1.4: Теорія

Ми бачили, як змінився глобальний клімат, і ми дізналися, що деякі з цих змін були пов'язані з силою та зворотним зв'язком, такими як атмосферні концентрації CO ₂ та сезонний розподіл сонячного випромінювання. Тепер ми хочемо перейти до кількісного розуміння того, чому змінюється клімат. Для цього ми розглянемо енергетичний бюджет Землі, розглянемо, що таке електромагнітне випромінювання, як воно взаємодіє з речовиною, як воно проходить через атмосферу, і як це створює парниковий ефект. Але спочатку ми коротко обговоримо загальне бюджетне рівняння, оскільки воно широко використовується вченими, і воно буде використовуватися в різних випадках у всій цій книзі.

Коробка 1: Рівняння бюджету

Вчені люблять стежити за речами: енергією, водою, вуглецем, чим завгодно насправді, тому що це дозволяє їм використовувати закони збереження. У фізиці, наприклад, ми маємо закон енергозбереження. Це перший закон термодинаміки і стверджує, що енергія не може бути знищена або створена; вона може змінюватися лише між різними формами або перетікати від одного об'єкта до іншого. Аналогічно зберігається загальна кількість води та вуглецю на землі, хоча вони можуть змінювати форми або перетікати від одного компонента до іншого. Для початку нам потрібна чітко визначена кількість відсотків. Давайте назвемо цю кількість X. Це може бути енергія, вода, вуглець або щось інше, що підпорядковується закону збереження. Він може бути обмежений певною частиною або компонентом кліматичної системи, наприклад водою в кріосфері. Математично рівняння бюджету можна записати як

\[ \frac{\partial X}{\partial t} = I-O \]

де диференціали позначають нескінченно малу зміну, t - час, I - вхід, а O - вихід. Лівою стороною цього рівняння є швидкість зміни X. На практиці диференціали можуть бути замінені скінченними відмінностями (Δ) такими, що ми отримаємо

\[ \frac{\Delta X}{\Delta  t} = I-O \] 

Кінцеві відмінності можна легко обчислити: Δ X = X ₂ — X ₁ і Δ t = t ₂ — t ₁. Тут X ₁ відповідає величині X за часом t ₁, а X ₂ відповідає величині X за часом t ₂. Зверніть увагу, що входи і виходи мають одиниці величини X, поділеної на час. Їх часто називають флюсами.

Малюнок B\(\PageIndex{1.1}\): Ілюстрація бюджетного рівняння. Коробка, що містить збережену кількість X, яка не включає внутрішні джерела або раковини, буде змінюватися в часі відповідно до зовнішніх входів мінус виходи.

Різні коробки можуть бути підключені так, що вихід однієї коробки стає входом іншої коробки.

Бюджет знаходиться в балансі, якщо кількість X не змінюється в часі. У цьому випадку Δ X = 0 і вхід дорівнює виводу:

\[ I= O\]

Давайте зробимо невеликий приклад. Припустимо, студент отримує щомісячну стипендію в розмірі $1,000 і $400 від його/її батьків. Це входи на банківський рахунок студента в одиницях доларів на місяць I = $1,000/місяць + $400/місяць = $1400/місяць. Виходи будуть щомісячними витратами студента. Скажімо, він/вона платить 400 доларів за навчання, 420 доларів за оренду, 390 доларів за їжу та 100 доларів за книги (не за цю, хоча) такі, що O = $400/місяць + $420/місяць + $390/місяць+$100/місяць = $1,310/місяць. Ставка зміни його/її банківського рахунку Δx/Δt = I — O = $1400/місяць — $1,310/місяць = $90/місяць. Студент економить 90 доларів на місяць.

Рівняння\(\PageIndex{2}\) може бути використано для прогнозування величини X в момент t ₂

\[ X_{2} = X_{1} + \left ( I-O \right )\Delta t \]

від його значення X ₁ в момент t ₁, якщо відомі входи і виходи. У кліматичному моделюванні цей метод, званий форвардним моделюванням, використовується для прогнозування величин в майбутньому одноразовому кроці Δt за один раз.

У нашому прикладі, якщо студент починає в час t ₁, скажімо, в січні, з X ₁ = $330 на своєму банківському рахунку, то ми можемо передбачити, що в лютому він/вона матиме X ₂ = $330 + ($1,400/місяць — $1,310/місяць) × (1 місяць) = $330 + $90 = $420. Зверніть увагу, що в цьому випадку часовий крок Δt = 1 місяць.

а) Електромагнітне випромінювання

Енергетичний бюджет Землі визначається енергією, що надходить від Сонця (сонячна радіація) і втратою енергії в космос тепловим або земним випромінюванням, яке випромінюється з самої Землі. Сонячне випромінювання має менші довжини хвиль, ніж земне випромінювання, оскільки сонце гаряче, ніж Земля. Щоб зрозуміти це, розглянемо спектр електромагнітного випромінювання (рис.\(\PageIndex{1}\)). Електромагнітне випромінювання - це хвилі електричного та магнітного полів, які можуть переміщатися через вакуум і речовину (наприклад, повітря) зі швидкістю світла (c). Це один із способів передачі енергії з одного місця в інше. Довжина хвилі електромагнітного випромінювання (λ), що представляє собою відстань від одного піку до іншого, варіюється більш ніж на 16 порядків. Видиме світло, що має довжини хвиль від приблизно 400 нм (нанометри, 1 нм = 10 ^-9 м = одна мільйонна частина міліметра) до приблизно 700 нм, займає лише малу частину всього спектру електромагнітного випромінювання. Частота (ν), що перевищує довжину хвилі, дорівнює швидкості світла c = ν λ.

Альберт Ейнштейн показав у 1905 році, що електромагнітне випромінювання має властивості частинок. У сучасній квантовій фізиці світлову частинку називають фотоном. Кожен фотон має дискретну кількість енергії E = hv = hc/λ, що відповідає його довжині хвилі, де h = 6,63×10 ^-34 Js - постійна Планка. Чим коротша довжина хвилі, тим вище енергія. Високоенергетичні фотони на ультрафіолетових, рентгенівських та гамма-променях можуть бути шкідливими для біологічних організмів, оскільки вони можуть руйнувати органічні молекули, такі як ДНК.

