Daha çox

8.1: Atmosfer Sirkulyasiyası - Yerşünaslıq


Atmosfer sirkulyasiyası

Bizim atmosfer Yer kürəsini əhatə edən və Yerin cazibə sahəsi tərəfindən saxlanan qaz kütləsi və ya zərfdir. Atmosfer, dünyanın okean hövzələrində suyun hərəkətində və yer üzündə həyatı dəstəkləməkdə bir çox vacib rol oynayır!

Yer atmosferi budur:

  • Sıxlıq təbəqələşdirilmişdir - hava sıxılmışdır və səthin yaxınlığında ən sıx və getdikcə böyüyür seyrək göyə.
  • Haqqında 100 kilometr qalınlığında okean / quru səthi ilə kosmik vakuum arasında.
  • Əsasən qazlardan ibarətdir, əsasən azot (N kimi2) və oksigen (O kimi2) və digər qazların iz miqdarı (CO da daxil olmaqla)2, argon, su buxarı); və süspansiyonda və ya yağış kimi düşən maye və qatı izlər: asılı su (buludlar, su damlaları və buz kristalları), üzvi birləşmələrin izləri və müxtəlif mənbələrdən asılan toz hissəcikləri.


Şəkil 8.1. Kosmosdan göründüyü kimi Yer atmosferinin təbəqələri.

Atmosferin quruluşu

Yer atmosferi səviyyələrə bölünür (şəkil 8.2):


Şəkil 8.2. Yer atmosferinin quruluşu.

* troposfer ən aşağı hissədir (təxminən 6-8 mil [10-13 km]) bütün hava şəraitinin baş verdiyi və havanın kütləsinin təxminən 80% -ni və Su buxarının 99% -i.
* Üstünlük stratosfer ultrabənövşəyi radiasiyanı özünə cəlb edən, qurudakı və dayaz okeandakı həyatı qoruyan bir ozon ehtiva edir. təxminən 31 mil (50 km).
* mezosfer yerin üst atmosferinin stratosferin üstündə temperaturun atmosferin mütləq minimumuna hündürlüyü ilə azaldığı hissəsidir.
* termosfer atmosferin mezosferin üstündəki və atmosferin kəsilmədiyi hündürlüyün altındakı bölgəsi fasiləsiz bir mühitin xüsusiyyətlərinə (təxminən 100 mil) sahibdir. Termosfer, günəş küləyinin yüklənmiş atom hissəciklərinin atmosfer qazları ilə qarşılıqlı təsir göstərməyə başladığı hündürlüyü ilə temperaturun artması ilə xarakterizə olunur.

Atmosfer vasitəsilə enerji ötürülməsi

Günəşdən Yerə gələn enerji miqdarı bərabərdir enerji əks olunduşüalanmış yenidən kosmosa. Atmosfer, okeanlar və quru enerjini udun və buraxın. Canlılar enerjini də özlərinə çəkir və buraxırlar. Üzvi maddələrdə yığılmış enerjinin bir hissəsi çöküntülərə basdırıldıqda qorunur. Geotermal enerji həm də kosmosa yayılmış enerjinin bir izidir. Enerji ötürmə sürəti bulud örtüyü və buz və qar örtüyü səbəbindən də dəyişir.

Gələn günəş radiasiyası bütün dalğa boylarını əhatə edir elektromaqnit spektri. Şəkil 8.3 atmosferin üst hissəsini vuran günəş enerjisinin dalğa boylarını və intensivliyini və səthə çatan enerjini göstərir. Atmosfer əksər dalğa boyları üçün şəffafdır, lakin günəş spektrinin bir hissəsi müəyyən mənimsənilir istixana qazları su buxarı, karbon dioksid, ozon, metan və digər qazlar daxil olmaqla atmosferdə. Qısa dalğa uzunluqları (UB və mavi işıq) havada dağınıqdır və səmanı mavi rəngə çevirir. Daha uzun dalğa boyları daha az dağılır - gün batımı və gündoğumu qırmızı edir (Şəkil 8.4).

Yenidən kosmosa əks olunmayan enerji, görünən işığdan daha çox dalğa uzunluğunda yenidən kosmosa yayılır (əsasənrmal infraqırmızı elektromaqnit spektrinin bir hissəsi).

Atmosferin tərkibi

Azot (N2) - 78%
Oksigen (O2) - 21%
Argon - 0.9%
Karbon dioksid (CO2) - 0.036%
Digərləri <% 1 - Neon, Helium, Metan (CH4), Kripton, Hidrogen (H2), digər birləşmələrin izləri

Digər iz qazları dəyişən miqdarda azot oksidləri, ozon (O3), kükürd dioksid, karbohidrogenlər və s. Bu qazlar, vulkanik püskürmələr, şimşəklər, meşə yanğınları, eroziya və insan fəaliyyətindən müxtəlif növ çirkləndiricilər tərəfindən sərbəst buraxılır. Hava çirkləndiricilərinin əsas mənbələri arasında qalıq yanacaq enerjisi istehlakı, sənaye buraxılışı, kənd təsərrüfatı və soyuducu və kondisioner soyuducu birləşmələrin sızması nəticəsində çıxan qazlar və tüstü var.


Təyin edilmiş CMIP6 ozonunun Cənubi Yarımkürənin atmosfer sirkulyasiyasının ozonun tükənməsinə cavab simulyasiyasına təsiri

