Парниковый эффект атмосферы и его влияние на климат Земли (спутниковая информация)

Анализ результатов наблюдений

и методы расчета гидрофизических полей океана

УДК 551.46+528.88 Н.А. Тимофеев

Парниковый эффект атмосферы и его влияние на климат Земли

По радиационно-облачной модели на основе многолетней спутниковой информации исследованы связи парникового эффекта с приземной температурой воздуха и эффективной облачностью, равной произведению количества облаков на их условную оптическую плотность. Получены формулы спутникового мониторинга за изменениями аномалий глобальной температуры воздуха вследствие избыточного содержания в атмосфере продуктов извержений вулканов и парниковых газов, образующихся от сжигания ископаемого топлива; даются реалистические оценки похолодания - потепления современного климата. При сохранении наблюдаемых с ИСЗ за последние 20 лет линейных трендов потоков уходящей в космос коротко- и длинноволновой радиации глобальная температура во второй половине XXI века может повыситься на 1.6 - 2.0 С.

Введение

Парниковый эффект - защитное действие атмосферы в процессе лучистого теплообмена Земли с мировым пространством. Подобно стеклам оранжереи атмосфера хорошо пропускает к земной поверхности солнечную радиацию, а длинноволновое излучение с поверхности Земли сильно поглощается атмосферой, преимущественно ее водяным паром и углекислотой. Наряду с этим повышение в атмосфере концентраций некоторых малых газовых компонент (метана, азота, тропосферного озона, фреонов и др.) также ведет к потеплению климата [1]. Эти газы слабо поглощают солнечное излучение, но заметно увеличивают непрозрачность атмосферы в тепловой (инфракрасной) области спектра, т. е. усиливают парниковый эффект. Нагретая таким образом атмосфера посылает вниз встречное длинноволновое излучение в значительной мере компенсирующее радиационную потерю тепла

земной поверхностью.

В современных условиях содержание в атмосфере С02 возросло с 1800 г. на 27 - 35%, а концентрация метана увеличилась на 126 - 176%. Это привело к повышению глобальной температуры на 0,2 ± 0,6°С, на суше — на 0,6 -0,8 С. Однако точные оценки влияния парниковых газов антропогенного происхождения на рост температуры затруднены, так как эти изменения мас-

Н.А. Тимофеев, 2006

кируются колебаниями в прозрачности атмосферы. Многолетние данные измерений прямой солнечной радиации на мировой сети станций обнаруживают существенное влияние на прозрачность атмосферы вулканических извержений, но совершенно не выявляют какой-либо вековой тенденции, которая может быть связана с хозяйственной деятельностью человека [1,2]. Текущие проявления глобального потепления были бы более значительными в отсутствие воздействий на климат продуктов вулканических извержений. Наиболее крупными за последние годы были извержения вулканов Эль-Чичон в Мексике (1982) и Пинатубо на Филиппинах (1991). В стратосферу произошли выбросы большого количества сернистых соединений, и образовались облака аэрозолей, которые в течение некоторого времени экранировали солнечное излучение и препятствовали нагреву Земли.

Водно-кристаллические облака также играют важную роль в энергетическом балансе Земли, в ее естественном парниковом эффекте. Облака поглощают и излучают ИК-радиацию, внося свой вклад в нагрев атмосферы подобно парниковым газам. С другой стороны, облачность интенсивно отражает в космос коротковолновую радиацию, способствуя охлаждению климатической системы. Результирующее влияние облачности на климат считается охлаждающим и сильно изменчивым в зависимости от ее количества, типа, высоты и оптических свойств.

При парниковом эффекте

отношение результирующего излучения с поверхности Земли = - к уходящей в космос длинноволновой радиации (УДР) Рсп гораздо меньше отношения соответствующих количеств поглощенной солнечной радиации (1 - Л,)£?„/( 1 - А„)£?о • Произведения Асп0,0, Л,в„ определяют солнечную радиацию, отраженную в космос (УКР) и в атмосферу от земной поверхности.

Трансформация свойств подстилающей поверхности может иметь существенное значение только с точки зрения микроклимата или сезонных аномалий погоды отдельных регионов. Это относится, например, к изменениям альбедо Ах поверхности суши, обусловленным процессами опустынивания.