Малюнок\(\PageIndex{1}\): Спектр електромагнітного випромінювання. Електромагнітне випромінювання коливається від радіохвиль з довжинами хвиль сотні метрів і більше, до гамма-променів, з довжинами хвиль 10 ^-12 м, що так само мало, як розмір атомного ядра. З сайту chromacademy.com.

Взаємодія електромагнітного випромінювання з речовиною залежить від довжини хвилі випромінювання. Молекули мають різні дискретні енергетичні стани і вони можуть переходити з одного стану в інший, поглинаючи або випромінюючи фотон на довжині хвилі, яка відповідає цій різниці енергії (рис.\(\PageIndex{2}\)). Поглинання (захоплення) фотона призводить до переходу з більш низького енергетичного стану в більш високий. Зверніть увагу, що після поглинання фотон пропав і його енергія була додана до молекули. Емісія (вивільнення) фотона призводить до переходу з більш високого стану в більш низький (змінюючи напрямок стрілок на рис.\(\PageIndex{2}\)) Відзначимо, що випромінюваний фотон може мати іншу довжину хвилі, що поглинається фотон. Якщо, наприклад, УФ-фотон був поглинений і призвів до збільшення енергії молекули з наземного електронного стану до другого збудженого стану, молекула може випромінювати два видимих фотони, перший, який призводить до переходу з другого в перше збуджене електронний стан, а потім інший, який веде до переходу в основний стан.

А

 

Б

Малюнок\(\PageIndex{2}\): Взаємодія електромагнітного випромінювання з молекулами. Відповідь: Поглинання високоенергетичного фотона з ультрафіолетовою або видимою довжиною хвилі може призвести до збуджених електронних станів. Кожен збуджений електронний енергетичний стан має підстани з різними коливальними рівнями. Поглинання меншої енергії, інфрачервоний фотон може порушувати коливальний рівень без зміни електронного стану. B\: Поглинання фотонів низької енергії на мікрохвильовій або інфрачервоній довжині хвиль може призвести до обертання або вібрації молекул, тоді як високоенергетичні фотони на ультрафіолетових довжині хвиль можуть розщеплювати молекули. Від wag.caltech.edu.

У фізиці чорне тіло - це ідеалізований об'єкт, який може поглинати і випромінювати випромінювання на всіх частотах. Чорне тіло випромінює випромінювання відповідно до закону Планка (рис.\(\PageIndex{3}\)). У класичних експериментах з фізики для вивчення його властивостей використовується закрита коробка, покрита зсередини графітом. Він має лише невеликий отвір як отвір для вимірювання випромінювання, яке виходить з коробки. Хоча чорне тіло - це ідеалізація, багато об'єктів поводяться як чорне тіло. Навіть свіжий сніг. Або сонце.

 

A

Б

Малюнок\(\PageIndex{3}\): Інтенсивність випромінювання чорного тіла (довільні одиниці) за законом Планка як функція його довжини хвилі (в нм на рис.\(\PageIndex{3}\) А і мкм (мікрометри, 1 мкм = 10 ^-6 м = 1000 нм) на малюнку\(\PageIndex{3}\) В). Температура сонця становить близько 6000 К, з піком у видимій частині спектра. Блакитна крива на верхній панелі показує закон Відня, який описує, як максимум рухається до більших довжин хвиль при більш холодних температурах. На нижній панелі показані криві, що відповідають температурам Сонця (6000 К) та Землі (303 К). Зверніть увагу, що нижня панель використовує логарифмічну вісь x і що значення для Сонця (ліва шкала) приблизно на 6 порядків більше, ніж значення для Землі (правий масштаб). Верхнє зображення з periodni.com, нижнє зображення з learningweather.psu.edu.

Інтеграція кривої Планка по всіх частотах призводить до закону Стефана-Больцмана

\[ F = \varepsilon \epsilon \sigma T^{4} \]

в якому зазначено, що сумарний потік енергії F в одиницях ват на квадратний метр (Wm ^-2), що випромінюється від об'єкта, пропорційний абсолютній температурі об'єкта Т в одиницях Кельвіна (К) потужності чотири. Стала Стефана Больцмана дорівнює σ = 5.67×10 ^-8 Wm ^-2 K ^-4 і ε - коефіцієнт випромінювання (0 < ε < 1), матеріально-специфічна константа, яка допускає відхилення від ідеальної поведінки чорного тіла (для якої ε = 1). Для ε = 1 F представляє площу під кривою Планка. Коефіцієнт випромінювання для льоду становить 0,97, що для води становить 0,96, а для снігу - від 0,8 до 0,9. Таким чином, вода і лід є майже ідеальними чорними тілами, тоді як для снігу наближення менш досконале, але все ж добре. Високо відбивають матеріали, такі як поліроване срібло (ε = 0,02) та алюмінієва фольга (ε = 0,03), мають низьку випромінювальну здатність.

Рівняння\(\PageIndex{5}\) стверджує, що будь-який об'єкт при температурі більше абсолютного нуля випромінює енергію. Енергія, що виділяється швидко зростає з температурою. Наприклад, подвоєння температури призведе до збільшення його випромінювальної енергії в 2 рази ⁴ = 16.

