Климатология и метеорологи
.docС другой частью лучистой энергии, попавшей в атмосферу, происходит целый ряд превращений, результатом которых является нагревание земной поверхности и атмосферы.
Кроме обмена тепла путем излучения между земной поверхностью и атмосферой происходит обмен тепла за счет теплопроводности, причем особенно важную роль играет конвективное перемешивание воздуха в вертикальном направлении.
Значительная часть солнечного тепла, поступающего на земную поверхность, затрачивается на испарение воды, т.е. переходит в скрытую форму. Потом, при конденсации водяного пара в атмосфере и, как правило, в районе, удаленном от места испарения, это тепло, выделяясь, нагревает воздух.
Важнейшим процессом в теплообороте является горизонтальный перенос тепла воздушными течениями, направленными из одних мест земли в другие.
Особенности процессов теплооборота наряду с суточным и сезонным ходом определяют тем-пературный режим того или иного места. Температура воздуха, постоянно ощущаемая как тепло или холод, имеет важнейшее значение для жизни на Земле вообще, для жизни и хозяйственной деятельности людей в частности (Хромов, Петросянц, 2004).
Распределение температуры воздуха по земному шару зависит от общих условий притока солнечной радиации по широтам, от распределения суши и моря, которые по-разному поглощают радиацию и по-разному нагреваются, и, наконец, от воздушных течений, переносящих воздух из одних областей Земли в другие.
Между земной поверхностью и атмосферой происходит постоянный оборот воды, или влагооборот. С поверхности океанов и морей, а также других водоемов, с влажной почвы и растительности в атмосферу испаряется вода. На испарение затрачивается большое количество тепла из почвы и верхних слоев воды. Водяной пар – вода в газообразном состоянии – важная составная часть атмосферного воздуха.
При существующих в атмосфере условиях водяной пар может испытывать и обратное преоб-разование: он конденсируется (сгущается) и превращается в капельки воды или кристаллики льда, вследствие чего возникают облака и туманы. В процессе конденсации атмосфера получает большие количества скрытого тепла. Из облаков при определенных условиях выпадают осадки. Возвращающиеся на земную поверхность осадки в целом уравновешивают испарение.
Количество выпадающих осадков и их распределение по сезонам влияют на растительный покров и земледелие. От распределения и колебания количества осадков зависят также условия стока, режим рек, уровень озер и другие гидрологические явления. Большая или меньшая высота снежного покрова определяет промерзание почвы и режим многолетней мерзлоты.
Неравномерное распределение тепла в атмосфере приводит к неравномерному распределению атмосферного давления, от распределения давления зависит движение воздуха, т.е. воздушные течения.
Движение воздуха относительно земной поверхности ощущается нами как ветер. Следовательно, причиной появления ветров является неравномерное распределение давления. На характер движения воздуха относительно земной поверхности большое влияние оказывает суточное вращение Земли. В нижних слоях атмосферы на движение воздуха влияет также трение. Масштабы горизонтальных атмосферных движений меняются в очень широких пределах: от мельчайших вихорьков, которые можно наблюдать, например во время метели, и до волн, сравнимых с размерами материков и океанов.
Систему крупномасштабных воздушных течений на Земле называют общей циркуляцией атмосферы. Основными элементами общей циркуляции атмосферы являются циклоны и антициклоны, т.е. волны и вихри размером в несколько тысяч километров, постоянно возникающие и разрушающиеся в атмосфере.
С воздушными течениями в системе общей циркуляции атмосферы связаны основные изме-нения погоды: воздушные массы, перемещаясь из одних областей Земли в другие, приносят с собой свойственные им характеристики. Системы воздушных течений общей циркуляции атмосферы, определяющие преобладание тех или иных воздушных масс в том или ином районе, являются также важнейшим фактором климатообразования.
Кроме воздушных течений общей циркуляции атмосферы климатообразующее значение имеют и циркуляции значительно меньшего масштаба (бризы, горно-долинные ветры и др.), носящие название местных циркуляций. Катастрофические погодные явления связаны с вихрями малого масштаба: смерчами, тромбами, торнадо, а в тропиках с вихрями более крупного масштаба - тропическими циклонами.
