книги из ГПНТБ / Непреднамеренные воздействия на климат. Результаты исследования влияния человека на климат [коллектив. моногр

стоянии у перигелия создают благоприятные условия для накопления снега и льда в полярных районах. Хотя прямая про­ верка зависимости климатических изменений от упомянутых астрономических причин еще не производится, проведенный не­ давно методом изотопов анализ позволил заключить, что темпе­ ратурные флуктуации в течение последних 40 000 лет могли быть следствием изменения элементов орбиты Земли [3, 4]. Разумеется, влияние астрономических факторов никак не связано с деятель­ ностью людей.

ГЛОБАЛЬНОЕ АЛЬБЕДО

Значительная часть приходящей солнечной радиации отра­ жается обратно в космос и не принимает участия в тепловом ба­ лансе системы Земля—атмосфера. Отношение количества лу­ чистой энергии, отраженной Землей в мировое пространство, к общему количеству приходящей солнечной энергии называется

бедо высоких тонких перистых облаков составляет около 20%, высоко-слоистых и высоко-кучевых — примерно 50%, кучевых — около 70%, а очень мощные кучево-дождевые облака могут иметь еще большую отражательную способность. Возможно, что боль­ шое количество твердых частиц, содержащихся в облаках (это бывает над индустриальными районами), несколько меняет от­ ражательную способность облаков, хотя уверенности в этом пока еще нет (ом. главу 8).

Среднее количество облаков над земным шаром близко к 50% (немного больше в южном полушарии); облачность вносит зна­ чительный вклад в планетарное альбедо, или отражательную спо­ собность Земли [1, 8]. Следует заметить, что, поскольку среднее распределение облачности (как по видам, так и по количеству) значительно меняется в зависимости от места и сезона, ее вклад в локальное альбедо Земли является весьма чувствительным па­ раметром в регулировании климата и его изменений. Поэтому оптические характеристики облаков и непрерывная регистрация количества облаков по видам и высотам нижней границы пред­ ставляют собой важнейшую информацию, необходимую для по­ нимания теплового баланса системы Земля—атмосфера.

Сумеет ли человек в процессе своей деятельности изменить количество и оптические свойства глобальной облачности, пока еще трудно сказать; неясно также, могут ли облака действовать как механизм обратной связи, подавляющий климатические из­ менения, возникающие под влиянием других причин, или способ­ ствующий им (см. последующие главы).

77

Ч а с т и ц ы . Хотя облака и земная поверхность являются главными факторами, определяющими глобальное альбедо, мо­ лекулы и частицы в атмосфере тоже вносят свой вклад.

Частица как рассеивает, так и поглощает падающую радиа­ цию. Если радиус частицы мал по сравнению с длиной волны радиации, частица ведет себя так же, как и молекула воздуха, г. е. часть падающей радиации перераспределяется (рассеивается) симметричным образом. Точное угловое распределение описывается в этом случае так называемым релеевским рассеянием. Релеевское рассеяние можно рассчитать сравнительно легко, и оно не изме­ нится из-за изменения молекулярного состава атмосферы в ре­ зультате деятельности человека.

Когда размер частицы приближается к длине волны излуче­ ния, распределение рассеянной радиации становится все более асимметричным и более сложным. Полная теория рассеяния ра­ диации сферическими частицами была разработана Ми. С уве­ личением размера частиц индикатриса рассеяния все больше и больше вытягивается вперед.

Интересно отметить, что из-за различия в размерах рассеи­ вающих частиц молекулярное рассеяние наиболее сильно прояв­ ляется в голубой части спектра, в то время как при рассеянии более крупными частицами меньше проявляется зависимость от длины волны. (Изменение цвета неба от густо-синего до молоч­ но-белого указывает на увеличение количества различных ча­ стиц.) Теория Ми также позволяет рассчитать часть падающей радиации, которая поглощается (превращается в тепло) части­ цами, при условии, что размер частиц, длина волны, коэффициент рефракции и коэффициент поглощения известны.

Отношение радиации, рассеянной частицей, к сумме рассеян­ ной и поглощенной радиации при условии, что свет рассеивается частицами только один раз, называется альбедо однократного рассеяния частицами. Другой важной характеристикой является фазовая функция, которая описывает угловое распределение ин­ тенсивности рассеянной радиации. Обе эти характеристики зависят от распределения частиц по размерам (т. е. от относительного числа частиц с радиусами в заданном интервале значений в еди­ нице объема), их показателя преломления и коэффициента по­ глощения.