Antarktika ozon çuxuru, Cənubi yarımkürənin atmosfer sirkulyasiyasında, orta boylu qərb istiqamətində reaktivin möhkəmlənməsi və qütb istiqamətində dəyişməsi kimi əhəmiyyətli dəyişikliklərə səbəb oldu. İyirmi birinci əsrdə ozon bərpasının, jetin gücünü və mövqeyini təsir göstərməyə davam etməsi, iyirminci əsrə nisbətən əks istiqamətdə dəyişikliklərə səbəb olması və artan istixana qazlarının təsiri ilə rəqabət etməsi gözlənilir. Cütləşdirilmiş Model Qarışıqlaşdırma Layihəsi Mərhələ 6 (CMIP6) üçün həyata keçirilənlər kimi Yerin keçmişi və gələcək iqliminin simulyasiyaları bu ozon təsirlərinin dəqiq bir şəkildə təqdim olunmasını tələb edir. Təyin edilmiş ozon sahələrini istifadə edən iqlim modellərində ozon kimyası, radiasiya ilə istiləşmə, dinamika və nəqliyyat arasında vacib fikirlər yoxdur. Bundan əlavə, təyin olunmuş ozon sahəsi təyin olunduğu eyni model tərəfindən əmələ gəlmədikdə, tətbiq olunan ozon çuxuru süni dinamikaya uyğun gəlmir. Bu məhdudiyyətlər nəticədə ozonun tükənməsinə qarşı iqlim reaksiyasını təsir edir. Bu iş, CMIP6 üçün tövsiyə olunan ozon sahəsinin təyin edilməsinin Cənubi Yarımkürədəki ozon tükənməsinin süni təsirlərinə təsirini araşdırır. CMIP6 ozonunun təyin olunduğu simulyasiyalarla ozon kimyasının interaktiv olaraq hesablandığı simulyasiyaları müqayisə etmək üçün yeni, ən müasir birləşmiş iqlim modeli olan Flexible Ocean Climate Infrastructure (FOCI) tətbiq edirik. Eyni zamanda, bir sıra tarixi həssaslıq simulyasiyalarından istifadə edərək Cənubi Yarımkürədə atmosfer sirkulyasiyasında dəyişikliklərin sürətləndirilməsində ozon tükənməsinin və istixana qazlarının konsentrasiyasının artması ilə oynadığımız rolları müqayisə edirik. FOCI, orta səviyyəli qərb küləyinin və Cənubi Yarımkürədəki Brewer-Dobson dövranının avstral bahar və yay intensivləşməsini simulyasiya edərək ozon tükənməsinin məlum təsirlərini əks etdirir. FOİ-də baş verən bu tarixi dövriyyə dəyişikliklərinin əsas hərəkətverici qüvvəsi ozon tükənməsidir. Ozon tükənməsinə cavab olaraq aşağı stratosferdəki qütb qapağının avstral yay soyudulması CMIP6 ozon sahəsini təyin edən simulyasiyalarda daha zəifdir. Bu zəif cavabı, model dinamikası ilə fərqlənən və süni qütb girdabı ilə birləşməmiş, planetlərdəki boşluq sayının gücünü və mövqeyini dəyişdirən təyin olunmuş bir ozon çuxuruna aid edirik. Nəticədə, ozon səbəb olduğu avstral yay aşağı stratosferik soyumaya dinamik töhfə yatırılır və daha zəif bir soyutma tendensiyasına səbəb olur. Nəticə olaraq, təyin edilmiş CMIP6 ozonu ilə simulyasiyalarda qütb gecə jetinin güclənməsi də zəifdir. Bunun əksinə olaraq, ozon tükənməsinə troposferik qərb istiqamətində reaktiv reaksiyadakı fərqlər modeldə mövcud olan daxili dəyişkənliyə düşür. Müəyyən olunmuş ozon kimya simulyasiyalarında Cənubi Dairəvi Modu davamlılığı daha qısadır. FOCI modeli ilə əldə edilən nəticələr CMIP6 ozon sahəsini təyin edən iqlim modellərinin, ozon kimyasını interaktiv hesablayan modellərlə müqayisədə hələ də zəif bir Cənubi Yarımkürənin ozon tükənməsinə qarşı stratosfer reaksiyasını simulyasiya etdiyini göstərir.

Ozon zəifləyən maddələrin (ODS), xüsusən xlorofluorokarbonların (KFK) antropogen emissiyaları 1980-ci illərdən bəri stratosferik ozon konsentrasiyalarında kəskin azalmaya səbəb olmuşdur. Ən güclü ozon tükənməsi Antarktidanın üstündəki avstral yazda meydana gəldi. Orada qış qütb girdabının içərisində xüsusilə aşağı temperatur, qütb stratosfer buludlarının (PSC) meydana gəlməsini təmin edir. Yazda günəş işığı gəldikdən sonra, PSC-lərin səthindəki heterojen xlor fotokimya xloru ozonu məhv etməkdə xüsusilə təsirli edir (məsələn, Solomon, 1999). Nəticədə, ozon çuxuru hər yaz Antarktika stratosferində inkişaf edir və Cənubi Yarımkürə (SH) iqlimi üçün böyük təsirlər göstərir. Müşahidələr (məsələn, Randel and Wu, 1999 Thompson and Solomon, 2002 Randel et al., 2009 Young et al., 2013) və model simülasyonları (Mahlman et al., 1994 Arblaster and Meehl, 2006 Gillett and Thompson, 2003 Stolarski et al. ., 2010 Perlwitz vd., 2008 Son vd., 2010 McLandress vd., 2010 Polvani vd., 2011 Young vd., 2013 Eyring vd., 2013 Keeble vd., 2014). iyirminci əsrin son onilliklərində ozon tükənməsi nəticəsində azalmış radiasiya istiliyinə görə avstral bahar və yaz aylarında Antarktika alt stratosferinin. Bu soyutma SH dinamikasında əhəmiyyətli dəyişikliklərə səbəb oldu. Alt qütb qapağı temperaturu, soyuq qütb qapağı ilə nisbətən daha isti orta enliklər arasında artan meridional temperatur gradiyanı ilə nəticələndi. Nəticədə bahar stratosfer qütb girdabı gücləndi (Thompson and Solomon, 2002 Gillett and Thompson, 2003 Arblaster and Meehl, 2006 McLandress et al., 2010 Thompson et al., 2011 Keeble et al., 2014) və parçalanması təxirə salındı təxminən 2 həftə (Waugh et al., 1999 Langematz et al., 2003 McLandress et al., 2010 Previdi and Polvani, 2014 Keeble et al., 2014). Bu, stratosferə yayılan planetar dalğa fəaliyyətinin intensivləşməsinə imkan verdi və nəticədə avstral yayda Brewer-Dobson dövranının (BDC) artması ilə nəticələndi (Li et al., 2008, 2010 Oberländer-Hayn et al., 2015 Polvani et al. ., 2018 Abalos et al., 2019).

Eyni zamanda, stratosferik qərblərin güclənməsi aşağıya doğru uzanaraq tropik jeti təsir etdi və Avstraliya yayında 1 ilə 2 aylıq bir gecikmə ilə gücləndi (Thompson and Solomon, 2002 Gillett and Thompson, 2003 Perlwitz et al., 2008 Son et al., 2010 Eyring et al., 2013). Stratosfer və troposfer jetlərinin intensivləşməsi Cənubi Dairəvi Modda (SAM Thompson and Solomon, 2002 Gillett and Thompson, 2003 Marshall, 2003 Perlwitz et al., 2008 Fogt et al., 2009 Thompson et al.) Eyni zamanda müsbət bir tendensiya ilə müşayiət olundu. ., 2011). Səthin qərb tərəfləri qütb tərəfində gücləndi və ekvator tərəfində zəiflədi, bu səbəbdən də Avstraliya yayında daha yüksək enliklərə doğru hərəkət etdi (Polvani və s., 2011). Bu, SH fırtına yolunun poleward yerdəyişməsi ilə nəticələndi və yalnız yüksək enliklərdə və orta enliklərdə deyil, bulud örtüyündə dəyişikliklərə səbəb oldu (Grise et al., 2013) və yağıntılar (Polvani və digərləri, 2011 Previdi və Polvani, 2014) , həm də subtropiklərdə (Kang et al., 2011). Ozon çuxurunun əmələ gəlməsi Antarktidadakı səth istiliyinə də təsir göstərmiş, qitə üzərindəki istilik meylində böyük regional dəyişikliklər olmuşdur. Antarktika Yarımadası və Patagoniya üzərində əhəmiyyətli dərəcədə istiləşmə olduğunu Thompson and Solomon (2002) bildirdi. Ozon dəliyi əmələ gəlməsinin digər nəticələri arasında SH polar tropopozunun yüksəlməsi (Son və digərləri, 2009 Polvani və s., 2011) və Hadley hüceyrəsinin qütblü genişlənməsi (Garfinkel və digərləri, 2015 Waugh və s., 2015 Polvani) var. et al., 2011 Min and Son, 2013 Previdi and Polvani, 2014) Avstraliya yayında. Qərb istiqamətləri ilə əlaqəli Cənubi Okean üzərindəki külək stresi, SH-nin okean dövriyyəsi ilə əlaqəli əhəmiyyətli dərəcədə möhkəmlənmə və qütb yönündə bir dəyişmə yaşadı (Yang et al., 2007 Swart and Fyfe, 2012). Antarktika ozon çuxurunun əmələ gəlməsi səbəbindən okean dövriyyəsi dəyişikliyinə, subtropik Sakit okean, Atlantik və Hind okeanını birləşdirən SH supergeyrinin güclənməsi və qütb istiqamətində dəyişməsi (Cai, 2006), duzlu və isti suların nəqlinin artması daxildir. Agulhas sızıntısı (Biastoch et al., 2009, 2015 Durgadoo et al., 2013) və Cənubi Okeandakı Ekman nəqliyyat və yüksəlişindəki dəyişikliklər kimi tanınan Hindistandan Atlantik Okeanına (Thompson et al., 2011, və buradakı istinadlar).