Ветер вызывает волнение водных поверхностей, многие океанические течения, дрейф льдов; он является важным фактором эрозии и рельефообразования.
Астрономические факторы
Внешние, или астрономические, климатообразующие факторы – это светимость Солнца, положение и движение Земли в Солнечной системе, наклон ее оси вращения к плоскости орбиты и скорость вращения. Эти факторы определяют воздействия на Землю со стороны других тел Солнечной системы – во-первых, ее инсоляцию (облучение солнечной радиацией) и, во-вторых, гравитационные воздействия внешних тел (создающие как приливы, так и колебания характеристик орбитального движения и собственного вращения Земли, а потому и колебания в распределении инсоляции по внешней границе атмосферы).
Изменения климата (и даже погоды) связаны с изменениям приходящей на Землю солнечной радиации. Действительно, разница в значениях температуры воздуха у поверхности Земли между днем и ночью, экватором и полюсами, летом и зимой создается разницей в количестве приходящей солнечной радиации: чем больше это количество, тем выше температура.
Проводившиеся в 1930–1972 гг. многократные измерения полного потока лучистой энергии Солнца на среднем расстоянии от Земли до Солнца дали для него среднее значение 1360 Вт/м2 = =1,95 кал/(см2 · мин), при этом разброс величины укладывался в пределы погрешностей измерений, имеющий чисто случайный характер, без какой-либо регулярности во времени. Поэтому указанная величина получила наименование солнечной постоянной. Солнечная постоянная – энергетическая освещенность солнечной радиации, падающей на верхней границе атмосферы на единицу площади, перпендикулярной к солнечным лучам, при среднем расстоянии от Земли до Солнца. В физике атмосферы никаких доказательных данных об изменениях суммарной солнечной радиации нет, однако существуют некоторые гипотезы о короткопериодных и долгопериодных вариациях солнечного излучения. Можно упомянуть гипотезы о возможности связи вариаций солнечной постоянной с колебаниями солнечной активности, известными как 11-летний цикл солнечных пятен или 22-летний цикл обращений полярности гелиомагнитного поля. В этих явлениях, вероятно, имеется и более долгопериодная изменчивость, как это показывает, например, «минимум Маундер» 1645–1715 гг., во время которого на Солнце, по-видимому, не появлялось пятен (А.С. Монин, Д.М. Сонечкин, 2005).
Более серьезными, хотя, может быть, количественно еще и не окончательными представ-ляются расчеты эволюционного тренда в светимости Солнца. Вероятно, происходит некоторая эволюция Солнца, так как «ядерное горючее» (водород) постепенно выгорает, и химический состав недр Солнца изменяется. Светимость при этом меняется очень медленно – она определяется главным образом массой звезды – но все же, согласно расчетам, у звезд с околосолнечной массой за время порядка 10 млрд лет светимость возрастает на десятки процентов. По расчетам классика звездных моделей М. Шварцшильда, за время существования Солнца его радиус увеличился на 4%, а светимость на 60%.
Геофизические факторы
Геофизические факторы связаны со свойствами Земли как планеты. К этим факторам относятся размеры и масса планеты, скорость вращения вокруг оси, собственные гравитационное и магнитное поля, внутренние источники тепла, свойства поверхности планеты, которые определяют ее взаимодействие с атмосферой.
Самой главной, первичной характеристикой планеты является ее масса Ме. Вместе с радиусом планеты r0она определяет главную часть ее гравитационного поля, которую можно характери-зовать ускорением ga =GMe/r02, где G – гравитационная постоянная. Вклад в гравитационное поле собственного вращения Земли на экваторе не превышает 0,35%, а на полюсе он равен нулю. Гравитационное поле определяет способность Земли удерживать газовую оболочку – атмосферу – и в значительной мере определяет даже состав атмосферы. Чем больше масса планеты, тем легче ей при той же температуре экзосферы удерживать все более легкие газы. Наоборот, чем меньше ее масса, тем легче она теряет все более тяжелые газы и может вообще лишиться газовой оболочки. Примером могут служить Земля и Луна, находящиеся на одинаковом удалении от Солнца и поэтому одинаково обогреваемые им. Гравитационное поле определяет также атмосферное давление на поверхности и плотностную стратификацию атмосферы. Будь Земля более массивной, атмосфера такой же массы, как современная, была бы более тонкой и имела бы более устойчивую стратификацию. То же произошло бы и с океаном. Многие другие геофизические факторы форми-рования климата в свою очередь зависят от массы планеты. Так, от нее зависит в конечном счете расчлененность рельефа поверхности, интенсивность внутренних источников тепла и проявления вулканизма и т.п.
