Параметры планетарного пограничного слоя и проблема глобального потепления

A P Trunev (Toronto, Canada)

В 1992 году на второй конференции ООН по окружающей среде была принята декларация, провозгласившая принципы устойчивого развития [1]. На этой конференции, в частности, была разработана стратегия ограничения и сокращения эмиссии парниковых газов в связи с угрозой глобального потепления климата. В 1993 году в России также был разработан национальный план действий по охране окружающей среды и устойчивому развитию. В этих декларациях и планах атмосферный воздух был признан ресурсом, качественное потребление которого должно быть гарантированно не только настоящим, но и будущим поколениям живых существ на нашей планете.

Таким образом, на уровне правительств во всех странах мира именно эмиссия парниковых газов, связанная с развитием промышленности и транспорта, официально признана ведущим фактором потепления климата на нашей планете. Но почему парниковые газы, а не другие факторы, например, астрономические [2], считаются не только в ученой среде, но и среди политиков главной причиной изменения климата в глобальном масштабе? Чтобы ответить на этот вопрос, надо рассмотреть основные параметры, от которых зависит температура в приземном слое воздуха. Ведь все основные измерения температуры, которые легли в основу вычисления ее глобальных трендов, выполнены на станциях наземного наблюдения, которые располагаются на высоте около двух метров над землей.

Как известно, температура в приземном слое атмосферы зависит как от теплового потока на границе раздела земля-воздух, так и от параметров планетарного пограничного слоя [3-5]. Согласно теории Монина-Обухова, существует три состояния турбулентного пограничного слоя в стратифицированной атмосфере, которые определяются балансом сил плавучести (тепловая конвекция) и динамических сил, обусловленных турбулентным перемешиванием холодного и теплого воздуха. Критерием для разграничения этих состояний служит параметр Монина-Обухова, имеющий размерность длины и характеризующий толщину приземного слоя воздуха:

,

где - характерный масштаб пульсаций скорости воздушного потока в пограничном слое, - плотность воздуха, - удельная теплоемкость воздуха при постоянном давлении, - температура на верхней границе пограничного слоя, - постоянная Кармана, - ускорение свободного падения, - плотность потока тепла на границе раздела воздушной среды и подстилающей поверхности.

При L>0 течение в приземном слое воздуха является устойчивым, что соответствует распределению температуры с холодным воздухом внизу и с теплым наверху. При L<0 течение является неустойчивым, что соответствует теплому воздуху внизу и холодному наверху. Заметим, что этот режим является неустойчивым в силу влияния сил плавучести: теплый воздух является более легким, чем холодный, поэтому он поднимается вверх, подобно тому, как поднимается вверх надутый теплым воздухом шар. Наконец, при условии течение в слое является нейтрально стратифицированным, что соответствует логарифмическому профилю распределения температуры в пограничном слое атмосферы. Отметим, что в атмосфере главным образом наблюдаются устойчивые и неустойчивые режимы стратификации, что обусловлено обменом тепла между воздухом и подстилающей поверхностью (нейтральная стратификация наблюдается при отсутствии обмена теплом, т.е. в случае, когда ).

В дневное время суток поток тепла моделируется в зависимости от угла падения солнечной радиации и плотности облачного покрова в виде [3]

(1)

где - угол падения солнечной радиации на плоскую поверхность, - плотность облачного покрова, - альбедо подстилающей поверхности. Отметим, что размерность .

Угол падения вычисляется согласно стандартной формуле [3]:

(2)

где - широта географического места, - время в сутках и астрономический год в сутках соответственно, - время суток вычисляемое от астрономического полдня и длительность астрономических суток соответственно.

Отметим, что в дневное время суток всегда , поэтому преобладает неустойчивый режим стратификации. С точки зрения физики этот режим вообще является преобладающим, поскольку верхние слои воздуха в тропосфере имеют довольно низкую температуру, около 220К, а, следовательно, нижние слои воздуха всегда теплее верхних слоев – рис.1.

Существует несколько моделей для описания профиля температуры в планетарном пограничном слое. Используя выражение, полученное в монографии [4], можно вычислить температуру воздуха на стандартном уровне измерения в виде:

(3)

Здесь - масштаб динамической температуры, z₀ – толщина пограничного слоя, b - показатель степени, который зависит от режима течения,

(4)

где . Параметр в правой части уравнения (3) является аналогом постоянной Кармана, т.е. определяется по наклону профиля температуры в логарифмических координатах .

Рис. 1. Вертикальное распределение температуры в атмосфере

Применим модель (1-4) для описания совокупности данных по всем наземным станциям наблюдения в стране с достаточно большой площадью территории, типа Англии. Для этого просуммируем выражение (3) по всем станциям наблюдения в фиксированное время суток, имеем:

(5)

где - число станций наблюдения.

