В доступной широкому кругу читателей форме рассказывается о климате Земли — особенностях его формирования и методах изучения, современном состоянии и вероятных изменениях в ближайшем будущем. Обсуждаются также последствия глобального потепления и возможность человека воздействовать на эти изменения.
Вернуться в раздел «О климате»
Как уже знает читатель, климат местности прямо зависит от того, сколько солнечной энергии («солнечных лучей») достигает земной поверхности. В соответствии с законами физики Земля как «серое» тело поглощает энергию и излучает её, и эти процессы определяют температуру подстилающей поверхности, а также земной атмосферы. Напомним, что поглощает Земля солнечное, часто именуемое коротковолновым, излучение с длиной волны λ, не превышающей 4 мкм (1 мкм = 10-6 м), а излучает на больших длинах волн. В среднем на каждый квадратный метр приходится поток солнечной энергии, равный 1 370 Вт — эту величину называют солнечной постоянной. Если же мысленно построить сферу, проходящую по верхней границе атмосферы, то на 1 м2 её поверхности будет попадать приблизительно 342 Вт солнечной энергии. Примерно 31 % этого потока отражается атмосферой и подстилающей поверхностью, и лишь около половины (в среднем примерно 170 Вт/м-2, меньше у полюсов, больше в тропиках) достигает поверхности Земли и поглощается ею (остальные 19 % поглощаются в атмосфере, главным образом, облаками).
В свою очередь, земная поверхность испускает в атмосферу длинноволновое (тепловое) излучение. Если бы все это тепловое излучение беспрепятственно покидало атмосферу, то среднегодовая среднеглобальная температура воздуха у поверхности Земли была бы равна −19 °С, однако в действительности она составляет 14 °С! Комфортную добавку в 33 °С обеспечивает нам способность атмосферы, точнее, некоторых её газов и облаков задерживать и поглощать уходящую длинноволновую радиацию (парниковый эффект). В свете сказанного обратим особое внимание на двоякую роль облаков в радиационном режиме системы Земля—атмосфера: с одной стороны, они сокращают приток солнечной радиации, отражая её, с другой, благодаря поглощению ими солнечного и, особенно, длинноволнового излучения, происходит столь существенный нагрев атмосферы. Преобладание одного из этих процессов определяется формой облаков, их плотностью и высотой расположения.
Несложно сообразить, что в среднем за год количество энергии, полученной и отданной системой Земля— атмосфера, примерно одинаково, ведь в противном случае среднегодовая среднеглобальная температура воздуха у подстилающей поверхности имела бы сохраняющуюся тысячелетиями тенденцию либо к повышению, либо к понижению. Однако с началом XX века приборы стали фиксировать устойчивое повышение средней температуры от десятилетия к десятилетию...
Какие же причины способны вызвать нарушение сложившегося веками баланса? Во-первых, изменение потока солнечного излучения. Следить за таким изменением на верхней границе атмосферы очень трудно. Это стало возможным только в последние 20–30 лет с появлением искусственных спутников Земли, которые зафиксировали лишь незначительные колебания солнечной постоянной в ходе 11-летнего цикла солнечной активности с амплитудой 0,1 %. Косвенные данные указывают на значительно большие её изменения (десятые доли процента) в XVII веке.
Во-вторых, к нарушению баланса может привести изменение альбедо — соотношения между отражённой и приходящей солнечной радиацией. Как известно, чем светлее поверхность, тем лучше она отражает падающий на неё свет. Изменения альбедо подстилающей поверхности происходят постоянно и в основном в результате вмешательства человека: вырубки лесов, распашки земель, создания водохранилищ и т. п., но имеют они локальный или, в крайнем случае, региональный масштаб. Высокая изменчивость облачности в каждой конкретной местности серьёзно осложняет вычисление альбедо облаков. Однако анализ спутниковых данных показывает, что в среднем по всему земному шару и количество облаков, и их радиационные свойства меняются мало. Следовательно, изменения альбедо могут немного исказить привычное распределение притока солнечной радиации в различных географических зонах, но не отразятся на общем количестве солнечной энергии, поглощаемой системой Земля—атмосфера.
