книги из ГПНТБ / Будыко, М. И. Изменения климата

6.1. Изменения местного климата

201

Результаты выполненных исследований показали (Inadvertent Climate Modification, 197.1; Landsberg, 1970; Берлянд и Кондратьев, 1972, и др.), что «остров тепла» обычно имеет сложную структуру, причем каждый квартал городской застройки является источником тепла для окружающих незастроенных участков. Средняя темпе­ ратура воздуха в большом городе чаще всего выше температуры окружающих районов на 1—2°, однако ночью при небольшом ветре разность температур может достигать 6—8°. При сильных ветрах эта разность обычно уменьшается.

Интересные наблюдения, характеризующие рост острова тепла по мере развития городской застройки, выполнили Ландсберг и Майзель (Landsberg, Maisel, 1972). В 1967 г. в США, недалеко от Вашингтона, было начато строительство города Колумбия. В 1968 г., когда была застроена только небольшая часть города, повышение температуры воздуха в его центре по сравнению с загородной местностью в вечерние часы составляло около 0,5°. В 1970 г., после значительного увеличения застройки, повышение температуры

вцентре города достигло 4,5°, а на большей части его территории 2°.

Вдневное время, когда интенсивность движений воздуха воз­ растала, повышение температуры заметно уменьшалось.

Одновременно с повышением температуры на территории Ко­

лумбии на несколько процентов понижалась относительная влаж­ ность воздуха, причем это понижение было, по-видимому, обуслов­ лено как ростом температуры, так и уменьшением испарения на территории города.

Очевидно, что «остров тепла» возникает главным образом в результате влияния первых трех из перечисленных выше факто­ ров, определяющих условия городского климата. Относительная роль каждого из этих факторов в различных городах и в различ­ ные сезоны может сильно изменяться.

Следует отметить, что в «островах тепла» обычно понижается не только относительная, но и абсолютная влажность воздуха из-за уменьшения испарения на застроенных участках.Л

Дополнительный нагрев воздуха над городами создает местные циркуляционные системы, напоминающие бризы, а также усили­ вает восходящие конвективные движения над городами. Наряду с этим увеличение шероховатости приводит к заметному уменьше­ нию скорости ветра в городах по сравнению с загородными районами.

Из всех особенностей климата городов наибольшее практиче­ ское значение имеет загрязнение воздуха различными примесями, которое во многих городах достигло высокого уровня. Источником этих примесей являются выбросы промышленных предприятий, ото­ пительных систем и транспорта.

Часть антропогенного аэрозоля в городах образуется из выбро­ сов твердых и жидких частиц, другая часть возникает из посту­ пающих в атмосферу газов.

202 Глава 6. Влияние человека на климат

Увеличение концентрации аэрозоля над городами резко умень­ шает солнечную радиацию, приходящую к земной поверхности. По данным Ландсберга (1970 и др.), в больших городах прямая солнечная радиация часто уменьшается на величину около 15%, ультрафиолетовое излучение — в среднем на 30% (в зимние месяцы оно может полностью исчезнуть), продолжительность солнечного сияния — на 5—15%. Главную роль в ослаблении солнечной радиа­ ции в городах играет тонкий нижний слой воздуха, в котором со­ держится наибольшее количество аэрозольных частиц. В пределах этого слоя обычно резко понижена горизонтальная видимость, часто до 10—20% ее значений в загородных районах.

Высокая концентрация аэрозольных частиц в городском воз­ духе способствует росту повторяемости туманов, в том числе осо­ бенно устойчивых туманов типа смога, капельки которых содержат значительное количество примесей, загрязняющих атмосферу. В некоторых городах (из них особенно известен Лос-Анджелес), где местные условия способствуют ослаблению атмосферной цир­ куляции, смог может держаться в течение многих дней, нанося большой ущерб здоровью населения.

Городские туманы играют большую роль в отмеченном выше процессе ослабления солнечной радиации и в уменьшении даль­ ности видимости на территории городов.

городах и промышленных районах с очень высоким уровнем загрязнения воздуха уменьшение солнечной радиации может при­ вести к снижению температуры воздуха в дневное время суток. Такое снижение иногда полностью компенсирует повышение тем­ пературы, связанное с образованием «острова тепла» (Берлянд и др., 1974).