 

Коробка 2: Модель енергетичного балансу Землі (гола скеля)

Малюнок B\(\PageIndex{2.1}\): Ілюстрація моделі енергетичного балансу «Гола скеля». Жовті стрілки вказують на сонячне випромінювання. Червона стрілка представляє земне випромінювання.

https://open.oregonstate.education/climatechange/?p=104

Тепер ми можемо спробувати побудувати просту модель енергетичного бюджету Землі в рівновазі. Вхідна енергія - це поглинене сонячне випромінювання (ASR). Вихідна енергія - випромінюване земне випромінювання (ЕТР). Таким чином, рівняння B\(\PageIndex{2.1}\) стає

\[ASR =ETR\]

Поглинену сонячну радіацію можна обчислити з загальної сонячної радіації (TSI = 1,370 Wm ^-2), що представляє собою потік сонячної радіації через площину, перпендикулярну сонячним променям. (TSI також іноді називають сонячною постійною, хоча вона не є постійною, але дещо змінюється, як ми побачимо нижче.) Оскільки Земля є обертовою сферою, кількість випромінювання, отриманого на площу, становить S = TSI /4 = 342 Wm ^-2, оскільки площа сфери в 4 рази перевищує площу диска з однаковим радіусом.

Частина падаючої сонячної радіації відбивається в космосі яскравими поверхнями, такими як хмари або сніг. Ця частина називається альбедо (а) або відбивною здатністю. Середній альбедо Землі становить близько a = 0,3. Це означає, що третина падаючої сонячної радіації відбивається в космосі і не сприяє нагріванню кліматичної системи. Тому АСР = (1 — а) S = 240 Вм ^-2. Припускаючи, що Земля є ідеальним чорним тілом ETR = σ T4. З цим рівнянням B2.1 стає

\[ \left ( 1-a \right )S = \epsilon \sigma T^{4} \]

і ми можемо вирішити для T = ((1 — а) S/σ) ^1/4. Вставка вищевказаних значень для a, S та σ дає T = 255 K або T = -18° C, припускаючи, що Земля повністю замерзне, як показано крижаними покривами, що рухаються від полюса до екватора у наведеній вище анімації. Це, звичайно, не те, що відбувається в реальному світі, і фактична середня температура поверхні Землі, яка становить близько 15° C, набагато тепліша. Що не так з цією моделлю? Це гола скеля без атмосфери! Модель добре працює для планет без або з дуже тонкою атмосферою, як Марс, але вона не вдається для планет, які мають товсті атмосфери з газами, які поглинають інфрачервоне випромінювання, такі як Венера або Земля.

 

Температура - це макроскопічна експресія молекулярних рухів у речовині. У будь-якій речовині типу ідеального газу зображеного на малюнку\(\PageIndex{6}\) молекули постійно знаходяться в русі. Вони натикаються один на одного і таким чином обмінюються енергією. Одна молекула іноді повільна, а в інший час швидка, але саме їх середня швидкість визначає температуру газу. Точніше, температура ідеального газу T ~ E пропорційна середньої\(E=\frac{1}{2}mv^{^{2}}\) кінетичної енергії його молекул. Чим швидше вони рухаються, тим вище температура. При абсолютній нульовій температурі T = 0 K всі рухи припинилися б.

Малюнок\(\PageIndex{4}\): Анімація молекулярних рухів в ідеальному газі. З uk.wikipedia.org.

\(\PageIndex{3}\)На малюнку показані криві чорного тіла для температур, що представляють Сонце і Землю. Через більш низьку температуру Землі пік випромінювання відбувається на довших довжині хвиль близько 10 мкм в інфрачервоній частині спектра. Сонячне випромінювання досягає піку близько 0,5 мкм у видимій частині спектра, але воно також випромінює випромінювання на ультрафіолетових та ближніх інфрачервоних довжині хвиль. Сонячне світло у верхній частині атмосфери майже ідеально описується кривою чорного тіла (рис.\(\PageIndex{5}\)). Деяка сонячна радіація поглинається газами в атмосфері, але більшість передається.

Малюнок\(\PageIndex{5}\): Спектри сонячного випромінювання для падаючого сонячного світла у верхній частині атмосфери (жовтий), на рівні моря (червоний) та крива чорного тіла (сірий). З uk.wikipedia.org.

б) Парниковий ефект

Поглинання водяною парою в інфрачервоному діапазоні і озоном (О ₃) в ультрафіолеті і розсіювання світла видаляють 25-30% сонячного випромінювання до його потрапляння на поверхню (рис.\(\PageIndex{5}\)). Для радіації Землі, з іншого боку, загальне поглинання становить 70-85% набагато більше. Найважливішими поглиначами в інфрачервоному діапазоні є водяна пара та СО ₂, тоді як кисень/озон, метан та закис азоту поглинають меншу кількість. Гази, які поглинають інфрачервоне випромінювання, називають парниковими Існує лише відносно вузьке вікно навколо 10 мкм, через яке атмосфера Землі дозволяє випромінюванню проходити без особливого поглинання. Таким чином, атмосфера Землі здебільшого прозора для сонячної радіації, тоді як вона здебільшого непрозора для земної радіації.

Малюнок\(\PageIndex{6}\): Радіація, що передається і поглинається безхмарною атмосферою. У лівій частині малюнка показано сонячне випромінювання, а права - випромінювання Землі. Крива чорного тіла при 5525 К (червона крива на верхній панелі) являє собою падаючу (спадну) сонячну радіацію у верхній частині атмосфери. Заповнена червоним кольором область - це випромінювання, що передається через атмосферу. Різниця між ними (біла область між червоною кривою та червоною областю) - це кількість, поглинену атмосферою. Для випромінювання Землі криві чорного тіла показані для трьох температур (210, 260 і 310 К) і представляють собою висхідне випромінювання з поверхні. Це ключова цифра. З сайту commons.wikimedia.org

Чому тільки певні гази в атмосфері поглинають інфрачервоне випромінювання? Адже азоту (N _{2) і кисню (O 2}) газу в атмосфері набагато більше, ніж водяної пари і CO ₂ (рис.\(\PageIndex{7\)). Однак азот і кисневий газ складаються з двох атомів одного і того ж елемента. Тому вони не мають електричного дипольного моменту, який є критичним для взаємодії з електромагнітним випромінюванням. Молекули газу, які складаються з різних елементів, таких як вода або CO ₂, з іншого боку, мають дипольні моменти і можуть взаємодіяти з електромагнітним випромінюванням. Оскільки СО ₂ є лінійною і симетричною молекулою, вона не має постійного дипольного моменту. Однак під час певних коливальних режимів (рис.\(\PageIndex{7}\)) він досягає дипольного моменту і може поглинати і випромінювати інфрачервоне випромінювання. Детальні спектроскопічні вимірювання коефіцієнтів поглинання показують тисячі окремих піків у спектрах водяної пари та CO ₂, спричинених взаємодією коливальних з обертальними режимами та розширенням ліній зіткненнями (наприклад, Pierrehumbert, 2011). Ці дані використовуються детальними моделями лінійного випромінювання для імітації атмосферного пропускання, поглинання та випромінювання випромінювання на окремих довжині хвиль.