Ozon tükənməsinin SH iqlimi üçün bu cür dərin təsirləri olduğundan keçmiş və gələcək iqlim dəyişikliyinin dəqiq model simulyasiyaları, stratosferik ozon dəyişikliklərinin və bununla əlaqəli təsirlərin düzgün şəkildə göstərilməsini tələb edir. Çoxsaylı dəlil sübutları modellərdə stratosfer ozonunu təyin etmək üçün istifadə olunan metodun onların ozon tükənməsinə cavabını təsir etdiyini göstərir (Gabriel və s., 2007 Crook və s., 2008 Gillett və s., 2009 Waugh və s., 2009 Haase və Matthes, 2019). Ozon konsentrasiyaları kimya iqlim modellərində (CCM) olduğu kimi interaktiv şəkildə hesablana bilər (məsələn, Haase və Matthes, 2019) və ya üçölçülü olaraq zonal vasitə olaraq təyin edilə bilər (3D məsələn, Crook et al., 2008), aylıq vasitə olaraq və ya gündəlik qərarda. Ozon asimmetriyaları, təyin olunmuş ozon sahəsinin müvəqqəti çözünürlüğü və ozon, temperatur, dinamika və nəqliyyat arasındakı geri bildirişlər, azalan ozon konsentrasiyalarında baş verən dəyişikliklərin simulyasiya edilməsinə təsir göstərir. Bu məqalədə Cütləşdirilmiş Model Qarışıqlaşdırma Layihəsi Mərhələ 6 (CMIP6) üçün tövsiyə olunan ozon sahəsinin təyin olunmasının ozon kimyasını interaktiv hesablayan simulyasiyalarla müqayisə apararaq ozonun tükənməsinə cavabdeh atmosfer sirkülasyon reaksiyasını necə təsir etdiyi araşdırılır.

Antarktika ozon çuxurunun mövqeyi Cənubi Qütbün üzərində deyil, qütb girdabının vəziyyətinə görə dəyişir və klimatoloji ortada Atlantik sektoruna köçürülür (məs., Grytsai et al., 2007). Nəticədə, ozon sahəsi zonal istiqamətdəki asimmetriyalarla xarakterizə olunur və bundan sonra ozon və ya ozon dalğalarında zonal asimmetriya adlandırılır. Zon asimmetriyalarının ozondakı təsiri əvvəllər hər iki yarımkürə üçün araşdırılmışdır (məsələn, Gabriel et al., 2007 Crook et al., 2008). Şimali Yarımkürə qışında zonal asimmetrik ozon stasionar və mezosferdəki temperatur dəyişikliyi ilə nəticələnən sabit dalğa birinin quruluşunu dəyişdirir (Gabriel et al., 2007 Gillett et al., 2009). Ozon dalğalarının ani stratosfer istiləşmə (SSW) sayını da təsir etdiyi təsbit edildi, lakin tədqiqatlar dəyişiklik əlaməti ilə razılaşmırlar (Peters et al., 2015 Haase and Matthes, 2019). Peters et al. (2015) 1980-ci illərin ortaları ilə 1990-cı illərin ortaları arasında zonal orta ozonun təyin olunduğu ilə müqayisədə ozonda göstərilən zonal asimmetriya ilə simulyasiya halında artan SSW sayının və Arktik salınımın zəiflədiyini bildirdi. Əksinə, Haase and Matthes (2019) 1955 ilə 2019 arasında ozondakı zonal asimmetriya təyin edildiyi zaman daha az SSW meydana gəldiyini və ozon kimyası interaktiv olaraq hesablandıqda daha az SSW meydana gəldiyini tapdı. Son bir araşdırmada Oehrlein et al. (2020) interaktiv və təyin olunmuş zonal simmetrik ozonla 200 illik dilim simulyasiyaları arasında orta qış SSWs sayında əhəmiyyətli bir fərq tapmadı.

SH-də ozondakı ən böyük zona asimmetriyaları baharda (Gillett və digərləri, 2009 Waugh və s., 2009), stratosfer qütb girdabının troposferdən gələn dalğa aktivliyi axını ilə narahat olduqda və ozon çuxuru inkişaf etdikdə meydana gəlir. . Ozonda zona asimmetriyasını ehtiva etməyən model simulyasiyalar güclü ozon tükənməsi ilə xarakterizə olunan onilliklər ərzində avstral yayda Antarktidanın üstündə daha isti bir aşağı stratosfer və zəif qərb küləkləri nümayiş etdirir (Crook et al., 2008 Gillett et al., 2009). Ozondakı zonal asimmetriyaların stratosfer istiliyinə və dolayısı ilə qütb burulğanına təsiri stratosfer dinamikasındakı dəyişikliklərlə vasitəçilik edir və yalnız ozon sahəsi ilə əlaqəli radiasiya istiliyindəki dəyişikliklərlə izah edilə bilməz (Crook et al., 2008 Li et al.). ., 2016). Orta vəziyyətdəki fərqlərə əlavə olaraq istiliyin və stratosferik və troposferik qərb təyyarələrinin gücündəki meyllər hər iki dövrdə də az qiymətləndirilir (Waugh və digərləri, 2009 Li et al., 2016 Haase və digərləri, 2020) və gələcəkdə. (Waugh et al., 2009) ozonda zonal asimmetriya daxil olmayan simulyasiyalar. Bundan əlavə, okean dövriyyəsi səthdəki külək stresindəki dəyişikliklərə həssas olduğundan, ozondakı stratosfer zonal asimmetrlərindən də təsirlənir. Zonal orta aylıq orta ozon təyin edən simulyasiyalardakı zəif bahar və yaz səthinin qərb istiqamətləri, bu səbəbdən SH Ekman nəqliyyatında və Meridional Aşırma Sirkulyasiyasında zəif dəyişikliklərə çevrilir (Li və s., 2016).

Ozonda zona asimetri ilə yanaşı, daha yüksək bir müvəqqəti çözünürlük əldə etmək üçün daha sonra xətti olaraq interpolasiya edilən aylıq orta ozon dəyərlərinin təyin edilməsi də interaktiv kimya istifadə edilən simulyasiyalarla müqayisədə atmosfer dinamikasında fərqliliklərə səbəb olur (Sassi və digərləri, 2005 Neely və digərləri, 2014). Təyin olunmuş aylıq ozon dəyərləri arasında xətti interpolasiya etmək, interaktiv kimya simulyasiyaları ilə müqayisədə ozon tükənməsinin az qiymətləndirilməsinə səbəb olur, çünki avstral yay zamanı sürətli ozon dəyişiklikləri tam tutula bilmir. Zəif olan ozon çuxuru öz növbəsində daha isti bir aşağı stratosferə və həm stratosferik həm də troposferik qərb küləyində kiçik dəyişikliklərə səbəb olur. Neely et al. (2014), aylıq orta ozon əvəzinə gündəlik ozon təyin edildiyi təqdirdə bu fərqlərin çox azaldığını və təyin olunmuş ozonun qaba müvəqqəti çözünürlüğünün avstral bahar stratosfer temperaturu ilə avstral yay stratosferik hissəsindəki fərqin böyük bir hissəsini təşkil etdiyi qənaətinə gəldi. təyin olunmuş və interaktiv ozon ilə simulyasiyalar arasında jet.