Внеатмосферная инсоляция имеет вид

Здесь sin h — среднее значение синуса высоты Солнца h за период от восхода до захода. Вследствие закономерного изменения в течение года расстояния Земли от Солнца количество лучистой энергии, поступающей на условную верхнюю границу атмосферы, принятую равной 30 км, меняется в пределах ± 3,4% от среднего значения. Это учитывается коэффициентом

яэ= 0 ~As)Qn F„

{\-Acn)Q, Fcfí

СП

_ 50sin h

р2 =l~0,034cos N (N— порядковый номер дней года). Численно р2 равен отношению квадрата фактического к квадрату среднего расстояния Земли от Солнца. С целью определения интегральной по спектру солнечной постоянной SQ на ИСЗ «Nimbus» по программе ERBE применен многоканальный радиометр. Комиссия Всемирной метеорологической организации (ВМО) по приборам и методам наблюдений рекомендовала среднюю величину S0 = 1368 Втм полученную за 24 года непрерывных измерений. Наблюдалась слабая изменчивость S0 : тренд составлял ~ 0,005% за год.

Дневной ход суммарной солнечной радиации, поступающей на поверхность океана, описывается формулой

} р

где величина кн детерминирована по влагосодержанию атмосферы. Интегрированием QH(h) по времени, от восхода до захода Солнца, находим дневную сумму радиации QH. Эта величина, не имеющая межгодовых колебаний, описывает режим суммарной солнечной радиации в условиях безоблачной океанической атмосферы с типичными («нормальными») концентрациями водяного пара и аэрозолей над акваториями, удаленными от огромных резервуаров пыли — континентальных пустынь. Влияние континентальных аэрозолей на облученность солнечной радиацией океанов в «запыленных» районах, включая периоды с вулканическими извержениями, учитывается через измеряемые с ИСЗ альбедо Асп и УДР Fcn.

Надежность расчетов ПЭ зависит от точности определения с ИСЗ потоков радиации и эффективной облачности ЭО-nf. Величина ЭО= 0, если п = 0, и ЭО = 1, когда небосвод полностью заполнен (n= 1) облаками пре-дёльно высокой оптической плотности /= 1. Во втором случае потоки коротко- и длинноволновой радиации (1 - As)Qn и Fn на уровне подстилающей поверхности оказываются близкими к нулю. Эти условия можно наблюдать по показаниям самописцев, с помощью которых производится непрерывная регистрация радиации.

Возрастающий интерес общества к наблюдаемым в последние годы катаклизмам погоды, подогреваемый дебатами на различных симпозиумах, проводившихся на этапах подготовки и ратификации Киотского протокола, породил в СМИ противоречивые мнения относительно причин колебаний современного клймата и прогноза его изменений в будущем. В центре проблемы оказываются вопросы влияния на глобальный парниковый эффект океанов, продуктов жизнедеятельности животного и растительного сообществ Земли, вариаций количества и оптической плотности облаков, вулканических извержений, промышленного аэрозоля, фреонов и, в особенности, эмиссии оптических активных газовых компонент атмосферы, образующихся при сжигании ископаемого топлива.

В настоящей работе в рамках радиационно-облачной модели [2, 3] на основе многолетней спутниковой информации исследуются связи парниковых эффектов с приземной температурой воздуха t и эффективной облачностью для трех регионов: 1 — Мировой океан (63°с. ш - 63°ю. ш.), 2 — суша и полярные области океанов, 3 — Земля. Получены формулы, связывающие аномалии Дг, обусловленные извержениями вулканов и антропогенными факторами, с аномалиями АУДР и ДУКР, наблюдаемыми с ИСЗ. Анализируются современные фазы похолоданий - потеплений глобального климата. По линейным трендам А УДР и Д УКР за последние 20 лет дается «прогноз» повышения температуры в XXI в.

Радиационно-облачная модель

По данным наблюдений, полученным в 1969-1990 гг. с помощью различных космических систем, в том числе российских и украинских - «Метеор», «Космос», «Океан», NOAA, «Nimbus», ERS, были реконструированы для региона 1 составляющие радиационного баланса на верхней границе атмосферы Raj^O - Acn)O0-Fcn, а также потоки радиации на поверхности

океана [2, 3]. Данные за 1974-1983 гг. осреднены по квадратам 500x500 км, осреднение по времени составляет месяц. Потоки радиации имеют размерность Вт м , альбедо и облачность выражены в долях единицы; Q0 и QH за-табулированы по времени года и широте.