Повышейное количество ядер конденсации в воздухе над го­ родами и усиление восходящих движений воздуха приводят

к увеличению облачности и осадков. Имеются данные о том, что

внекоторых промышленных центрах существует недельный цикл

вколичестве выпадающих осадков, объясняемый уменьшением осадков в выходные дни, когда промышленные предприятия не ра­ ботают.

Некоторое увеличение осадков и значительное уменьшение ис­ парения приводит к росту стока, чему во многих городах способ­ ствуют специальные канализационные системы для отвода дожде­ вых вод.

В городах с большим количеством твердых осадков часто при­ меняется уборка снега и вывоз его из города, что ускоряет весен­ нее повышение температуры в городе по сравнению с загородной местностью.

Городской климат может быть значительно улучшен при рацио­ нальном размещении жилых домов и производственных предприя­ тий, путем создания зеленых насаждений и проведения мероприя­ тий по снижению загрязнения воздуха.

6.2. Изменения глобального климата

203

Имеются многочисленные примеры, как изменение системы отопления (перевод ее с твердого топлива на газ или на электри­ ческую энергию) резко снижало загрязнение городского воздуха и ослабляло связанные с этим загрязнением изменения различных элементов климата. Не меньшее значение может иметь вынос из города загрязняющих атмосферу промышленных предприятий, при­ менение эффективной очистки воздуха, поступающего в атмосферу из дымовых труб и других источников загрязнения, создание в го­ родской черте обширных парков, озеленение улиц и различных не­ застроенных участков.

При современном уровне развития промышленности, энергетики и транспорта городское строительство не может вестись без деталь­ ного учета влияния хозяйственной деятельности человека на метео­ рологический режим.

Расчет возможных изменений местного климата необходим для правильного проектирования городов, исключающего создание в них неблагоприятных для здоровья населения климатических условий.

Заслуживает внимания то, что по мере развития урбанизации в районах с наиболее высокой плотностью населения некоторые черты городского климата распространяются на обширные терри­ тории, достигающие сотен километров. В этих условиях происхо­ дит суммирование влияния на климат многочисленных близко расположенных населенных пунктов, каждый из которых дейст­ вует как источник тепла и загрязнения воздуха. Такое положение имеет место в ряде районов США, Японии и Западной Европы, где локальные изменения климата охватывают все большие прост­ ранства.

6.2. ИЗМЕНЕНИЯ ГЛОБАЛЬНОГО КЛИМАТА

Атмосферная углекислота. В последние годы получены данные о том, что современная хозяйственная деятельность человека ока­ зывает влияние не только на местные климатические условия от­ дельных районов, но и на климат нашей планеты в целом. Одним из факторов такого влияния является изменение количества угле­ кислого газа в атмосфере.

Предположение о том, что в результате сжигания больших ко­ личеств угля, нефти и других видов топлива масса углекис­ лого газа в атмосфере начала увеличиваться, высказывалось еще в первой половине нашего века (Callender, 1938). Однако только в 50-х годах, в связи с организацией Международного геофизиче­ ского года, были начаты систематические наблюдения за атмо­ сферной углекислотой на ряде станций, что позволило количест­ венно оценить рост концентрации углекислоты.

204 Глава 6. Влияние человека на климат

Эти наблюдения показали, что наряду с заметным годовым хо­ дом концентрации углекислоты у земной поверхности (уменьше­

ние концентрации летом в связи с усилением фотосинтеза) сущест­
вует отчетливая тенденция роста концентрации от года	к году.
По данным наблюдений в Мауна-Лоа (Гавайские острова)	за пе­

риод с 1958 по 1968 г. ежегодное увеличение концентрации углекис­ лоты составляло 0,64 - 10—4%. Эта величина соответствует прибли­ зительно 0,2% количества углекислого газа, содержащегося в ат­ мосфере (Inadvertent Climate Modification, 1971).

Результаты наблюдений в Мауна-Лоа согласуются с материа­ лами аналогичных наблюдений на Аляске, в Швеции и Антарктиде (Bolin and Bischof, 1970, и др.). Учитывая, что эти наблюдения проведены в очень удаленных друг от друга районах земного шара, можно не сомневаться, что они правильно отражают существую­ щую тенденцию изменения концентрации атмосферной углекис­ лоты.

