Рис. 13.2. Схема учета влияния излучения облачных слоев на потоки длинноволновой радиации

где әT/әt = q(z) считается по (13.11) для T(k)(zj) на каждом уровне z отдельно.

Процесс повторяется до выполнения заданного условия уста- новления:

•если исключить поглощение озоном длинноволнового уходя- щего излучения (кривая 4), то уменьшение температуры на высотах от 10 до 30 км будет еще существеннее (примерно на 40 °С ниже фактической);

•в обоих случаях при исключении озона из атмосферы про- филь температуры в тропосфере до 10 км будет иметь градиент уменьшения, соответствующий радиационному равновесию, то есть Т = 10 °С/км;

•при исключении из атмосферы эффекта поглощения радиа- ции СО2 (кривая 5) ниже примерно на 10 °С будет приземная темпе-

ратура, градиент уменьшения температуры в тропосфере также бу- дет Т = 10 °С /км, температура стратосферы – существенно выше;

•исключение водяного пара из атмосферы (кривая 6) приводит к наиболее значительному уменьшению поверхностной температу- ры примерно на 30 °С от современной, но уже с высоты примерно 10 км исключение H2O не влияет на профиль температуры.

Таким образом, исключая те или иные газы из атмосферы, можно дать количественную оценку их влияния на температур- ный нагрев и оценить вклад в парниковый эффект. Так, наиболее существенный ИК-нагрев в нижней атмосфере происходит за счет поглощения уходящего излучения водяным паром. Следующим по

значимости влияния в парниковый эффект является СО2,

который повышает температуру в тропосфере и увеличивает ее в стратосфе- ре. Без углекислого газа и озона уменьшение температуры тропос-

феры происходило бы в соответствии с градиентом радиационного равновесия.

Основные выводы по эффективности РКМ состоят в следующем:

–фактические и расчетные профили температуры при клима- тических распределениях основных радиационно-активных газов H2O, CO2, O3 совпадают на разных широтах, особенно при исполь-

зовании фактических градиентов температур в тропосфере для со- ответствующих широт и сезонов;

–наибольшее отличие температур от фактических имеет место в слое нижней стратосферы и тропопаузы, причем в тропиках рас- четная приземная температура больше фактической, а в полярных зонах значительно меньше, особенно зимой при слабо выраженной тропопаузе, так как в этих частях атмосферы большое влияние име- ет горизонтальный перенос из умеренных широт не

воспроизводи- мый РКМ.

чувствительность əTs/ən = –82 К при изменении облачности от 0 до 100 %, среднего яруса əTs/ən = –40 К и для верхнего əTs/ən = +38 К. Оценки параметра чувствительности β (β = əTs/əx, где х – влия-

ющий фактор) климатической системы показывает, что после сол- нечной постоянной температура более всего чувствительна к харак- теристикам облачности: к альбедо, высоте и количеству облаков, а также к конвективному градиенту температуры γ. Далее по сте- пени уменьшения влияния на температуру идут альбедо подстила- ющей поверхности и относительная влажность в тропосфере, еще

меньше влияют изменения концентрации поглощающих радиацию газов. Чувствительность температуры на разных уровнях убывает

с высотой в тропосфере и слабо растет в стратосфере [6, 13].

На значения температуры и ее чувствительность в РКМ боль- шое влияние оказывает температурный градиент конвекции γ, кото- рый в большинстве моделей принимается равным тропосферному γ = 6,5 К/км для стандартной атмосферы. Однако анализ данных наблюдений показывает, что γ не постоянен и изменяется с высо- той, по широте и сезонам года. Так, в тропиках γ близко к влажно адиабатическому, а в умеренных и высоких широтах его значение приближается к γ = 4,0 К/км. Уменьшение γ приводит к снижению чувствительности температуры к многим факторам. Например, для СО2 параметр чувствительности снижается на 12 % при уменьше-

нии γ с 6,5 К/км до 5,0 К/км.

Из-за большой чувствительности температуры и других модели- руемых в РКМ характеристик к величине γ в некоторых РКМ не опи- сывают поля температуры, а ограничиваются определением измене- ний потоков КВ- и ДВ-радиации на уровне тропопаузы и оценками радиационного баланса «Земля– атмосфера», особенно при изучении климатических последствий изменений состава стратосферы [18].

Успешным и удобным оказалось сочетание РКМ с моделями, описывающими другие блоки климатической системы, например с одномерными моделями фотохимических реакций образования и разрушения газовых и аэрозольных примесей в горизонтально-од- нородной атмосфере до уровня 50–70 км [16]. Скорости фотохими- ческих реакций существенно зависят от температуры воздуха и по-

радиационно-активных примесей служат исходной информацией в РКМ. В результате радиационно-химиче- ские модели атмосферы

– вертикальные распределения относительной влажности, озо- на и облаков равны климатическим.