Измерения в глубоких скважинах и шахтах показывают, что температура в земной коре с глубиной возрастает со скоростью примерно 30°С/км; это так называемый геотермический градиент температуры. Умножив эту величину на коэффициент теплопроводности горных пород (около 0,005 кал/(см2 · с ·°С), можно получить геотермический поток тепла. А.С. Монин и Д.М. Сонечкин приводят среднюю величину 1,5–10,6 кал/(см2 · с) (разброс измеренных величин несколько больше на дне океана, чем на суше), полученную измерениями на суше и на дне океана. Для Земли в целом это дает ежегодную теплопотерю около 0,02% ежегодного количества поступающего на Землю солнечного тепла. Очевидно, что с точки зрения климата геотермический поток тепла в настоящее время не играет никакой роли. Однако в прошлом его роль могла быть несколько более заметной.
Существенным климатообразующим фактором рассматриваемой группы является скорость вращения Земли вокруг оси.
От скорости вращения зависит отклонение формы планеты от шарообразной, она влияет на гравитационное поле. Вследствие вращения Земли многие метеорологические элементы испыты-вают суточные колебания благодаря изменению притока солнечного тепла. Так, температура подстилающей поверхности в дневное время повышается, ночью падает. Особенно быстро реагируют на изменения инсоляции различные виды поверхности суши. Температура воздуха, нагревающегося от подстилающей поверхности, изменяется с некоторым запаздыванием по отношению к изменению инсоляции. Суточные колебания атмосферного давления происходят в основном в результате атмосферных приливов, также связанных с суточным вращением Земли. Суточные изменения других метеорологических величин, таких как влажность, облачность, ветер, связаны с суточными колебаниями основных величин. В природе суточные колебания иногда маскируются другими более интенсивными колебаниями, особенно в умеренных широтах (А.С. Монин, Д.М. Сонечкин, 2005).
Скорость вращения Земли оказывает решающее влияние на характер всей атмосферной циркуляции.
Метеорологические факторы
Главными метеорологическими климатообразующими факторами являются масса и химический состав атмосферы.
Масса атмосферы определяет ее механическую и тепловую инерцию, ее возможности как теплоносителя, способного передавать тепло от нагретых областей к охлажденным. Без атмосферы на Земле существовал бы «лунный климат», т.е. климат лучистого равновесия.
Атмосферный воздух представляет собой смесь газов, одни из которых имеют почти постоянную концентрацию, другие – переменную. Кроме того, в атмосфере содержатся различные жидкие и твердые аэрозоли, которые также имеют существенное значение в формировании климата.
Основными составляющими атмосферного воздуха являются азот, кислород и аргон. Химический состав атмосферы остается постоянным примерно до высоты 100 км, выше начинает сказываться гравитационное разделение газов и относительное содержание более легких газов увеличивается.
Для климата особенно важны переменные по содержанию термодинамически активные примеси, оказывающие большое влияние на многие процессы в атмосфере, такие как вода, диоксид углерода, озон, диоксид серы и диоксид азота.
Яркий пример термодинамически активной примеси – вода в атмосфере. Концентрация этой воды (удельная влажность, к которой в облаках добавляется удельная водность) весьма изменчива. Водяной пар вносит ощутимый вклад в плотность воздуха, стратификацию атмосферы и особенно во флуктуации и турбулентные потоки энтропии. Он способен конденсироваться (или сублимироваться) на имеющихся в атмосфере частицах (ядрах), образуя облака и туманы, а также выделяя большие количества тепла. Водяной пар и особенно облачность резко влияют на потоки коротковолнового и длинноволнового излучений в атмосфере. Водяной пар обусловливает и парниковый эффект, т.е. способность атмосферы пропускать солнечную радиацию и поглощать тепловое излучение подс-тилающей поверхности и нижележащих атмосферных слоев. Благодаря этому температура в атмосфере растет с глубиной. Наконец, в облаках может иметь место коллоидальная неустойчивость, вызывающая коагуляцию облачных частиц и выпадение осадков.
