мкм (УФ и видимая) и 0.75 мкм<λ< 4 мкм - ближняя инфракрасная радиация (БИК).

Для БИК не учитывается рассеяние и ее потоки в безоблачной атмосфере в интервале Δv на

уровне z (z0<z<H):

 

 

 

 

S0(v) – интенсивность солнечного излучения на верхней

S

 

(z) S

 

 

(v) v cos P

(H , z)

 

 

 

0

 

 

границе атмосферы z=H в интервале частоты Δv;

v

 

 

v

 

 

 

 

Θ – зенитный угол Солнца; As(v) – альбедо подстилающей

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

S

(z) S

0

(v) v cos A (v)P

(H , z

0

, z)

поверхности в интервале (Δv);

v

 

 

 

s

v

 

 

P – функция пропускания БИК излучения;

z0 – уровень отражающей подстилающей поверхности.

В Р учитывается поглощение излучения в полосах Н2О и СО2, в точных моделях – СН4, N2O.

Для видимой и ультрафиолетовой радиации требуется решать полные уравнения переноса излучения в рассеивающей и поглощающей среде (невыполнимо).

Двухпотоковое приближение Эддингтона для интенсивности коротковолновой радиации (КВ) I(τ) на оптической глубине τ от верхней границы атмосферы:

I ( , ) I0 ( )I1 ( ) ; cos

и для потоков рассеянного излучения:

1

S p ( ) 2 I ( , ) d [I0 ( ) 2I1 ( ) / 3]

0

с краевыми условиями:

S p (0) [I0 (0) 2I1 (0) / 3] 0

S p ( * ) As [I0 ( * ) 2I1 ( * ) / 3 0 S0e * / 0 ]

(0),(τ*) – I на верхней и нижней границе атмосферы; πμ0S0 –вертикальный поток КВ радиации над атмосферой;

решение системы диф. уравнений для I0(τ) и I1(τ) выражается

через экспоненты от τ с параметрами, которые связаны с альбедо.

В облачной атмосфере в УФ и видимом диапазоне вводят дополнительные оптические характеристики и выделяют эффекты облачных капель.

Для горизонтально-однородной атмосферы эффективный

 

 

 

Блок

поток длинноволновой радиации (ДВ) IΔv(z) на уровне z слоя z0<z<H в

потоков

спектральном интервале Δv определяется:

 

 

H

 

 

 

 

 

(z, ) B ( ) излучения

I

(z) I

(z) I

(z) B (H )P

(z, H )

P

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Bv(z)=Bv(T(z)) – функция Планка на частоте v – середине интервала Δv; z0 Pv(z,ξ) – функция пропускания потока ДВ в слое между z и ξ и в интервале Δv;

I (↓↑) – cуммарные потоки радиации вниз – вверх, определяемые по сотням интервалов Δv.

Введение поправок для приближения к реальной атмосфере при замене однородного давления эффективным рср для неоднородного поглощающего слоя (u1<u<u2):

u 2

pср pdu /(u2 u1 ) приближение Куртиса-Годсона

u1

На верхней границе атмосферы (z=H=50 км) выполняется условие отсутствия инфракрасного

излучения из космоса:

I (H ) I v (H )d 0

Подстилающая поверхность и облака в схемах расчета ДВ принимаются как излучающие черные тела, причем облака верхнего яруса частично прозрачны для потока ДВ, который линейно изменяется по высоте.

Для трехслойной облачности на уровне z:

I (z) I3 (z)n3 / 2 Iбо (z)(1 n3 )

I (z) I2 (z)n2 I1 (z)n1 (1 n2 ) Iбо (z)(1 n1 )(1 n2 )

ni – балл облаков i-го яруса, I – потоки ДВ для трех ярусов облаков, «бо» безоблачная атмосфера.

Радиационное равновесие с конвекцией

Эффективные потоки БИК и ДВ радиации рассчитываются на 10-20 уровнях по вертикали (координаты z или р) и по ним определяются скорости радиационного нагрева q горизонтально- однородной атмосферы на уровне zi или рi;

q j

T*

 

1

(

I

 

S

)z j

g

(

I

 

S

) p j

q=0 в слое h<z<H (или p >p>p )

 

 

 

 

 

 

 

h

H

 

t

 

c p

 

z

 

z

 

c p

 

p

 

p

 

 

 

 

 

 

 

 

 

радиационного равновесия

 

и на границах слоя: I (h) S(h) I (z) S(z) I (H ) S(H ) 0

Установление радиационно-равновесной температуры Т со временем рассчитывается:

T (k 1) (z

j

) T k (z

j

)

T

 

 

( k )

t

где әT/әt=q(z) считается для T(z) на каждом уровне z отдельно.

 

 

t

 

 

 

 

 

 

T

 

,z j

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Счет повторяется по шагам до выполнения условия:

T (k 1) (z j ) T (k ) (z j ) q(k ) (z j ) t

При счете в каждом слое проверяется выполнение:

[T (k ) (z j ) T (k ) (z j 1 )]/(z j 1

z j ) j

где γ – заданный вертикальный градиент температуры

Если условие не выполняется, то возникает конвекция и вводится дополнительное условие:

[T (k ) (z j ) T (k ) (z j 1 )] j (z j 1

z j ) , которое связывает температуру на уровнях слоя конвекции с ее

 

значениями на границах слоя.