Stratosfer ozonu, temperaturu və dinamikası arasında əks əlaqə yalnız ozon kimyasını interaktiv hesablayan modellərdə, yəni CCM-lərdə ola bilər. Hər iki yarımkürədəki bu cür geri bildirişlərin əhəmiyyəti əvvəllər Haase və Matthes (2019), Haase et al. (2020) və Oehrlein et al. (2020). İstər birbaşa radiasiya ilə soyudulması, istərsə də dolayısı ilə dinamikanın dəyişməsi nəticəsində ozon tükənməsindən qaynaqlanan temperatur dəyişikliyi, katalitik ozon məhv reaksiyalarının sürətini dəyişdirərək ozon konsentrasiyalarına qayıdır. Eyni zamanda, ozon itkisinə görə qütb qapaqlarının soyuması stratosferdəki meridional temperatur gradyanını artırır və istilik külək tarazlığının dediyi kimi qütb girdablarını gücləndirir. Güclü qərb istiqamətləri isə öz növbəsində planetlərin dalğalarının troposferdən yuxarıya doğru yayılmasına təsir göstərir və bu səbəbdən ozonu yüksək enliklərə aparan BDC-də dəyişikliklərə səbəb olur. Ozonun azalmasına görə stratosfer dinamikasındakı dəyişikliklər, ozon konsentrasiyasına da qayıdır. Haase and Matthes (2019), qütb girdabının parçalanması zamanı Şimali Yarımkürə bulağında belə bir geribildirimi təsvir etmişdir. İlin bu vaxtında qərblər zəifdir və ozon səviyyəsinin azalması planetar dalğa məcburiyyətinin artmasına səbəb olur. Bu, aşağı enliklərdən dinamik isitmə və inkişaf etmiş ozon nəqliyyatı ilə nəticələnir, hər ikisi də mənfi bir geri döngə meydana gətirərək ozon konsentrasiyalarının artmasına səbəb olur. Bu geribildirim yalnız interaktiv kimya istifadə olunduğu model simulyasiyada meydana gəldi, ya zonal orta ya da üç ölçülü ozon təyin olunduğu simulyasiyalarda deyil, ozon kimyasının interaktiv olaraq hesablanmasının vacibliyini göstərdi. Bənzər bir geribildirim SH-də də fəaliyyət göstərir (Lin et al., 2017 Haase et al., 2020). Bundan əlavə, Haase və s. Tərəfindən SH üçün aşağı stratosferdə müsbət rəy bildirildi. (2020). CMIP6 modellərindəki tarixi SAM meyllərini və onların sürücülərini araşdıran yeni bir araşdırma, ozondakı sera ilə əlaqəli dəyişikliklər səbəbindən artan istixana qazlarının (SG) SAM-a dolayı təsirinin SG-lərin SAM-a birbaşa təsirini aradan qaldırdığını təsbit etdi (Morgenstern, 2021 ). Tədqiqat göstərdi ki, interaktiv kimya istifadə etməyən modellər bu səbəbdən İXQ-lərin tarixi SAM möhkəmlənməsinə verdiyi töhfəni çox qiymətləndirir.

Simülasyonların ozonu təmsil etmək üçün istifadə olunan üsula həssaslığını yoxlamaq üçün eyni modeldən istifadə edərək əvvəlki tədqiqatlar, interaktiv olaraq hesablanmış ozon kimyasını keçmiş və gələcək iqlim tədqiqatları üçün üstünlüklü seçim kimi göstərən iqlim modellərinə işarə etdi. Əksinə, troponik reaktivin ozon tükənməsinə reaksiyası, ozonun necə tətbiq olunduğuna reaksiya həssaslığını qiymətləndirmək üçün fərqli modellərdən istifadə edən tədqiqatlarda ozon kimyası olan və olmayan modellər arasında əhəmiyyətli dərəcədə fərqlənmir (Eyring et al., 2013 Seviour et al.). ., 2017 Son et al., 2018). Eyring et al. (2013), bununla birlikdə, ozon kimyası daxil olmaqla kateqoriyalara ayrılan bəzi modellər həqiqətən ozon sahəsini təyin etdi. Kimyası olmayan modellərdən fərqi, bir neçə model halında, ozon sahəsinin eyni modelin interaktiv kimya versiyası tərəfindən istehsal edildiyi idi. Bundan əlavə, ozon dəyişikliyini tətbiq etmək üçün istifadə olunan metodun təsirini qiymətləndirmək üçün fərqli modellərdən istifadə etmək, bu modellər arasındakı digər fərqlərin, məsələn stratosfer-troposfer birləşməsinin gücü kimi nəticələrin necə təsir etdiyini qiymətləndirməyi çətinləşdirir.

İnteraktiv kimya ilə əlaqəli iqlim modellərinin hesablama dəyəri hələ də çox yüksəkdir, xüsusən CMIP6 üçün olduğu kimi uzun iqlim simulyasiyalarına ehtiyac olduqda. Bu səbəbdən CMIP6-ya qatılan bütün iqlim modelləri interaktiv kimya istifadə etmir (Keeble et al., 2020), əksinə CCM ilə simulyasiyalardan alınan atmosfer kimya məlumat dəstlərindən istifadə edirlər. CMIP6-da istifadəsi tövsiyə olunan yeni atmosfer ozon sahəsi (Hegglin et al., 2016) 3B-dir və aylıq müvəqqəti çözünürlüyə malikdir. Aylıq dəyərlərdən model vaxt mərhələsinə xətti olaraq interpolasiya edərək ozon həddini düzəltmək məsələsi CMIP6-da qalır. Əlavə olaraq, iki fərqli CCM-nin (Keeble və digərləri, 2020) çıxışının ortalaması ilə yaradılan təyin olunmuş ozon sahəsi, təyin olunduğu modellərin dinamikası və üstəlik, ozon arasındakı geri bildirişlərlə uyğun deyil. temperatur və dinamika baş verə bilməz. Üstəlik Hardiman et al. (2019), təyin olunmuş ozon məlumat dəstində mövcud olan tropopoz hündürlüyü ilə təyin olunmuş ozon məlumatlarını istifadə edən iqlim modelindəki tropopoz hündürlüyü arasındakı uyğunsuzluğun tropopoz ətrafında səhv istilik dərəcələrinə səbəb ola biləcəyini göstərdi. Bu məhdudiyyətlər, təyin olunmuş CMIP6 ozon və tamamilə interaktiv CCM-lərdən istifadə olunan iqlim modelləri arasında atmosfer dinamikasında hələ də fərqlərin olduğunu göstərir. Bu işdə, iki simulyasiya ansamblı ilə yeni birləşmiş iqlim modeli FOCI (Flexible Ocean Climate Infrastructure Matthes et al., 2020) ilə müqayisə edərək ilk dəfə bu fərziyyəni yoxlayırıq: modelin interaktiv ozon kimya istifadə etdiyi bir ansambl və biri CMIP6 ozonunun təyin olunduğu ansambl. İyirminci yüzilin ikinci yarısında həm orta vəziyyətə, həm də çox dekadalı meyllərə münasibətdə atmosfer dinamikasındakı fərqləri araşdırırıq. İqlim modeli FOCI və metodologiyamız haqqında təfərrüatları Sektdə tapa bilərsiniz. 2. Antropogen GHG-lərdəki artımın SH dövranında dəyişikliklərə səbəb olduğu bildirildiyi üçün (Fyfe və digərləri, 1999 Kushner və digərləri, 2001), əvvəlcə ozon çuxurunun əmələ gəlməsi və artımını qiymətləndiririk. İŞ-lərdə, Sektadakı FOCI-də simulyasiya edilmiş dəyişikliklərə kömək edir. 3 və modelin ozon tükənməsinin təsirlərini simulyasiya etmə qabiliyyətini təsdiq edirik. Daha sonra iki ansambl simulyasiyasını müqayisə edirik və modelin təyin olunmuş CMIP6 ozonla performansını, Sektdəki modelin interaktiv kimya versiyasına qarşı qiymətləndiririk. 4. Nəhayət, məzhəb. 5 nəticənin müzakirəsini, nəticəmizlə birlikdə təqdim edir.