При прохождении через атмосферу радиация ослабляется га­ зами и твердыми частицами как путем рассеяния, так и путем поглощения. «Оптическая толщина» т слоя является важной ха­ рактеристикой, описывающей степень непрозрачности слоя. Не­ ослабленная часть радиации, проходящая через слой, равна е~х. Если не принимать во внимание очень тонкие слои, где т мало (меньше 0,05), свет, вероятно, рассеивается частицами больше чем один раз. Происходит процесс так называемого многократного рассеяния. Существуют точные решения (т. е. численные решения уравнений многократного рассеяния) для задачи многократного рассеяния в слое частиц (см., например, [5]), но

78

они связаны с большим объемом (вычислений. Во многих случаях применимы простые идеализированные модели. Самой простой и вместе с тем полезной могла бы быть модель, которая предпола­ гает потоки радиации направленными вверх и вниз, причем эти потоки могут поглощаться и отражаться. Часть радиации, кото­ рая отражается от слоя частиц, часто называется обратным рас­ сеянием. Эти приближенные решения задачи многократного рас­ сеяния получают исходя из величины функции углового распре­ деления и альбедо однократного рассеяния, рассчитанных по теории Ми для слоя частиц с заданными оптическими пара­ метрами [14].

Отношение лучистой энергии, поглощенной в слое, к энергии, отраженной слоем, вместе с альбедо подстилающей поверхности определяет, увеличивает ли или уменьшает слой частиц глобаль­ ное альбедо (см., например, [15]).

Хотя отражательное действие частиц пока составляет лишь малую часть глобального альбедо, мы обращаем особое внима­ ние на их влияние, поскольку значительное количество частиц, находящихся теперь в атмосфере, попало в нее в результате дея­ тельности человека (см. главу 8).

П о в е р х н о с т ь . Поверхность Земли также вносит свой вклад в общее альбедо системы Земля—атмосфера. Разумеется, отра­ жательная способность разных типов поверхности далеко не оди­ накова (см. параграф 7.4). Например, альбедо водной поверх­ ности колеблется от 3 до 8% и может быть больше (в полярных районах до 25%) в зависимости от средней высоты Солнца и относительной роли рассеянной солнечной радиации, на которую влияет, например, количество облаков. Альбедо темных хвойных лесов и пашен 10—-15%. Для лиственных лесов оно меняется от 10% зимой до 25% летом, но может достигать 40% в усло­

зом в зависимости от возраста и состояния поверхности. В отда­ ленных полярных областях, где снежный покров не сходит, аль­ бедо может достигать 90%. Хотя в нашем распоряжении имеются результаты расчетов общего альбедо различных типов поверх­ ностей, спектральные вариации отражательной способности не­ достаточно известны.

Поскольку большая часть неотраженной энергии поглощается земной поверхностью, из предыдущих рассуждений следует, что темные океанические районы поглощают намного больше сол­ нечной энергии, чем более яркие континенты. В полярных райо­ нах поверхность получает меньше энергии из-за малой высоты Солнца. Более того, поверхность поглощает значительно меньше приходящей солнечной энергии из-за большого альбедо снеж­ ного покрова. По той же самой причине намного больше радиа­ ции поглощается в летнем полушарии по сравнению с зимним, особенно в высоких широтах.

79

Крупномасштабные особенности глобального альбедо обус­ ловлены распределением суши и океанов. Однако, изменив неко­ торые свойства суши (т. е. нарушив естественное состояние поч­ венного и растительного покрова), человек может увеличить или уменьшить количество энергии, поглощаемой поверхностью, а сле­

достигает 25%, а атмосфера и поверхность Земли дают остав­ шиеся 5% [8, 19].

Величина альбедо Земли зависит от распределения континен­ тов и океанов и от характера облачного покрова.

ПОГЛОЩЕНИЕ СОЛНЕЧНОЙ РАДИАЦИИ

Неотраженная часть приходящей солнечной радиации, кото­ рая не проникает до земной поверхности, поглощается в атмо­

молекул). В верхней части термосферы, выше 100 км, солнечная энергия с длинами волн меньше 1800 А экранируется главным обра­

в строгом соответствии с изменением распределения и величины энергии в УФ части солнечного спектра в зависимости от сол­ нечной активности. Однако нет прямых доказательств того, что эти изменения каким-то образом влияют или связаны с домини­ рующими процессами в верхней атмосфере.

