1.Морской аэрозоль – это частицы соли, остающиеся после испарения брызг волн, которые, в свою очередь, образуются при об- рушивании волн.

2.Сульфатный аэрозоль – состоит из субмикронных частиц оптически активного диапазона, содержащих сульфат аммония, би- сульфат и серную кислоту в водном растворе, и образуется в атмос- фере в реакциях окисления соединений серы. Время пребывания в атмосфере частиц достаточно большое, они распространяются до высот 5 км и вносят наибольший вклад в антипарниковый эффект.

3.Пустынный аэрозоль – это минеральная пыль, поднятая в воздух ветром во время пустынных бурь в пустынях. Примером может служить пыль из пустыни Сахара, выносимая пассатными ветрами в тропическую Атлантику (рис. 6.3).

4.Биогенный аэрозоль – образуется из летучих органических веществ, выделяемых растениями, особенно вечнозелеными, а так- же некоторыми бактериями, грибами, насекомыми, гниющими во- дорослями на морских побережьях.

Рис. 6.3. Распространение пустынного аэрозоля из Сахары в Центральную Атлантику (по спутниковым данным)

191

– аэрозоли отражают часть солнечной радиации и приводят к выхолаживанию атмосферы, рассеивая до 3 % прямой радиации, и

тем самым создают антипарниковый эффект (вклад 1,0 Вт/м2 в Се- верном полушарии, что соизмеримо с 1,5 Вт/м2 от влияния СО );

2

– аэрозоли способствуют образованию дополнительных ядер конденсации и увеличению осадков;

– хотя антропогенный аэрозоль и недолгоживущий, однако его концентрация постоянна и даже возрастает в связи с ростом вы- бросов.

Количественная оценка воздействия как парниковых газов, так и аэрозолей на климат дана на рис. 6.5 в единицах энергетического воздействия, или «форсинга» – Вт/м2.

Из рис. 6.5, приведенного в 5-м докладе МГЭИК [33], следует, что совместное воздействие парниковых газов за весь

Рис. 6.5. Радиационное воздействие на климат парниковых газов, аэрозолей и других факторов за период 1980–2011 гг.

194

2 Вт/м2 – за счет роста углекислого газа, а совместное воздействие всех аэрозолей (прямое уменьшение приходящей радиации и умень- шения за счет сформированной облачности) составляет 1 Вт/м2. Отрезки прямых у каждого вида воздействия соответствуют 95-про- центным доверительным интервалам возможной вариации оценок. В то же время за последние годы (1980–2011 гг.) вклад парнико- вых газов составляет чуть более 1 Вт/м2, а аэрозолей – всего около 0,3 Вт/м2, хотя с учетом доверительных интервалов они могут быть и сопоставимы.

6.3. Природа парникового эффекта

Чтобы понять, почему так важно осуществлять мониторинг парниковых газов, необходимо рассмотреть природу парникового эффекта – этого уникального явления, которое позволяет поддер- живать температуру на Земле приемлемой для жизни. Температура любой планеты определяется балансом между поглощенной

за вычетом отраженной с учетом альбедо должна уравновешиваться уходящим длинноволновым излучением:

где S’ = S – αS = S (1 – α) – поглощенная земной поверхностью ра- диация; α – альбедо (0,30 для Земли); Е* – эффективное излучение. С учетом площади проекции Земли πR2 (R – радиус Земли)

и закона Стефана–Больцмана для излучения черного тела, на ос- нове которого мощность излучения абсолютно черного тела прямо

пропорциональна площади поверхности и четвертой степени тем- пературы тела: E* T (6.3) уравнение (6.2) можно преобразовать4 , в следующее соотношение:

4

где Т – температура земной поверхности в абсолютной шкале; σ = 5,670·10-8 Вт/(м2К4) – постоянная Стефана–Больцмана; ε – от- носительный коэффициент излучения, равный 0,95; I0 – солнечная

постоянная.