Из данных указанных наблюдений следует, что в атмосфере за­ держивается приблизительно половина углекислого газа, создава­ емого в результате деятельности человека. Вторая половина этого количества, по-видимому, поглощается океаном и в меньшей сте­ пени—живыми организмами.

Вопрос о механизме поглощения добавочной углекислоты во­ доемами и живыми организмами в количественном плане изучен недостаточно. Хотя океаны потенциально имеют большую емкость и могут поглотить громадное количество углекислого газа, факти­ ческая скорость поглощения углекислоты морскими водами значи­ тельно уменьшается из-за медленного обмена между поверхност­ ными и глубинными слоями океанов.

При увеличении концентрации углекислоты скорость фотосин­ теза возрастает, однако создаваемое при этом дополнительное ко­ личество органического вещества через ограниченное время мине­ рализуется, освобождая затраченный на его создание углекис­ лый газ.

Построение полной количественной теории, позволяющей учесть влияние буферных процессов в океане и биосфере на изменения концентрации углекислого газа в атмосфере, является делом буду­ щего. В настоящее время для этой цели можно использовать эмпирические схемы, примером которых является простая числен­ ная модель, предложенная Махта (Inadvertent Climate Modifica­ tion, 1971).

Из расчетов по этой модели следует, что за последние сто лет количество углекислого газа в атмосфере увеличилось на 0,003%, т. е. примерно на 10% его современной концентрации, причем ос­ новная часть этого увеличения содержания углекислого газа отно­ сится к последним десятилетиям.

Принимая во внимание приведенную выше оценку влияния кон­ центрации углекислоты на температуру воздуха у земной поверх­

6.2. Изменения глобального климата

205

ности, полученную в работе Манабе и Везеролда, можно найти, что обусловленное хозяйственной деятельностью человека увели­ чение концентрации углекислоты могло повысить среднюю гло­ бальную температуру у поверхности Земли на 0,2° С.

Эта величина не является пренебрежимо малой по сравнению с теми колебаниями климата, которые происходили в течение по­ следнего столетия. Таким образом, вероятно, что сжигание различ­ ных видов топлива оказывает определенное влияние на современ­ ные климатические условия.

Атмосферный аэрозоль. Выше было отмечено, что в результате хозяйственной деятельности человека в атмосферу поступает боль­ шое количество частиц, заметно увеличивающее концентрацию ат­ мосферного аэрозоля.

Интересные наблюдения за изменением содержания пыли в ат­ мосфере выполнил Ф. Ф. Давитая (1965), который использовал для этой цели данные о вертикальном распределении концентрации пыли в снежном покрове ледников Кавказа.

Эти данные показали, что количество пыли в единице объема верхних слоев снега значительно возрастало по сравнению с более глубокими слоями, возникшими раньше верхних слоев. По мнению Ф. Ф. Давитая, указанное различие соответствовало резкому по­ вышению концентрации пыли в атмосфере, произошедшему в по­ следние десятилетия.

В работах Мак-Кормика и Людвига (McCormick and Ludwig, 1967), а также других авторов приводятся материалы, указываю­ щие на снижение прозрачности безоблачной атмосферы за послед­ ние несколько десятилетий, по-видимому, обусловленное ростом концентрации атмосферного аэрозоля.

Имеющиеся оценки указывают (Inadvertent Climate Modifica­ tion, 1971), что масса антропогенного аэрозоля, ежегодно поступа­ ющего в атмосферу в современную эпоху, примерно равна 200— 400 млн. т, что составляет 10—20% общего количества аэрозоль­ ных частиц, поступающих в атмосферу. Только небольшая часть общей массы антропогенного аэрозоля выбрасывается в атмо­ сферу в виде твердых и жидких частиц, главным же источником его образования являются создаваемые человеком газообразные примеси — сернистый газ, окислы азота и другие, из которых в ре­ зультате различных химических реакций создаются частицы аэ­ розоля.

Рассмотренные ниже материалы наблюдений показывают, что антропогенный аэрозоль заметно увеличивает общую концентрацию аэрозольных частиц не только в городах и отдельных промышлен­ ных районах, но и на больших территориях, что придает современ­ ному процессу загрязнения атмосферы глобальный характер.