Наконец, в-третьих, причиной нарушения баланса может стать изменение потока уходящей длинноволновой радиации. В условиях упомянутого относительного постоянства количества облаков в глобальном масштабе основной вклад в изменение потока теплового излучения вносят поглощающие и излучающие его парниковые газы. Их перечень хорошо известен, он включает водяной пар Н2О, двуокись углерода (углекислый газ) CO, метан CH4, закись азота N2O, озон O3 и ряд других газов (рис. 1).
Рис. 1. Схема строения и состава атмосферы. Кривая — вертикальный профиль температуры стандартной атмосферы (средних широт).
Водяной пар по праву считается главным парниковым газом, поскольку поглощает длинноволновую радиацию почти на всех частотах инфракрасного излучения (λ > 0,7 мкм) и делает это много интенсивнее прочих парниковых газов. Лишь в «окне прозрачности» (8 мкм < λ <13 мкм) поглощение водяным паром минимально. В связи с этим главным критерием значимости всякого другого парникового газа является его способность эффективно поглощать инфракрасное излучение внутри «окна прозрачности» или вблизи его границ. В такой иерархии углекислый газ занимает безоговорочное второе место. Его главная полоса поглощения приходится на длину волны 15 мкм. Интересно, что на этой же длине волны находится и максимум интенсивности излучения поверхности Земли при вышеуказанной среднегодовой среднеглобальной температуре поверхности 14 °С. Это обстоятельство заметно повышает роль CO2 в парниковом эффекте.
Меньший, но отнюдь не пренебрежимо малый вклад в парниковый эффект вносят метан CH4, закись азота NO, озон O3 и большая группа галоген-углеводородов (фреонов, талонов и др.). Последние появились в атмосфере в середине XX века в результате их интенсивного производства и использования в холодильных установках, кондиционерах, аэрозольных распылителях, при производстве алюминия, пожаротушении и пр. Сегодня содержание галоген-углеводородов в воздухе сравнительно невелико, и, более того, их применение начиная с 1990-х годов регламентируется Монреальским протоколом. Однако в силу химической пассивности галоген-углеводородов заброшенные ранее в атмосферу они останутся там ещё на годы и десятилетия. Суммарный вклад галоген-углеводородов в парниковый эффект относительно невелик — он соизмерим с вкладом NO и озона, но заметно уступает вкладу метана.
Рис. 2. Изменение концентрации (млн-1, млрд-1) углекислого газа CO (а), метана CH4 (б) и закиси азота NO (в) в нижней атмосфере за последние 10 тысяч лет (слева) и начиная с 1750 года (на врезках), а также обусловленное этими газами радиационное воздействие (Вт/м) (справа).
Результатам измерения в атмосфере соответствует красная кривая, другими цветами показаны результаты измерений в ледовых и донных отложениях.
На рис. 2 приведены результаты измерений концентрации CO, CH4 и NO в нижней атмосфере за несколько последних столетий. С середины XX века осуществляются их прямые измерения, а значения концентраций за предыдущие годы и их «возраст» измерены в пузырьках воздуха, находящихся в пробах льда, извлечённых с разных глубин ледниковых щитов Антарктиды и Гренландии. Аналогичные сведения получают в результате анализа раковин, содержащихся в донных отложениях некоторых районов Мирового океана. Для всех парниковых газов характерно резкое ускорение роста их концентрации с началом промышленной эры, особенно во второй половине XX века.
В последние десятилетия одновременно с увеличением загрязнения воздуха вследствие выбросов автотранспорта и сжигания ископаемого топлива возрастает также и содержание озона в тропосфере (нижнем слое атмосферы до уровня 10–16 км) в промышленных регионах Северного полушария. Его доля в общем содержании озона в атмосфере не превосходит 10–15 %, но полоса поглощения озона приходится на середину «окна прозрачности» (λ = 9,6 мкм), и потому его вклад в общий радиационный эффект значителен.