Тогда выражение для температуры уходящего излучения Т

По формуле (6.6) можно получить теоретическую оценку тем-

пературы поверхности Земли в условиях лучистого баланса систе- мы «Земля – атмосфера», при I0= 1367 Вт/м2 и при α = 0,30, которая

будет равна Т = 258 К или –15 °С [17]. Но при такой температуре вся поверхность Земли, включая океаны, может замерзнуть, после чего наступило бы оледенение, при котором альбедо стало бы та- ким, как для снежного покрова α = 0,80, и температура поверхности опустилась бы до Т = 180 К, или –87 °С, как во внутренних областях Антарктиды. Фактическая же наблюдаемая глобальная температура равна примерно +15 °С, что на 30 °С выше и как раз обусловлено парниковым эффектом, то есть поглощением уходящего с поверх- ности длинноволнового излучения водяным паром, углекислым га- зом и другими примесями.

196

Температура земной поверхности находится в диапазоне 190…330 К, или –83… +57 °С, и при таких температурах уходящая радиация имеет длины волн 4–120 мкм, а максимум ее энергии при- ходится на 10–15 мкм инфракрасной области и ее интенсивность меньше, чем коротковолновой, приходящей от Солнца. Большая часть (47 %) приходящего излучения поглощается поверхностью. Уходящее от Земли длинноволновое излучение в значительной сте- пени не уходит в космическое пространство, а поглощается атмос- ферой, что и обусловливает более высокую температуру, чем полу- чается по формуле (6.6).

Основными поглотителями уходящего длинноволнового излу- чения являются водяной пар, двуокись углерода и другие парнико- вые газы (см. рис. 6.2), полосы поглощения которых как раз и при- ходятся на длины волн с максимумом эффективного излучения [16].

Отсюда следует, что рост концентрации парниковых газов приводит к увеличению температуры поверхности, и чем больше эта кон- центрация, тем больше увеличение, особенно при положительной

обратной связи с Н2О. Для стратосферы же, наоборот, рост CО2 приводит к понижению температуры. Это связано с тем, что стра-

тосфера является излучателем со средней температурой Т = 250 К,

что приходится на длины волн 11,5 мкм. Близость этой

при α = 0,30 и I0= 1367 Вт/м2 получим T = 16,6 °С, что практически близко к современной температуре Северного полушария.

197

6.4.Углеродный цикл

иконцепция саморегулирования

Среди множества химических элементов, без которых невоз- можно существование жизни на Земле, углерод является главным. Химические превращения органических веществ связаны со спо- собностью атома углерода образовывать длинные ковалентные цепи и кольца. Основными резервуарами углерода являются (табл. 6.4): атмосфера, гидросфера (в основном океан), биосфера (континен- тальная биомасса, включая почвы) и литосфера (ископаемое топли- во). В течение последних двух столетий в системе «атмосфера – биосфера – гидросфера» происходят изменения потоков углерода, интенсивность которых примерно на порядок величины превышает интенсивность геологических процессов переноса этого элемента.

ископаемые, важнейшие из которых нефтеносные сланцы, уголь и

нефть, накопившиеся за сотни миллионов лет. За сравнительно короткие в геологическом понимании промежутки времени – сотни и тысячи лет – вынос этих пород на поверхность так невелик, что им можно пренебречь.

198

В жизненные процессы в биосфере (на суше и в океане) вов- лечено всего несколько десятых процента общего огромного запаса углерода. Все процессы, объединяющие потоки и превращения неор- ганического и органического углерода, образуют глобальный биогео- химический цикл углерода. Круговорот углерода в биосфере состоит из двух разных циклов, наземного и морского, связанных через гра- ницу между океаном и атмосферой (рис. 6.7). Быстро вращающиеся «шестеренки» круговорота углерода в трех стихиях – на суше, в ат-

мосфере и океане – соединены с медленными, по геологическим мер- кам времени, крупномасштабными процессами общей

Рис. 6.7. Схемы глобального углеродного цикла, включая резервуары и потоки, выраженные в Гт

199