Суммарная солнечная радиация Qn, поступающая на поверхность океана, рассчитывается по интегральным (спектры 0,2 - 3,8 и 3,8 - 50 мкм) полусферическим альбедо Асп и уходящей в космос длинноволновой радиации

К„

Q,=MuQH,

где нормализованные параметры

^îriax ~ ^сп V Дпах J

/"1,2 =

' - - ^ {j? -F . л

en min

F -F •

j К с min У

Величины Асп, Т7^, Ас, Атах, Fmin определяются, фактическим и,

характерными для океанов, сочетаниями концентраций атмосферных газов, водяного пара, аэрозолей, количества облаков, их оптических свойств.

При ЭО= 0 не имеющие межгодовых колебаний альбедо системы океан - атмосфера (СОА) принимают вид

поверхности океана

4=0,06 + 0,031.ю1'62«0'637-"4,

Л,

sin/7 + 0,04

В условиях сплошной облачности (п = 1) с предельно высокой оптической плотностью (/ =1), т.е. при ЭО = 1, Ах = 0,06, а

А1тх = 0,88 - 0,38 4 0,48

Модельным оценкам Ас и Атах соответствуют минимальные и максимальные альбедо СОА, наблюдаемые с ИСЗ. Точность расчетов Ал. такова, что дальнейшие измерения на судах отраженной от поверхности океана солнечной радиации можно считать излишними [2].

Потоки УДР соответственно при ЭО= 0 и ЭО= 1 параметризо-

ваны по ТПО (/0°С):

= 259 + 3 Г0 + 0,015 /02 - 0,002431 /3

и температуре ТТ (К) на уровне тропопаузы:

^,„=1,1 <7^,

где сг= 0,5693-10 10 кВт-м "-град"4 — постоянная Стефана — Больцмана.

Зависимость от ТПО нелинейная с максимумом при 24°С. При дальнейшем росте температуры воды в экваториальной области океанов величины уменьшаются в связи с преобладанием при формировании поля УДР излучений холодной тропосферы с высоким влагосодержанием. Условие с ЭО= 1 реализуется при полностью покрывающих небосвод слоисто-дождевых

проникают в стратосферу. Длинноволновая радиация , излучаемая в космос такими облаками, подобна излучению черного тела, .имеющего температуру Тг (К) на их верхней границе [4]. В стратосфере наблюдается небольшое (-10%) увеличение УДР с высотой [5].

Контрольный пакет по суммарной солнечной радиации сформирован: из многолетних измерений на экспедиционных судах; в полигонных исследованиях по национальным и международным проектам; на основе 15-20-летних рядов, полученных на стационарных кораблях погоды А, С, Д /, М, Р и с ак-тинометрических станций на небольших островах; по наблюдениям на шельфе Гвинеи, в широкомасштабных судово-спутниковых экспериментах, а также на основе ряда публикаций [2, 3]. Точность формул (4), (5) исследована по объединенному массиву судовой и спутниковой информации. Этот массив был разбит на 25 подмассивов по интервалам /0 зонально осреднен-

ные климатические ТПО) и на 20 подмассивов по градациям разности (Асп -Ас), соответствующим различным условиям облачности. В Атлантическом, Индийском и Тихом океанах имеем большое разнообразие температурного режима и свойств облачного покрова — от условий, когда Асп « Ас при 0233- 7584. Мор. гидрофиз. жури., 2006, №6 17

л = 0, до состояний (Асп -Лс)> 0,38, соответствующих случаям с предельно высокими оптическими толщинами сплошной облачности. Для каждого под-массива найдены средние фактические Qn и расчетные Q*n потоки суммарной радиации. В 99% случаев сдвиги ( Qn - Q*n ) по интервалам не выходят за

пределы ±1-2 Вт-м 2, а случайные ошибки <jq = -\J(Q* ~ßn)2 составляют 2 -6 Вт-м2. При нулевом сдвиге в среднем для всего массива - 1 Вт-м 2. Распределение плотности вероятности осуществления заданных градаций разностей (Qn - Ql) описывается нормальным законом.