Малюнок\(\PageIndex{7}\): Зліва: Склад сухої атмосфери. Водяна пара, яка не включена в зображення, коливається в широких межах, але в середньому становить близько 1% тропосфери. Справа вгорі: Вібраційні режими СО 2. Чорні кола в центрі представляють атом вуглецю, який несе позитивний заряд, тоді як атоми кисню (білі) несуть негативні заряди. Режим асиметричного розтягування (b) та режим вигину (c) призводять до електричного дипольного моменту, тоді як симетрична розтяжка (а) - ні. Режими (b) і (c) відповідають пікам поглинання близько 4 і 15 мкм відповідно (рис.\(\PageIndex{7}\)). Справа внизу: коливальні режими H 2 O. Червоні кульки в центрі представляють негативно заряджений атом кисню, тоді як білі кульки представляють позитивно заряджені атоми водню. Завдяки своєму куту він має постійний дипольний момент і різні режими вібрації і обертання.

Поглинання (випромінювання) випромінювання атмосферою має тенденцію до підвищення (зниження) його температури. При рівновазі атмосфера буде випромінювати рівно стільки енергії, скільки поглинає, але при цьому буде випромінювати випромінювання у всіх напрямках, половина з яких йде вниз і збільшує тепловий потік на поверхню. Цей додатковий тепловий потік від атмосфери прогріває поверхню. Це парниковий ефект.

Атмосфера, в якій розглядаються лише радіаційні потоки тепла, і яка була ідеально прозорою у видимому та ідеально поглинається в інфрачервоному діапазоні, призведе до набагато теплішої температури поверхні, ніж наша нинішня Земля (див. Розділ Perfect Greenhouse Model нижче). Також можна легко показати, що додавання більшої кількості поглинаючих шарів ще більше підвищить температуру поверхні до T _s = (n + ₁) ^1/4 T 1, де T ₁ = 255 K - температура верхньої частини n шари. Для двох шарів T _s = 335 K і температура проміжного атмосферного шару T ₂ = 303 K. Це можна назвати «Super Greenhouse Model». Таким чином, навіть незважаючи на те, що ніяке інфрачервоне випромінювання з поверхні не може виходити в простір вже з одним ідеально поглинаючим шаром, додавання більш поглинаючих шарів ще більше підвищує температуру поверхні, оскільки воно ізолює поверхню далі зверху, яка завжди буде на рівні 255 К. називається збільшенням оптичної товщини атмосфери.

 

Коробка 3: Модель енергетичного балансу Землі 2 (Ідеальна теплиця)

Оскільки атмосфера Землі поглинає більшість земного випромінювання, випромінюваного з поверхні, ми можемо захотіти змінити нашу модель енергетичного балансу «Гола скеля», додавши ідеально поглинаючу атмосферу. Як і в моделі «Гола скеля», енергетичний баланс на вершині атмосфери дає нам температуру викидів планети, яку ми тепер інтерпретуємо як атмосферну температуру T _a = 255 К. Тепер у нас є додаткове рівняння для атмосферного енергетичного балансу. При рівновазі сумарне випромінювання земного випромінювання з атмосфери (два рази ETR _a = σ T _a ⁴ так як один ЕТР _а йде вниз, а один йде вгору) повинен дорівнювати поглиненому випромінюванню, що надходить від поверхневий (ЕТР _s = σ Т _с ⁴). Це дає нам температуру поверхні T _s = 2 ^1/4 T _a = 303 K, яка занадто тепла в порівнянні з реальним світом.

Малюнок B\(\PageIndex{3.1}\): Як малюнок,\(\PageIndex{5}\) але для моделі «Ідеальна теплиця».

в) Енергетичний бюджет Землі

На відміну від моделі «Perfect Greenhouse», атмосфера Землі дійсно поглинає деяку сонячну радіацію, вона дійсно пропускає деяке інфрачервоне випромінювання, і, що важливо, нагрівається невипромінюючими потоками з поверхні (рис\(\PageIndex{8}\). Насправді, якщо розглядати лише радіаційні потоки (сонячні та наземні), температури поверхні виявляються набагато теплішими, ніж зараз, а верхні тропосферні температури занадто холодні (Manabe and Strickler, 1964). Однак потепління поверхні поглиненим сонячним і земним випромінюванням змушує повітря біля поверхні нагріватися і підніматися, викликаючи конвекцію. Конвективні рухи викликають як розумний, так і прихований теплообмін від поверхні до більш високих рівнів в атмосфері. Велика частина цієї нерадіаційної тепловіддачі відбувається у вигляді прихованого тепла. Випаровування охолоджує поверхню, тоді як конденсат сильно прогріває атмосферу. Таким чином, енергетичний і водний цикли на Землі з'єднуються між собою.

 

Малюнок\(\PageIndex{8}\): Енергетичний бюджет Землі оцінюється за сучасними спостереженнями та моделями. Адаптовано з Тренберта та ін. (2009).

Спускається земне випромінювання з атмосфери є найбільшим надходженням тепла на поверхню. Насправді вона більш ніж в два рази більше, ніж поглинене сонячне випромінювання. Це ілюструє важливий вплив парникових газів та хмар на бюджет поверхневої енергії. Парниковий ефект схожий на ковдру, яка зберігає нам тепло вночі, зменшуючи втрати тепла. Аналогічно, скло теплиці утримує температуру від падіння вночі.