Полученная величина средней температуры имеет выраженные сезонные колебания, связанные с колебанием потока солнечной радиации – рис. 2. Аналогично ведет себя и среднемесячная температура воздуха по данным измерений на наземных станциях наблюдения – рис. 3. Отметим, что кривая на рис. 2 получена при фиксированных значениях параметров пограничного слоя: . В реальном случае эти параметры всегда имеют разброс вокруг средних значений, поэтому реальный профиль температуры не является гладким, но содержит изломы, как на рис. 3.

Как известно, толщина атмосферного пограничного слоя определяется силами Кориолиса, возникающими из-за вращения планеты. Благодаря этим силам скорость ветра меняется по величине и направлению: вектор скорости закручивается вправо по ходу потока (это в северном полушарии, а в южном полушарии поток закручивается влево), модуль скорости достигает максимума, а затем снижается до уровня скорости геострофического течения (слой Экмана) – рис. 4.

Рис. 2. Сезонные колебания температуры на широте 51⁰ с. ш. Расчет по модели (1-5) при фиксированных значениях параметров: .

Рис. 3. Среднемесячная температура в Англии за 36 месяцев наблюдения.

В переходном слое Экмана температура воздуха продолжает понижаться, пока не достигнет минимума около 220К на высоте примерно 10 км. Далее начинается стратосфера – слой разреженного воздуха, в котором температура снова повышается приблизительно до 270К - рис. 1.

Согласно многолетним наблюдениям во многих странах и на планете в целом средняя температура имеет тенденцию к росту (глобальное потепление). Этот рост объясняется ростом эмиссии парниковых газов в связи с развитием промышленного производства и транспорта.

Зададимся вопросом, какой именно параметр в правой части выражения (5) влияет на рост средней температуры? Поскольку речь идет о парниковых газах, то этим параметром, согласно существующим представлениям, является температура на верхней границе пограничного слоя, т.е. .

Рис. 4. Зависимость угла поворота потока (слева) и скорости ветра от высоты в нейтрально стратифицированном пограничном слое атмосферы [4]. Точками обозначены экспериментальные данные.

Но развитие промышленности, очевидно, сказывается и на других параметрах, особенно на величине альбедо (изменение растительного покрова, появление искусственных покрытий и т.п.) и на динамической скорости (из-за изменения шероховатости поверхности). Иными словами, если при длительном наблюдении был обнаружен рост температуры в приземном слое, то отсюда не следует, что и вся земная атмосфера разогревается в текущий исторический период. Тем не менее, если такой эффект разогрева атмосферы все же существует, то ему можно дать и другое объяснение, не связанное с ростом эмиссии парниковых газов.

Так, в работе [2] был обнаружено, что в температурных рядах большой длительности можно выявить циклы близкие по длительности к циклам обращения планет солнечной системы – Юпитера и Сатурна. Это означает, что атмосфера нашей планеты, как открытая система, находится во взаимосвязи с космическим окружением. Таким образом, климат в глобальном масштабе может зависеть от динамики Солнечной системы. Здесь возникает вопрос об агенте этого влияния, т.е. как именно планеты могут оказывать воздействие на земную атмосферу?

Теоретически таких агентов может быть несколько:

1) Глобальные течения, индуцированные гравитационными полями планет в атмосфере (аналогично приливному воздействию в океанах);

2) микроскопические твердые частицы, витающие в атмосфере под влиянием тепловых флуктуаций (броуновские частицы), турбулентности воздушных потоков и электростатических сил. Такие частицы присутствуют как в верхних слоях атмосферы в виде аэрозолей, так и в нижних слоях, где они играют роль центров конденсации для водяного пара, содержащегося в атмосферном воздухе. Частицы аэрозолей могут переноситься в атмосфере на очень большие расстояния. Так, радиоактивные частицы стронция и цезия, попавшие в атмосферу в результате взрыва на Чернобыльской АЭС, были зарегистрированы во многих европейских странах, а также в Турции, США, Канаде и даже в Японии. Мелкие частицы свинца, которые образуются при сгорании бензина, содержащего тетраэтил свинца (долгое время использовался как антидетонатор для повышения полноты сгорания топлива), были обнаружены во льдах Гренландии, куда они были занесены атмосферными течениями из Европы и Северной Америки;

3) самосогласованное поле (конфигурационная энтропия), описывающее порядок в Солнечной системе;

4) процессы внутри земли, связанные с относительным перемещением ядра планеты под влиянием сил гравитации, что приводит, в частности, к изменению положения магнитных полюсов[5].

Дадим оценку этим эффектам.