Другой важной термодинамически активной примесью является углекислый газ, или диоксид углерода. Он вносит существенный вклад в парниковый эффект, поглощая и переизлучая энергию длинноволновой радиации. В прошлом могли происходить значительные колебания в содержании углекислого газа, что должно было отразиться на климате.
Влияние твердых искусственных и естественных аэрозолей, содержащихся в атмосфере, еще недостаточно хорошо изучено. Источниками твердых аэрозолей на Земле являются пустыни и полупустыни, области активной вулканической деятельности, а также промышленно развитые районы.
Океан также поставляет незначительное количество аэрозолей – частичек морской соли. Крупные частицы сравнительно быстро выпадают из атмосферы, тогда как самые мелкие остаются в атмосфере длительное время.
Аэрозоль влияет на потоки лучистой энергии в атмосфере несколькими путями. Во-первых, частицы аэрозоля облегчают образование облаков и тем самым увеличивают альбедо, т.е. долю отраженной и безвозвратно потерянной для климатической системы солнечной энергии. Во-вторых, аэрозоль рассеивает значительную часть солнечной радиации, так что часть рассеянной радиации (очень небольшая) также теряется для климатической системы. Наконец, некоторая часть солнечной энергии поглощается аэрозолями и переизлучается как к поверхности Земли, так и в космос.
В течение долгой истории Земли количество естественного аэрозоля существенно колебалось, поскольку известны периоды повышенной тектонической активности и, наоборот, периоды отно-сительного затишья. Были и такие периоды в истории Земли, когда в жарких сухих климатических поясах располагались значительно более обширные массивы суши и, наоборот, в этих поясах преобладала океаническая поверхность. В настоящее время, как и в случае углекислого газа, все большее значение приобретает искусственный аэрозоль – продукт хозяйственной деятельности человека.
К термодинамически активным примесям относится также озон. Он присутствует в слое атмосферы от поверхности Земли до высоты 60–70 км. В самом нижнем слое 0–10 км его содер-жание незначительно, затем оно быстро увеличивается и достигает максимума на высоте 20–25 км. Далее содержание озона быстро уменьшается, и на высоте 70 км оно уже в 1000 раз меньше, чем даже у поверхности. Такое вертикальное распределение озона связано с процессами его образования. Озон образуется в основном в результате фотохимических реакций под действием несущих высокую энергию фотонов, принадлежащих крайней ультрафиолетовой части солнечного спектра. При этих реакциях появляется атомарный кислород, который соединяется затем с молекулой кислорода и образует озон. Одновременно происходят реакции распада озона при поглощении им солнечной энергии и при соударениях его молекул с атомами кислорода. Эти процессы вместе с процессами диффузии, перемешивания и переноса приводят к описанному выше равновесному вертикальному профилю содержания озона.
Общее содержание озона в атмосфере, если его выразить толщиной слоя этой примеси при нормальных температуре (0°С) и давлении (760 мм рт. ст.), колеблется от 0,1 до 0,6 см (в среднем около 0,3 см), а общая масса его в атмосфере составляет 3,2·1015 г, т.е. 6·10-5% массы атмосферы (А.С. Монин, Д.М. Сонечкин, 2005).
Несмотря на столь незначительное содержание, его роль исключительно велика и не только для климата. Благодаря исключительно интенсивному поглощению лучистой энергии при процессах его образования и (в меньшей степени) распадания, в верхней части слоя максимального содержания озона – озоносферы – происходит сильное разогревание (максимум содержания озона находится несколько ниже, куда он попадает в результате диффузии и перемешивания). Из всей солнечной энергии, падающей на верхнюю границу атмосферы, озон поглощает около 4%, или 6·1027 эрг/сут. При этом озоносфера поглощает ультрафиолетовую часть излучения с длиной волны менее 0,29 мкм, которая оказывает губительное действие на живые клетки. При отсутствии этого озонного экрана, по-видимому, не могла бы возникнуть жизнь на Земле, по крайней мере в известных нам формах.
