Парниковый эффект и глобальное изменение климата
В начале XXI века такие понятия, как «парниковый эффект», «парниковые газы» и «парниковое потепление», встречаются в печати или произносятся тысячи раз в неделю в контексте изменения климата, вызванного деятельностью человека.
Что вообще определяет глобальную среднюю температуру поверхности Земли — GMST (Earth’s global mean surface temperature)? И как на нее влияет атмосфера?
Содержание:
1 Что определяет GMST Земли?
Солнце является основным источником энергии для климата Земли. Такая планета, как Земля, будет иметь стабильную температуру до тех пор, пока существует баланс между количеством поступления энергии от Солнца и количеством ее возврата планетой обратно в космос. Если эти две эти величины не совпадут, планета либо нагреется, либо остынет, пока баланс не будет восстановлен. Потоки энергии, излучаемой в космос, и поступающей из космоса находятся в форме электромагнитного излучения.
Электромагнитное излучение — единственная форма передачи энергии, которая проходит через космический вакуум, распространяясь в виде волн. Полный спектр электромагнитного излучения разделен на области, каждая из которых характеризуется определенным диапазоном длин волн (рис. 1). Длина волны (символ λ) — это расстояние между последовательными гребнями волны.
Наши глаза чувствительны к видимому излучению, которое соответствует диапазону длин волн примерно от 0,4 мкм (фиолетовый свет) до 0,7 мкм (красный свет). Когда присутствуют все длины волн в этом диапазоне, мы воспринимаем это как «белый свет». По обе стороны видимой полосы лежат диапазоны, известные как ультрафиолетовое (УФ) излучение и инфракрасное (ИК) излучение.
Как и в случае любых распространяющихся волн, чем короче длина волны, тем выше частота (f). Для электромагнитного излучения справедлива следующая формула: скорость света (c) равна произведению частоты электромагнитного излучения на длину ее волны: c =fλ.
1.1 Нагрев и охлаждение Земли: общий радиационный баланс
Солнце испускает электромагнитное излучение в широком диапазоне длин волн, но пик его излучения приходится на видимый диапазон — солнечный свет, который позволяет нам видеть. Длина волны излучения имеет важное влияние на климат, как мы вскоре увидим. На данный момент нас в основном интересует общий уровень той энергии, которая в виде солнечного излучения достигает Земли.
Уровень излучения от Солнца составляет 3,85 × 1026 Вт.
Находясь на среднем расстоянии от Солнца около 150 × 106 км, Земля перехватывает лишь малую часть этого излучения — количество, эквивалентное солнечному излучению, падающему на плоский круглый диск, изображенный на рисунке 2. Обратите внимание, что мы представляем себе диск, находящийся за пределами земной атмосферы и расположенный под прямым углом к солнечным лучам: количество солнечного излучения, поступающего на единицу площади (квадратный метр, скажем) этого диска называется солнечной постоянной.
Измерения, проведенные с помощью спутниковых датчиков излучения дают среднюю солнечную постоянную за последние годы в 1368 Вт/м2. Конечно, Земля — это вращающаяся сфера, а не плоский диск. При усреднении по поверхности всего земного шара солнечная энергия на единицу площади в верхней части атмосферы снижается в четыре раза, до 342 Вт/м2. Примем это значение за 100%, или 100 единиц.
Земля перехватывает количество солнечного излучения, эквивалентное тому, которое падает на диск с тем же радиусом (R), что и Земля, обращенная к Солнцу: это составляет (1368 × πR2) Вт, где πR2 — площадь диска (в м2). Однако Земля имеет сферическую форму, поэтому площадь, представляемая поступающему солнечному излучению вращающейся Землей (в течение 24 часов или более), составляет 4πR2, т. е. в четыре раза больше. Таким образом, солнечная энергия на единицу площади, усредненная по площади поверхности всей Земли, составляет четверть солнечной постоянной, т. е.
По данным за 2000—2004 годы усреднённый по времени и по поверхности Земли этот поток составляет 1,74·1017 Вт в расчёте на полную поверхность Земли.
Не вся поступающая солнечная радиация нагревает Землю: часть ее отражается обратно в космос. Доля падающего солнечного излучения, отраженного от конкретной поверхности, называется альбедо. Теперь взгляните на рисунок 3. Это изображение Земли из космоса, в солнечном свете (солнечного излучения на видимых длинах волн). Облака и покрытая льдом масса Антарктиды кажутся яркими, потому что они сильно отражают свет; т. е. они имеют высокое альбедо — до 90% в случае свежего снега и морского льда. Напротив, океаны имеют низкое альбедо (обычно менее 5%) и на этом изображении кажутся темными. В целом, большинство поверхности суши имеет умеренное альбедо, значения которого варьируются от 10-20% для лесов до 35% для лугов и пустынь.
Очевидно, что альбедо может заметно варьироваться по всему миру в зависимости от облачного покрова и характеристик поверхности. Планетарное альбедо — это совокупный показатель для Земли в целом: в среднем оно имеет значение 31% (31 единица). Остальная часть (69 единиц) поглощается атмосферой и поверхностью Земли (океанами, почвами, растительностью и так далее).
Вопрос
Сколько солнечной энергии поглощается атмосферой и поверхностью Земли в пересчете на единицу площади?
Ответ
69 единиц составляет 69% от 342 Вт/м2 или (342 Вт/м2) × 0,69 = 236 Вт/м2.
Предположим теперь (гипотетически), что атмосфера Земли удалена, но альбедо планеты не изменилось. (Это любопытное предложение поможет понять, насколько на самом деле важна атмосфера.) Потоки энергии, поступающие на поверхность этого «безвоздушного» мира, показаны на рисунке 4. В левой части рисунка номинальные 100 единиц солнечной радиации достигают планеты; 31 единица отражается, а остальные 69 единиц поглощаются поверхностью.
Вопрос
Каков был бы эффект от этого постоянного поступления солнечной энергии?
Ответ
Поверхность Земли будет постепенно нагреваться, она будет становиться все горячее и горячее.
К счастью, существует компенсирующий охлаждающий эффект. Как и Солнце, все объекты (включая нас с вами) испускают электромагнитное излучение. Более того, они делают это с интенсивностью, зависящей от температуры объекта: чем горячее объект, тем выше его излучательная способность.
Для нашей планеты постоянная или равновесная температура поддерживается динамическим балансом: поглощение солнечной энергии (69 единиц слева на рисунке 4) должно быть уравновешено излучением, которое планета отдает в космос (69 единиц справа на рисунке 4). Обратите внимание, что это излучение возникает в результате атомарного движения внутри земной поверхности; это не то же самое, что отраженное солнечное излучение, которое просто «отскакивает» от поверхности. Чтобы подчеркнуть это различие, мы будем называть излучение, испускаемое планетой, земным излучением.
Соответствующие расчеты, позволяющие определить взаимосвязь между температурой и мощностью излучения показывают, что для того, чтобы планета, подобная Земле, излучала в космос с постоянным уровнем 236 Вт/м2 (69 единиц, изображенных на рисунке 4), она должна иметь температуру равновесного состояния -19 °C.
Эта равновесная температура известна как эффективная температура излучения, и, если бы не атмосфера, это также была бы средняя глобальная температура поверхности Земли. Условия, безусловно, были бы неблагоприятными для жизни, какой мы ее знаем. Но как же атмосфера выполняет жизненно важную функцию, поддерживая GMST на более умеренном уровне +15 °C? Ответ связан с важным различием между «солнечным» и «земным» излучением, которое опять же зависит от температуры источника.
Вопрос
Нагретая на обычном огне металлическая кочерга светится красным. Если ее нагреть до более высокой температуры (скажем, в кислородно-ацетиленовом пламени), она будет светиться белым цветом. На основе этого примера, увеличивается или уменьшается средняя длина волны испускаемого излучения при повышении температуры излучающего тела?
