Физическая экология. Глобальная климатическая модель презентация

Составляющие климатической модели

Качественный анализ климатической системы
В простейшем линейном анализе климата факторы, выводящие систему из стационарного состояния, характеризуются как возмущения. Полное возмущение равно алгебраической сумме всех изменений подводимого к Земле энергетического потока. Относительная величина возмущения обознается «дельта Q». Результирующее воздействие может быть положительным и привести к потеплению, может быть также отрицательным и привести к охлаждению. Линейный коэффициент модели, определяющий изменение температуры системы «дельта T», называют чувствительностью климата, он обозначается греческой буквой λ и имеет размерность (K∙м2)∙Вт-1

Стационарное состояние
Пусть Fп и Fа – это поток мощности, идущий от поверхности и проходящий через атмосферу, соответственно.
Вводя обозначения для солнечной постоянной S, альбедо α и парникового коэффициента ε, можно записать систему двух стационарных уравнений
При подстановке известного из опыта значения 288 К получаем вероятные значения для альбедо 0,33 и парникового коэффициента 0,83.

Составляющие климатической системы
* нагрев всей массы при сообщении ей одинакового количества тепла, равного 5,1⋅1021 Дж
** теплота плавления льда составляет 3,35⋅105 Дж⋅кг-1

Нульмерная балансовая модель
Рассмотрим случай малого отклонения от стационарной температуры, вызванного возмущением поступающего на Землю теплового потока ΔQ(t).
Пусть результирующее малое отклонение поверхностной температуры от стационарного значения выражается как
Уравнение теплового баланса в дифференциальной форме, отнесенное к единичной площади поверхности, запишется в виде:
где с – теплоемкость, а λ – множитель обратной связи, учитывающий стабилизирующие и дестабилизирующие реакции системы в ответ на возмущение, его знак критическим образом определяет прогноз поведения системы. К примеру, увеличение атмосферного содержания углекислого газа от 275 до 475 миллионных долей, прогнозируемое от промышленной деятельности к 2030 г., соответствует ΔQ(t) = 3,5 Вт∙м-2.

Одномерная климатическая модель
Разделим океан на верхний перемешиваемый слой и глубокие слои.
Верхний слой глубиной порядка 70 м имеет теплоемкость
Дж(м2∙К)-1
и за счет быстрого перемешивания волнами поддерживается при одинаковой температуре.
Для глубокого океана перенос тепла от поверхности происходит вместе с переносом вещества и описывается уравнением:
D – это коэффициент диффузии, составляющий примерно 1,3 см2∙с-1, а ω(z) – скорость вертикальных движений.

Одномерная климатическая модель: решение
Для глубокого океана адвекцией, т. е. переносом вещества направленным движением, можно пренебречь:
Используем приближение быстрого по сравнению со временем диффузии обмена с характерным временем τ0 ~ 33 года.

Понятие прогноза
Пусть известна система уравнений вида
где Xi – полный набор макроскопических климатических переменных. Пусть, также, система снабжена начальными условиями. По теореме Коши при достаточно мягких ограничениях на функции Fi (ограниченность и кусочная непрерывность) решение системы существует и является единственным. Это единственное решение – прогноз климатической системы.
Глобальная климатическая модель – это согласованная система уравнений, включающую уравнения:
сохранения,
движения,
переноса излучения и радиационно-теплового баланса,
водяного пара,
фотохимических реакций.
Эта система уравнений должна допускать аналитическое или численное решение.

Динамика атмосферы: уравнения
Закон сохранения массы для элемента единичной массы:
-- это трехмерный вектор скорости
Уравнение движения для элемента среды единичной массы в гравитационном поле (Навье-Стокса):
где Ω = 7,3·10-5 с-1 – угловая скорость вращения Земли, F – обобщенная объемная сила, например трение на границе сред.

Динамика атмосферы: сила Кориолиса
Параметром Кориолиса называется
Число Россби, где υ и L – это характерные скорость и масштаб коллективного движения. Кориолисова сила доминирует при Ro << 1 и пренебрежимо мала при Ro >> 1.
Для средних широт по порядку величины он составляет 10-4. Сила, действующая на элемент среды единичной массы, движущийся в направлении север-юг, равна произведению его скорости на параметр Кориолиса и в Северном полушарии направлена вправо от направления движения.

Динамика атмосферы: уравнения
Уравнение сохранения энергии в форме теплового баланса. Q – суммарный приток тепла к единице массы за счет радиационного и турбулентного теплообмена.
Уравнение состояния для сухого воздуха.
Здесь R – газовая постоянная для сухого воздуха,
сp – удельная теплоемкость воздуха при постоянном давлении, сV – удельная теплоемкость воздуха при постоянном объеме. Напомним, что для сухого воздуха сV = 718 Дж·кг-1 К-1, сp = 1066 Дж·кг-1 К-1.

Динамика атмосферы: закономерности
В нижней атмосфере изменение давления воздуха с высотой z уравновешивается гравитационной силой, т. е. выполняется условие гидростатического равновесия:
Нижняя атмосфера характеризуется преобладанием конвективного распределения энергии над ее радиационным переносом.
В земной атмосфере барическая и Кориолисова силы близки. Доказано, что для крупномасштабных процессов с характерным размером ячейки порядка 1000 км (10 градусов) ветровые потоки в свободной атмосфере близки к геострофическим. Равновесие между барическим градиентом и Кориолисовой силой в условиях поддерживаемого температурного градиента экватор–полюс приводит к регулярному движению вдоль кругов широты с запада на восток.

Динамика атмосферы: проблемы
1. Нелинейность уравнения Навье-Стокса
2. Крупномасштабные движения
3. Подсеточные процессы

Структура циркуляции: ячейки Хэдли (Гадлея)
Джордж Хэдли (George Hadley, 1685 – 1768) – английский юрист

Общая циркуляция нижней атмосферы

Высокоскоростные атмосферные потоки

Среднее состояние океана -- зима

Среднее состояние океана - лето

Устойчивые океанские течения

Термохалинная циркуляция

Явление Эль-Ниньо
Противоположная фаза осцилляции называется Ла-Нинья (исп. La Niña — «малышка, девочка»).
Характерное время осцилляции — от 3 до 8 лет, однако сила и продолжительность Эль-Ниньо в реальности сильно варьирует.
Южная осцилляция является атмосферным компонентом Эль-Ниньо и представляет собой колебания давления воздуха в приземном слое атмосферы между водами восточной и западной частей Тихого океана.
Эль-Ниньо — это колебание температуры поверхностного слоя воды в экваториальной части Тихого океана. В более узком смысле Эль-Ниньо — фаза Южной Осцилляции атмосферы, в которой область нагретых приповерхностных вод смещается к востоку. При этом ослабевают или вообще прекращаются пассаты, замедляется подъем воды в восточной части Тихого океана, у берегов Перу.

Явление Эль-Ниньо

Явление Эль-Ниньо: мониторинг
Для описания Эль-Ниньо также используется индекс Южной осцилляции (SOI). Он вычисляется как разность атмосферного давлений над Таити и над Дарвином (Австралия). Отрицательные значения индекса свидетельствуют о фазе Эль-Ниньо, а положительные — о Ла-Нинья.
Для прогноза Эль-Ниньо используются его признаки:
повышение давления над Индийским океаном, Индонезией и Австралией
падение давления над Таити, над восточной частью Тихого океана
ослабление пассатов в южной части Тихого океана вплоть до их прекращения
теплая воздушная масса в Перу, дожди в перуанских пустынях.