В третьей главе книги рассматривалось влияние стратосфер­ ного аэрозоля на термический режим воздуха у земной поверх­ ности. Как установил еще Хемфрис, это влияние в основном

206 Глава 6. Влияние человека на климат

определяется уменьшением потока коротковолновой радиации, по­ ступающей в тропосферу.

Частицы аэрозоля в стратосфере играют роль экрана, изменя­ ющего в большей или меньшей степени метеорологическую сол­ нечную постоянную. Поглощение радиации на этих частицах мо­ жет вызывать местное нагревание стратосферы (как это, в част­ ности, имело место после извержения вулкана Агунг; см. Newell, 1971, и др.), однако такое нагревание мало влияет на термический режим у земной поверхности из-за незначительной плотности воз­ духа в стратосфере и слабого теплообмена между стратосферой и тропосферой. Таким образом, как показано в ряде исследова­ ний, увеличение концентрации аэрозоля в стратосфере неизменно приводит к понижению температуры у земной поверхности.

Более сложное влияние на термический режим оказывают аэ­ розольные частицы, находящиеся в тропосфере. Эти частицы ос­ лабляют поток коротковолновой радиации, приходящей к земной поверхности, в результате обратного рассеяния и из-за поглоще­ ния радиации на аэрозольных частицах. Если первый из этих про­ цессов увеличивает альбедо системы Земля—атмосфера, то второй может его уменьшить.

Перераспределение поглощенной радиации по высоте в преде­ лах тропосферы, где существует интенсивный вертикальный' тепло­ обмен, сравнительно мало влияет на среднюю температуру тропо­ сферы или среднюю температуру воздуха у земной поверхности. Поэтому влияние тропосферного аэрозоля на термический режим в основном определяется зависимостью от концентрации аэрозоля альбедо системы Земля—атмосфера, увеличение которого приво­ дит к понижению температуры у земной поверхности, а уменьше­ ние — к повышению температуры.

Очевидно, что изменение альбедо системы Земля—атмосфера под влиянием аэрозоля должно зависеть от альбедо земной поверх­ ности. Чем ниже это альбедо, тем вероятнее, что атмосферный аэрозоль будет увеличивать альбедо системы. При больших аль­ бедо земной поверхности (снег, лед) вероятность уменьшения аль­ бедо системы Земля—атмосфера под влиянием аэрозоля воз­ растает.

Существует ряд исследований, в которых были построены чис­ ленные модели влияния аэрозоля на радиационный и термический режим атмосферы (McCormick and Ludwig, 1967; Charlson and Pilat, 1969; Atwater, 1970; Barrett, 1971; Yamamoto, Tanaka, 1971; Rasool, Schneider, 1971; Mitchell, 1971; Ensor e. a., 1972; Newman and Cohen, 1972; Кондратьев и др., 1973, и др.). В некоторых из этих исследований принято во внимание только влияние аэрозоля

на	обратное рассеяние коротковолновой радиации, что приводит
к	увеличению альбедо системы	Земля—атмосфера и, следова­
тельно, к снижению температуры		воздуха у земной поверхности.
	В других работах рассматриваются изменения радиационного

6.2. Изменения глобального климата

207

и термического режима атмосферы при наличии как обратного рас­ сеяния, так и поглощения радиации на частицах аэрозоля. Второй из этих механизмов при определенных условиях может уменьшать альбедо системы Земля—атмосфера, что способствует повышению температуры у земной поверхности.

В ряде исследований были предложены количественные крите­ рии, зависящие главным образом от альбедо земной поверхности и определяющие знак изменения температуры под влиянием аэро­ золя. Величины этих критериев, найденные разными авторами, ока­ зались заметно различающимися, что объясняется как особенно­ стями применяемых моделей, так и несовпадением использованных значений эмпирических коэффициентов, характеризующих обратное рассеяние и поглощение радиации на частицах аэрозоля.

В некоторых случаях причины различия указанных критериев легко понять. Так, например, в упомянутой выше работе Митчелла принято предположение о том, что влияние аэрозоля на термиче­ ский режим атмосферы связано с уменьшением затраты тепла на испарение с земной поверхности, обусловленным снижением при­ тока радиационной энергии. Не учитывая, что в глобальном мас­ штабе уменьшение затраты тепла на испарение в энергетическом балансе системы Земля—атмосфера компенсируется соответствую­ щим уменьшением прихода тепла от конденсации, Митчелл, по-ви- димому, получил заниженные значения критерия, при достижении которых изменение концентрации аэрозоля может приводить к на­ греванию атмосферы.