Заметное влияние на радиационный режим атмосферы оказывают не только облака, состоящие из жидких капель и ледяных кристаллов, но и твёрдые, жидкие и обводнённые частицы минеральной пыли, морских солей, сажи, органических соединений и пр. Эти частицы могут рассеивать и поглощать фотоны коротковолновой и длинноволновой радиации. При этом поток излучения ослабляется, и может образоваться слой воздуха, разогретый, например, большим количеством находящихся в нем сажевых частиц.
О парниковом эффекте пишут много, но часто его смысл искажается. Суть его — в поглощении атмосферой длинноволновой радиации, испускаемой нагретой подстилающей поверхностью. Поглощённая парниковым газом энергия длинноволнового излучения приводит к повышению температуры воздуха, содержащего парниковый газ. Увеличенное содержание парникового газа и это повышение температуры вызывают возрастание потока длинноволнового излучения вниз, к подстилающей поверхности, и вверх, к верхней границе атмосферы. При нагревании воздуха его влажность возрастает, а водяной пар — самый сильный парниковый газ. Поглощение им длинноволнового излучения приводит к резкому повышению температуры воздуха. Так несколько положительных обратных связей многократно усиливают парниковый эффект и делают его самым значительным среди всех других антропогенных климатоформирующих факторов.
(Здесь под положительной обратной связью понимается ситуация, когда проявление одного климатоформирующего фактора ведёт к активизации других факторов и их совместное воздействие оказывается в результате более сильным, чем воздействие, обусловленное одним первоначальным фактором. Отрицательная обратная связь, напротив, выражается в том, что активизация других факторов ослабляет влияние первоначального фактора.)
Упомянем также о другом таком факторе — влиянии атмосферных аэрозолей. Значительная их часть состоит из частиц, содержащих серу. Они образуются обычно во влажной атмосфере из газов, присутствующих в выбросах электростанций и металлургических заводов, сжигающих ископаемое топливо — уголь, нефть, мазут. За несколько дней или недель эти аэрозоли проникают в облачные частицы и выпадают на Землю с осадками. За это время они не успевают далеко удалиться от своих источников, расположенных в промышленных и населённых регионах в основном в умеренных и высоких широтах Северного полушария. Другую часть аэрозолей составляют минеральные частицы и частицы морской соли, попадающие в атмосферу с поверхности суши и океана. Аэрозоли (кроме сажи) рассеивают и ослабляют потоки излучения Солнца и таким образом производят «антипарниковый» эффект — второй по значимости в списке климатоформирующих глобальных факторов.
Для количественных оценок значимости разных климатоформирующих факторов вводят специальную характеристику — радиационное воздействие (форсинг). Радиационным воздействием называют совокупное изменение потоков коротковолновой и длинноволновой радиации (их разность) за рассматриваемый период времени на некотором уровне атмосферы — обычно на верхней границе тропосферы (тропопаузе) или на условной верхней границе атмосферы. Подробнее о радиационном форсинге см. работу Кароля, Киселёва (2003).
Радиационное воздействие (форсинг) оценивает относительную эффективность или реальный вклад того или иного парникового газа, аэрозоля, любого природного феномена в изменение радиационного режима атмосферы за заданный промежуток времени. Часто за такой промежуток принимают интервал от начала «индустриальной революции» (середины XVIII или XIX веков) до настоящего времени.
(Относительная эффективность показывает, например, во сколько раз сильнее (или слабее) воздействует на радиационный режим атмосферы одна молекула (или 1 кг) метана по сравнению с одной молекулой (1 кг) углекислого газа. Реальный вклад оценивает, во сколько раз сильнее (или слабее) воздействует на радиационный режим вся масса атмосферного метана по сравнению со всей массой атмосферного углекислого газа.)