Хмари є практично ідеальними поглиначами і випромінювачами інфрачервоного випромінювання. Тому похмурі ночі зазвичай тепліше, ніж ночі з ясним небом. Важливий вплив водяної пари на парниковий ефект можна відчути, кемпінгом у пустелі. Нічні температури там часто стають дуже холодними через зниження парникового ефекту в сухому, чистому пустельному повітрі.

г) Радіаційні сили, процеси зворотного зв'язку та чутливість до клімату

Ми бачили, як додавання парникових газів в атмосферу збільшує її оптичну товщину і додатково ізолює поверхню зверху, що призведе до прогрівання поверхні. Але скільки він зігріє за дане збільшення CO ₂ або іншого парникового газу? Щоб відповісти на це питання, і тому, що ми також хочемо розглянути інші фактори зміни клімату, ми вводимо поняття радіаційного форсування та зворотного зв'язку. Ці поняття є способом відокремлення різних механізмів, що призводять до зміни клімату. Радіаційне форсування - це початкова реакція радіаційних потоків у верхній частині атмосфери. Це може бути визначено як зміна радіаційного балансу на вершині атмосфери (тропопауза) для заданої зміни в одному конкретному процесі, який впливає на ці потоки, а все інше утримується постійним. Прикладами для такого процесу є зміни концентрацій парникових газів, аерозолів або сонячної радіації.

Зміна радіаційного балансу у верхній частині атмосфери призведе до потепління, якщо форсування буде позитивним (більше поглинається сонячна радіація або менше випромінюваного земного випромінювання), і це спричинить охолодження, якщо форсування буде негативним (менше поглинається сонячна або більше випромінюється земна в космос). Кількість отриманого потепління або охолодження буде залежати не тільки від сили форсування, але і від процесів зворотного зв'язку всередині кліматичної системи. Зворотній зв'язок клімату - це процес, який посилює (позитивний зворотний зв'язок) або приглушує (негативний) початкову температурну реакцію на заданий форсування. Наприклад, у відповідь на підвищення концентрації CO ₂ температура поверхні нагріється, що призведе до більшого випаровування та збільшення водяної пари в атмосфері. Так як водяна пара також є парниковим газом, це призведе до додаткового утеплення. Таким чином, відгуки про водяну пару позитивні. Потепління або охолодження, що виникає в результаті одного конкретного форсування та всіх процесів зворотного зв'язку, називається чутливістю до клімату. Розглянемо деякі відомі радіаційні форсирування та процеси зворотного зв'язку більш детально.

Радіаційні форсунки

Детальні моделі радіаційного переносу можуть бути використані для розрахунку радіаційного форсування при зміні концентрацій парникових газів в атмосфері. Як показано на малюнку\(\PageIndex{6}\): для СО ₂ форсування виявляється логарифмічно залежати від його концентрації (Ramaswamy et al., 2001)

\[ \Delta F =5.35[Wm^{-2}]ln\left ( C/C_{o} \right ) \]

де C - концентрація CO ₂, а C ₀ - концентрація CO ₂ еталонного стану (наприклад, доіндустріального).

Малюнок\(\PageIndex{9}\): Радіаційне форсування (ΔF) у ватах на квадратний метр як функція атмосферної концентрації CO ₂ (C) відносно еталонного значення (C ₀) відповідно до екв. (2; чорна товста лінія). Чорні прямі позначають еталонний стан C = C ₀ (ΔF = 0). Зелена і червона пунктирні лінії вказують на поточний (2016) стан щодо доіндустріального C/ C ₀ = 400 ppm/280 ppm = 1.4 (ΔF = 1.9 Wm ^-2) і що для подвоєння CO ₂ (ΔF _2x = 3,7 Wm ^-2) відповідно.

Це означає, що радіаційний ефект додавання певної кількості CO ₂ в атмосферу буде меншим, чим більше СО ₂ вже знаходиться в атмосфері. Причиною цього є насиченість піків в спектрі поглинання (рис.\(\PageIndex{6}\)). Наприклад, в центрі піку на 15 мм все випромінювання з поверхні вже повністю поглинається. Збільшення СО ₂ ще більше розширює ширину піку.

A

 

Б

Рисунок\(\PageIndex{10}\): Концентрації метану в атмосфері як функція часу A: останні вимірювання повітря в Мауна-Лоа. B: Крижане ядро, Фірн, і вимірювання повітря з Антарктиди. Зауважимо, що більшість джерел метану знаходяться в північній півкулі, що призводить до більш високих концентрацій там порівняно з Південною півкулею.

Метан (CH ₄) виробляється природним шляхом у водно-болотних угіддях та різними видами діяльності людини, наприклад, в енергетичній промисловості, на рисових порах та сільському господарстві (наприклад, корів). Він видаляється хімічною реакцією з ОН-радикалами і має термін служби близько 10 років. Антропогенна діяльність збільшила концентрації метану в атмосфері після промислової революції більш ніж в два рази, з приблизно 700 ppb до більш ніж 1600 ppb в даний час (рис.\(\PageIndex{10}\)). На основі молекули метан є набагато більш потужним парниковим газом, ніж CO ₂, можливо, частково тому, що його основний пік поглинання близько 8 мм менш насичений, ніж для CO ₂ (рис.\(\PageIndex{6}\)). Однак, оскільки концентрації метану більш ніж на два порядки менші, ніж концентрації CO ₂, його радіаційне форсування з моменту промислової революції становить 0,5 Wm ^-2, що менше, ніж для CO ₂. Як ми побачимо нижче, CO ₂ також має набагато довший термін служби, ніж метан, і тому він може накопичуватися протягом тривалого часу. Дійсно, хоча останні вимірювання свідчать про уповільнення темпів зростання метану в атмосфері, CO ₂ збільшується з дедалі більшими темпами (рис. 10 в главі 2).

