Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2020, T. 494, № 2, стр. 48-52

ВВЕДЕНИЕ

Земная атмосфера имеет слоистую структуру. В том числе в распределении температуры в атмосфере с высотой выделяются характерные слои – тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, а также внешняя оболочка – экзосфера. В пределах тропосферы – слоя земной атмосферы от поверхности до высоты 8–9 км в полярных и до 15–17 км в экваториальных широтах – выделяется также пограничный и приземный слои [1–4]. Для тропосферы характерно близкое к линейному падение температуры с высотой – в среднем около 6 К/км [5–7]. В [8, 9] на основе анализа данных для температурных вариаций в годовом ходе на разных уровнях в атмосфере и в разных широтных зонах Северного и Южного полушарий с использованием предложенного метода амплитудно-фазовых характеристик дано количественное обоснование того, что толщина слоя атмосферы, прогреваемого в годовом ходе от поверхности Земли, соответствует толщине тропосферы – высоте тропопаузы. При этом высота тропопаузы соответствует высоте температурного скин-слоя в атмосфере для годового цикла инсоляции, а приземный слой – соответствующему скин-слою для суточного цикла.

Ключевые особенности годового хода температуры атмосферы в зависимости от широты и высоты, выявленные в [8, 9], можно качественно описать на основе использованной в [10] сканер-модели с вертикальной теплопроводностью в атмосфере и с горизонтально перемещающимся (сканирующим) тепловым источником (см. также [3]). Учитывался также связанный с озоном прогрев в более высоких слоях атмосферы – в стратосфере. При анализе результатов расчетов с достаточно детальной моделью общей циркуляции атмосферы [11] были воспроизведены общие особенности изменения температурного режима атмосферы в годовом ходе, выявленные в [8, 9] по данным наблюдений. Результаты анализа модельных расчетов в целом подтверждали соответствие толщины тропосферы характерной высоте температурного скин-слоя для современной продолжительности годового хода.

Цель данной работы – анализ изменений температурного поля атмосферы, в том числе изменения высоты тропопаузы, при изменении продолжительности годового хода по расчетам с климатической моделью общей циркуляции.

ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ МОДЕЛЬНЫЕ РАСЧЕТЫ И ДАННЫЕ РЕАНАЛИЗА

Для анализа использовалась версия климатической модели общей циркуляции атмосферы и океана, предложенной в ИФА РАН (далее КМОЦ ИФА РАН), первые результаты анализа климатической динамики с которой представлены в [12]. В [12], в частности, проведен анализ результатов контрольного моделирования для 150-летнего периода. В предложенной в [12] версии КМОЦ используется блок общей циркуляции атмосферы ECHAM5 [13] и блок общей циркуляции океана MOM5 [14]. Атмосферный (T31L39) и океанический (с разрешением 1.125° × 1.125°) блоки объединены с использованием системы связи OASIS [15].

При анализе использовались результаты расчетов с КМОЦ ИФА РАН для 30-летних периодов в конце 100-летних численных расчетов для современного климата и соответствующие результаты расчетов при вдвое меньшей продолжительности годового хода. Результаты моделирования с этой версией КМОЦ ИФА РАН свидетельствуют об адекватном воспроизведении основных особенностей современных распределений для ключевых характеристик климата (включая приповерхностную температуру, давление на уровне моря и др.). По результатам моделирования отмечено также адекватное воспроизведение ключевых особенностей квазициклических процессов Эль-Ниньо, с которыми связаны сильнейшая межгодовая изменчивость глобальной приповерхностной температуры. В том числе модель способна воспроизводить особенности повторяемости фазовых переходов для процессов Эль-Ниньо [12].

Результаты модельных расчетов сравнивались с данными реанализа.

РЕЗУЛЬТАТЫ

На рис. 1 представлены сезонные широтно-высотные распределения температуры в тропосфере и нижней стратосфере декабре-феврале (слева) и в июне-августе (справа) по данным реанализа ERA-Interim для периода 1979–2018 гг. (верхний ряд) и по модельным расчетам при современной продолжительности годового цикла (средний ряд) и вдвое меньшей продолжительности (нижний ряд). Согласно рис. 1, в КМОЦ ИФА РАН достаточно адекватно описываются современные широтно-высотные сезонные особенности температурного поля тропосферы и стратосферы в сопоставлении с данными реанализа, в том числе в области тропопаузы и полярных широтах.