Ответ
Белый свет содержит все видимые длины волн, в то время как красный свет находится на длинноволновом конце видимой полосы (рис. 1). Поэтому «раскаленные добела» объекты излучают свет с более короткой длиной волны, чем более холодные «раскаленные докрасна». Обобщая, можно сказать, что с повышением температуры объекта средняя длина волны излучения, которое он испускает, уменьшается (соответственно, увеличивается его частота).
На рисунке 5 кривые показывают распределение или спектр длин волн, излучаемых Солнцем (со средней поверхностной температурой около 5500 °C) и Землей (с GMST 15 °C). Графики схематичны в том смысле, что вертикальная шкала не определена, но каждый из них показывает, как распределяется мощность излучения в диапазоне излучаемых длин волн.
Вопрос
Ссылаясь на рисунок 5, разумно ли использовать термины «коротковолновое излучение» и «длинноволновое излучение» для обозначения поступающего солнечного излучения и исходящего земного излучения, соответственно?
Ответ
Да. Две кривые на рисунке 5 почти не пересекаются: солнечное излучение достигает пика в видимом диапазоне, хотя у него есть вклад и в более коротковолновом (в ультрафиолете, УФ), и в более длинноволновом (в области, часто называемой «ближним» инфракрасным). Напротив, излучение, испускаемое при более холодных земных температурах, полностью лежит в диапазоне длинных инфракрасных (ИК) волн.
Эта закономерность важна, поскольку атмосфера относительно прозрачна для входящего коротковолнового излучения, но не для исходящего длинноволнового излучения. А это оказывает значительное влияние на энергетический баланс поверхности Земли.
1.2 Загрязнение атмосферы: естественный парниковый эффект
Как плотина, построенная на реке, вызывает углубление русла, так и наша атмосфера, существующая как барьер для земных лучей, вызывает повышение температуры на поверхности Земли.
(Тиндалл, 1862)
Так, в 1862 году Джон Тиндалл (рис.6) описал ключ к нашему современному пониманию того, почему поверхность Земли намного теплее, чем эффективная температура излучения. Тщательная экспериментальная работа Тиндалла подтвердила то, о чем другие только подозревали: выражаясь современным научным языком, некоторые атмосферные газы поглощают инфракрасное излучение в диапазоне исходящего земного излучения от 4 до 100 мкм (рис.5). Это и есть парниковые газы.
Тиндалл выделил среди парниковых газов водяной пар и CO2, но список природных парниковых газов (естественно присутствующих в атмосфере задолго до того, как деятельность человека начала оказывать свое негативное влияние) также включает метан (CH4), окись азота (N2O) и озон (O3). Основной механизм, с помощью которого эти газы поглощают инфракрасное излучение, заключается в колебаниях их молекул. Мы не будем подробно рассматривать научные принципы, лежащие в основе этого механизма, но ключевые моменты, которые нам понадобятся, кратко изложены во вставке 1.
Как и многие ученые викторианской эпохи, Тиндалл интересовался множеством вопросов, внося свой вклад в такие различные области, как теплопроводность, движение ледников и рассеяние света в атмосфере. Он был заядлым альпинистом, и его привлекала одна из великих загадок того времени: если огромные ледяные щиты когда-то покрывали всю Северную Европу (что в то время горячо обсуждалось), то как мог так радикально измениться климат?
Одной из актуальных на тот момент гипотез было изменение состава атмосферы, и именно это предположение привело к тому, что Тиндалл стал пионером в области изучения физики парникового эффекта. Он также был активным популяризатором науки. Поэтому не удивительно, что один из исследовательских институтов в Великобритании, занимающийся изучением изменения климата назван в его честь — Центр Тиндалла в Норвиче (Tyndall Centre in Norwich).
Вставка 1 Возбуждение молекулярных колебаний
• Химические связи, удерживающие молекулу вместе, подобны пружинам, и, подобно им, они могут растягиваться и сжиматься, заставляя молекулу вибрировать. Молекулярные колебания всегда имеют характерную частоту. Если молекула поглощает излучение с соответствующей частотой — и, следовательно, с характерной длиной волны — полученная энергия заставляет ее вибрировать более энергично. Частоты молекулярных колебаний неизменно соответствуют длинам волн в инфракрасной части спектра.
• Чтобы быть «инфракрасно активной» (т.е. поглощать инфракрасное излучение), молекула должна содержать более двух атомов, а при наличии только двух атомов, они должны быть от разных элементов.
• Однажды «возбудившись» путем поглощения инфракрасного излучения, молекула парникового газа может также начать отдавать энергию, испуская излучение с той же длиной волны. Кроме того, она может передавать энергию другим молекулам в воздухе, сталкиваясь с ними: суммарный эффект заключается в увеличении общего «содержания энергии» в воздухе, что приводит к его нагреванию.
Все вместе, природные парниковые газы поглощают инфракрасные волны в большей части земного диапазона. Существует только одна область, от 8 до 13 мкм, где поглощение слабое. Известная как «атмосферное окно«, она позволяет части длинноволнового излучения с поверхности уходить непосредственно в космос, но большая его часть перехватывается атмосферой. Это существенно меняет простую картину, изображенную на рисунке 4. Более точное представление показано на рисунке 7.
Большая часть длинноволнового излучения поверхностью Земли эффективно «задерживается» атмосферой, многократно поглощаясь и переизлучаясь во всех направлениях парниковыми газами. Это приводит к нагреванию атмосферы. Часть переизлученного излучения в конечном итоге уходит в космос, поддерживая общий радиационный баланс в верхней части атмосферы, как показано на рисунке 7. Это предотвращает бесконечный нагрев всей системы Земля-атмосфера. Решающим фактором является то, что большая часть переизлученного излучения возвращается вниз и поглощается поверхностью. Именно этот дополнительный приток энергии — сверх поглощенного солнечного излучения — поддерживает GMST Земли на 30 °C теплее, чем могло бы быть в противном случае.
Как и на рисунке 4, на рисунке 7 показано, что 69 единиц солнечного излучения поглощается планетой и 69 единиц длинноволнового излучения уходит обратно в космос. Однако этот общий радиационный баланс в настоящее время находится в верхней части атмосферы, а не на поверхности, которая получает дополнительный приток энергии за счет «обратного излучения» из атмосферы.
Потепление поверхности, связанное с обратным излучением из атмосферы, называется парниковым эффектом.
Вклад каждого из парниковых газов в общий эффект зависит от двух основных факторов: во-первых, насколько он эффективен при поглощении исходящего длинноволнового излучения и, во-вторых, какая его концентрация в атмосфере. Поразительно, но большинство этих газов имеют незначительную концентрацию в атмосфере, как показано в таблице 1. Здесь концентрации приведены в виде «коэффициентов смешения» — меры состава атмосферы, которая стала привычной для политиков и других заинтересованных сторон в дебатах об изменении климата. Этот термин объясняется во вставке 2.
Вставка 2 Коэффициент смешения
Строго говоря, соотношение смешения (по объему) говорит нам о доле данного газа в атмосфере. Часто его называют «концентрацией в атмосфере» (и мы будем следовать этой практике). Если взять в качестве примера кислород (O2), то формальное определение коэффициента смешения выглядит следующим образом:
где N total — общее количество молекул в данном объеме воздуха (скажем, в кубическом метре), а N(O2) — количество молекул кислорода в том же объеме воздуха.
Представление результата этого выражения в десятичной форме или в процентах подходит для основных компонентов атмосферы (см. таблицу 1), но становится громоздким для второстепенных компонентов, таких как парниковые газы.
В этом случае значения обычно записываются как ppm (число частиц на миллион, 106) или как ppb (число частиц на миллиард, 109) — или даже как ppt (число частиц на триллион, 1012) для наименее распространенных видов.
Вопрос
В таблице 1 соотношение смешения CO2 указано как 368 ppm. Выразите это значение в виде числа, а затем в процентах.
