Основы адиабатической теории парникового эффекта

По определению парниковым эффектом называется разность между средней температурой поверхности планеты и её радиационной (эффективной) температурой, под которой эта планета видна из космоса. Средняя температура по всей Земле в целом приблизительно равна +15 °С, а её эффективная температура −18 °С, следовательно, парниковый эффект на Земле сейчас равен +33 °С.

С точки зрения приведённого определения парниковый эффект является вполне реальной категорией, хотя сам термин «парниковый эффект» и неудачен, и физически просто неверен. Считается, что атмосфера, содержащая так называемые «парниковые газы», слабо поглощает солнечную коротковолновую радиацию, которая в большей части достигает земной поверхности, но задерживает длинноволновое (тепловое) излучение этой поверхности, тем самым значительно уменьшая теплоотдачу Земли в космическое пространство. Это и принимается за главную причину повышения температуры атмосферного воздуха, и чем выше концентрация в воздухе упомянутых «парниковых газов», поглощающих инфракрасное (тепловое) излучение, тем, как считается, большим оказывается прогрев атмосферы. Своё название эффект разогрева атмосферы под влиянием поглощения парниковыми газами теплового излучения, идущего от поверхности Земли (greenhouse effect), получил по аналогии с теплицами, перекрытыми стеклянной крышей (green house), поскольку стекло тоже легко пропускает видимый спектр солнечного излучения, но задерживает инфракрасное излучение. Однако главный эффект всех теплиц и парников такого типа в другом — в изоляции заполняющего их воздуха от конвективного перемешивания с наружным воздухом. По этой причине, как только открываются окна теплиц и восстанавливается связь с внешним пространством, в них сразу же пропадает и «парниковый» эффект.

Поскольку Земля обладает сравнительно плотной атмосферой, то в её нижнем и наиболее плотном слое — тропосфере толщиной около 12 км перенос тепла происходит не радиационным путём, как это представляют себе сторонники «классического» подхода к парниковому эффекту, а в основном благодаря конвективным движениям воздушных масс. Действительно, в плотной тропосфере (давление больше 0,2 атм) всегда доминирует вынос тепла воздушными потоками, т.е. путём конвективного массообмена воздуха, при котором его тёплые массы расширяются и поднимаются вверх, а холодные, наоборот, сжимаются и опускаются вниз. Радиационный перенос тепла доминирует только в разреженных слоях стратосферы, мезосферы и термосферы. Отсюда следует главный вывод, что среднее распределение температуры в толще тропосферы должно быть близким к адиабатическому распределению, т.е. учитывающим расширение и охлаждение воздуха при его подъёме и, наоборот, сжатие и разогрев воздуха при его опускании. Из этого вовсе не следует, что конкретные распределения температуры в конкретные моменты времени обязательно должны быть адиабатическими. Здесь имеются в виду лишь средние распределения за промежутки времени порядка 1 месяца и более.

Регулируется процесс адиабатического распределения температуры давлением атмосферы, а также эффективной теплоёмкостью воздуха, учитывающей его дополнительный разогрев за счёт поглощения «парниковыми» газами инфракрасного (теплового) излучения земной поверхности и выделения тепла при конденсации влаги в тропосфере. Напомним, что при адиабатическом процессе температура газа, выраженная в градусах Кельвина (К), всегда оказывается пропорциональной давлению газа р в степени показателя адиабаты α, зависящего от эффективной теплоёмкости газовой смеси атмосферы:



где С — постоянная. При конденсации паров воды во влажной тропосфере происходит выделение тепла и повышение температуры воздуха, это приводит к снижению значения показателя адиабаты α. Например, среднее значение этого параметра для влажной тропосферы Земли равно α = 0,1905, тогда как для сухого воздуха α = 0,2846.

Важно отметить, что конденсация влаги в тропосфере порождает облачность, которая является главным фактором, определяющим отражательную способность Земли (её альбедо). Это создаёт сильную отрицательную обратную связь между приземной и радиационной температурами Земли, что приводит к стабилизации температурного режима тропосферы. Действительно, любое повышение приземной температуры усиливает испарение влаги и увеличивает облачность Земли, а это, в свою очередь, повышает альбедо планеты и отражательную способность земной атмосферы. В результате увеличивается отражение солнечного тепла от облаков в космос, а поступление тепла на Землю сокращается, и средняя температура земной поверхности вновь снижается до прежнего уровня. При этом надо учитывать, что любая отрицательная обратная связь в системе приводит к линейной зависимости реакции на выходе системы от воздействия на её входе. Это свойство систем с отрицательными обратными связями универсально и проявляется вне зависимости от природы самих систем, будь то атмосфера планеты, электронный усилитель или центробежный регулятор Уатта в паровых машинах. В нашем случае входным сигналом является температура, характеризующая собой солнечное излучение на расстоянии Земли от Солнца. Для Земли эта температура, называемая температурой «абсолютно чёрного тела», равна T_bb = 278,8 К = +5,6 °С. Отсюда делается второй вывод, что средняя приземная температура T_s линейно зависит от температуры, характеризующей солнечное излучение. Этих двух условий достаточно для однозначного определения средней температуры на любом уровне земной тропосферы:

В этом уравнении показатель адиабаты зависит от мольного веса газовой смеси атмосферы и теплоёмкости воздуха. Если теплоёмкость газов c_p выражать в кал/гград, а газовую постоянную R = 1,987 кал/моль град, то зависимость показателя адиабаты а от состава и влажности атмосферы легко находится по формуле



где μ ≈ 29 — мольный вес воздуха; c_p = 0,2394 кал/гград — теплоёмкость сухого воздуха; C_w + C_r — поправочные коэффициенты с размерностью теплоёмкости, учитывающие суммарный тепловой эффект процессов конденсации влаги C_w (во влажной атмосфере) и поглощения теплового излучения Земли и Солнца C_r.