Типичными условиями формирования радиационного баланса на свободной от льда поверхности океанов являются слабый суточный ход температуры воды, воздуха, облачности и влагосодержания атмосферы, что позволяет считать постоянными в течение суток восходящий F^ и нисходящий потоки длинноволновой радиации. Суточный ход УДР над океанами, по наблюдениям с ИСЗ «Метеор» [2], не обнаруживается. Этот вывод подтверждается данными с ИСЗ «Nimbus-7», который находился на солнечно-синхронной орбите и пересекал экватор в 12 ч дня и ночи по местному времени. В области

о о

Мирового океана 60 с. ш. - 60 ю. ш. в среднем за 5 лет отношение (Fcn)день/(Fcn)ночь = 1,012 с разбросом ± 0,0077 по времени года и широте [6]. При п = 0 результирующее длинноволновое излучение океана Fn, равное разности между излучением с поверхности воды F^ и противоизлучением атмосферы , вычисляется по ТПО, температуре / и влажности е воздуха в

приводном слое или только по /0 и t вследствие высокой корреляции между t и е . Если иметь в виду малую величину отраженной солнечной радиации и ее небольшую изменчивость в течение дня, то становится очевидным, что при

известных tQ и t основным фактором, определяющим радиационный баланс на поверхности океана Rn, является суммарная солнечная радиация Qn :

я,, = Шн(0,94 + °'0б_™*-°'0376м,)-\ 1,574[6,8-0,31,0 + 0,017-

51ПЛ + 0,04

-0,00037 ¡1 +0,5 (/0

Результирующий поток длинноволновой радиации на поверхности океана при произвольной облачности имеет вид

Эффективная облачность

Э<\2 =

г А -А Л

СИ Лс Апах ~~

F -F

F -F

\ с л min у

выступает как регулятор термодинамического состояния COA при облачно-радиационных взаимодействиях. Через ЭО, и Э02 проявляются основные свойства аэрозолей и облачности — поглощать в атмосфере и отражать в космос солнечную радиацию, экранировать длинноволновое излучение с поверхности Земли. Выявленные связи (5) и (13) позволяют создать модель, описывающую реальные процессы в колебаниях климата— похолодание или потепление — в зависимости от аномалий уходящей в космос коротковолновой (А УКР ) и длинноволновой (А УДР) радиации, измеряемых с ИСЗ.

При всех условиях среды (по ТПО и количеству облаков п) коэффициенты корреляции между ЭО, и Э02, Qn] и Qn2, Rn] и Rnl близки к единице. Описанная модель по точности удовлетворяет требованиям международных климатических программ [7].

В регионах 2 и 5 наряду со спутниковыми измерениями используются параметры модели, определенные с учетом различий влагосодержания, аэрозольной замутненности атмосферы, альбедо подстилающей поверхности и температурного режима. Из данных, осредненных по массивам 1-3, исключен годовой ход.

Связи парниковых эффектов с температурой и облачностью

В табл. 1 представлены сведения о фактических и расчетных — формулы (1) - (13) — параметрах модели для климатических и предельных условий

облачности: ЭО = 0,3 - 0,36; ЭО= 0; ЭО= 1. По этим данным построены графики связей ПЭ с приземной температурой воздуха и эффективной облачностью (рис. 1):

ПЭ = 0,27 + 0,012/,

ЯЭ, = 0,564 - 0,073 ЭО - 0,491 ЭО2,

ПЭ2 = 0,408 - 0,057 ЭО - 0,351 ЭО2

ЯЭ3 = 0,516-0,060 ЭО - 0,456 ЭО2.

Парниковый эффект лучше всего выражен в океанической атмосфере, что обусловлено более высоким содержанием водяного пара - главного фактора, поддерживающего ПЭ, и меньшим количеством аэрозолей. Результирующее влияние эффективной облачности на климат является охлаждающим, увеличивающимся с ростом ЭО (табл. 2). В среднем по интервалам ДЭО = 0,1 облачность понижает температуру воздуха на -4,7; -3,4 и -4,3 С соответственно в регионах 7, 2 и 5. При переходе от условий безоблачной атмосферы (ЭО= 0) к сплошной облачности предельно высокой оптической плотности (ЭО= 1) глобальная температура понизится на 43 Си составит

- 43 + 20,5 = -22,5 С. Соответственно по регионам 1 и 2 имеем:

- 47+24,5 = -22,5°С и -34 + 1 1,5 = -22,5°С - аналоги эпох оледенений, неоднократно происходящих в истории Земли [1, 8]. Парниковые эффекты в этом случае перестают оказывать влияние на климат.

ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. жури., 2006, № 6 19

-20 -10 0 10 Температура воздуха

Годовые радиационные балансы Ясп9 осредненные до середины 80-х гг. XX в. по регионам 1-3, в пределах погрешностей модельных расчетов не зависят от эффективной облачности. Для ПЭ характерны симметрии аномалий

А УКР и АУДР, т.е. выполняется равенство

АУКР + АУДР = 0,

которое свидетельствует о естестве н н о м характере парникового эффекта в регионах 1-3 в указанный период.

Связи радиация - облачность являются важнейшими характеристиками перераспределения энергии между подстилающей поверхностью и атмосферой. Они определяют пространственные, сезонные, межгодовые и климатические циклы этих сред, стимулируют океанические и атмосферные течения, посредством которых осуществляются переносы избытков радиационной, других форм энергии, а также влаги с океанов на сушу и

в полярные области.

Найдем зависимости естественных и антропогенных аномалий А/ от АУКР и АУДР. С этой целью по формулам (13) - (17) с использованием данных табл. 1 последовательно, как показано стрелками, выполним следующие операции:

0.2 0.4 0.6 0.8 Эффективная облачность

Рис. 1. Среднегодовые парниковые эффекты по регионам 1-3 в зависимости от приземной температуры воздуха

Таблица 1

Среднегодовые параметры радиационно-облачной модели, полученные из наблюдений и расчетов [2,3]

Регионы эо А л П1 ах Рсп К 1П1П Кп к 0-4)0, пэ

/ - Мировой океан, (р = ± 63°ш. 0 0,30 0,273 0,110 240,7 299,4 22 22 60,0 35,9 245.0 170.1 0,564 0,498 24,5 19,0

= 361,1 Вт-м 2 1,0 0,648 105,1 22 0 0 0 -22,5

2 - суша и полярные области океанов, д0 = 307 Вт-м"2 0 0,36 1,0 0,400 0,220 0,720 224,6 280,0 126,4 -40,4 -40,4 -40,4 90,0 58,2 0 174,0 111,2 0 0,408 0,342 0 11,5 6,0 -22,5

5 - Земля, Q0 = ЗЛ2 Вт-м 2 0 0,32 1,0 0,313 0,145 0,668 235 292,4 1 13,5 ООО 69,0 43,8 0 220,0 149,3 0 0,516 0,450 0 20,5 15,0 -22,5

1. Заданные численные значения АУКР преобразуем в ААсп = АУКР/(){) и далее -> АЭО = ААсп/(Атах - Ас) -> Э0 = ЭО + ДЭ0 ПЭ ->

А/7Э = ПЭ-ТГЭ -> А1 = АЯЭ/0,012.

2. Заданные численные значения АУДР - АРСП преобразуем в = и далее -> ЭО = ЭО + АЭ<9 -> ЯЭ -»

АПЭ = ПЭ-ПЭ -> А/ = АЯЭ/0,012 . Чертой сверху подчеркнуты климатические величины. Результаты расчетов приведены в табл. 3. Эффективная облачность является оптимальной характеристикой состояния атмосферы, величины А/ мало различаются по регионам. Средние данные аппроксимированы следующим образом:

А/

А/

В комбинации эти формулы позволяют проводить спутниковый мониторинг парникового эффекта.

Таблица2

Чувствительность среднегодовой приземной температуры воздуха (°С) к вариациям эффективной облачности с шагом АЭО - 0,1