Giriş seçimləri

1 il ərzində jurnala tam giriş əldə edin

Bütün qiymətlər NET qiymətləridir.
ƏDV daha sonra kassaya əlavə olunacaq.
Vergi hesablanması ödəmə zamanı başa çatacaq.

ReadCube-da vaxt məhdud və ya tam məqalə girişi əldə edin.

Bütün qiymətlər NET qiymətləridir.


2.4 TOPAZ4-un metodları və qiymətləndirilməsi

GSG sirkulyasiyasının gücünü 72-75 ∘ N, 18-10 ∘ W bölgədəki 3000 m izobata daxilində qış ortalama (DJF) barotrop axın funksiyası anomaliyalarını orta hesabla (yaşıl qutu ilə işarələnmiş şəkildə) qiymətləndirdik. Şəkil. 1b). Daha sonra ərazinin ortalama dəyərləri 1991–2017-ci illərin tamamında “gir indeksini” qiymətləndirmək üçün standartlaşdırıldı (Şəkil 1c). Bu işdə GS-də yerli dəniz buzunun yalnız qış dövründə əmələ gələ biləcəyi üçün qış (DJF) mövsümünə və GSG sirkulyasiyasının qış dövründə ən yüksək səviyyəsinə diqqət yetirdik (şəkil 1c). DJF orta potensial temperatur anomaliyasının kompozit analizi, gyre indeksi müvafiq olaraq 0.75 və -0.75 işarələrini keçdikdə təyin olunan güclü və zəif gyre indeksi illərində orta hesabla aparılmışdır. 0.75 həddini yalnız kifayət qədər güclü-zəif gir dövriyyəsi dövrlərini nəzərə almaq üçün seçildi. Məqalədə bütün regresiya və korrelyasiya analizləri müvafiq dəyişənlər üçün ayrılmış zaman seriyası ilə aparılmışdır. Şirin su miqdarı aşağıdakı düsturdan istifadə edilərək hesablanmışdır:

harada S duzluluqdur və istinad duzluluqdur Sref 34.8 psu olaraq seçilir.

Həm müşahidədə, həm də TOPAZ4-də qış ortalama DJF SIC standart sapması, cənub-qərb GS-də MIZ və mərkəzi GS-də Odden bölgəsi boyunca yüksək dəyişkənlik göstərdi (Şəkil 2). Qeyd edək ki, TOPAZ4 reanaliz məlumatları müşahidələrə nisbətən daha məhdud bir MIZ nümayiş etdirir ki, bu da məlum model çatışmazlığıdır (Sakov və digərləri, 2012). TOPAZ4-də istifadə olunan dəniz buz modeli (Hunke və Dukowicz, 1997), paket buzla açıq okean arasında daha dar bir keçid zonasına malikdir. Dəniz buz müşahidələrinin mənimsənilməsi müşahidələrə nisbətən TOPAZ4-də MIZ-in mövqeyini bir qədər yaxşılaşdırsa da, dar zolaqdakı kəskin keçid hələ də qalmaqdadır, bu da şəkil 2b-də göstərildiyi kimi dar TOPAZ4-də daha yüksək standart sapmalarla nəticələnə bilər. . Bununla yanaşı, növbəti hissədə tapacağımız kimi, tədqiqatda izah edilən atmosfer və okean proseslərinə dəniz buz reaksiyası həm müşahidə, həm də TOPAZ4-də əhəmiyyətli dərəcədə tapıla bilər, TOPAZ4-də MIZ boyunca bir az daha yüksək siqnallarla. Beləliklə, TOPAZ4-də siqnal-səs-küy nisbəti işlərin əsas məqsədi olan proseslərin keyfiyyət aspektlərini və onların SIC-ya təsirini təsir etməməlidir.

Şəkil 4EN4 müşahidə (qırmızı xətlər) və TOPAZ4 (mavi xətlər) arasında müqayisə. Potensial temperaturun aylıq orta (incə xətlər) və 1 illik işləyən orta (qalın xətlər) (a, c), duzluluq (b, d)və təbəqələşmə indeksi (e, 200 m və səth arasındakı potensial sıxlığın fərqi) Şəkil 2-də göstərildiyi kimi cənub-qərb GS-də orta hesabla 72-75 ∘ N, 18-10 ∘ W üzərində. (a, b) 0-50 m dərinlikdə orta və (c, d) orta hesabla 100-400 m dərinlikdə. (f) DJF, peyk müşahidələrindən (qırmızı) və TOPAZ4 (mavi) ilə eyni bölgədəki dəniz buz konsentrasiyası deməkdir.

Şəkil 5Qış-ortalama (DJF) dəniz buz konsentrasiyasının xətti reqressiyası (a) peyk müşahidələri və (b) TOPAZ gyr indeksi üzərində yenidən analiz. Yalnız 95% səviyyəsində əhəmiyyətli dəyərlər göstərilir. Konturlar hər 1000 m-də çəkilən alt topoqrafiyadır.

Şəkil 6DJF-nin xətti reqressiyası, gir indeksindəki dəniz səviyyəsindəki təzyiq anomaliyası deməkdir. % 95 statistik əhəmiyyətə malik bölgələr nöqtədir.