Ответ
Значение 368 ppm (частей на миллион) означает, что в каждом миллионе молекул воздуха в среднем 368 будут молекулами CO2. Таким образом, 368 ppm эквивалентно 368/106 = 368 × 10-6 = 3,68 × 10-4. Умножая на 100, это становится 3,68 × 10-2 % или 0,0368%.
Вопрос
Теперь выразите соотношение смешивания CO2 в ppb.
Ответ
Если всего на миллион приходится 368 молекул CO2, то их будет 368 000 на миллиард, так что ответ — 368 000 ppb.
Таким образом, 1 ppm = 103 ppb, и аналогично 1 ppb = 103 ppt.
Таблица 1. Средние коэффициенты смешения некоторых газов в (абсолютно) сухом воздухе в нижних слоях атмосферы — области до 10 км, известной как тропосфера (см. раздел 1.1).
| Газы | Коэффициент смешения |
| Основные: | |
| азот (N2) | 0,78 |
| кислород (O2) | 0,21 |
| аргон (Ar) | 0,0093 |
| Парниковые газы: | |
| двуокись углерода (CO2) | 368 ppm |
| метан (CH4) | 1745 ppb |
| окись азота (N2O) | 314 ppb |
| озон (O3) | 10-100 ppb |
Вопрос
Учитывая информацию, приведенную в таблице 1, как бы вы описали объемный состав нижних слоев атмосферы?
Ответ
99% — это азот и кислород (примерно в соотношении 4 : 1), а большая часть остального (0,93%) — аргон.
Вопрос
Является ли какой-либо из этих основных компонентов парниковым газом?
Ответ
Нет. Химически инертный газ аргон существует в виде отдельных атомов. Молекулы азота и кислорода состоят из двух атомов одного и того же элемента. Ни один из них не соответствует критерию инфракрасной активности (вставка 1).
Обратите внимание, что соотношения смешивания в таблице 1 приведены для сухого воздуха. Вклад водяного пара не учитывается, поскольку его количество в воздухе сильно варьируется — от практически полного отсутствия до примерно 4% (по объему). Отчасти это объясняется тем, что воздух может «удерживать» только определенное количество водяного пара: у него есть предел «насыщения», который зависит главным образом от температуры. Переменную влажность воздуха (мера содержания в нем водяного пара) мы можем наблюдать в нашей повседневной жизни: она влияет, например, на способность пота испаряться и на сушку одежды на веревках.
В среднем водяной пар составляет около 0,5% от общего количества атмосферного газа. Такое относительно высокое содержание делает водяной пар наиболее важным природным парниковым газом: на его долю приходится около 60% потепления поверхности, объясняемого естественным парниковым эффектом. Углекислый газ, второй по распространенности, вносит еще около 25%; большая часть остального приходится на три других парниковых газа, представленных в таблице 1, концентрация которых в атмосфере гораздо ниже.
Тот факт, что Земля не является замерзшей и безжизненной планетой, показывает, что естественный парниковый эффект не является чем-то плохим; более того, он является «хорошим явлением»! Именно дополнительное потепление, вызванное усилением парникового эффекта из-за увеличения концентрации CO2 в атмосфере (и других парниковых газов), лежит в основе нынешних проблем. Иногда будем называть это увеличением атмосферного «бремени» CO2 (или парниковых газов в целом), поскольку увеличение его концентрации обязательно подразумевает и увеличение общего количества этого газа в атмосфере.
2 Потоки энергии в системе Земля-атмосфера
Прежде чем остановиться на усилении парникового эффекта, необходимо уточнить некоторые другие процессы, влияющие на температуру Земли — не только на поверхности, но и на различных уровнях в атмосфере.
2.1 Вертикальная «структура» атмосферы
Атмосфера — это не простая однородная плита поглощающего материала. Напротив, она становится все более «тонкой» или менее плотной с увеличением высоты, т.е. общее количество молекул в данном объеме воздуха становится меньше, как и давление. Около 80% общей массы атмосферы находится в пределах 10 км от поверхности, а 99,9% — ниже 50 км.
Важным следствием этого является то, что молекул основных парниковых газов (H2О и CO2) гораздо больше вблизи земли и меньше на больших высотах. Поэтому для лучшего представления о задержке излучения в реальной атмосфере нужно представить, что это происходит в несколько этапов. Исходящее длинноволновое излучение (земное) многократно поглощается и переизлучается по мере того, как оно «поднимается» сквозь атмосферу; оно переизлучается в космос только с достаточно высоких (т.е. достаточно тонких) уровней, где поглощение становится слабым.
Это означает, что атмосфера должна быть теплее на уровне земли — вблизи источника исходящего излучения и там, где поглощающих молекул больше. Повседневный опыт подтверждает это. Например, когда вы поднимаетесь в гору, обычно становится холоднее.
На рисунке 8 показан типичный температурный профиль атмосферы. На рисунке показано, что температура воздуха действительно падает с увеличением высоты в нижних слоях атмосферы или тропосфере, достигая минимального значения (около -55 °C) в тропопаузе. Тропопауза находится на высоте 8-15 км над землей, в основном в зависимости от широты: на экваторе она выше (и холоднее), чем на полюсах. Тропосфера — это место, где мы живем и где происходят почти все погодные явления (дождь, облака, ветер и т.д.). Однако если бы вы смогли подняться выше, то обнаружили бы, что температура вскоре снова начинает расти — и продолжает расти вплоть до стратопаузы в верхней части стратосферы. Почему так происходит?
2.2 Судьба поступающего солнечного излучения
Солнечное излучение либо отражается обратно в космос (31 единица), либо поглощается поверхностью (69 единиц). Часть солнечного излучения поглощается при прохождении через атмосферу. В основном это излучение с длиной волны в ультрафиолетовой и в инфракрасной зонах солнечного спектра (рис. 5).
Подобно водяному пару и CO2, озон в тропосфере действует как парниковый газ. Однако, в отличие от этих двух газов, в нижних слоях земной атмосферы озона находится очень мало; большая его часть (около 90%) находится в стратосфере, где он образует так называемый озоновый слой. В этой более разреженной области озон играет важную роль, поскольку он поглощает более короткие ультрафиолетовые волны в солнечном спектре — излучении, которое является смертельным для многих микроорганизмов и может приводить к таким заболеваниям, как рак кожи у людей.
К счастью для жизни на Земле, большая часть этого излучения поглощается озоновым слоем, не позволяя ему проникать глубже в атмосферу. В данном случае важным является то, что поглощение поступающей солнечной энергии стратосферным озоном нагревает непосредственно эту область атмосферы. По сути, стратосфера нагревается сверху, в то время как тропосфера — снизу. Именно поэтому самые высокие температуры наблюдаются в верхней части стратосферы и в нижней части тропосферы (как показано на рисунке 8).
Около половины поступающего инфракрасного излучения также поглощается, в основном водяным паром, в нижней части тропосферы. Кроме того, в атмосфере содержится огромное количество аэрозолей — мелких твердых частиц и капель жидкости, взвешенных в воздухе. За исключением вулканических выбросов в результате крупных извержений вулканов, аэрозоли наиболее распространены в нижних слоях атмосферы. Природные источники включают пыль пустынь, поднимаемую в воздух ветром, дым и сажу от лесных пожаров и тому подобное. В зависимости от своего состава аэрозоли могут поглощать солнечное излучение или (что обычно важнее) рассеивать часть его обратно в космос.
В глобальном масштабе аэрозоли вносят значительный вклад в альбедо Земли (31%, о чем говорилось ранее). Они также играют другую важную роль. Многие аэрозоли действуют как ядра конденсации облаков, обеспечивая основу, на которой происходит конденсация водяного пара с образованием жидких капель (или кристаллов льда, на больших высотах), взвешенных в облаках — процесс, который происходит менее легко в «чистом» (т.е. свободном от аэрозолей) воздухе.