Эффективная облачность

оны -!-т ^ ---т--1-1-

__0-0,2 | 0,2-0,4 [ 0,4-0,6 [0,6-0,8 [ 0,8-1,0 | 0 - Ц)

/ -1,4 -3,0 -4,7 -6,4 -8,0 -4,7

2 -1,0 -2,2 -3,4 -А,в -5,8 -3,4

3 -1,2 -2,8 -4,3 -5,8 -7,4_-4,3

ТаблицаЗ

Аномалии температуры воздуха при различных градациях А УКР и АУДР

АУКР, Вт-м 2 Д УДР,Вт

Земля

Океан Суша |

-30 3,75 3,92 3,83 30

-25 3,25 3,42 3,33 25

-20 2,67 2,83 ' 2,75 20

-15 2,08 2,25 2,17 15

-10 1,42 1,58 1,50 10

-5 0,75 0,83 0,79 5

0 0 0 0 0

5 -0,83 -0,83 -0,83 -5

10 - 1,67 -1,75 -1,71 -10

15 -2,58 -2,75 -2,66 -15

20 -3,58 -3,83 -3,75 -20

25 -4,67 -5,00 -4,84 -25

30 -5,67 -6,16 -5,92 -30

Над Мировым океаном, являющимся интенсивным поглотителем С02, аномалии АУКР и АУДР симметричны по отношению друг к другу и близки к нулю (рис. 2 и 3). Несколько повышенные (с учетом знака) значения радиационных аномалий отмечены в 1977 г., когда наблюдались максимумы атмосферных осадков в тропических районах океанов, достигающие 10% относительно климатического уровня [9].

Р и с. 2. Меридиональные распределения средних годовых аномалий А УДР - / и А УКР -2 (Втм над Мировым океаном в 1974 - 1983 гг. [3]

Р и с. 3. Аномалии А УДР - I и А УКР - 2 (Втм по годам (спутниковые наблюдения [3.

Парниковый эффект с учетом антропогенных факторов

Антропогенные изменения парникового эффекта

Д/(г) = А((АУДР) - А^АУКР), обусловленные влиянием газов, образующихся от сжигания ископаемого топлива, определяются следующим образом:

А/

При этом имеет место асимметрия аномалий потоков коротко- и длинноволновой радиации

АЯсп + А УДР + А УКР = 0.

По заключению международных экспертов [10], с середины 80-х гг. XX в. начался период кардинальной перестройки компонент глобального радиационного баланса /?а7: энергия УДР существенно возрастала, особенно в тропиках и некоторых регионах Северного полушария, одновременно уменьшалась УКР. За последние 20 лет непрерывных спутниковых измерений величины УДР увеличились на 15Вт-м , соответственно на ЮВт-м уменьшилась УКР. К 2002 г. радиационные аномалии составили: АУДР = +&,

А УКР = -3 и А Ксп = -5 Втм 2, что свидетельствует об увеличении прозрачности атмосферы и наличии антропогенной компоненты в парниковом эффекте. Это обстоятельство связывается с изменением глобального климата в сторону потепления. Подстановкой указанных аномалий в формулу (21) получим к 2002 г. Аг(г)= 0,66 - 74 °С, что соответствует оценкам потепления современного климата: средняя температура повышалась примерно на 0,35 °С в десятилетие. Если наблюдаемые в течение последних 20 лет линейные тренды А УДР и А УКР (рис. 3) сохранятся, то во второй половине XXI в. глобальная

температура повысится, но не более чем на 1,6 - 2,0 °С (табл. 4). Дело в том, что антропогенная поправка А^(г) является квадратичной функцией от А УДР. При достаточно больших значениях этой величины производная ¿/(А/(г))/с1(АУДР) становится равной нулю (или отрицательной).

Таблица 4

«Прогноз» приращений глобальной температуры под влиянием антропогенных газов, образующихся от сжигания минерального топлива

Годы Д/(г) °С Годы Д/(г) °С

2002 0,7* 2020 1,2 2040 1,6 2060 1,8 2080 2,0 2100 2,0

Примечание.* - современные данные.

Дальнейшие спутниковые исследования должны ответить на вопрос, служат ли выявленные изменения ДУДР и АУКР трендом климатической системы за счет антропогенных факторов или они являются проявлением естественных флуктуаций климата.

Графическое решение задачи (21) представлено на рис. 4. Здесь же показано, согласно модельным оценкам [1], что при удвоении концентрации С02 относительно климатического уровня (Я) глобальная температура повысится примерно на 3 С.

АУДР, Вт-М"2 -30 -20 -10 0 10 20 30

Р и с. 4. Номограмма для определения антропогенных приращений глобальной температуры

о

Д/

_2

Увеличение сброса радиации ARn = -5 Вт-м в космическое пространство является естественной защитой нашей планеты от повышения температуры и прямым следствием наблюдаемого в настоящее время глобального потепления. За последние 50 лет отчетливо проявилась тенденция нагревания вод Мирового океана в слое 0 - 1500 м с линейным трендом -0,26 Вт-м " за год; при этом за счет теплового расширения уровень воды в океане поднялся на 0,1 -0,2м [11].