TOPAZ4-də okean şəraitinin qiymətləndirilməsi üçün Levitus və digərləri ilə EN4 (versiya 4.2.1) keyfiyyətə nəzarət analizlərindən alınan temperatur və duzluluq müşahidələrindən istifadə etdik. (2009) düzəlişlər tətbiq edilmişdir. Burada SIC-nın standart sapmasının həm TOPAZ4-də, həm də müşahidələrdə maksimum olduğu aşkarlanan cənub-qərb GS-də bir bölgədəki (şəkil 2-də göstərildiyi kimi) okean parametrlərini müqayisə etməyi seçdik. Növbəti hissədə burada təsvir olunan proseslərə SIC cavabının bu bölgədə ən dərin olduğunu göstərəcəyik. Bundan sonra sadəliyi üçün bu bölgəni cənub-qərb GS olaraq adlandırırıq. Şəkil 3, TOPAZ4 və EN4-də tapıldığı kimi cənub-qərb GS-də dəniz səthinin istiliyinin (SST) və duzluluğun (SSS) məkan-müvəqqəti nümunələrini göstərir. Bu parametrlərin müvəqqəti təkamülü TOPAZ4-də yaxşı tutulsa da, müşahidələrlə müqayisədə isti və duzlu suların qərbə doğru uzanmasının TOPAZ4-də daha az olduğu təsbit edildi. Bu, Qrenlandiya şelfindəki soyuq və şirin sularla cənub-qərb GS-dəki isti və şoran sular arasındakı cəbhənin TOPAZ4-də müşahidələrə nisbətən bir az şərqə doğru dəyişdiyini göstərir. Bu, SIC-nin TOPAZ4-də müşahidələrə nisbətən şərqə doğru bir az daha yüksək standart sapma tapmasına səbəb ola bilər (şəkil 2). Cənub-qərb GS-də TOPAZ4-də həm səth, həm də yeraltı temperaturun müşahidələrə nisbətən daha soyuq olduğu aşkar edildi (şəkil 4). TOPAZ4-dəki mənfi qərəzlər yeraltıda həm temperatur, həm də duzluluq baxımından daha dərindən idi. Xie və s. (2017) TOPAZ4 ilə də oxşar bir nəticə tapdı və seyrək müşahidələrə aid etdi. Təbəqələşmənin göstəricisi kimi 200 m ilə səth arasındakı potensial sıxlıq fərqindən istifadə edərək TOPAZ4-ün müşahidələrə nisbətən daha zərif təbəqələşməyə sahib olduğunu gördük (şəkil 4e). TOPAZ4-dəki soyuq yanaşmaya uyğun olaraq, TOPAZ4-də qış orta SIC cənub-qərb GS-də peyk müşahidələrindən daha yüksəkdir (şəkil 4f). Ancaq güclü bir əlaqə qurduq ( r= 0.9) müşahidələrdəki SIC ilə TOPAZ4 arasında. Bu, işin mərkəzində olan SIC-nın illik dəyişkənliyinin həm TOPAZ4-də, həm də müşahidələrdə kifayət qədər uyğun olduğunu göstərir.

Girov indeksindəki qış-orta SIC regresiya xəritəsi cənub-qərb GS-də əhəmiyyətli mənfi SIC göstərdi (şəkil 5). Reqressiya əmsallarının məkan quruluşu, Şəkil 2-də göstərildiyi kimi, GS-də qış-orta SIC standart sapmasına bənzəyir. Bu, GS-də SIC dəyişkənliyinin xeyli miqdarının GSG dövriyyəsi ilə əlaqəli ola biləcəyini göstərir. Bununla birlikdə, NS-dəki atmosfer məcburiyyətinin həm GSG dövriyyəsini (Aagaard, 1970 Legutke, 2002 Chatterjee et al., 2018) və həm də GS-də SIC dəyişkənliyini təsir edə biləcəyini unutmamalıyıq (Germe et al., 2011).

GSG dövriyyəsi ilə əlaqəli atmosfer sirkulyasiyasının QS-dəki SIC dəyişkənliyinə təsirini aydınlaşdırmaq üçün gir səviyyəsində dəniz səviyyəsindəki təzyiq anomaliyalarının xətti reqressiyası hesablanmış və Şəkil 6-da göstərilmişdir. Böyük miqyaslı atmosfer sirkulyasiyası güclü GSG dövriyyəsi ilə əlaqəli, lakin həmişəki yerlərinin şimalında hərəkət mərkəzləri ilə əlaqəli pozitiv NAO tipli bir şəkil (şəkil 6). GSG dövriyyəsi, NS-də aşağı SLP anomaliya nümunələrinin yaratdığı anomal külək stres qıvrımına cavab verir (Chatterjee et al., 2018). Bununla birlikdə, məkan xüsusiyyəti ilə İslandiyanın aşağı və Azor adalarının yüksəkliyini vurğulayan stansiya əsaslı NAO indeksini tapdıq (https://climatedataguide.ucar.edu/sites/default/files/nao_station_seasonal.txt, son giriş: 19 dekabr 2020 ) və gyre indeksi çox aşağı bir əlaqəyə sahibdir ( r= 0.2). This further points to the importance of the spatial variability of NAO (Zhang et al., 2008 Moore et al., 2012) and its influence on the Nordic Seas circulation. Also note that the low correlation could be due to the fact that the equatorward pole of NAO does not exhibit very significant regression patterns in Fig. 6.

Figure 7(a) Climatological (1991–2017) DJF sea ice velocity vectors ( cm s −1 ) from satellite observations. (b) Regression of DJF sea ice velocity anomalies ( cm s −1 ) on the gyre index. Only results significant at 95 % are shown for clarity. Contours are bottom topography drawn every 1000 m .

The mean southward sea ice export in the GS across the FS (Fig. 7a) is strongly driven by the geostrophic winds in this region (Smedsrud et al. 2011). The low-SLP pattern over the NS associated with the GSG circulation can induce anomalous northerlies in the GS. Linear regression of sea ice velocities on the gyre index showed anomalous northward sea ice velocities in the GS associated with an increase in GSG strength (Fig. 7b). This indicates that the anomalous northerly winds during a strong GSG circulation would lead to Ekman drift of sea ice which tends to push the sea ice towards the Greenland coast and reduce the mean southward sea ice velocities in this region (Fig. 7a). This could lead to reduced sea ice export in this region and result in low SIC.

Figure 8(a) Difference between 400 m depth-averaged potential temperature anomalies ( ∘ C ) averaged for years of strong (red bars in b) and weak (blue bars in b) gyre index. (b) Gyre index (blue) and standardized surface salinity anomaly (black) temperature advection ( UT ) in the upper 400 m (red) for DJF over the region 72–75 ∘ N, 18–10 ∘ W, as marked in (a).

Next, we investigate GSG's potential in influencing the oceanic conditions and hence the sea ice in the GS, given that the local oceanic conditions largely affect the sea ice conditions therein (Johannessen et al., 1987 Visbeck et al., 1995 Kern et al., 2010 Selyuzhenok et al., 2020). Figure 8a shows the difference in ocean temperature anomaly in the upper 400 m averaged for the strong- and weak-GSG-circulation years (marked in Fig. 8b see methods for definitions). The average temperature anomaly for the strong-GSG-circulation years was found to be approximately 1 ∘ C higher than the same during weak-GSG-circulation years. The warm anomalies further extend eastward with the JMC towards the central GS and could potentially affect the sea ice formation in the Odden region. Further, we found significant positive correlation ( r=0.7 , səh<0.01 Fig. 8b) between gyre index and temperature advection ( UT in the upper 400 m ) in the south-western GS (marked region in Fig. 8a), where maximum GSG influence on SIC is found (Fig. 3a). This suggests that a strong GSG circulation recirculates the warm AW anomalies into the south-western GS from the FS. This is consistent with earlier study indicating an increased oceanic heat content in the south-western GS due to a stronger GSG circulation (Chatterjee et al., 2018).

Figure 9(a) Logarithm of squared Brunt–Väisälä frequency ( N 2 , colour shaded), (b) potential temperature, and (c) salinity for DJF over the region 72–75 ∘ N, 18–10 ∘ W, as marked in Fig. 8a. The black time series on the right y axis is the gyre index in all three panels. Note that the gyre index is plotted on a reversed y axis in (a) for ease of comparison.