Солнечная радиация больших длин волн (1800—2900 А) прони­ кает глубже, в мезосферу и стратосферу, в ряде случаев до 20 км. Радиация с этими длинами волн полностью поглощается молеку­ лами кислорода и озона. (На самом деле максимальное поглоще­ ние озоном радиации с длинами волн около 2550 Â обусловли­

Солнечная радиация, не поглощенная более высокими слоями (обычно с длинами волн больше 2500 А), проникает в нижнюю стратосферу^ и тропосферу. Эта область солнечного спектра содержит большую часть (более 97%) общей энергии, приходя­ щей от Солнца. В среднем только 18—20% приходящей сол­ нечной энергии поглощается водяным паром, углекислым газом, молекулярным кислородом, облаками и пылью в нижней стра­ тосфере и тропосфере. Более половины этой величины приходится

на водяной пар, содержащийся в атмосфере, главным образом в нижней тропосфере.

80

В нижней стратосфере поглощение солнечной энергии неве­ лико, оно компенсируется излучением длинноволновой радиации (см. п. 5.2.2). В результате, вероятно, существующее равнове­ сие между поглощением солнечной энергии и инфракрасным из­

пыли). Поскольку распределение водяного пара в стратосфере зависит от температуры нижней стратосферы (18—20 км), природа и абсорбирующие характеристики слоя частиц на этих высотах требуют определения (см. главу 9).

5.2.2. Уходящее инфракрасное излучение

ЗЕМЛЯ КАК ИЗЛУЧАТЕЛЬ

Естественно предположить, что климатические характери­ стики системы Земля—атмосфера, осредненные за длительный период, остаются постоянными. Поэтому первый шаг к понима­ нию природы климатических изменений состоит в выяснении того, что такое средний устойчивый климат. Будем считать, что

в зависимости от места и времени. Однако условие лучистого равновесия для планеты Земля в целом требует только одного: чтобы вся радиация, испускаемая Землей, была равна поглощен­ ной. Избыток или недостаток лучистой энергии в любом месте и в любое время может быть сбалансирован изменением местной температуры благодаря неизбежным вертикальным и горизонталь­ ным переносам в атмосфере и океане и путем обмена теплом между атмосферой и подстилающей поверхностью. Значение и ха­ рактер динамики атмосферных процессов рассмотрены в п. 5.3.

Эффективно излучающая субстанция испускает лучистую энергию пропорционально четвертой степени абсолютной темпе­ ратуры. Поскольку Земля и есть такая субстанция, она может достичь состояния лучистого равновесия, когда ее температура достаточна для балансирования энергии, которую она полу­ чает от Солнца. Эту температуру называют радиационной тем­ пературой Земли.

Таким образом,

Расчет по этой формуле дает численную величину эффектив­ ной радиационной температуры системы Земля—атмосфера:

7^=253 К= —20° С.

РОЛЬ АТМОСФЕРЫ («ПАРНИКОВЫЙ» ЭФФЕКТ)

Наблюденная средняя температура поверхности Земли около 14° С, т. е. она приблизительно на 34° С выше эффективной темпе­ ратуры, которая установилась бы при радиационном равнове­ сии. Это различие обусловлено защитным действием земной атмосферы, которое часто называют «парниковым» эффектом. Он аналогичен эффекту стекол парников, поскольку атмосфера пропускает до самой поверхности Земли почти половину солнеч­

(между 5 и 100 мкм), в так называемом земном спектре. Кроме

особенно в районах, покрытых облаками, излучение земной по­ верхности не может непосредственно уйти в мировое простран­ ство. Верхняя граница облаков и оптически активные газы ис­ пускают радиацию при температуре, намного более низкой, чем

5 до 8 мкм и после 19 мкм; углекислый газ поглощает в интер­ вале от 12 до 18 мкм. Спектральные участки слабого поглощения, располагающиеся между вышеупомянутыми полосами, называются инфракрасными «окнами» атмосферы; из всех атмосферных «окон» полоса 8—12 мкм является самой прозрачной.