Влияние вулканических извержений на климат

Возможны периоды с отрицательными аномалиями Д#Э<0, когда при наблюдаемых концентрациях С02 и других антропогенных газов сильно увеличиваются выбросы в атмосферу большого количества пепла вследствие крупных вулканических извержений, что приводит к дополнительному отражению солнечной энергии в космическое пространство, изменению оптических свойств облачности и, в конечном итоге, к охлаждению атмосферы. Формула, определяющая изменение глобальной температуры под влиянием продуктов вулканических извержений, записывается в виде

At(e) = А((АУКР)-ЩАУДР) =

= -[0,162 (ДУДР + АУКР) + 0,00116 (ДУКР2 - АУДР2)].

После извержения вулкана Пинатубо на Филиппинах в августе-сентябре

_2

1991 г. уменьшение АУДР составило - 4 Вт-м , но уже к марту 1993 г. эта величина стремилась к своему исходному состоянию (рис. 3). Климатическая система недополучила энергии -5,6 1022 Дж, что соответствует аномалии радиационного баланса ARcn = - 3,5 Вт-м [10]. Из соотношения (22) находим, что в результате извержения вулкана Пинатубо АУКР = + 7,5 Вт-м \ При этом понижение глобальной температуры составило -

0,63 с относительно

уровня + 0,56 С, наблюдаемого перед извержением. По данным [12], средняя температура вследствие извержения вулкана Пинатубо понизилась на 0,5 -0,8 С. При этом имела место существенная недооценка истинного масштаба парникового эффекта, приводящего к потеплению климата. Суммарное изменение глобальной температуры Дf(£) = А/(г) + Аt(e) = - 0,07 °С.

При переходе от климатических условий (ЭО) к ситуации ЭО = 1 по выражению (23) получим А/(в)« - 39°С и соответственно реалистическую

температуру - 24°С. Сильные одновременные извержения нескольких вулканов могут явиться причиной «ядерных зим», неоднократно происходящих в истории Земли; эпохам оледенений часто предшествовало усиление вулканической активности [1,8].

Выводы

К концу XX в. содержание С02 в атмосфере увеличилось на 27-35%, а концентрация метана - на 126-176%. Вариации глобальной температуры воздуха - ± 0,5-0,8 С под влиянием антропогенных парниковых газов (знак +) и продуктов извержения вулканов (знак-) являются реальностью. Поскольку вулканические извержения происходят нечасто, а рост в атмосфере концентраций парниковых газов антропогенного происхождения пока непрерывен, в настоящее время преобладает фаза потепления глобального климата ~

+0,7 С.

При сохранении наблюдаемых с ИСЗ за последние 20 лет линейных трендов АУДР и АУКР во второй половине XXI в. возможен прирост глобальной

температуры до 1,6 - 2,0 °С с уменьшением с 1978 г. площади арктической 26 ISSN 0233-7584. Мор. гидрофиз. журн., 2006, N° 6

ледовой «шапки» со скоростью - 8% за 10 лет (по данным американских ученых, опубликованным в Интернете). Дальнейшие спутниковые исследования должны прояснить ситуацию: служат ли выявленные изменения индикатором тренда климатической системы за счет антропогенных факторов или они являются проявлением естественных флуктуаций климата.

Факторами, препятствующими глобальному потеплению, являются Мировой океан и растительность Земли, утилизирующие С02. Леса России и другие ее естественные экосистемы поглощают всю собственную антропогенную эмиссию и еще -300 Мт углерода эмиссии других стран [13].

В ситуации, когда выбросы в атмосферу «охлаждающих» промышленных аэрозольных загрязнений «взяты под контроль» [14], а эмиссии «нагревающих» газов, согласно вступившему в силу Киотскому протоколу, должны уменьшаться, оценки парникового эффекта (рис. 4), соответствующие росту глобальной температуры к концу XXI в. на 3 - 6 С за счет увеличения в атмосфере концентраций антропогенных газов в 2 - 3 раза, представляются возможными лишь теоретически, а практически маловероятны. Приведенные в отчете международных экспертов [15] оценки глобального потепления к концу XXI в. для различных сценариев эмиссии парниковых газов (С02 и др.) без учета влияния вариаций атмосферного аэрозоля дают для среднегодовой температуры разброс от 1 до 4,5 С; с учетом влияния аэрозолей верхняя оценка уменьшается до 3,5 С. Верхние оценки представляются завышенными примерно в 1^5-2 раза. Вопрос состоит в том, до каких пределов и с какой скоростью будут возрастать концентрации парниковых газов над сушей, если не удастся сдержать промышленную экспансию в атмосферу.