Рассмотрим результаты одного из исследований этого направ­ ления (Кондратьев и др„ 1973), где сделан вывод о том, что знак изменения температуры воздуха в тропосфере определяется соот­ ношением эффективного альбедо аэрозольной компоненты атмо­ сферы и альбедо земной поверхности: если первое альбедо больше второго, температура воздуха при наличии аэрозоля понижается, и наоборот. По материалам этой работы можно сделать некото­ рые заключения о влиянии тропосферного аэрозоля на термиче­ ский режим для средних глобальных условий.

Из расчетов, выполненных в указанном исследовании, следует, что эффективное альбедо аэрозольной компоненты для «среднего аэрозоля» изменяется от 0,20 до 0,60 в зависимости от принятых величин коэффициента поглощения радиации на частицах аэрозоля и от характера распределения частиц аэрозоля по размерам. Сред­ няя величина эффективного альбедо из группы значений, приве­ денных в этой работе, оказывается равной 0,42.

Сопоставляя эти значения с характерными величинами альбедо земной поверхности, можно заключить, что при безоблачной атмо­ сфере аэрозоль, как правило, снижает температуру воздуха над поверхностями, свободными от снега и льда, альбедо которых обычно не превосходит 0,20, и повышает температуру воздуха над снежным покровом, альбедо которого обычно больше 0,60.

208 Глава 6. Влияние человека на климат

Учитывая, что снежный покров занимает малую часть общей по­ верхности земного шара и что в зоне его размещения солнечная радиация в среднем меньше ее средней глобальной величины, по­ лучим заключение о преобладании тенденции к снижению средней температуры воздуха при наличии аэрозоля для свободной от об­ лаков части земной атмосферы.

Значительный интерес представляет вопрос о влиянии аэрозоля на среднюю температуру воздуха при наличии облаков. В упомя­ нутой выше работе альбедо облаков принято равным 0,70, что яв­ ляется возможной величиной для отдельных мощных облачных образований, но не может считаться соответствующим среднему глобальному альбедо облаков.

Величина среднего глобального альбедо облаков по данным, приведенным во второй главе, равна 0,46, что почти совпадает со средней величиной эффективного аэрозольного альбедо.

Разность между этими двумя значениями безусловно меньше вероятной ошибки определения каждого из них, откуда следует, что при наличии облаков влияние аэрозоля на термический режим атмосферы вряд ли имеет существенное значение.

Такой же вывод можно сделать, принимая во внимание, что основная масса тропосферного аэрозоля расположена ниже верх­ ней границы облаков, в результате чего влияние аэрозоля на ра­ диационный и термический режим при наличии облачности оказы­ вается существенно ослабленным.

Считая, что в среднем около половины земной поверхности за­ крыто облаками, найдем, что суммарное влияние тропосферного аэрозоля на среднюю температуру воздуха соответствует сниже­ нию этой температуры на величину, примерно вдвое меньшую ве­ личины того снижения, которое было бы достигнуто при безоблач­ ной атмосфере.

Отметим, что выполнение количественных расчетов влияния тропосферного аэрозоля на термический режим атмосферы затруд­ нено из-за недостаточно надежных сведений о средних климатоло­ гических значениях параметров применяемых моделей, в особен­ ности коэффициентов поглощения радиации на частицах аэрозоля. В связи с этим существенное значение для оценки влияния тропо­ сферного аэрозоля на радиационный и термический режим имеет анализ эмпирических материалов.

В одной из работ этого направления (Будыко, Винников, 1973) для оценки влияния антропогенного аэрозоля на климат были ис­ пользованы обработанные 3. И. Пивоваровой данные наблюдений на группе актинометрических станций, расположенных в Европе, Азии и Америке, по которым был построен график векового хода

прямой солнечной радиации при безоблачном небе за последние десятилетия.