2.3 Роль облаков
Мы уже определили одну роль, которую облака играют в климате Земли: они обладают высокой отражающей способностью (раздел 1.1). В любой момент времени около половины нашей планеты покрыто облаками. Солнечный свет, который они отражают обратно в космос, составляет около 55% от общего альбедо планеты. Однако облака также поглощают и повторно излучают исходящее длинноволновое излучение; т. е. они способствуют обратному излучению из атмосферы и, следовательно, естественному парниковому эффекту. Именно поэтому при ясном ночном небе температура, как правило, ниже, чем в ночи с обширным облачным покровом.
Таким образом, облака представляют собой нечто вроде парадокса: они одновременно и согревают, и охлаждают Землю.
Баланс между этими двумя противоположными эффектами очень хрупкий — он зависит от таких факторов, как тип и толщина облаков, их высота, состоят ли они из капель воды или кристаллов льда и так далее (рис. 9). Спутниковые данные показывают, что эффект от облаков в нашем современном климате заключается в небольшом охлаждении поверхности. Прогнозирование того, как баланс между потеплением и похолоданием может измениться в более теплом мире, остается одной из самых больших головных болей для климатологов.
Рисунок 9
 |
 |
 |
| Кучево-дождевые облака (Cumulonimbus) В тропических грозовых системах эти грозовые тучи, увенчанные высокими шапками в виде наковален, задерживают в три раза больше тепла, чем другие облака, но отражают столько солнечного излучения обратно, что эффект потепления сводится на нет. Глобальное потепление может нарушить этот хрупкий баланс, но в каком направлении? |
Слоисто-кучевые облака (Stratocumulus) Эти тучные облака располагаются огромными низкими слоями над океанами в умеренных зонах. Их верхушки отражают поразительно большое количество солнечного излучения, что создает охлаждающий эффект. Глобальное потепление может сместить эти облака к северу или югу, но усилит ли это потепление или, наоборот, уменьшит? |
Перистые облака (Cirrus) Считалось, что эти высокие облака задерживают много тепла, поступающего снизу, но отражают мало тепла обратно в космос. Недавно было обнаружено, что в них неожиданно много крошечных ледяных кристаллов. Если они отражают больше солнечного излучения, чем ожидалось, это может уравновесить теплоулавливающий эффект. |
Ученые только начинают понимать сложную роль, которую играют облака в регулировании температуры планеты. На рисунке 9 кратко изложены некоторые ключевые моменты, подчеркивающие, как различные типы облаков по-разному влияют на радиационный баланс Земли. Как эти изменения сочетаются друг с другом, чтобы вызвать глобальный эффект охлаждения, и как это может измениться в более теплом мире, остается неясным.
Читать также: Облака. Морфологическая классификация облаков
2.3 Роль облаков
Теперь мы переходим к нашему окончательному уточнению простой картины на рисунке 7. Напомним, что тропосфера нагревается снизу, причем температура затем падает с увеличением высоты. Эта ситуация создает условия для возникновения конвекции — объемной циркуляции воздуха под действием разницы температур.
Конвекция в атмосфере играет важную роль в двух других механизмах (помимо испускания длинноволнового излучения) посредством которых энергия передается от поверхности Земли в атмосферу.
Первый — это перенос «тепловой» энергии посредством сочетания теплопроводности и конвекции. Теплый воздух, нагретый в результате контакта с землей или теплым морем, поднимается вверх, неся тепло, передаваемое с поверхности наверх. Это позволяет большему количеству холодного воздуха соприкасаться с поверхностью и, в свою очередь, нагреваться. Совместная работа теплопроводности и конвекции приводит к значительному потоку тепла от поверхности в атмосферу.
Вставка 3 Нагрев воды с помощью теплопроводности и конвекции
Любой, кто пытается поднять металлическую ложку, оставленную в горячей кастрюле, быстро узнает, что металлы являются хорошими проводниками тепла.
Теплопроводность — способность материальных тел проводить тепловую энергию от более нагретых частей тела к менее нагретым частям тела путём хаотического движения частиц тела (атомов, молекул, электронов и т. п.), то есть энергия передается через контакт между отдельными молекулами.
Напротив, конвекция — вид теплообмена (теплопередачи), при котором энергия передаётся струями и потоками самого вещества. Существует так называемая естественная конвекция, которая возникает в веществе самопроизвольно при его неравномерном нагревании в поле тяготения. При такой конвекции нижние слои вещества нагреваются, становятся легче и всплывают, а верхние слои, наоборот, остывают, становятся тяжелее и опускаются вниз, после чего процесс повторяется снова и снова.
На рис. 10 тепло передается от горячей электрической печки через днище кастрюли к воде, контактирующей с ним, посредством теплопроводности.
Когда вода в этом слое нагревается, она расширяется — это называется тепловым расширением — и поэтому становится менее плотной, чем вода выше. Теплая вода начинает подниматься и заменяется более холодной, более плотной водой сверху, которая, в свою очередь, также нагревается. Достигнув поверхности, нагретая вода начинает отдавать тепло воздуху; она охлаждается, становится плотнее и опускается, затем снова нагревается и поднимается, и так далее. До тех пор, пока вода нагревается неравномерно (т. е. только снизу), она будет продолжать «переворачиваться» в конвективной циркуляции, так что в конечном итоге вся станет горячей.
Вторая форма передачи энергии является косвенной, но еще более важной в глобальном масштабе.
Она связана с испарением воды — в основном из океанов, а также из озер и рек, почвы, камней и растительности на суше. Для испарения требуется энергия, известная как скрытая теплота испарения, которая извлекается из соответствующей поверхности. Именно поэтому испарение пота способствует охлаждению тела. Скрытая теплота испарения воды, т.е. количество тепла, необходимое для превращения 1 кг жидкой воды в водяной пар при той же температуре (и количество тепла, выделяемого в окружающую среду при конденсации 1 кг водяного пара), составляет 2,25 × 106 Дж/кг — больше, чем для любого другого вещества.
Вопрос
Как конвекция в вышележащих слоях воздуха способствует испарению воды?
Ответ
Конвекция переносит воздух, содержащий водяной пар, вверх, поэтому воздух непосредственно над поверхностью не становится «насыщенным», что позволяет испаряться большему количеству воды.
Как известно, предел насыщения воздуха зависит от температуры: холодный воздух может переносить меньше водяного пара, чем теплый. По мере того как воздух, содержащий влагу, поднимается вверх, он охлаждается и может стать насыщенным. Дальнейший подъем и охлаждение приводит к конденсации водяного пара на аэрозолях в воздухе: образуются облака, и скрытое тепло передается в атмосферу. Облака, атмосферная турбулентность и ветры, которые перераспределяют тепло по всему миру, в основном ограничены тропосферой.
Вопрос
Посмотрите назад на рисунок 8. Часто говорят, что тропопауза действует как крышка, не позволяя конвекции в нижних слоях атмосферы проникать выше. Можете ли вы предположить, почему?
Ответ
Поскольку (менее плотный) теплый воздух лежит над (более плотным) холодным воздухом, условия в стратосфере не способствуют конвекции.
Быстро поднимающийся воздух может (и проникает) через тропопаузу, в основном в восходящих потоках сильных штормов над тропиками. Существуют и обратные маршруты, в основном в средних широтах. В целом, однако, циркуляция воздуха в стратосфере не сильно взаимодействует с ветровыми системами в нижних слоях атмосферы. Именно в тропосфере находится вся кухня земной погоды.
3 Обзор теплового баланса Земли
На рисунке 11 отображены дополнительные факторы к рассмотренным ранее в разделе 2, включая неизлучающий перенос энергии с поверхности (зеленая стрелка). Являясь по сути более подробной версией рисунка 7, этот рисунок дает количественные оценки глобально усредненного энергетического баланса для всей системы Земля-атмосфера и ее составных частей.