Аерозолі - це дрібні частинки, зважені в повітрі. Природними процесами, що доставляють аерозолі в атмосферу, є пилові бурі і виверження вулканів. Спалювання нафти і вугілля людиною також виділяє аерозолі в атмосферу. Аерозолі мають два основних впливу на радіаційний баланс Землі. Вони безпосередньо відбивають сонячне світло назад в космос (прямий ефект). Вони також діють як ядра конденсації хмар таким чином, що вони можуть викликати більше або яскравіші хмари, які також відображають більше сонячної радіації назад у космос. Таким чином, як пряме, так і непряме вплив підвищених аерозолів призводять до охолодження поверхні. Тому аерозольна форсування негативна.

Великі вибухові виверження вулканів можуть призвести до викиду частинок попелу і газу, таких як діоксид сірки (SO ₂) в стратосферу, де вони можуть швидко розподілятися на великих площах (рис.\(\PageIndex{11}\)). У стратосфері SO ₂ окислюється з утворенням аерозолів сірчаної кислоти. Однак стратосферні аерозолі в кінцевому підсумку змішуються назад в тропосферу і видаляються через опади або сухе осадження. Термін служби вулканічних аерозолів в стратосфері становить близько місяців до декількох років. Оцінки радіаційного форсування від вивержень вулканів залежать від виверження, але варіюється від декількох негативних десятих ват на квадратний метр до -3 або -4 Wm ^-2 для найбільших вивержень за останні 100 років (рис.\(\PageIndex{12}\)).

Малюнок\(\PageIndex{11}\): Наслідки вивержень вулканів.
Топ: Вимірювання сонячної радіації, що передається в обсерваторії Мауна-Лоа на Гава

Центр: Фотографія зростаючого шлейфу попелу Пінатубо

Знизу: Фотографія з космічного човника над Південною Америкою, зроблена 8 серпня 1991 року, на якій показано дисперсію аерозолів від виверження Пінатубо в два шари в стратосфері над вершиною купчасто-дощових хмар.

Антропогенні аерозолі звільняються від спалювання тропічних лісів і викопного палива. Останній є основним компонентом, що виробляє більше сульфатних аерозолів в даний час, ніж ті, що виробляються природним шляхом Концентрації аерозолю вище в північній півкулі, де знаходиться промислова діяльність. Оцінки радіаційного форсування невизначені, але варіюються між приблизно -0.5 до -1.5 Wm ^-2 як для прямих, так і для непрямих ефектів (рис. \(\PageIndex{12}\),\(\PageIndex{13}\)). Як правило, оцінки аерозольних форсунок більш невизначені, ніж оцінки парникових газів.

Сонячне опромінення змінюється в залежності від 11-річного циклу сонячних плям. Прямі супутникові спостереження загального сонячного опромінення показують варіації приблизно 1 Wm ^-2 між максимумами сонячної плями та мінімумами (рис.\(\PageIndex{12}\)). Для оцінки радіаційного форсування TSI потрібно розділити на чотири, що призводить до приблизно 0,25 Wm ^-2. Довгострокові оцінки варіацій TSI на основі циклів сонячних плям свідчать про збільшення від мінімуму Мандера (1645-1715) до теперішнього часу приблизно на 1 Wm ^-2. Отримане форсування знову становить близько 0,25 Wm ^-2.

Порівняння різних форсинок вказують на те, що довгострокові тенденції останніх 100 років або близько того переважають антропогенні сили. Негативні сили від збільшення аерозолів дещо компенсують позитивні сили від збільшення парникових газів. Однак чистий ефект все ще є позитивним форсуванням близько 2 Wm ^-2. Вулканічні сили епізодичні, а оцінки сонячного форсування набагато менші, ніж у антропогенних форсів.

Малюнок\(\PageIndex{12}\): Радіаційні сили як функція часу. З data.giss.nasa.gov.

Малюнок\(\PageIndex{13}\): Короткий зміст радіаційних нагнітачів. Від МГЕЗК (2013). Штриховані бруски позначають низьку впевненість і наукове розуміння.

 

Малюнок\(\PageIndex{14}\): Загальні зміни сонячної радіації. Топ: вимірювання на основі різних супутників в залежності від часу.

Дно: більш тривалі реконструкції.

Процеси зворотного зв'язку

Процес зворотного зв'язку є модифікатором зміни клімату. Його можна визначити як процес, який може посилити або зменшити реакцію на початкове випромінювальне змушення через контур зворотного зв'язку. У циклі зворотного зв'язку вихід процесу використовується для зміни вхідних даних (Рисунок\(\PageIndex{15}\)). За визначенням, позитивний зворотний зв'язок посилюється, а негативний зворотний зв'язок приглушує відповідь. У нашому випадку вхідним є випромінювальне форсування (ΔF), а на виході - глобальне середнє зміна температури (ΔT).

Рисунок\(\PageIndex{15}\): Схематична ілюстрація швидких петель зворотного зв'язку клімату (зліва) та їх впливу на вертикальний розподіл температури в тропосфері (праворуч). https://open.oregonstate.education/climatechange/?p=104

 

Уявіть, що розмовляєте в мікрофон. Процес позитивного зворотного зв'язку працює як підсилювач, який робить ваш голос голосніше. Це може призвести до побіжного ефекту, якщо немає або тільки слабкі негативні процеси зворотного зв'язку присутні. Якщо тримати мікрофон занадто близько до динаміка, ефект втечі може призвести до гучного шуму. На початку історії Землі, між приблизно 500 мільйонами і 1 мільярдом років тому, Земля, можливо, зазнала ефект втікання в повністю крижану та снігову планету під назвою «Земля сніжок», спричинену зворотним зв'язком з льодо-альбедо (див. Нижче). Прикладом процесу негативного зворотного зв'язку може бути розмова в подушку. Це робить ваш голос тихішим. Негативний зворотний зв'язок є стабілізуючим. Він запобігає ефект втечі. Як позитивні, так і негативні зворотні процеси діють в кліматичній системі. (Спробуйте уявити собі розмову в декількох подушках і мікрофоні.) Далі ми обговоримо найважливіші з них.