Атмосфера задерживает инфракрасную радиацию поверхности Земли и излучает энергию как обратно к поверхности (нагревая ее), так и в космос (охлаждая планету). Поэтому в общем радиа­ ция, отдаваемая в мировое пространство, идет от верхних слоев тропосферы, а не прямо от поверхности Земли. Так назы­ ваемый слой излучения делится на две части —■нижнюю и верхнюю. Нижняя часть располагается сразу под тропопаузой.

часть уходящей радиации идет от холодных верхних слоев тро­ посферы, и, компенсируя потерю, длинноволновая радиация атмосферы, направленная вниз, нагревает земную поверхность выше эффективной радиационной температуры планеты. Таким

82

образом, главная часть уходящей земной радиации идет не от подстилающей поверхности, а от атмосферы, причем наиболее интенсивно излучающими компонентами являются Н20 и С 02,

атакже облака и пыль.

Втех диапазонах длин волн, где наблюдается сильное изби­ рательное поглощение, слой частиц мало влияет на термический спектр атмосферы. Частицы следует принимать во внимание только в «окнах» прозрачности. Влияние частиц на инфракрас­ ную земную радиацию обычно слабее, чем на солнечную радиа­ цию, но это не всегда так (см. п. 8.7.2).

Совершенно ясно, что изменение среднего количества обла­

ТЕМПЕРАТУРНЫЙ ПРОФИЛЬ АТМОСФЕРЫ (РОЛЬ КОНВЕКЦИИ)

Так как поверхность нашей планеты поглощает почти половину приходящей от Солнца энергии, она является своеобразной печкой: чем дальше от нее, тем холоднее; следовательно, чем выше над поверхностью Земли, тем ниже температура. Мера понижения тем­ пературы, называемая вертикальным температурным градиентом тропосферы, определяется двумя процессами. Первый процесс — радиационный нагревкаждого слоя атмосферы, где поглощение и излучение радиации оптически активными газами, облаками и час­ тицами действуют как локальные источники и стоки тепла. Другой процесс — вертикальная конвекция, возникающая, когда нижние слои воздуха нагреваются и становятся легче окружающего воз­ духа. Затем теплый воздух устремляется вверх, а его место зани­ мает более холодный воздух, поступающий в нисходящих потоках. Этот процесс также имеет большое значение при образовании об­ лаков. Конвекция быстро выравнивает температурный профиль тропосферы; здесь она играет доминирующую роль, в отличие от радиационного нагрева, который прямо влияет на температурный профиль только в более высоких слоях атмосферы. На температур­ ный профиль можно, по-видимому, воздействовать путем искусст­ венного введения частиц в атмосферу, однако возможность такого вмешательства в атмосферные процессы необходимо еще изучать

(см. п. 8.7.2).

5.2.3. Заключение

Солнечная радиация, приходящая к верхней границе атмо­ сферы, хорошо известна как функция широты и времени, но ее аб­ солютная интенсивность и возможность временной изменчивости

83

требуют дополнительного изучения. Точно так же альбедо Земли и его географическая изменчивость в общем известны из данных спутниковых наблюдений и расчетов в численном моделировании, однако величины альбедо и его распределение подлежат дальней­ шему уточнению. Географическое распределение приходящей сол­ нечной радиации и альбедо обусловливают поглощение энергии системой Земля—атмосфера и, таким образом, представляют собой главные факторы формирования глобального климата. Поглощение сильно меняется от сезона к сезону и от места к месту. Самые большие величины поглощения наблюдаются при безоблачном небе над океанами, несколько меньшие — при безоблачной или малооб­ лачной погоде над континентами, а самые низкие значения свойст­ венны районам со сплошной плотной облачностью и областям со снежным или ледяным покровом.