Планетарное альбедо — это доля поступающего солнечного излучения, отраженного или (рассеянного) непосредственно обратно в космос — 31 единица в соответствии с рисунком 11. Отражение поверхности составляет 9 единиц или (9/31) × 100% = 29%. В основном за это будут ответственны поверхности, покрытые снегом или льдом (преимущественно в высоких широтах), учитывая их высокое альбедо.
Общее количество энергии, полученной поверхностью Земли равна сумме соответствующих стрелок, направленных вниз на рисунке 11, т.е. (49 + 95) единиц = 144 единицы. Общая скорость потери энергии — это сумма стрелок, направленных вверх, которые исходят от поверхности Земли: (30 + 114) единиц = 144 единицы. Разница равна нулю, поэтому поверхность находится в устойчивом состоянии; GMST не изменяется.
Общее количество поступившей энергии в атмосферу составляет: (20 + 30 + 102) единиц = 152 единицы. Общее количество излучаемой атмосферой энергии составляет: (95 + 57) единиц = 152 единицы. Разница снова равна нулю.
Для всей системы Земля-атмосфера общий приток энергии (перехваченной солнечной радиации) составляет 100 единиц, а общий поток излучаемой энергии составляет (31 + 57 + 12) единиц = 100 единиц, что подтверждает, что вся система также находится в устойчивом состоянии.
Подведем итог: на рисунке 11 вся система Земля-атмосфера находится в динамическом устойчивом состоянии или равновесии. Большая часть (89%) испускаемого длинноволнового излучения поглощается атмосферой, и в конечном итоге вновь излучается в космос с более высоких, холодных уровней (рисунок 8). В результате энергия циркулирует внутри системы с большей скоростью, чем скорость поступления или отдачи в верхней части атмосферы: именно поэтому поверхность Земли теплее, чем могла бы быть.
Но в сбалансированном состоянии нет ни накопления энергии в какой-либо части системы, ни потери. Короче говоря, на рисунке 11 изображен мир, в котором GMST не изменяется. Что же может привести к изменению GMST Земли?
4 «Радиационное воздействие» как фактор изменения климата
Со времени своего первого крупного доклада в 1990 году МГЭИК (Межправительственная группа экспертов по изменению климата) использовала концепцию «радиационного воздействия» (радиационного прогрева) в качестве простого показателя важности механизма изменения климата.
Основная идея проста. Любой фактор, нарушающий радиационный баланс в верхних слоях атмосферы, потенциально может «заставить» глобальный климат измениться: он будет либо становиться теплее, либо холоднее до тех пор, пока баланс не будет восстановлен. Возмущение энергетического баланса всей системы Земля-атмосфера называется радиационным воздействием и выражается в единицах Вт/м2.
Радиационный прогрев (радиационное воздействие) — изменение баланса между приходящим солнечным излучением и исходящим коротковолновым и длинноволновым (инфракрасным) излучением.
Без радиационного прогрева атмосферы приходящее солнечное излучение было бы точно равно исходящему. Поскольку дополнительное количество парниковых газов поглощает большее количество длинноволнового исходящего излучения, баланс нарушается. Исходящее излучение становится меньше приходящего, и происходит прогрев. Особенностью прогрева, вызванного большей концентрацией парниковых газов, является его неравномерность по высоте.
Среди наиболее известных гипотез, объясняющих изменение климата, есть гипотезы, основанные на идее о том, что Солнце является переменной звездой и что его выработка энергии меняется с течением времени. Действительно, эта идея лежит в основе скептического мнения о том, что недавнее глобальное потепление имеет мало общего с деятельностью человека; скорее, утверждается, что главным виновником является изменчивость солнечной активности. Этот вопрос будет рассмотрен в следующей публикации. Сейчас же мы используем вероятность изменения солнечной активности, чтобы немного уяснить понятие радиационного воздействия.
С этой целью на рисунке 12 показан эффект изменения солнечной постоянной на 1% (в большую или меньшую сторону) и, следовательно, солнечного излучения, перехваченного Землей (100 единиц на рисунке 12a). Если предположить, что планетарное альбедо остается неизменным (31%), то увеличение солнечной постоянной (рис. 12b) приводит к положительному радиационному воздействию: скорость, с которой система Земля-атмосфера поглощает солнечное излучение (69,69 единиц), теперь больше, чем скорость, с которой она испускает длинноволновое излучение в космос (69 единиц). Это оказывает эффект потепления. И наоборот, уменьшение солнечной постоянной (рис. 12c) приводит к отрицательному радиационному воздействию, что оказывает охлаждающее воздействие.
Взрывные вулканические извержения выбрасывают в атмосферу огромное количество газов и мелкозернистых обломков (вулканического пепла). Самые мощные извержения выбрасывают материал высоко в стратосферу, где он постепенно распространяется по всему миру. Результатом может быть значительное и широкомасштабное охлаждающее воздействие на климат.
Вставка 4
1816: «Год без лета»
…Погасло солнце светлое, и звезды
Скиталися без цели, без лучей
В пространстве вечном; льдистая земля
Носилась слепо в воздухе безлунном.
Час утра наставал и проходил,
Но дня не приводил он за собою…
И люди — в ужасе беды великой
Забыли страсти прежние…
(Лорд Байрон, отрывок из стихотворения «Тьма» в переводе Ивана Тургенева)
Крупнейшим вулканическим событием современности стало извержение горы Тамбора в Индонезии в апреле 1815 года. Весной и летом 1816 года во многих частях Северного полушария наступил период аномально холодной погоды. Особенно сильными были последствия на северо-востоке США: например, в июне средняя температура в Новой Англии была на 3,5 °C ниже нормы, наблюдались несезонные заморозки и снегопады. Европа также сильно пострадала, что привело к неурожаям и голоду в Англии, Франции и Германии. Температура ниже нормы держалась около двух лет.
Летом 1816 года также были широко распространены сообщения о тусклом солнце и постоянной серой мгле, которая не рассеивалась ни приземным ветром, ни дождем (поскольку она находилась в стратосфере), хотя немногие смогли описать ее так красноречиво, как Байрон в своей поэме.
Несмотря на то, что вулканический пепел является одной из наиболее драматичных особенностей крупного извержения (рис.13), он не оказывает существенного влияния на климат, поскольку сравнительно быстро оседает в течение нескольких месяцев. Гораздо более важным является количество диоксида серы (SO2), одного из вулканических газов, выделяемого во время извержения. Химические реакции быстро превращают этот газ в капли серной кислоты, и эти сульфатные аэрозоли могут оставаться в стратосфере в течение нескольких лет. Их основной эффект заключается в увеличении обратного отражения солнечного излучения.
Дополнительная нагрузка стратосферных аэрозолей увеличивает планетарное альбедо, и это представляет собой отрицательное радиационное воздействие. (Эффект аналогичен уменьшению количества поступающей солнечной энергии.)
Результирующий эффект охлаждения может быть значительным (как отмечено в связи с извержением Пинатубо на рис. 13), но только на относительно краткосрочный период — обычно не более 1-3 лет. Воздушные потоки постепенно переносят сульфатные аэрозоли в тропосферу, где они обычно выпадают на землю вместе с дождем в течение нескольких недель.
Но как увеличение содержания парниковых газов в атмосфере приводит к радиационному воздействию на климат? Снова используем наглядный пример. Предположим, что концентрация CO2 в атмосфере мгновенно удваивается, но все остальное (солнечное излучение, планетарное альбедо, концентрация других парниковых газов и т.д.) остается неизменным. Каков будет эффект от этого? С увеличением количества молекул CO2 в атмосфере будет поглощаться больше исходящего длинноволнового излучения, что приведет к уменьшению излучения в космос. Сложные расчеты дают уменьшение примерно на 4 Вт/м2 (с 236 Вт/м2 до 232 Вт/м2) при удвоении CO2.