Припустимо, що у нас є початкове позитивне форсування (ΔF > 0),\(\PageIndex{15}\) як показано на малюнку. Як відповідь температура в тропосфері нагріється. Так як тропосфера добре перемішується, можна вважати, що потепління рівномірне (ΔT _s = ΔT _a > 0). Таким чином, верхня тропосфера буде прогріватися, що призведе до збільшення випромінюваного земного випромінювання (ΔETR _a > 0) в космос. Підвищена втрата тепла протистоїть форсуванню і призводить до охолодження. Це відгуки Планка, і він негативний. Рівновага буде досягнута, якщо ΔETR _a = ΔF. Оскільки ΔЕТР _а = ЕТР _{a, f} — ЕТР _{а, i} - різниця між кінцевим ЕТР _{a, f} = σ (T _a + ΔT _a) ⁴ і початковим ETR _{a, i} = 240 Wm ^-2, як розраховано вище (наприклад, рис. B2.1), ми можемо обчислити зміну температури поверхні внаслідок форсування і зворотного зв'язку Планка ΔT _pl = ΔT _a = [(ETR _{a, i} + ΔF)/σ] ^1/4 — Т _а. Для подвоєння атмосферного СО ₂ ΔF = 3.7 Wm ^-2 це призводить до ΔT _pl = 1 К.

Таким чином, якби тільки зворотний зв'язок Планка працював і все інше було б виправлено, подвоєння CO ₂ призведе до потепління близько 1 К. Однак тепліші температури повітря та поверхневого океану також призведуть до більшого випаровування. Кількість водяної пари, яку може вмістити повітряна посилка, залежить експоненціально від її температури. Цей зв'язок, який можна отримати з класичної термодинаміки, називається співвідношенням Клаузіуса-Клапейрона (рис.\(\PageIndex{19}\)). Оскільки більша частина Землі покрита океанами, немає нестачі в воді, доступній для випаровування. Тому цілком ймовірно, що більш теплі температури повітря призведуть до більшої кількості водяної пари в атмосфері. Оскільки водяна пара є сильним парниковим газом, це призведе до додаткового зменшення кількості вихідного довгохвильового випромінювання і, отже, до більшого потепління. Таким чином, відгуки про водяну пару позитивні. Якщо знову припустити, що зміна температури рівномірна з висотою, тропосфера прогріється на додаткову величину ΔT _wv за рахунок зворотного зв'язку водяної пари (червона лінія на малюнку\(\PageIndex{15}\)).

Малюнок\(\PageIndex{16}\): Співвідношення Клаузіуса-Клапейрона описує кількість водяної пари (в г води на кг вологого повітря), яку повітря при насиченні може утримувати в залежності від температури. Всі точки по зеленій лінії представляють 100% відносну вологість. Чим нижче точка знаходиться нижче зеленої лінії, тим нижчою буде її відносна вологість. Наприклад, точка на півдорозі між зеленою лінією та нульовою лінією матиме 50% відносної вологості.

Збільшення кількості водяної пари в атмосфері також передбачає збільшення вертикального транспортування водяної пари і, таким чином, більш приховане виділення тепла на більших висотах, де відбувається конденсація. Це нагріває повітря на висоті ΔT _або > 0. На відміну від цього, на поверхні підвищене випаровування призводить до охолодження ΔT _lr < 0. Таким чином, очікується зниження швидкості, γ = ΔT/ Δz, яка є зміною температури з висотою в атмосфері. Прогрівання верхньої атмосфери посилить виходить довгохвильове випромінювання. Тому, подібно до зворотного зв'язку Планка, зворотний зв'язок швидкості затримки негативний.

Оскільки як водяна пара, так і зворотний зв'язок швидкості проміжку викликані змінами гідрологічного циклу, вони пов'язані між собою. Це призводить до зменшення невизначеності кліматичних моделей, якщо розглядається комбінована водяна пара плюс зворотний зв'язок швидкості затримки, а не кожен зворотний зв'язок окремо (Soden and Held, 2006).

Прогрівання температури поверхні також призведе до танення снігу та льоду. Це зменшує альбедо і, таким чином, збільшує кількість поглиненої сонячної радіації, що призведе до більшого потепління. Таким чином, лід-альбедо відгуки позитивні. Наша проста модель енергетичного балансу 2 зверху може бути змінена, щоб включити температурну залежність альбедо, яка може демонструвати побіжний перехід до сніжної кулі Землі та цікаву поведінку гістерезису. Гістерезис означає, що стан системи залежить не тільки від її параметрів, але і від її історії. Переходи між станами можуть бути швидкими, навіть якщо форсування змінюється повільно.

Потеплення також, ймовірно, змінить хмари. Однак поки що не виявлено чітко зрозумілого механізму, який би зробив однозначний прогноз, як зміниться хмари в теплішому кліматі. Комплексні кліматичні моделі прогнозують великий спектр хмарних зворотних зв'язків. Більшість з них позитивні, але негативний відгук виключати на даний момент не можна. Хмарний зворотний зв'язок є найменш добре зрозумілим і найбільш невизначеним елементом кліматичних моделей. Це також джерело найбільшої невизначеності для майбутніх кліматичних прогнозів.