Солнечная энергия поглощается в атмосфере водяным паром, и поглощение намного меньше, чем инфракрасное излучение. Та­ ким образом, только вследствие радиационных процессов происхо­ дит общее охлаждение. Величина и вертикальное распределение радиационного охлаждения в огромной степени зависят от распре­ деления облаков, водяного пара и температуры в атмосфере. Дефи­ цит энергии, образующийся в результате радиационного охлажде­ ния, компенсируется конвективным потоком тепла, излучаемого поверхностью, и выделением скрытой теплоты конденсации. Радиа­ ционный нагрев земной поверхности зависит от приходящей к по­ верхности солнечной радиации и отражательной способности по­ верхности; этот нагрев в целом больше, чем охлаждение вследствие земного излучения (за исключением случаев высокой температуры и большой отражательной способности поверхности). Таким обра­ зом, для атмосферы существует источник тепла на поверхности планеты и радиационный сток тепла внутри самой атмосферы. Вследствие изменчивости облачности, содержания водяного пара и отражательной способности поверхности эти источники и стоки обладают большой географической изменчивостью. Вместе с тем источники тепла всегда располагаются в нижних слоях атмосферы, а стоки — в верхней тропосфере. Кроме того, в тропических райо­ нах всегда существует избыток приходящей солнечной радиации по сравнению с уходящим земным излучением, а в полярных райо­ нах имеет место обратное соотношение. Испарение воды с поверх­ ности океанов и ее конденсация в нижней тропосфере являются добавочным источником энергии в атмосфере, особенно в тропиках. Все это обеспечивает поступление доступной потенциальной энер­ гии для приведения в движение атмосферной циркуляции как про­ стой тепловой машины. Поскольку возникшая таким образом цир­ куляция может уже сама по себе вызывать изменение облаков и переноса тепла, водяного пара и пыли, эта система содержит свой собственный механизм обратной связи, о чем речь пойдет ниже,

в п. 5.3.

84

5.2.4.Рекомендации

1.Мы рекомендуем организовать слежение за географическим распределением альбедо системы Земля—атмосфера и измерение уходящей радиации над всем земным шаром с точностью по край­ ней мере 1%.

2.Мы рекомендуем проводить детальные наблюдения за гло­ бальным распределением (горизонтальным и вертикальным) об­ лачности и несколько менее детальное — за распространением по­ лярного ледяного и снежного покрова.

3.Мы рекомендуем исследовать распределение, оптические свойства и тенденции изменения общего содержания частиц в ат­ мосфере и облаков над всем земным шаром.

4.Мы рекомендуем определять абсолютную величину солнеч­ ной постоянной с точностью, большей ±0,5%, а спектральное рас­

5.3. ПРОЦЕССЫ ПЕРЕНОСА В СИСТЕМЕ ОКЕАН—АТМОСФЕРА

Как уже указывалось в п. 5.2, радиационные процессы в стацио­ нарной атмосфере обусловливают общий нагрев в тропиках и охлаждение в высоких широтах. Поэтому распределение темпера­ туры не может оставаться стационарным, если нет какого-либо другого механизма в океане и атмосфере, обеспечивающего пере­ нос избыточного тепла от тропиков к полюсам. По той же причине температура понижается от экватора к полюсам.

Эти два следствия отсутствия радиационного равновесия тесно связаны. В настоящее время установлено, что большие, направлен­ ные к экватору градиенты температуры являются первопричиной крупномасштабных движений в атмосфере и что эти движения оказывают воздействие на перенос некоторого количества избы­ точного тепла из тропиков в полярные районы [17]. В следующих параграфах мы остановимся на этом и других возможных аспектах крупномасштабных атмосферных и океанических потоков, которые переносят тепло, влагу и количество движения.

5.3.1. Тепловой баланс

Каждый столб воздуха в системе Земля—атмосфера вследст­ вие радиационных процессов в зависимости от своего географиче­ ского положения и сезона либо теряет, либо приобретает энергию. Приобретенная энергия идет на повышение температуры суши или океана или на то, чтобы влаги испарялось больше, чем выпадает осадков в данном воздушном столбе. Оставшаяся энергия мо­ жет переноситься атмосферными или океаническими течениями горизонтально в другие широты или долготы. Многочисленные

85

исследования на основе материалов наблюдений (использовалось зональное осреднение) дали нам представление о величинах раз­ личных параметров, характеризующих происходящие процессы

(рис. 5.1 и 5.2).

м6

Рис. 5.1. Компоненты неадиабатического нагревания атмосферы в декабре— феврале. Единицы: °С/сут [12].

а— общий радиационный нагрев, б — нагревание пограничного слоя, в— высвобождение скрытого тепла.

Сравнивая результирующий поток уходящей радиации в воз­ душных столбах, полученный на основе измерений ветра и темпе­ ратуры, с общим количеством энергии, которая должна уйти из системы Земля—атмосфера согласно уравнению теплового ба­ ланса для каждого широтного пояса, можно показать, что они не совпадают (см. рис. 5 из [12]). Различия обусловлены переносом

тепла океаническими течениями, непосредственные измерения ко­ торых не производятся.

86