На рис. 31 представлены величины аномалий прямой радиации, выраженные в процентах от ее нормы для периодов с 1885 по

6.2. Изменения глобального климата

209

1970 г. Кривая А на этом рисунке характеризует величины, осредненные по пятилетним скользящим периодам. (Применение пяти­ летнего осреднения приводит к некоторым отличиям кривой векового хода радиации от приведенных выше кривых, которые построены на основании десятилетнего осреднения данных наблю­ дений.) Следует отметить, что число станций, материалы которых использованы для построения первой части этой кривой, относя­ щейся к концу XIX и началу XX в., меньше, чем число станций, данные которых использованы для более позднего периода. Поэтому достоверность величин аномалий радиации для первых десятилетий рассматриваемого интервала времени меньше досто­ верности аномалий для середины и конца этого интервала.

AS о,

—/ э

S

Как видно из рисунка, с конца XIX в. до середины 10-х годов нашего столетия имело место несколько резких понижений вели­ чин прямой радиации, которые объясняются влиянием крупных вулканических извержений— Кракатау, Мон-Пеле, Катмай и дру­ гих, после которых значительно увеличилась концентрация аэро­ золя в нижних слоях стратосферы. С конца 10-х до начала 40-х годов прямая радиация достигла максимальных значений и меня­ лась .сравнительно мало, после чего она начала постепенно убывать.

В ряде исследований (McCormick and Ludwig, 1967; Bryson, 1968; Будыко, 1969; Man’s Impact on the Global Environment, 1970; Inadvertent Climate Modification, 1971, и др.) было высказано мне­ ние о том, что постепенное снижение прямой радиации, начав­ шееся в 40-х годах, объясняется увеличением массы атмосферного аэрозоля, создаваемого в результате деятельности человека.

Выше отмечено, что антропогенный аэрозоль в основном сосре­ доточен в нижних слоях тропосферы. Поэтому его влияние на

1 4 Зак. № 397

210 Глава 6. Влияние человека на климат

радиацию, достигающую земной поверхности, при наличии облаков значительно меньше аналогичного влияния в условиях безоблач­ ного неба. Как указано выше, между изменениями прямой радиа­ ции в результате ее рассеяния на частицах аэрозоля и соответ­ ствующими изменениями суммарной радиации существуют опреде­ ленные соотношения, используя которые можно рассчитать изменения суммарной радиации по данным о колебаниях величин прямой радиации.

Если указанные колебания происходят в результате рассеяния радиации на частицах аэрозоля в стратосфере, то для соответст­ вующего расчета можно использовать данные об изменениях пря­ мой радиации, представленные в виде кривой А на рис. 31. Если же часть этих колебаний обусловлена ослаблением радиации в нижних слоях тропосферы, то для расчетов средних глобальных изменений суммарной радиации следует принять во внимание влияние облаков на радиационный режим атмосферы.

Предположим, что с начала 40-х годов изменения прямой ра­ диации были обусловлены двумя процессами — ростом массы ан­ тропогенного аэрозоля, который монотонно уменьшал количество радиации, и колебаниями прозрачности стратосферы, которые могли уменьшать прямую радиацию при увеличении концентра­ ции аэрозоля в стратосфере или увеличивать ее до предела, со­ ответствующего полному или почти полному отсутствию аэрозоля в стратосфере.

Будем считать, что изменение прямой радиации под влиянием увеличения антропогенного аэрозоля характеризуется прямой ли­ нией, проведенной через точки кривой векового хода, соответству­ ющие максимумам прозрачности атмосферы в отдельные годы. Можно думать, что при повышениях прозрачности атмосферы стратосфера полностью или почти полностью освобождалась от аэрозольных частиц, что подтверждается данными прямых наблю­ дений за стратосферным аэрозолем, полученными Кейдлом (Cadle, 1972) и другими исследователями. Найденная при этом оценка уменьшения радиации антропогенным аэрозолем будет соответст­ вовать условиям безоблачного неба. Примем, что средняя для зем­ ного шара облачность равна 0,5 и учтем, что при облачном небе влияние антропогенного аэрозоля на суммарную радиацию мало по сравнению с его влиянием при безоблачном небе. В таком слу­ чае найдем, что для расчетов влияния изменений радиации на температуру воздуха следует использовать данные о значениях прямой радиации, которые увеличены на половину изменения прямой радиации при безоблачном небе, обусловленного влиянием антропогенного аэрозоля. Кривая векового хода прямой радиации, построенная при учете соответствующей поправки, изображена на рис. 31 в виде пунктирной линии В.

Отметим, что по данным об изменениях прямой радиации, вы­ званных увеличением массы антропогенного аэрозоля, можно по­