Мировой океан, для которого обычно выполняется условие АУДР + АУКР« 0, способствует стабилизации глобального климата [3]. Бесспорно, однако, что современные метеорологические условия на суше стали более чувствительными к вариациям положительных и отрицательных составляющих парникового эффекта. Как следствие - наблюдаемые катаклизмы погоды.

Методики спутникового мониторинга естественных и антропогенных факторов парникового эффекта описаны в настоящей работе.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Будыко М.И., Голицын Г.С., Израэль /О.А. Глобальные климатические катастрофы - М.: Гидрометеоиздат, 1986. - 159 с.

2. Тимофеев Н.А. Радиационный режим океанов. - Киев: Наук, думка, 1983. - 247 с.

3. Тимофеев H.Â., Юровский А.В. Радиационные, тепло- и водобалансовые режимы океанов. Климат и изменчивость. - Севастополь: ЭКОСИ-Гидрофизика, 2004. - 256 с.

4. Маховер З.М. Климатология тропопаузы - JI.: Гидрометеоиздат. 1983. - 255 с.

5. Зайцева Н.А., Костяной Г.Н. Меридиональное изменение поля длинноволновой радиации в атмосфере над Тихим океаном (по данным кораблей погоды) // Изв. АН СССР. Физика атмосферы и океана. - 1966. -2, № 12-С. 1235-1252.

6. Kyle H.L., Ardanuy Р.Е., Hurley F.J. The Nimbus-7 Earth radiation budget data set. - Washington: NASA, 1985."-248 p.

7. Кондратьев КЯ. Всемирная исследовательская климатическая программа: состояние, перспективы и роль космических средств наблюдений // Итоги науки и техники. Метеорология и климатология. - М.: ВИНИТИ, 1982.-8,-276 с.

8. Джон Б., Дербишер Э., Янг Г. и др. Зимы нашей планеты. - М.: Мир, 1982. - 333 с.

9. Тимофеев Н.А., Юровский А.В. Реконструкция атмосферных осадков на океанах на основе спутниковой информации // Исслед. Земли из космоса. - 2003. - № 3. - С.51-62.

10. Головко В.А. Глобальное перераспределение составляющих радиационного баланса Земли // Там же. - 2003. -Хо 6. - С.3-13.

11. Levitus S., Antonov J. Variability of temperature and salinity of the World Ocean // The CRCES-IPRC Workshop on Decadal Climate Variability. - Kona, Hawaii. Feb. 23-26. - 2004.

12. Minnis P., Harrison E.F., Stowe L.L. et al Radiative climate forcing by Mount Pinatubo eruption // Science. - 259. - P. 1411-1415.

13. Кондратьев К.Я., Лосев КС., Ананичева М.Д., Чеснокова И.В. Цена экологических услуг России // Вестник РАН. - 2003. - 73, № 1. - С.3-13.

14. Изменение климата // Обобщенный доклад Межправительственной группы экспертов по изменению климата / Под ред. Р.Т. Уотсона. - ВМО и ЮНЕП. - 2001.

15. Состояние и комплексный мониторинг природной среды и климат. Пределы изменений / Отв. ред. Ю.А. Израэль. - М.: Наука, 2001. - 242 с.

Морской гидрофизический институт HAH Украины, Материал поступил

Севастополь в редакцию 17.05.05

ABSTRACT Based of multi-years satellite information and using the radiative-cloud model, studied is the relationship between the greenhouse effect and both the air surface temperature and the effective cloudiness equal to the product of cloud amount and their conditional optical density. Formulas of satellite monitoring of global air temperature anomalies occurring due to the excess content in the atmosphere of nature convulsion products and greenhouse gases resulted from fossil fuel firing are obtained. Realistic estimations of the present climate cooling-warming are given. If linear trends of outgoing to space short- and long-wave radiation observed by satellites during the last 20 years

St o

remain, the global temperature in the second part of the 21 century can rise by 1.6-2.0 C.