Кліматичні моделі можуть бути використані для кількісної оцінки окремих параметрів зворотного зв'язку γ _i. Вони розраховуються як зміна випромінювального потоку у верхній частині атмосфери ΔR _i, поділене на зміну регулюючої змінної Δx _i: γ _i = ΔR _i/Δx _i. Наприклад, для кількісної оцінки зворотного зв'язку Планка контролююча змінна Δx _i = ΔT - це температура атмосфери. Атмосферна температура підвищується всюди на ΔT = 1 К, а потім модель радіаційного переносу обчислює ΔR в кожній точці сітки моделі, тобто на всіх широтах і довготах, а потім усереднює по всій земній кулі. Це призводить до ΔR _пл і γ _pl = ΔR _пл/ΔT. Всі окремі параметри зворотного зв'язку можуть бути додані для отримання загального зворотного зв'язку γ = γ _pl + γ _wv + γ _lr + γ _ia + γ _cl. Загальний відгук повинен бути негативним, щоб уникнути ефекту втечі. Найсильнішою, найбільш точно відомою зворотним зв'язком є зворотний зв'язок Планка, яка становить близько γ _pl = −3,2 Wm ^-2 K ^-1. Оцінки для інших зворотних зв'язків приблизно γ _wv + γ _lr +1 Wm ^-2 K ^-1 для комбінованих зворотних зв'язків водяної пари /швидкості лапсу, γ _ia = +0.3 Wm ^-2 K ^-1 для зворотного зв'язку з льодо-альбедо, і γ _cl = +0,8 Wm ^-2 K ^-1 для зворотного зв'язку хмари. Це дає загальні значення γ зворотного зв'язку приблизно від −0,8 до приблизно −1,6 ^Вт-2. Параметр загального зворотного зв'язку може бути використаний для розрахунку чутливості до клімату.

Чутливість до клімату

Кліматична чутливість ΔT _{2 ×} зазвичай визначається як глобальна зміна температури поверхні для подвоєння атмосферного CO ₂ при рівновазі, і вона включає всі швидкі зворотні зв'язки, розглянуті вище. Поточні найкращі оцінки ΔT _{2 ×} 3 K, однак вона коливається приблизно від 1,5 до приблизно 4.5 К. Ця велика невизначеність здебільшого обумовлена великою невизначеністю зворотного зв'язку хмари. Іноді кліматична чутливість S _C = −1/γ повідомляється в одиницях К/ (Wm ^-2). Так як форсування для подвоєння СО _{2 ΔF 2 ×} = 3,7 ^Вт-2 відомо досить добре, одне можна обчислити з іншого, використовуючи S _C = ΔT _{2 ×}/ΔF _{2 ×}. Для ΔT _{2 ×} 3 К, S _C 0,8 К/ (Wm ^-2), і γ 1,2 ^Вт-2 К ^-1. Зверніть увагу, що повільні зворотні зв'язки, пов'язані з ростом і таненням крижаних покривів або змінами вуглецевого циклу, не включаються в ці цифри. Оскільки ми очікуємо, що ці відгуки будуть також позитивними, ми можемо очікувати ще більшої чутливості до клімату протягом більш тривалих часових масштабів (сотих до тисячних років).

Наші визначення радіаційних форсунок та зворотного зв'язку вище не є чіткими. В їх основі лежать існуючі кліматичні моделі і процеси, що входять до них. Наприклад, зміни концентрації CO ₂ в атмосфері протягом тривалих часових шкал палеоклімату можна розглядати як зворотний зв'язок, а не форсування, оскільки кінцевим форсуванням циклів льодовикового періоду є зміни параметрів орбіти Землі і, отже, сезонний розподіл сонячної радіації.

Питання

• Що таке бюджетне рівняння? Опишіть його, використовуючи власні слова.
• Коли бюджет в балансі?
• Що таке електромагнітне випромінювання?
• Що таке фотон?
• Який має коротші, а які довші довжини хвиль: ультрафіолетове, видиме чи інфрачервоне випромінювання?
• Яка з попередніх трьох довжин хвиль фотони є найвищими/найнижчими за енергією?
• Як електромагнітне випромінювання взаємодіє з речовиною?
• Що таке чорне тіло?
• Які відмінності між кривими випромінювання чорного тіла для Сонця та Землі?
• Що таке закон Стефана-Больцмана? Запишіть формулу і поясніть змінні.
• Що таке «гола скеля» модель енергетичного балансу Землі і чому вона не змогла правильно передбачити температуру поверхні Землі?
• Що таке температура? Опишіть його, використовуючи власні слова.
• Що таке парниковий ефект?
• Що таке парникові гази?
• Які два найважливіші парникові гази Землі?
• Яка загальна сонячна радіація (TSI) у верхній частині атмосфери на поверхні, перпендикулярній сонячним променям (у Вт/м ²)?
• Яка вхідна сонячна радіація (S) у верхній частині атмосфери усереднена по всій Землі і протягом одного року (у Вт/м ²)?
• Який відсоток падаючої сонячної радіації у верхній частині атмосфери поглинається атмосферою?
• Який відсоток висхідного земного випромінювання, що випромінюється з поверхні, поглинається атмосферою?

Посилання

Манабе, С., і Р.Ф. Стріклер (1964), Теплова рівновага атмосфери з конвективним регулюванням, J. Atmos. Наук. , 21, 361-385. HTML PDF

Pierrehumbert, Р.Т. (2011), Інфрачервоне випромінювання і планетарна температура, Фіз сьогодні, 64 (1), 33-38, дої:10.1063/1.3541943.

Рамасвами, В., О. Буше, Дж. Хейг, Д. Hauglustaine, J. Хейвуд, Г. Myhre, Т. Накаджіма, Г. Ши, і С.Соломон (2001), Радіаційне примушення зміни клімату, в зміні клімату 2001: Наукова основа. Внесок Робочої групи I до Третього звіту про оцінку Міжурядової групи з питань зміни клімату під редакцією Дж. Т. Хоутона, Y. ding, DJ Griggs, M. Noguer, P. J. ван дер Лінден, X. Дай, К.Маскелл і К. А. Джонсон, стор. 881, Cambridge University Press, Кембридж, Великобританія, Нью-Йорк, Нью-Йорк, США. посилання

Соден, Б.Дж., і І.М. Хелд (2006), Оцінка кліматичних зворотних зв'язків у поєднанні моделей океанічної атмосфери, J Клімат, 19 (14), 3354-3360.

Тренберт, К.Е., Дж. Фасулло та Дж. Кіль (2009), Глобальний енергетичний бюджет Землі, B Am Meteorol Soc, 90 (3), 311-323, дої:10.1175/2008bams2634.1.