Температура подстилающей поверхности находится из условия радиационного баланса:

(1 A )S (h) F (h)

или (1 As )S (h) F (h) Ph

Ph – поступление тепла в конвективный слой или

s

 

подстилающую поверхность (вода, почва)

1000 шагов, 3 года, схема Ньютона-Рафсона

Схема расчета описывает физически реальное установление радиационно-равновесной и

конвективной температуры в поглощающей и рассеивающей радиацию статической атмосфере.

Параметризация в РКМ

Ө (зенитный угол Солнца)=600, As=0.1

3

2

6

 

 

 

 

1

2

6

Вертикальные профили температуры, рассчитанные по РКМ (при учете и отключении Н2О, СО2 и О3):

1 – радиационное равновесие во всей стандартной атмосфере;

52 – то же с конвективным приспособление в тропосфере; 3 – радиационное равновесие во всей атмосфере без учета поглощения озоном КВ

радиации; 4 – то же без учета поглощения озоном ДВ радиации;

5 – радиационное равновесие во всей атмосфере без учета поглощения радиации СО2; 6 – то же без учета поглощения радиации Н2О.

Выводы по РКМ:

-фактические и расчетные профили температуры (при климатических распределениях основных радиационно-активных газов H2O, CO2, O3)

совпадают на разных широтах особенно при использовании фактических градиентов температур;

-наибольшее отличие в слое нижней стратосферы и тропопаузы в тропиках (расчетная больше фактической ) и в полярных зонах (меньше фактической) особенно зимой, т.к большое влияние имеет горизонтальный перенос из умеренных широт.

РКМ также не воспроизводят: влагооборот, определяющий через облака и профиль влажности, потоки радиации в самих РКМ, которые не замкнуты.

Для замыкания РКМ вводят различные предположения:

-сохранение профиля относительной влажности при изменении радиационных факторов;

-сохранение высоты верхней кромки облаков или ее температуры.

Необходимо более точное и глубокое описание влагооборота и облачности в РКМ.

Чувствительность РКМ

Влияние количества облаков на температуру приземного воздуха по РКМ в условиях сохранения относительной влажности:

1 – верхний, 2 – средний и 3 - нижний ярус.

Облака верхнего яруса слабо излучают из-за своей низкой Т. Облака среднего и нижнего яруса создают антипарниковый эффект.

парниковый эффект

38К

82К

3. Сочетание ЭБМ и РКМ

РКМ хорошо описывает наблюдаемый термический режим в стратосфере и во многих частях тропосферы, а также некоторые обратные связи.

ВРКМ нет горизонтального переноса тепла, влагооборота, формирующего облачность, связи температура – альбедо.

ВЭБМ нет вертикального расслоения атмосферы, хорошо моделируемого в РКМ.

Алгоритм:

-среднегодовой термический режим глобальных стратосферы и тропосферы находится итерациями;

-в итерациях попеременно находятся вертикальные профили температуры и потоков ДВ и КВ радиации на широтах 15, 45, 60 и 800 с.ш. и ю.ш. решением системы уравнений РКМ для Ts(x) – температуры приземного воздуха и

зенитного угла Солнца;

- полученные значения I и S – эффективных потоков ДВ и КВ радиации на верхней границе (Н=50 км) используются

в уравнении баланса энергии:

d

(1

x2 )D

dTs (x)

I H (x) SH (x); 1 x 1

 

 

dx

dx

 

 

 

 

D – эффективный коэффициент межширотного теплообмена.

1

правая часть которого должна удовлетворять глобальному условию сохранения энергии: [I H (x) SH (x)]dx 0

- значения правой части (потоков радиации) интерполируются на более мелкую сетку и находятся1 значения Ts(x) и

используются в следующей итерации для расчета вертикальных профилей температуры и потоков радиации из системы уравнений РКМ и т.д. до достижения разности температур во всех узлах сетки в двух последовательных итерациях менее 0.05К.

Результат по комбинированной энерго-балансовой радиационно-конвективной модели;

-хорошо воспроизводит наблюдаемое поле среднегодовой среднезональной температуры в тропосфере и стратосфере средних широт и тропиков;

-модельные тропопауза и стратосфера высоких широт получаются на 20-40 К холоднее фактических (из-за неучета в модели переноса тепла воздухом и сезонного изменения радиационного теплообмена – основных факторов теплового режима полярной атмосферы);

-хорошо воспроизводит на всех широтах и уровнях изменения Т, вызванные вариациями радиационных факторов (солнечной постоянной, содержание радиационно-активных примесей CO2, O3 и др.).