However, it should be noted that the recirculated AW in the GS still remains dense enough to be in the subsurface (Schlichtholz and Houssais, 1999 Eldevik et al., 2009) and needs to be vertically mixed to have an impact on the sea ice. We found that the upper-ocean stratification in the south-western GS strongly covaries with GSG circulation strength (Fig. 9a). The analysis shows that a weakening of the stratification in the upper part of the water column coincides with a stronger GSG circulation and vice versa (Fig. 9a). Further, warm and saline signatures in the upper ocean can be found during strong GSG circulation, indicating enhanced vertical mixing of the AW in the south-western GS (Fig. 9b and c). This is further confirmed by significant positive correlation ( r=0.7 , səh<0.01 ) between surface salinity anomaly and gyre index (Fig. 8b). These surface anomalies can further inhibit new sea ice formation and also may cause melting of existing sea ice from the bottom.

Here we investigated the combined influence of atmospheric and oceanic circulations on the interannual variability of the winter-mean SIC variability in the GS and showed that the NS, in particular the GSG circulation, can significantly contribute to the SIC variability in the south-western GS. Figure 10 shows the flow chart and a schematic illustration of the mechanisms proposed in this study. The large-scale atmospheric circulation pattern that influences the GSG circulation resembles a NAO-like pattern with its northern centre of action situated northeast of the typical NAO pattern. The cyclonic GSG circulation strengthens in response to the positive wind stress curl induced by the low-SLP anomaly in the NS (Legutke, 2002 Chatterjee et al., 2018). The resulting northerly wind anomalies over the GS can potentially alter the sea ice export across the FS (Kwok and Rothrock, 1999 Jung and Hilmer, 2001 Vinje, 2001 Tsukernik et al., 2010 Smedsrud et al., 2011 Ionita et al., 2016). However, winter-mean SIC in the GS and FS ice area flux are not strongly correlated Germe et al., 2011), suggesting that the SIC variability in the GS can be significantly influenced by the local sea ice dynamics and oceanic conditions.

Figure 10A flow chart and schematic diagram of the proposed processes influencing the SIC variability in the south-western GS.

Figure 11Difference in freshwater content (FWC) anomaly ( m ) between strong- and weak-gyre-index periods. Significant differences at the 95 % level are stippled.

Figure 12Linear trend ( Sv yr −1 ) in winter-mean (DJF) barotropic stream function for 1991–2017. Only significant values at the 95 % level are shown for clarity. Contours are bottom topography drawn every 1000 m .

Anomalous winds in the Nordic Seas are known to influence the SIC in the GS through Ekman drift of the sea ice (Germe et al., 2011). During time periods with anomalously low SLP over the NS, anomalous northerly winds and associated Ekman drift towards the Greenland coast can reduce the sea ice export in the western and central GS (Fig. 8b). Enhanced Ekman divergence due to a strengthened GSG circulation can further lead to reduced fresh water and sea ice in the south-western GS (Fig. 11). We found that these can lead to weakening of the upper-ocean stratification in the south-western GS (Fig. 9a). At the same time, a stronger GSG circulation recirculates the warm and saline subsurface AW anomalies from the FS into the south-western GS (Fig. 8a). These AW anomalies can warm the surface waters by enhanced vertical mixing in a weakly stratified condition (Fig. 9) and can cause further reduction of SIC by inhibiting new sea ice formation or even melting the sea ice from the bottom. Although our study does not show bottom melting of the sea ice, this can be realized from the findings by Ivanova et al. (2012), who showed enhanced bottom melting in this region during positive-NAO periods. Thus, the SIC variability in the south-western GS responds to simultaneous influences from the atmospheric and oceanic circulation (Fig. 10). Despite the known influences of smaller-scale processes, such as eddies and wave interactions, on the SIC in the south-western GS, our results show that the larger-scale processes can also significantly affect the SIC variability in the region, particularly on interannual timescales when the impacts of smaller-scale processes can cancel out or may not be strong enough to dampen the impact of larger-scale processes. However, as found in Raj et al. (2020), interactions between the gyre circulation and the eddies can be an important factor controlling the oceanic conditions and hence the SIC in the south-western GS.

Figure 13A proposed positive oceanic feedback induced by atmospheric forcing in NS.

This study finds one of the mechanisms of SIC variability in the GS, highlighting the role of large-scale atmospheric and oceanic circulations in the NS. Observations and modelling results suggest stronger atmospheric forcing in the NS due to spatial variation in the NAO (Zhang et al., 2008) and its tendency towards the positive phase in a warmer climate (Bader et al., 2011 Stephenson et al., 2006). Consistent with that, we find a significant positive trend in the GSG circulation strength during the study period (Fig. 12). The response of GSG circulation to this altered atmospheric forcing can further be realized with increased GSG strength (Fig. 1c) and a northeastward displacement of the NAO's poleward centre of action in the Nordic Seas during the early 2000s (Fig. 1a in Zhang et al., 2008). Recent observations further suggest intensified convection in the GSG and changes in water mass formation during the last 2 decades (Lauvset et al., 2018 Brakstad et al., 2019). Lauvset et al. (2018) further discussed the role of recirculated AW in inducing intensified convection in the GSG through surface salinity anomaly. Consistent with this, our results show that the salinity anomalies and intensified convection in the GSG can be induced by a stronger GSG circulation (in response to the atmospheric forcing), which helps in recirculation of AW anomalies in the GS. Thus we propose that the atmospheric forcing over the NS imposes a positive oceanic feedback (Fig. 13). The low-SLP anomaly over the NS strengthens the GSG circulation. The Ekman divergence pushes the fresh water and sea ice from the GS interior towards the coast. Enhanced AW recirculation due to a stronger GSG and weakened stratification due to reduced fresh water allow the warm and saline AW anomalies to get vertically mixed and increase the temperature and salinity in the central GS. The increased salinity further helps in a stronger GSG circulation, completing the feedback loop. However it should be noted that the complex subsurface processes and their interactions with large-scale circulation are often difficult to capture in the reanalysis, particularly with sparse and interrupted subsurface observations over time and space. For example, while the surface variables are well captured in TOPAZ4, it has some limitations with the subsurface properties as observed in Xie et. al (2017). Of particular interest in this study, the south-south-western GS is an exceptionally observational-data-sparse region. Increased long-term observations from these areas will be helpful in improvement of the reanalysis datasets and better understanding of the complex atmosphere–ocean interaction processes and their impact on the sea ice variability of this region.

All the codes are available on reasonable request to the corresponding author.


8.1 Earth’s Heat Budget

The balance of incoming and outgoing heat on Earth is referred to as its heat budget . As with any budget, to maintain constant conditions the budget must be balanced so that the incoming heat equals the outgoing heat. The heat budget of Earth appears below (Figure 8.1.1).

Figure 8.1.1 Earth’s heat budget. Of all of the solar radiation reaching Earth, 30% is reflected back to space and 70% is absorbed by the Earth (47%) and atmosphere (23%). The heat absorbed by the land and oceans is exchanged with the atmosphere through conduction, radiation, and latent heat (phase change). The heat absorbed by the atmosphere is eventually radiated back into space (PW).

Of all of the solar energy reaching the Earth, about 30% is reflected back into space from the atmosphere, clouds, and surface of the Earth. Another 23% of the energy is absorbed by the water vapor, clouds, and dust in the atmosphere, where it is converted into heat. Just under half (47%) of the incoming solar radiation is absorbed by the land and ocean, and this energy heats up the Earth’s surface. The energy absorbed by the Earth returns to the atmosphere through three processes conduction, radiation, and latent heat (phase change)(Figure 8.1.1).