Океан, являющийся неотъемлемой частью климатической системы, играет в ней исключительно важную роль. Первичным свойством океана, так же как и атмосферы, является масса. Однако для климата существенно и то, на какой части поверхности Земли эта масса размещается.
Среди термодинамически активных примесей в океане можно назвать растворенные в воде соли и газы. Количество растворенных солей влияет на плотность морской воды, которая при данном давлении зависит, таким образом, не только от температуры, но и от солености. Это значит, что соленость наряду с температурой определяет плотностную стратификацию, т.е. делает ее в одних случаях устойчивой, а в других приводит к конвекции. Нелинейная зависимость плотности от температуры может приводить к любопытному явлению, получившему название уплотнения при смешении. Температура максимальной плотности пресной воды равна 4°С, более теплая и более холодная вода имеет меньшую плотность. При перемешивании двух объемов таких более легких вод смесь может оказаться более тяжелой. Если ниже окажется вода с меньшей плотностью, то перемешанная вода может начать погружаться. Однако область температур, при которых это явление происходит, в пресной воде очень узкая. Наличие растворенных солей в океанской воде увеличивает вероятность такого явления.
Растворенные соли изменяют многие физические характеристики морской воды. Так, коэффициент термического расширения воды увеличивается, а теплоемкость при постоянном давлении уменьшается, понижается температура замерзания и максимальной плотности. Соленость несколько понижает упругость насыщающего пара над водной поверхностью.
Важная способность океана – возможность растворять большое количество углекислого газа. Это делает океан емким резервуаром, который в одних условиях может поглощать избыток атмос-ферного углекислого газа, в других – выделять углекислый газ в атмосферу. Значение океана как резервуара углекислоты еще более возрастает из-за существования в океане так называемой карбонатной системы, которая подключает огромные количества углекислого газа, содержащегося в современных отложениях известняков.
О солнечной радиации
Электромагнитная радиация (в дальнейшем называемая просто радиацией или излучением) – форма материи, отличная от вещества. Частным случаем радиации является видимый свет; но к радиации относятся также и не воспринимаемые глазом гамма-лучи, рентгеновские лучи, ультра-фиолетовая и инфракрасная радиация, радиоволны, в том числе и телевизионные. Все вместе они образуют электромагнитный спектр.
Радиация распространяется по всем направлениям от ее источника-излучателя в виде электромагнитных волн со скоростью с в вакууме около 300 000 км/с. В воздухе ее скорость почти такая же. Электромагнитными волнами называются распространяющиеся в пространстве колебания, т.е. периодические изменения электрических и магнитных сил в каждой точке пространства; они вызываются движением электрических зарядов в излучателе. Как и всякие волны, электромаг-нитные волны характеризуются длиной волны ? и частотой колебаний v. Длиной волны называется расстояние между соседними максимумами (или минимумами). Частотой колебаний называется число колебаний в секунду. Ясно, что число длин волн, уложенное вдоль распространения излучения и равное частоте колебаний, будет представлять скорость распространения колебания: следовательно, скорость распространения колебаний с = ?v.
Все тела, имеющие температуру выше абсолютного нуля, испускают радиацию при перестройке электронных оболочек их атомов и молекул, а также при изменениях в колебании атомных ядер в молекулах и во вращении молекул. В метеорологии приходится иметь дело преимущественно с тепловой радиацией, определяемой температурой излучающего тела и его излучательной способностью. Наша планета получает такую радиацию от Солнца; земная поверхность и атмосфера в то же время сами излучают тепловую радиацию, но в других диапазонах длин волн. Тепловая радиация имеет длины волн от сотен микрометров до тысячных долей микрометра (1 мкм = 10-6 м). Длины волн радиации измеряют с большой точностью и потому обычно выражают их в единицах, значительно меньших, чем микрометр – в нанометрах. Нанометр (1 нм – 10-9 м) – миллиардная доля метра или тысячная доля микрометра. Например, длину волны 0,5937 мкм можно еще написать как 593,7 нм. В учебнике мы будем приводить длины волн преимущественно в микрометрах.