1. Глобальные потенциальные течения

Крупномасштабные атмосферные потоки обладают интересным свойством. Они могут циркулировать годами, не меняя своего направления. Так, в 1655 году астроном Жан Доменико Кассини обнаружил в атмосфере Юпитера Большое Красное Пятно, которое существует практически без изменения до сих пор! Это пятно представляет собой атмосферный вихрь сложной структуры размером в 2-3 раза больше диаметра Земли, вращающийся по часовой стрелке с периодом в 6 дней (сам Юпитер вращается с периодом 10 часов) [6].

В атмосфере нашей планеты существуют три зоны циркуляции, в которых направление течения не меняется – это экваториальная область и приполярные области атмосферных течений на верхней границе тропосферы (область давления 500 мб) – рис. 5. На этой высоте в приполярных областях и в северных широтах атмосферный воздух движется с запада на восток (т.е. в направлении вращения планеты), а вблизи экватора – с востока на запад.

Именно такого рода крупномасштабные течения, которые сохраняются столетиями, могут быть сильно зависимы от космических факторов. Рассмотрим модель этого явления.

Для некоторого глобального потенциального течения интеграл Бернулли имеет вид:

где - потенциал скорости, - вектор скорости потока, - вихревая часть вектора скорости потока, - давление, - гравитационный потенциал. Исключив из этого уравнения гидростатическое давление и перепады давления на границах атмосферных фронтов, находим уравнение, описывающие реакцию атмосферы на внешнее гравитационное воздействие:

(6)

Значение гравитационного потенциала в правой части уравнения (6) может быть выбрано в некоторой географической точке на поверхности планеты, например, на нулевой долготе и широте .

Выразим разность гравитационных потенциалов через расстояние от центра Земли до конкретной планеты и через разность углов под которыми планета видна с поверхности земли в разных точках:

(7)

здесь - масса планеты и расстояние до нее от центра Земли, - радиус Земли и угол направления на планету, отсчитываемый от вертикали (этот угол зависит от времени суток, от сезона, от широты и долготы местности). Используя выражение (7), можно оценить квадрат скорости течения индуцированного отдельной планетой в виде

Гравитационные потенциалы планет Солнечной системы меняются в зависимости от времени – рис. 6 , поэтому при оценке скорости течения будем использовать их максимальные и минимальные значения. В таблице 1 даны диапазоны значений квадрата скорости потенциального течения индуцированного гравитационными полями Юпитера Сатурна и Венеры и характерная скорость течения.

Таблица 1. Параметры индуцированного течения

Планета	Юпитер	Сатурн	Венера
Квадрат скорости индуцированного течения, м^2/с^2	1- 2	0.1- 0.15	0.036 – 1.2
Характерная скорость, м/с	1.2	0.35	1.0

Как видно из приведенных данных, характерная скорость индуцированного течения сравнительно мала (в сравнении со скорость геострофического течения – см. рис. 4), тем не менее, подобные течения могут играть большую роль вблизи поверхности земли и в безветренную погоду, когда . Структура потенциального течения, индуцированного гравитационным притяжением, существенно различается вблизи экватора и вблизи полюсов. Из-за вращения планеты вокруг оси небесные тела движутся относительно поверхности земли с востока на запад, индуцируя вблизи экватора течение с востока на запад. Годичное же вращение Земли вокруг Солнца приводит к видимому перемещению планет с запада на восток (по ходу Зодиака), индуцируя вблизи полюсов течение с запада на восток. Иначе говоря, структура глобального потенциального течения индуцированного гравитацией небесных тел, совпадает со структурой глобального течения в земной атмосфере – см. рис. 5.

Интересно, что в случае дальних планет максимальная скорость индуцированного течения достигается при их оппозиции с Солнцем, а минимальная при соединении. В случае Венеры и тот и другой режимы достигаются при соединении с Солнцем, откуда вытекает, что качество этого соединения должно различаться в зависимости от положения Венеры – за диском или перед диском Солнца.

(продолжение следует)

[1] Кондратьев К.Я. Вторая конференция ООН по окружающей среде и развитию: некоторые результаты и перспективы// Известия русского географического общества. – 1993, том 125, вып. 3. с. 1-8.

[2] Vladimir Shashin. Динамика Солнечной системы и глобальное потепление// The World Astrology Review, №9-10, 2004.

[3] Paltridge, G.W. & Platt, C.M.R., Radiative processes in meteorology and climatology, Elsevier Scientific Publication Company, Amsterdam, Oxford, New York, 1976.

[4] А. П. Трунев. Теория турбулентности и моделирование диффузии примесей в приземном слое атмосферы. СНИЦ РАН, 1999, 160 с.

[5] Предвестники грядущих катастроф/ http://trounev.net\thewar\No13\CR.htm

[6] Большое Красное Пятно