4. Модели промежуточной сложности (МПС)

КМ ИФА РАН (Мохов, Демченко, Елисеев, 2002) Характеристики модели:

-пространственное разрешение 4.50 по широте и 60 по долготе;

-вертикальная структура: 8 слоев в атмосфере (до 80 км), 3 слоя в океане и 2 слоя на суше;

-помимо блоков атмосфера –океан – суша учитываются биосферные эффекты (модифицированная BATS-схема) и изменения морского льда;

-переменные представляются в виде долгопериодных крупномасштабных компонент с масштабами в несколько сот км и несколько суток и синоптических вариаций.

Атмосфера: 3D квазигеострофическая крупномасштабная динамика. Синоптическая динамика

параметризована, исходя из ее представления в виде гауссовых статистических ансамблей. В каждом характерном слое атмосферы предполагается линейный профиль зависимости температуры от высоты. Полностью интерактивный гидрологический цикл.

Океан: Прогностическое уравнение для температуры поверхности океана (ТПО). Геострофическое

приближение для расчета динамики. Универсальные профили температуры в каждом характерном слое океана. Распределение солености океана задано. Интерактивный цикл СО2.

Морской лед: Диагностическая схема, основанная на значениях ТПО. Растительность: Распределение экозон согласно схеме BATS.

Углеродный цикл:

Наземные экосистемы: наземная биота и почвенный резервуар.

Фотосинтез, первичная биопродуктивность, биотическое и почвенное дыхание зависят от температуры экспоненциально.

Фертилизация углекислым газом (поглощение растительностью) - закон Михаэлиса-Ментон. Океан: потоки из атмосферы в океан зависят от изменений ТПО и концентрации СО2 в

атмосфере.

Скорость вычислений: ~ 17 сек на модельный год

Общая схема КМ ИФА РАН

приходящее солнечное излучение

 

АТМОСФЕРА

 

 

 

 

 

радиация

радиация

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

стратомезосфера

 

 

 

 

 

 

 

 

свободная тропосфера

 

 

 

 

 

 

концентрации

 

образование облаков

крупномасштабная

 

коротковолновая

длинноволновая

 

N2O, фреонов

 

пограничный слой

циркуляция,

 

 

тропосферных и

 

(один эффективный слой)

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

стратосферных

 

осадки

синоптические

 

 

 

 

 

 

 

аэрозолей

 

процессы

 

 

 

 

 

 

 

антропогенные

 

конвекция

параметризованы

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

эмиссии СО2,CH4

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

явное тепло, влага, импульс, CO2

 

болотами

явное тепло, влага, CO2

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

ЛЕДНИКОВЫЕ

 

МОРСКОЙ ЛЕД

4

 

РАСТИТЕЛЬНОСТЬ

 

 

 

 

 

 

 

 

СН

(типы экосистем

 

 

 

 

 

ЩИТЫ

ОКЕАН

 

 

 

 

эмиссии

предписаны,

 

 

 

 

 

 

(предписаны)

квазиоднородный слой

 

запас углерода

 

 

 

 

 

 

во всем океане рассматриваются:

 

 

 

интерактивен)

 

 

 

 

 

 

распространение тепла,

 

 

 

отмирание

СНЕГ

 

 

 

 

крупномасштабная циркуляция,

 

стокПОЧВА

ВЕЧНАЯ

 

 

 

 

синоптические процессы

 

 

 

 

 

параметризованы,

 

влаги

 

 

МЕРЗЛОТА

 

 

 

глубокий океан

слой придонного трения (термо- и гидрофизические процессы, преобразование углерода)

Изменения концентрации CO2 в атмосфере по расчетам с КМ ИФА РАН с углеродным циклом

при разных сценариях антропогенных эмиссий pCO2,a, млн-1

сплошные – интерактивный режим пунктир – неинтерактивный режим (положительная

обратная связь климата с углеродным циклом)

SRES-A2 875 млн-1 (90 млн-1)

SRES-A1B 762 млн-1 (83 млн-1)

SRES-B2 669 млн-1 (69 млн-1)

SRES-B1 615 млн-1 (67 млн-1)

Изменение глобальной приповерхностной температуры по расчетам с климатической моделью ИФА РАН с углеродным циклом при разных сценариях антропогенных эмиссий

SRES-A2 3.38 K (0.31 K)

SRES-A1B 3.05 K (0.34 K)

SRES-B2 2.65 K (0.34 K)

SRES-B1 2.43 K (0.35 K)

наблюдения

Поток СО2 из атмосферы в наземные экосистемы

сплошная - интерактивный режим

Fl, ГтC/год

пунктир - неинтерактивный режим

 

Доминирует прямой (фертилизационный) эффект, увеличивающий поглощение СО2

наземными

экосистемами

Доминирует косвенный (климатический) эффект, уменьшающий поглощение СО2

наземными экосистемами из-за роста дыхания почвы

Поток СО2 из атмосферы в океан

Foc, ГтС/год

SRES-A2

SRES-A1B

SRES-B2

SRES-B1

Доминирующий рост Foc связан с увеличением скорости прироста концентрации СО2 в атмосфере со временем. Начиная с конца ХХ века, на рост Foc влияет потепление климата (уменьшение растворимости).

Соседние файлы в папке Климатология лабы