Радиацию с длиной волны ? = 0,01 ? 0,39 мкм называют ультрафиолетовой. Она невидима, т.е. не воспринимается глазом. Радиация с ? = 0,40 ? 0,76 мкм – видимый свет, воспринимаемый глазом. Свет с ? = 0,40 мкм воспринимается как фиолетовый, с ? = 0,76 мкм – как красный. На ? = 0,40 ? 0,76 мкм приходится свет всех цветов видимого спектра. Радиация с ? > 0,76 мкм и до нескольких сотен микрометров называется инфракрасной; она, как и ультрафиолетовая, невидима.
В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую радиации. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4 мкм. Она включает кроме видимого света еще ближайшую к нему по длинам волн ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию, излучаемую земной поверхностью и атмосферой с ? = 4 – 100 мкм.
Тело, испускающее радиацию, охлаждается; его тепловая энергия переходит в энергию радиации, в лучистую энергию. Когда радиация падает на другое тело и поглощается им, лучистая энергия переходит в другие виды энергии, главным образом в теплоту. Это значит, что тепловая радиация нагревает тело, на которое она падает.
Некоторые вещества в особом состоянии излучают радиацию в большем количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это определяется их температурой. Возможно, например, испускание видимого света при таких низких температурах, при которых вещество обычно не светится. Эта радиация, не подчиняющаяся законам теплового излучения, называется люминесцентной.
Люминесценция может возникнуть, если вещество предварительно поглотило определенное количество энергии и пришло в возбужденное состояние, более богатое энергией, чем энергетическое состояние при температуре вещества. При обратном переходе вещества – из возбужденного состояния в нормальное – и возникает люминесценция. Люминесценцией объясняются полярные сияния и свечение ночного неба.
Иногда ошибочно термином «радиация» называют явление совсем другого рода – корпускулярное излучение, т.е. потоки электрически заряженных элементарных частиц вещества, преимущест-венно протонов и электронов, движущихся со скоростями в сотни километров в секунду. Хотя такие скорости велики, но все-таки они очень далеки от скорости света. Энергия корпускулярного излучения в среднем в 107 раз меньше, чем энергия тепловой радиации Солнца. Однако она сильно изменяется с течением времени в зависимости от физического состояния Солнца, т.е. от солнечной активности. Ниже 90 км корпускулярное излучение в атмосферу почти не проникает. Дальше будет говориться исключительно о тепловой радиации.
В спектре солнечной радиации на ? = 0,1 ? 4 мкм приходится 99% всей энергии солнечного излучения. Всего 1% остается на радиацию с меньшими и большими длинами волн, вплоть до рентгеновских лучей и радиоволн.
Видимый свет занимает узкий интервал длин волн, всего ? = 0,40 ? 0,76 мкм. Однако в этом интервале заключается 47% всей солнечной лучистой энергии, т.е. почти половина. На инфракрасное излучение приходится 44%, а на ультрафиолетовое – 9% всей лучистой энергии. Распределение энергии в спектре солнечной радиации до поступления ее в атмосферу в настоящее время известно достаточно хорошо благодаря измерениям со спутников и ракет (рис. 3.1). Спектральная плотность радиации дана здесь в Вт/м2 для ? = 0,01 мкм (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004). Оно достаточно близко к теоретически полученному распределению энергии в спектре абсолютно черного тела при температуре около 6000 К. Максимум лучистой энергии в солнечном спектре, как и в спектре абсолютно черного тела, приходится на волны с ? = 0,475 мкм, т.е. на зелено-голубые лучи видимой части спектра. Различие наблюдается в ультрафиолетовой части солнечного спектра, где энергия существенно меньше, чем в ультрафиолетовой части спектра абсолютно черного тела при температуре 6000 К.
Рис. 3.1. Распределение лучистой энергии в спектре солнечной радиации до поступления
в атмосферу (1) и в спектре абсолютно черного тела при температуре 6000оС (2).
Области спектра:
УФ – ультрафиолетовая; В – видимая; ИК – инфракрасная спектральная плотность радиации дана здесь в Вт/м2 для ? = 0,01 мкм (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004)
Таким образом, строго говоря, Солнце не является абсолютно черным телом. Однако температуру 6000 К можно считать близкой к фактической температуре поверхности Солнца (С.П. Хромов, М.А. Петросянц, 2004).
Тепловое и лучистое равновесие Земли