Представляет ли это изменение концентрации CO2 в атмосфере положительное или отрицательное радиационное воздействие? Ответ на этот вопрос будет такой — радиационное воздействие будет положительным. Эффект аналогичен увеличению солнечной постоянной (более чем на 1%).
По поводу этого вывода нет никаких сомнений. Увеличение концентрации CO2 в атмосфере или любого другого парникового газа приведет к потеплению глобального климата; мы часто будем называть это «парниковым эффектом». Однако увесистые тома, выпущенные МГЭИК, свидетельствуют о том, что «дьявол кроется в деталях»! В частности, до сих пор существует большая неопределенность в отношении, пожалуй, самого фундаментального вопроса во всей дискуссии об изменении климата: насколько поднимется GMST Земли при воздействии парникового эффекта?
Далее остановимся на том, что на сегодняшний день известно о масштабах воздействия парниковых газов.
5 Влияние человека на атмосферу: наступление индустриальной эпохи
Нет никаких сомнений в том, что CO2 накапливается в атмосфере. Наблюдения за извержениями Мауна-Лоа показывают продолжающийся рост концентрации CO2 с момента начала измерений в 1958 году, когда уровень составлял 315 ppm. К концу XX-го века значение достигло примерно 370 ppm, а в 2004 году превысило 378 ppm.
Как бы ни были важны изменения в концентрации CO2 в атмосфере, мы должны понимать, что это не вся история антропогенного парникового эффекта. В частности, программы мониторинга, разработанные в 1980-х годах, выявили тенденцию к росту уровней двух других природных парниковых газов — метана (CH4) и окиси азота (N2О).
Но откуда мы знаем, что рост концентрации всех трех газов в последние десятилетия вызван деятельностью человека? Одно из убедительных доказательств этого можно получить из таких источников, как огромные ледяные щиты Гренландии и Антарктиды. Поскольку материковый лед образуется в результате уплотнения последовательных слоев снега, небольшие пузырьки воздуха попадают в ловушку. Когда высверливается образец льда (рис. 14), эти пузырьки воздуха можно довольно точно датировать, а при анализе можно узнать о прошлом составе атмосферы, включая уровни CO2, CH4 и N2О. На рисунке 15 показана текущая ситуация с увеличением содержания этих трех газов за последнее тысячелетие в атмосфере.
Показаны изменения концентрации в атмосфере (a) — СО2, (b) — CH4 и (c) — N2О за последние 1000 лет. Данные из ледяных кернов с нескольких участков в Антарктиде и Гренландии (показаны различными символами в (а)) дополнены данными атмосферных измерений за последние десятилетия — показаны линией для СО2 (данные Мауна Лоа) и включены в кривые для CH4 и N2О.
Таблица 2 Информация о парниковых газах, на концентрацию которых повлияла деятельность человека. (Источник: МГЭИК, 2001а.)
| Концентрация газов | ||||
| Наименование | До промышленной революции | 1998 | Время жизни в атмосфере, лет | Потенциал глобального потепления* |
| Природные парниковые газы: | ||||
| СО2 | 280 ppm | 368 ppm | ∼100 | 1 |
| CH4 | 700 ppb | 1745 ppb | 12 | 23 |
| N2О | 270 ppb | 314 ppb | 114 | 296 |
| Синтетические галогеноуглероды: | ||||
| ХФУ-11(CFCl3) | 0 | 268 ppt | 45 | 4600 |
| ХФУ-12 (CF2Cl2) | 0 | 533 ppt | 100 | 101600 |
| ГХФУ-22 (CHF2Cl) | 0 | 132 ppt | 12 | 1700 |
С доиндустриального периода 1750 г. по 1998 г. произошло увеличение концентрации в атмосфере: CO2 – на 31%, CH4 – на 149%, N2О – на 16%.
Концентрация CO2, например, увеличилась на (368-280) ppm = 88 ppm, процентное увеличение составило (88/280) × 100% = 31%.
Следует отметить еще один момент, касающийся графиков на рисунке 15. Увеличение содержания этих газов в атмосфере с доиндустриальных времен не является линейным; скорее, оно ускоряется. Например, для того чтобы уровень CO2 вырос с 280 до 330 ppm (с 1750 по примерно 1975 год), потребовалось более 200 лет, а для того чтобы он вырос на ту же величину, то есть еще на 50 ppm, потребовалось всего 30 лет.
Эти три природных парниковых газа распределены довольно равномерно по всей тропосфере. Связано это с тем, что они сохраняются в атмосфере достаточно долго, чтобы перемещаться по всему миру в результате крупномасштабных перемещений воздуха и смешения с другими компонентами атмосферы, поэтому их концентрация не сильно варьируется от места к месту.
В таблице 2 также приведены текущие оценки времени жизни в атмосфере для некоторых поглощающих инфракрасное излучение галогеноуглеродов, которые не встречаются в природе, но в настоящее время обнаруживаются атмосфере (хотя и на уровне от нескольких десятков до сотен частей на триллион) в результате их производства и использования в различных целях. В качестве группы соединений галогеноуглероды можно рассматривать как производные углеводородов с некоторыми или всеми атомами водорода, замененными в молекуле атомами галогенов — обычно некоторой комбинацией фтора (F) и хлора (Cl), как во хлорфторуглеродах (ХФУ) и гидрохлорфторуглеродах (ГХФУ).
В связи с их ролью в потере стратосферного озона, использование всех ХФУ в настоящее время прекращено в соответствии с положениями Монреальского протокола по веществам, разрушающим озоновый слой (впервые опубликованного в 1987 году). Два основных ХФУ (ХФУ-11 и ХФУ-12) включены в таблицу 2 по двум причинам.
Во-первых, эти соединения в конечном итоге разрушаются в результате химических реакций в атмосфере, но это медленный процесс, отсюда их длительный срок пребывания в атмосфере. Потребуется много десятилетий, чтобы удалить все следы этих соединений из атмосферы (см. рисунок 16).
Во-вторых, ХФУ также являются мощными парниковыми газами — как, к сожалению, и многие другие галогеноуглероды (к примеру, ГХФУ-22 в таблице 2), которые появились в качестве заменителей ХФУ в некоторых ключевых областях промышленности (например, производство холода) и в настоящее время накапливаются в атмосфере. В основном, это объясняется тем, что галогеноуглероды имеют тенденцию сильно поглощать инфракрасные волны в пределах «атмосферного окна» (раздел 1.2), где поглощение естественными парниковыми газами слабое.
Этот момент еще больше подчеркивается цифрами в колонке под заголовком «Потенциал глобального потепления» (ПГП) таблицы 2. Это сложный показатель, предназначенный в основном для использования в контексте процесса выработки политики. Проще говоря, он представляет собой меру радиационного воздействия, вызванного добавлением в атмосферу определенной массы (скажем, 1 кг) какого-то парникового газа по отношению к воздействию, вызванному добавлением той же массы углекислого газа; вот почему для CO2 стоит значение «1». Таким образом, мы можем рассматривать значение ПГП как меру «эффективности» парникового газа как агента изменения климата по сравнению с углекислым газом — но только в соотношении массы к массе.
Эта оговорка очень важна. На первый взгляд, значения ПГП, приведенные в таблице 2, говорят о том, что CO2 является относительно слабым парниковым газом; конечно, галогеноуглероды, по меньшей мере, в 103 раза эффективнее, если сравнивать выбросы равных масс этих соединений. Причина, по которой CO2 уделяется такое большое внимание, заключается в том, что человек ответственен за производство гораздо большего количества этого газа, чем любого другого.
В абсолютном выражении (а не в процентах, как отмечалось выше) рост концентрации CO2 в атмосфере происходил намного быстрее, чем рост концентрации любого из других парниковых газов (природных или синтетических). Концентрация CO2 выросла почти на 100 ppm с доиндустриальных времен, в то время как уровень CH4, например, вырос примерно на 1000 ppb или всего на 1 ppm.