Conduction is the transfer of heat through direct contact between the surface and the atmosphere. Air is a relatively poor thermal conductor (which means it is a good insulator), so conduction represents only a small part of the energy transfer between the Earth and the atmosphere equal to about 7% of the incoming solar energy.

All bodies with a temperature above absolute zero (-273 o C) radiate heat in the form of longwave, infrared radiation (see the electromagnetic spectrum in section 6.5). The warmed Earth is no exception, and about 16% of the original solar energy is radiated from the Earth to the atmosphere (Figure 8.1.1). Some of this radiated energy will dissipate into space, but a significant amount of heat will be absorbed by the atmosphere. This is the basis for the greenhouse effect (Figure 8.12). In the greenhouse effect, shortwave solar radiation passes through the atmosphere and reaches the Earth’s surface where it gets absorbed. When the radiation is re-emitted by the Earth, it is now in the form of long wavelength, infrared radiation, which does not easily pass through the atmosphere. Instead, this infrared radiation is absorbed by the atmosphere, particularly by the greenhouse gases such as CO2, methane, and water vapor. As a result, the atmosphere heats up. Without the greenhouse effect, the average temperature on Earth would be about -18 o C, which is too cold for liquid water, and therefore life as we know it could not exist!

Figure 8.1.2 An explanation of the greenhouse effect (By US EPA [Public domain], via Wikimedia Commons).

There is a great deal of concern about the greenhouse effect across the globe not because of the presence of the effect itself, but because the effect is intensifying, causing climate change or global warming. Since the Industrial Revolution the atmospheric concentrations of the major greenhouse gases, particularly CO2 and methane, have increased dramatically due to industrialization, the burning of fossil fuels, and deforestation. At the same time, there has been rapid warming of the global climate CO2 concentrations have increased more than 25% and global temperature has risen by 0.5 o C over the past century. Unless production of these greenhouse gases is curbed, this rapid warming trend may continue, with potentially dire consequences. See section 8.5 for detailed information on the causes and effects of climate change.

The largest pathway for heat exchange between the land or oceans and the atmosphere is latent heat transferred through phase changes heat released or absorbed when water moves between solid, liquid, and vapor forms (see section 5.1). Heat must be added to liquid water to make it evaporate, and when water vapor is formed, that heat is removed from the ocean and transferred to the atmosphere along with the water vapor. When water vapor condenses into rain, that heat is then returned to the oceans. The same process happens with the formation and melting of ice. Heat is absorbed by ice when it melts, and heat is released when ice forms, and these phase changes transfer heat between the oceans and the atmosphere.

To complete the heat budget, the heat that is absorbed by the atmosphere either directly from solar radiation or as a result of conduction, radiation and latent heat, is eventually radiated back into space (Figure 8.1.1).

Differential Heating of Earth’s Surface

If the Earth was a flat surface facing the sun, every part of that surface would receive the same amount of incoming solar radiation. However, because the Earth is a sphere, sunlight is not equally distributed over the Earth’s surface, so different regions of Earth will be heated to different degrees. This differential heating of Earth’s surface occurs for a number of reasons. First, because of the curvature of Earth, sunlight only falls perpendicularly to the surface at the center of the sphere (equatorial regions). At any other point on Earth, the angle between the surface and the incoming solar radiation is less than 90 o . Because of this, the same amount of incoming solar radiation will be concentrated in a smaller area at the equator, but will be spread over a much larger area at the poles (Figure 8.1.3). Thus the tropics receive more intense sunlight and a greater amount of heating per unit of area than the polar regions.

Figure 8.1.3 Because of the curvature of the Earth, the same amount of sunlight will be spread out over a larger area at the poles compared to the equator. The equator therefore receives more intense sunlight, and a greater amount of heat per unit of area (By Thebiologyprimer (Own work) [CC0], via Wikimedia Commons).

The angle at which sunlight strikes the Earth contributes to differential heating of the surface in an additional way. At the poles, because of the angle at which the solar energy strikes the surface, more of the light will glance off of the surface and the atmosphere and be reflected back into space. At the equator, the direct angle with which light reaches the surface results in more of the energy being absorbed rather than reflected. Finally, the poles reflect more solar energy than other parts of the Earth because the poles have a higher albedo . The albedo refers to reflectivity of a surface. Lighter surfaces are more reflective than darker surfaces (which absorb more energy), and therefore have a higher albedo. At the poles, the ice, snow and cloud cover create a much higher albedo, and the poles reflect more and absorb less solar energy than the lower latitudes. Through all of these mechanisms, the poles absorb much less solar radiation than equatorial regions, which is why the poles are cold and the tropics are very warm.

But there is an interesting twist to this global distribution of heat. The tropical regions actually receive more radiant heat than they emit, and the poles emit more heat than they receive (Figure 8.1.4). We should therefore expect that the tropics will be getting continually warmer, while the poles become increasingly cold. Yet this is not the case so what is happening? Rather than the heat remaining isolated near the equator, about 20% of the heat from the tropics is transported to the poles before it is emitted. This large scale transport of energy moderates the climates at both extremes. The mechanisms for this heat transfer are ocean and atmospheric circulation, the topic of the next section.

Figure 8.1.4 The balance between heat gain and heat loss as a function of latitude. Excess heat received near the equator is transferred towards the poles (National Oceanography Centre (NOC). Creative Commons 3.0 unported license).

The idea of differential heating of the Earth’s surface is fundamental to understanding a wide range of oceanographic and atmospheric processes. This differential heating leads to atmospheric convection , which creates winds, which blow over the water and create waves and surface currents, and these currents influence nutrient distribution, which promotes primary production , which then supports the rest of the ocean ecosystem. So there’s a lot riding on the simple fact that more light reaches the tropics than the poles!

the balance between the amount of heat entering and leaving the Earth (8.1)


Enhanced poleward propagation of storms under climate change

Earth’s midlatitudes are dominated by regions of large atmospheric weather variability—often referred to as storm tracks— which influence the distribution of temperature, precipitation and wind in the extratropics. Comprehensive climate models forced by increased greenhouse gas emissions suggest that under global warming the storm tracks shift poleward. While the poleward shift is a robust response across most models, there is currently no consensus on what the underlying dynamical mechanism is. Here we present a new perspective on the poleward shift, which is based on a Lagrangian view of the storm tracks. We show that in addition to a poleward shift in the genesis latitude of the storms, associated with the shift in baroclinicity, the latitudinal displacement of cyclonic storms increases under global warming. This is achieved by applying a storm-tracking algorithm to an ensemble of CMIP5 models. The increased latitudinal propagation in a warmer climate is shown to be a result of stronger upper-level winds and increased atmospheric water vapour. These changes in the propagation characteristics of the storms can have a significant impact on midlatitude climate.

The storm tracks’ response to climate change has been a focus of research in recent years 3,4,5,6,7,8 , as even small deviations in the strength or location of the storm tracks can result in significant changes in the regional climate and hydrological cycle. Although there are still large uncertainties in the projected storm track response, especially regionally 3,5,6 , it is now largely accepted that under global warming the storm tracks shift poleward and expand upward, and the total number of cyclonic storms decreases 3,5,7,9,10,11,12,13 , although the frequency of extreme cyclones is projected to increase in the Southern Hemisphere (SH) 14,15 . Reanalysis-based studies suggest that a similar trend has already been observed over the last half of the twentieth century 3,16,17 . The poleward shift is a relatively robust prediction, achieved also in simplified models 18,19,20,21 , and is especially clear in the SH (Fig. 1e).