Взаимодействие атмосферы с подстилающей поверхностью суши описывается уравнением теплового баланса для влажной суши:

где Tc, To, TS – температура суши, океана и слоя атмосферы; q – зна-

чения массовой доли водяного пара при насыщении при таких же индексах; Со – теплоемкость слоя океана; Q – поглощенная сушей

(Qс) и океаном (Qо) радиация Солнца (S) и атмосферы (L).

Результаты исследования чувствительности модели показали следующее:

•при изменении внешних параметров (солнечная постоянная и инсоляция) сильно изменяется разность (Θ1 – Θ2), характеризу-

ющая вертикальный градиент температуры, особенно на границе полярной зоны (φS);

•двух слоев недостаточно для полного описания изменения температуры по вертикали, поэтому необходимо включить полные радиационные блоки из РКМ.

Более полная связь между РКМ и ЭБМ достигается в их комби- нации, алгоритм которой состоит в следующем:

а) на основе ЭБМ определяются приземные среднегодовые температуры Ts(x) на восьми широтах Северного и Южного полу-

шарий (15, 45, 60 и 80 °); б) далее итерациями по РКМ находятся вертикальные профили

температуры и потоков ДВ- и КВ-радиации на этих широтах для тропосферы и стратосферы для заданной Ts(x) на 8 широтах;

в) полученные значения I(x) и S(x) – эффективных потоков ДВ- и КВ-радиации на верхней границе (Н = 50 км) используются в уравнении баланса энергии:

причем правая часть этого уравнения должна удовлетворять гло- бальному условию сохранения энергии:

где D – эффективный коэффициент межширотного теплообмена.

0,

г) значения правой части (13.25), то есть значения потоков на высоте Н = 50 км, интерполируются на более мелкую сетку, в узлах которой по радиации на высоте 50 км и рассчитанным вертикаль- ным профилям находятся значения приземной температуры Ts(x) в

узлах более мелкой сетки;

д) полученные Ts(x) используются в следующей итерации для

расчета вертикальных профилей температуры и потоков радиации из системы уравнений РКМ;

е) расчет итерациями продолжается до достижения разности температур во всех узлах сетки в двух последовательных итерациях менее 0,05 К.

Такая комбинированная энергобалансовая радиационно-кон- вективная модель обладает следующими свойствами:

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

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

–хорошо воспроизводит на всех широтах и уровнях изменения среднезональной среднегодовой температуры, вызванные вариаци- ями радиационных факторов (солнечной постоянной, содержанием радиационно-активных примесей: CO2, O3 и других).

Для повышения точности модели вводят учет межширотного переноса тепла, задавая разные значения вертикального градиента температуры, например от 0 до 30 ° с. ш. в РКМ задается влажно- адиабатический вертикальный градиент температуры, а вне этой зоны используется вертикальный градиент, связанный с межширот-

ным градиентом температуры в нижней атмосфере, так называемым соотношением бароклинного приспособления,

введенным Стоуном

по аналогии с конвективным приспособлением в РКМ. Также как и конвекция, возникающая при сверхкритическом вертикальном гра- диенте температуры, приводит к его наблюдаемому среднему кли- матическому значению, так и, по предложению Стоуна, межширот- ный перенос тепла приводит сверхкритический меридиональный градиент температуры тропосферы к климатическому. При этом вертикальный градиент температуры γв связан с межширотным ее

градиентом соотношением Стоуна:

γв = γа + tgφ əT/Həφ,

(13.27)

где γа = 9,8 К/км – сухоадиабатический градиент; Н – высота од-

нородной атмосферы (Н = 8 км); T – средняя температура слоя 1000–200 гПа, которая определяется с учетом этого равенства ите- рациями.

Полученное модельное распределение температуры близко к наблюдаемому везде, кроме зоны 30–90 ° с. ш. в стратосфере, где температура ниже наблюдаемой на 20–30 К. Принцип бароклинного приспособления используется и в других климатических моделях для описания межширотных градиентов температуры и их связи с вертикальными градиентами.

13.3. Модели промежуточной сложности (МПС)

Следующая ступень в развитии моделей – это трехмерные моде- ли общей циркуляции атмосферы (МОЦА), основанные на полных уравнениях термогидродинамики. Модели промежуточной сложно- сти (МПС) являются частным упрощенным вариантом МОЦА, ко- торые применяются, как правило, на больших интервалах времени для изучения палеоклиматов, изменения ландшафтов, гидрологиче- ского цикла и других отдельных факторов климатической системы Положительные стороны МПС состоят в том, что они не предъяв- ляют специальных требований к вычислительной технике, отчего могут применяться для выполнения длительных экспериментов, а получаемые результаты,

в том, что отсутствует уверенность в том, способны ли упрощенные модели воспроизводить климат в других, отличных от современного, условиях климатообразования.