Содержание в атмосфере чисто синтетических соединений, таких как галогеноуглероды, может быть полностью приписано деятельности человека. Но как быть с парниковыми газами, которые возникают естественным образом? Атмосферный CO2 является частью глобального углеродного цикла, впрочем, как и атмосферный метан, хотя это, вероятно, менее известный факт. Аналогичным образом, N2О является частью естественного азотного цикла.
Для каждого из этих газов существуют естественные процессы, которые выделяют его в атмосферу (источники), и другие естественные процессы, которые снова удаляют его (поглотители). Относительно стабильные концентрации в атмосфере, которые преобладали в доиндустриальном мире, говорят нам о том, что в то время эти источники и поглотители находились в равновесии (более или менее). Очевидно, что этот естественный баланс был нарушен за последние 200 лет или около того — период, отмеченный взрывным ростом численности населения. В конце XVIII века на планете проживало менее 1 миллиарда человек; сегодня их насчитывается более 7 миллиардов, и, по официальным оценкам, тенденция к росту, вероятно, сохранится в течение еще некоторого времени (рисунок 17).
В основном, влияние человека на парниковые газы можно проследить по деятельности, которая фактически добавляет новый источник газа и/или увеличивает естественные выбросы различными способами. Возьмем, к примеру, CO2.
Несмотря на то, что сжигание ископаемого топлива является характерной чертой индустриальной эпохи, это не единственный антропогенный источник CO2. На протяжении веков люди вырубали леса, сжигали древесину и превращали огромные участки земли в сельскохозяйственные угодья, чтобы прокормить постоянно растущее население. Процесс вырубки лесов и изменение характера землепользования увеличивает содержание CO2 в атмосфере.
Ниже приводится краткая информация о деятельности человека, которая увеличила естественные выбросы CH4 и N2О, а также краткий комментарий о другом природном парниковом газе — тропосферном озоне.
Вставка 5 Источники других парниковых газов и их связь с человеком
Метан (CH4) образуется при расщеплении органических веществ бактериями, которые процветают в анаэробной (т.е. бескислородной) среде — главным образом в заболоченных почвах (болотах, топях и других заболоченных местах, откуда и пошло распространенное название метана «болотный газ») и в кишках пасущихся животных. Но сегодня только около 30% глобальных выбросов CH4 происходит из природных источников, причем на естественные болота приходится около двух третей от общего объема. Рисовые поля, фактически искусственные болота, дают еще 11%, а 16% обусловлены метеоризмом пасущегося скота (крупного рогатого скота, овец и т.д.)! Хотя такие источники, несомненно, имеют биогенное происхождение, в них также явно присутствует антропогенный элемент — в данном случае тесно связанный с производством продуктов питания человеком.
Отходы (например, органические вещества, гниющие на свалках) добавляют еще один антропогенный источник CH4 (около 17% глобальных выбросов). А поскольку природный газ в основном состоит из метана, то же самое относится и к утечкам из трубопроводов природного газа и распространенной практике выброса газа в атмосферу на объектах добычи нефти и из угольных шахт (еще 19 %). Наконец, сжигание растительности также может генерировать CH4, в зависимости от того, как она горит (т.е. тление, а не горение).
Окись азота (N2О) является частью естественного азотного цикла; она образуется в результате деятельности микроорганизмов в почве и отложениях. Опять же, считается, что увеличение ее концентрации в атмосфере происходит в основном в результате сельскохозяйственной деятельности, такой как применение азотных удобрений для повышения урожайности; часть азота попадает в воздух в виде N2О. Кроме того, при высокотемпературном сжигании ископаемого топлива (или любой растительности) в воздухе образуется некоторое количество N2О (в результате реакции между N2 и O2 в воздухе), а также другие оксиды азота.
Озон (О3) также является естественным компонентом нижней атмосферы (отчасти благодаря переносу из стратосферы), но его нормальный фоновый уровень низок. Однако в настоящее время повышенные концентрации тропосферного озона наблюдаются во многих загрязненных средах, особенно над густонаселенными промышленными регионами. Здесь озон образуется вблизи поверхности в результате воздействия солнечного света на смесь газообразных загрязняющих веществ, которые обычно содержатся в выхлопных газах автомобилей — несгоревшие углеводороды, монооксид углерода (CO) и оксид азота (NO). Озон является одним из наиболее вредных компонентов «фотохимического смога», поскольку воздействие повышенных уровней этого газа вредно как для здоровья человека, так и для роста растений.
К сожалению, успехи, достигнутые в сокращении выбросов транспортных средств (за счет установки каталитических конвертеров-нейтрализаторов), перевешиваются ростом числа автомобилей во всем мире. И существует множество других антропогенных источников этих загрязняющих веществ, включая электростанции, промышленные процессы и сжигание растительности.
В отличие от парниковых газов, приведенных в таблице 2, тропосферный озон относительно недолговечен, и в его концентрации наблюдаются заметные региональные колебания. Это затруднило отслеживание долгосрочных изменений общего количества озона в тропосфере, хотя последние исследования свидетельствуют о значительном его увеличении по сравнению с доиндустриальными временами, примерно на 36%.
Влияние парниковых газов на положительное радиационное воздействие показано в таблице 3. Относительные вклады показаны в более наглядной форме на «круговой диаграмме» на рисунке 18. Очевидно, что доминирующий вклад на сегодняшний день действительно обусловлен значительным увеличением содержания CO2 в атмосфере.
Тем не менее, накопление других газов в сочетании с их парниковой эффективностью означает, что они также в настоящее время играют значительную роль в качестве веществ, влияющих на изменение климата; вместе их вклад составляет почти 50%.
Именно поэтому Киотский протокол, по сути, охватывает «корзину» парниковых газов (включая CH4, N2О и галогеноуглероды, не включенные в Монреальский протокол), а также CO2. В последующих дискуссиях, посвященных главным образом углекислому газу, важно не забывать о дополнительном вкладе других парниковых газов.
Таблица 3 Вклад в парниковое воздействие на климат за период с 1750 по 2000 (МГЭИК, 2001a).
| Наименование | Радиационное воздействие, Вт/м2 | Концентрация, % |
| Долгоживущие | ||
| СО2 | 1.46 | 53 |
| CH4 | 0.48 | 17 |
| N2О | 0.15 | 5 |
| Галогеноуглероды | 0.34 | 12 |
| Короткоживущие | ||
| Тропосферный O3 | 0.35 | 13 |
| Всего | 2.78 | 100 |
В этом разделе не был упомянут такой важный природный парниковый газ как водяной пар (раздел 2).
Как отмечалось ранее, содержание водяного пара в воздухе зависит от температуры и почти ни от чего другого. Общее количество водяного пара в атмосфере не зависит напрямую от действий человека. Однако на него можно повлиять косвенно — причем таким образом, который имеет важные последствия для глобальной климатической реакции на накопление других парниковых газов.
Есть также кое-что еще, о чем следует подумать в контексте «воздействия человека на атмосферу». С начала индустриальной эпохи человечество выбрасывает в нижние слои атмосферы коктейль из твердых частиц и парниковых газов. В частности, уголь часто имеет высокое содержание серы, которая выделяется в виде SO2 при сгорании топлива (на электростанциях, в промышленных процессах, печках и т.д.). Определенный фоновый уровень сульфатных аэрозолей, образующихся из различных серосодержащих газов как вулканического, так и биогенного происхождения, естественным образом содержится в «незагрязненной» тропосфере.
Антропогенные выбросы SO2 увеличивают аэрозольную нагрузку, и это имеет тот же радиационный эффект, что и эпизодические выбросы вулканических аэрозолей в стратосферу: они увеличивают отражение солнечного излучения.