Распределение температуры для осреднённой тропосферы Земли, построенное по уравнению (55), является почти линейной функцией высоты и практически полностью совпадает (с точностью до 0,1-0,05 %) с распределением температуры в тропосфере стандартной модели земной атмосферы со средним температурным градиентом 6,5 град/км (рис. 124). Напомним, что стандартная модель земной атмосферы является осреднённой по всей Земле зависимостью температуры от атмосферного давления. Эту модель обычно используют при настройке авиационных альтиметров и тарирования барометров, предназначенных для наземных наблюдений. С целью более жёсткой проверки универсальности выведенных закономерностей был проведён расчёт распределения температуры в плотной углекислотной тропосфере Венеры по тому же выражению (55), но с подстановкой в него давлений до 90,9 атм и параметров, отвечающих углекислотному составу её атмосферы. При этом использовались адиабатические уравнения, нормированные по условиям земной атмосферы (рис. 124).



Как видно из рисунка, теоретическое распределение температуры в тропосфере Венеры близко (с точностью до 1-2%) совпало с экспериментально определёнными значениями температуры, измеренными советскими и американскими космическими аппаратами — зондами. Таким образом, было показано, что средняя температура на любом уровне достаточно плотной планетной тропосферы (с давлением выше 0,2 атм) однозначно определяется интенсивностью солнечного излучения, атмосферным давлением на этом уровне и эффективной теплоёмкостью воздуха, учитывающей дополнительный прогрев тропосферы благодаря поглощению тепла парниковыми газами и выделению тепла при конденсации влаги в тропосфере.

Рассматриваемая модель позволяет оценить и доли участия всех составляющих переноса тепла в общем процессе регулировки температуры тропосферы. Так, по характеристическим температурам земной тропосферы, её радиационной T_c = 255 К и средней приземной температуре T_s = 288 К, удаётся определить поправочные члены к теплоёмкости сухой и не поглощающей инфракрасное излучение атмосферы, учитывающие радиационный C_r и влаго-конденсационный C_w перенос тепла в тропосфере (Сорохтин, 2001)



Тогда с учётом уравнения (56) находим: C_r = 0,041 кал/гград; C_w = 0,0794 кал/гград; α = 0,1905. Отсюда видно, что непосредственная передача тепла от земной поверхности воздушным массам, участвующим в конвективном массообмене тропосферы, достигает приблизительно 67%, радиационная составляющая добавляет в конвективный перенос тепла 11%, а выделение тепла при конденсации влаги в толще тропосферы — ещё 22 %. На Венере из-за её существенно более плотной тропосферы относительный прогрев газовой оболочки от горячей поверхности планеты снижается до 55 %, тогда как вклад радиационной составляющей в конвекцию оказывается значительно большим и достигает приблизительно 45 %. Однако при этом около 26 % суммарной тепловой энергии конвективного процесса расходуется в горячих (нижних и средних) слоях тропосферы Венеры на термическую диссоциацию каких-то химических соединений атмосферы. Такими соединениями могут быть, например, серная кислота, диссоциирующая на воду и серный ангидрит, вода, разлагающаяся на кислород и водород, углекислый газ — на угарный газ и кислород и т.д. В верхних же слоях тропосферы при более низких температурах эти составляющие вновь соединяются в стабильные химические соединения.

Описанная здесь модель парникового эффекта, по сути, является «одномерной», в которой сама планета представляется безразмерной точкой, а единственное измерение — это высота над этой точкой. Такая синергетическая модель одновременно является и наиболее точной при определении глобальных характеристик тропосферы планеты, например её парникового эффекта, среднего распределения в ней температуры, при нахождении средних значений радиационной или влагоконденсационной составляющей выделения тепла в тропосфере и т.д. Используя закон Ламберта освещения сферы и вводя в рассмотрение широту местности, эту модель можно перевести в двухмерную, а вводя в неё долготную составляющую и сезонные колебания освещённости планеты — в трёхмерную и четырёхмерную модели (четвёртым измерением является время). При этом, правда, точность определения зависимости парникового эффекта от состава планетной атмосферы будет заметно снижаться.

Для получения локальных климатических характеристик планеты в рассматриваемые модели следует ввести альбедо земной поверхности и привнос тепла циклонами. При таком подходе становится понятным переохлаждение земной поверхности в зимнее время под антициклоническими областями Земли, например, в Антарктиде или Якутии и на северо-востоке России. Фактически в этих областях с высокой отражательной способностью снежного покрова, но лишённых притока тепла циклонами, температура земной поверхности снижается почти до температуры тропопаузы (т.е. нижнего слоя стратосферы), определяемой уже радиационным балансом атмосферы на данной широте. В летнее же время в таких антициклонических областях с сухим воздухом, наоборот, происходит перегрев приземных слоев тропосферы приблизительно на 4-5 °С и выше, со всеми симптомами засухи, что часто случается, например, в Заволжских степях (рис. 125).