Рис. 1.

Сезонные широтно-высотные распределения температуры в тропосфере и нижней стратосфере декабре-феврале (слева) и в июне-августе (справа) по данным реанализа ERA-Interim (верхний ряд) и по модельным расчетам при современной продолжительности годового цикла (средний ряд) и вдвое меньшей продолжительности (нижний ряд).

Согласно рис. 1, как летом, так и зимой, при вдвое меньшей продолжительности годового цикла высота соответствующих температурных изохрон на всех широтах понижается. В частности, это четко проявляется для тропической тропопаузы.

На рис. 2 приведены вертикальные температурные профили в атмосфере разных широт летом по расчетам с КМОЦ ИФА РАН при современной продолжительности годового цикла T_1ω и при вдвое меньшей T_2ω. Аналогичные профили получены для других широт Северного и Южного полушарий для летнего и зимнего сезонов. Согласно рис. 2, значения высоты тропопаузы, характеризуемой изломом температурного профиля, изменяются по модельным расчетам при современном периоде годового цикла от примерно 15 км около экватора до примерно 8 км в приполярных широтах. При этом значения вертикального градиента температуры в тропосфере также уменьшаются от экватора к полюсу. По современным данным средние значения вертикального градиента температуры в тропосфере изменяются в диапазоне от 6.5 К/км в тропических широтах до 4.5 К/км в полярных широтах [7]. При вдвое меньшей продолжительности годового цикла значения высоты тропопаузы, как видно из рис. 1, понижаются примерно до 11 км около экватора и примерно до 6–7 км в приполярных широтах.

Рис. 2.

Вертикальные температурные профили в атмосфере разных широт летом по модельным расчетам при современном периоде годового цикла (365 суток, сплошная линия) и при вдвое меньшем (182.5 суток, пунктир).

На рис. 3 представлены зимние и летние значения квадратов высоты тропопаузы на разных широтах Северного и Южного полушарий по расчетам с КМОЦ ИФА РАН при вдвое меньшем, чем реальный, периоде годового хода T_2ω в зависимости от соответствующих квадратов значений высоты тропопаузы $H_{{1\omega }}^{2}$ при современном периоде годового цикла T_1ω. В том числе представлены результаты модельных расчетов для экватора, субтропических (30°), средних (45° и 50°) и субполярных (60°) обоих полушарий, а также для обоих полюсов (90°). Угол наклона прямой, соответствующей линейной регрессии $H_{{2\omega }}^{2}$ на $H_{{1\omega }}^{2}$ получен равным 0.5. Это соответствует корневой зависимости высоты тропопаузы от продолжительности годового цикла H ~ T^1/2 (или H ~ ω^–1/2) аналогично зависимости для соответствующего температурного скин-слоя.

Рис. 3.

Зимние и летние значения квадратов высоты тропопаузы в разных широтах Северного и Южного полушарий по модельным расчетам при уменьшенной (вдвое) продолжительности годового цикла в зависимости от соответствующих значений квадратов высоты тропопаузы при современной продолжительности годового цикла и результат соответствующей линейной регрессии – прямая линия. Пунктиром отмечены границы доверительного (на уровне 0.95) интервала.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Полученные результаты численных расчетов с КМОЦ ИФА РАН подтверждают сделанный в [8, 9] вывод на основе анализа современных данных c использованием специального метода амплитудно-фазовых характеристик о соответствии толщины тропосферы высоте температурного скин-слоя для атмосферы, прогреваемой от поверхности за счет периодического радиационного форсинга – годового цикла инсоляции и поглощения коротковолновой солнечной радиации. Это свидетельствует о значимости соответствующего механизма формирования тропопаузы с учетом влияния стратосферного прогрева за счет поглощения солнечной радиации озоновым слоем.