Городской смог, типичный для многих промышленно развитых регионов с высокой плотностью движения, также содержит «углеродистые» твердые частицы, полученные в результате сжигания ископаемого топлива, включая капли органических соединений, а также различное количество черных графитовых и смолистых частиц углерода (в совокупности известных как «черный углерод»). Подобные «углеродистые» аэрозоли содержатся в плотных дымовых шлейфах, образующихся в результате крупномасштабного сжигания растительности, которое регулярно происходит во многих частях мира.
В некоторых регионах к естественным лесным пожарам (возникающим от удара молнии) добавляются пожары, специально устраиваемые для расчистки от лесов (например, в Амазонии и некоторых районах Юго-Восточной Азии) или в рамках ежегодного сельскохозяйственного цикла (например, для стимулирования роста новой травы для скота на пастбищах саванны в Южной Африке).
Данные со спутниковых приборов (рисунок 19) помогают исследователям составить карту распределения мелких аэрозолей (сульфатов или углекислого газа), характерных для антропогенных источников (рисунок 19a), и отличить их от более крупных частиц, имеющих в основном природное происхождение (рисунок 19b).
Радиационное воздействие, возникающее в результате накопления парниковых газов, является положительным (т.е. оказывает эффект потепления) и происходит повсеместно по всему земному шару. Влияние увеличения количества тропосферных аэрозолей на климатические последствия имеет три важных особенности:
1. Как и сульфаты, большинство аэрозолей обладают высокой отражающей способностью, поэтому они эффективно увеличивают альбедо планеты, создавая отрицательное воздействие (т. е. охлаждают поверхность). Черный углерод является исключением из этого общего правила: он сильно поглощает как поступающий солнечный свет, так и исходящее длинноволновое излучение, и считается, что это оказывает согревающее воздействие на поверхность.
2. Антропогенные аэрозоли недолговечны в нижних слоях атмосферы (сульфаты возвращаются на поверхность в виде «кислотных дождей»), поэтому их концентрации значительно варьируются в зависимости от региона (рисунок 19а) и во времени. По этой причине радиационное воздействие от тропосферных аэрозолей проявляется в региональном, а не в глобальном масштабе.
3. Антропогенные аэрозоли (особенно сульфаты) также оказывают потенциально важное косвенное влияние на радиационный баланс Земли, связанное с их ролью в качестве ядер конденсации облаков (раздел 2.2). В загрязненных регионах на многочисленных аэрозольных частицах конденсируется влага во время образования облаков. Здесь образуется больше мелких капель жидкости; такие облака имеют большую отражающую способность (т. е. они имеют более высокое альбедо), что создает дополнительный эффект охлаждения на поверхности. Это известно как косвенный аэрозольный эффект.
Аэрозольная оптическая толщина является мерой общей аэрозольной нагрузки в нижней атмосфере и представлена цветовой шкалой. На рисунке 19 белые прямоугольники обозначают регионы с высокой концентрацией аэрозолей.
(a) На рисунке показаны загрязняющие мелкодисперсные частицы над Северной Америкой, Европой, Южной и Восточной Азией (регионы a, c и e), а также в плотных шлейфах, идущих по ветру от растительных пожаров над Южной Америкой и Южной Африкой (регионы b и d).
(b) На изображении показана крупнозернистая пыль из Африки (регион a), частицы соли, образующиеся в ветреных условиях Южного океана (регион b) и пыль пустыни (регион c).
Охлаждающее влияние (как прямое, так и косвенное) сульфатных аэрозолей в тропосфере было в должной мере оценено более десяти лет назад: например, об этом говорилось в первом докладе МГЭИК в 1990 году. С тех пор исследования начали раскрывать климатическое влияние других антропогенных аэрозолей, но чрезвычайное разнообразие этих частиц (по размеру, химическому составу, радиационным свойствам и т.д.) значило, что это оказалось еще одной сложной и неопределенной частью головоломки изменения климата.
Общее мнение заключается в том, что тропосферные аэрозоли в основном создают отрицательное радиационное воздействие, но нет достаточной уверенности в способности количественно оценить общий антропогенный эффект и то, как он менялся со временем в течение индустриальной эпохи.
6 Краткое подведение итогов
1. На рисунке 11 кратко представлены способы, с помощью которых поверхность Земли и атмосфера получают и теряют энергию. Основные моменты заключаются в следующем:
1.1 Часть (планетарное альбедо) поступающего коротковолнового солнечного излучения отражается (или рассеивается) обратно в космос, в основном облаками и поверхностью Земли (особенно снегом и ледяным покровом), а также аэрозолями (например, пылью, частицами соли и т.д.). Большая часть остального поглощается поверхностью, тем самым нагревая ее.
1.2 Исходящее длинноволновое (инфракрасное) излучение от поверхности Земли многократно поглощается и переизлучается парниковыми газами, естественно присутствующими в атмосфере (в основном водяным паром и CO2, а также метаном, окисью азота и озоном); это нагревает нижние слои атмосферы (или тропосферу). Часть переизлученного излучения в конечном итоге уходит в космос, поддерживая общий радиационный баланс в верхней части атмосферы. Но обратное излучение из атмосферы сохраняет температуру поверхности Земли более чем на 30 °C теплее, чем было бы в противном случае, — естественный парниковый эффект.
1.3 Облака как охлаждают поверхность (отражая солнечное излучение), так и нагревают ее (поглощая и переизлучая исходящее длинноволновое излучение). В глобальном масштабе чистый эффект заключается в небольшом охлаждении планеты.
1.4 Энергия также передается от поверхности к атмосфере в виде тепла (за счет теплопроводности и конвекции) и за счет испарения/конденсации воды (скрытый теплообмен).
2. Тропосфера нагревается снизу, в то время как стратосфера нагревается сверху, главным образом за счет поглощения озоновым слоем поступающего ультрафиолетового излучения от Солнца. Это приводит к характерному изменению температуры с увеличением высоты от поверхности до стратопаузы (рис. 8).
3. Радиационное воздействие — это дисбаланс между солнечным излучением, поглощаемым системой Земля-атмосфера, и длинноволновым излучением, излучаемым в космос. Он может быть как положительным (что оказывает согревающее действие), так и отрицательным (что оказывает охлаждающее действие). Естественные источники радиационного воздействия — это изменения солнечной постоянной (в сторону увеличения или уменьшения) и эпизодические выбросы большого количества вулканических сульфатных аэрозолей в стратосферу (что оказывает кратковременное охлаждающее воздействие на поверхность).
4. Различные виды деятельности человека (включая добычу, транспортировку и сжигание ископаемого топлива; промышленность; выжигание растительности и изменение порядка землепользования; сельское хозяйство; утилизация отходов и т.д.) увеличили выбросы естественных парниковых газов. В результате концентрация этих газов в атмосфере увеличилась с доиндустриальных времен примерно на 31% для CO2, на 149% для CH4, на 16% для N2O и на 36% для O3. Использование полностью синтетических соединений (галогеноуглеродов, например ХФУ) также привело к появлению в атмосфере новых (и мощных) парниковых газов. Это привело к положительному радиационному воздействию (парниковому воздействию) на климат, которое, как ожидается, приведет к глобальному потеплению.
5. Деятельность человека также увеличивает нагрузку на тропосферу сульфатных аэрозолей (из-за выбросов SO2) и различных углеродсодержащих частиц (от сжигания ископаемого топлива и растительности). Антропогенные аэрозоли в основном оказывают негативное радиационное воздействие как непосредственно (за счет обратного рассеяния солнечного излучения), так и косвенно (за счет их влияния на альбедо облаков).
6. Долгоживущие газы (CO2, CH4, N2O и галогеноуглероды) равномерно присутствуют (хорошо смешаны) в тропосфере. Напротив, концентрации относительно короткоживущих видов (например, озона и аэрозолей) представлены неравномерно как в пространстве, так и во времени.