Относительную радиационную эффективность парникового газа определяют величиной радиационного воздействия (форсинга) при условном увеличении содержания этого газа в атмосфере или её части на единицу измерения (например, 1 кг). Наибольший реальный (абсолютный) вклад в современное антропогенное глобальное потепление вносят углекислый газ (примерно 55–65 %) и метан (15–20 %). В то же время углекислый газ имеет наименьшую относительную эффективность, а наибольшая приходится на галоген-углеводороды. Такое, на первый взгляд, парадоксальное положение связано с тем, что концентрация CO в атмосферном воздухе превосходит концентрацию различных галоген-углеводородов в миллионы и миллиарды раз.
Таким образом, изменения климатической системы во времени и в пространстве происходят при совместном действии антропогенных (т. е. возникших в результате различных аспектов деятельности человека) и естественных климатоформирующих факторов.
Рис. 3. Изменения с широтой среднезональной радиации Солнца, поглощённой системой Земля—атмосфера (а), инфракрасной радиации, испускаемой этой системой (б), и радиационного баланса (в).
1 — среднегодовые значения, 2 — декабрь—февраль, 3 — июнь—август.
На рис. 3 представлены графики изменений с широтой потоков солнечного излучения, поглощённого системой Земля—атмосфера, потоков длинноволновой, тепловой радиации, уходящей в космос с верхней границы атмосферы, и разности этих потоков излучения, называемой радиационным балансом этой системы. Из рисунка видно, что в зоне примерно 40° с. ш. — 40° ю. ш. радиационный баланс в среднем положителен, т. е. там приход энергии от Солнца выше, чем её уход за счёт длинноволнового излучения, а вне этой зоны среднегодовой радиационный баланс отрицателен. В зонах 15–70° обоих полушарий радиационный баланс меняет знак с плюса летом на минус зимой, а в полярных зонах, выше 70 °, баланс всегда отрицательный.
Такая неоднородность распределения радиационного баланса порождает перенос тепла (энергии) от тропиков к полюсам (меридиональная циркуляция), способствующий его пространственному выравниванию. Перенос тепла производится движениями воздуха в атмосфере и воды в океанах, главным образом в Атлантическом и Тихом. При этом вклады атмосферы и океанов в перенос примерно одинаковы. Одновременно на движущиеся массы воздуха и воды действует сила Кориолиса, обусловленная вращением Земли, которая направляет эти массы вдоль кругов широты, образуя зональные потоки (зональную циркуляцию) воздуха с запада на восток в тропосфере вне тропиков.
Конечно же, перенос воздуха в атмосфере происходит не только вдоль параллелей и меридианов. В нижней части тропической тропосферы (до уровня 8–12 км) существует система пассатов — постоянных ветров (их название на английском (trade winds — «торговые» ветры) говорит само за себя), дующих с северо-востока на юго-запад в Северном полушарии и с юго-востока на северо-запад в Южном. Действующие также в тропической зоне муссоны особенно развиты над Южной Азией. Они представляют собой устойчивые сезонные ветры, меняющие направление на противоположное при переходе от зимы к лету или обратно. В зональных потоках вне тропиков существуют так называемые планетарные волны (волны Росби). Длина и амплитуда этих волн в атмосфере достигают нескольких тысяч километров, они образуются и разрушаются за несколько суток (иногда недель). Картину дополняют и усложняют ветры «местного значения», такие, например, как мистраль — северный или северо-западный холодный ветер, дующий с гор в Южной Франции, или байкальский баргузин.
Вообще «географические» факторы зачастую формируют региональный и местный климат. На распределение температуры в пространстве, её сезонные изменения и, особенно, на осадки сильно влияет земной рельеф, в первую очередь расположение материков и океанов, крупные горные системы и т. д. Например, воздушная масса, несущая много влаги, испарившейся с поверхности океана, выносится зональным потоком на материк и поднимается вдоль склона горного хребта. Водяной пар в этой массе по мере её подъёма охлаждается, конденсируется и выпадает в виде осадков. По мере удаления от океана (и морей) осадков выпадает меньше, климат становится более континентальным, сухим с холодной зимой и жарким летом.
В итоге «работы» всех этих естественных факторов складывается наблюдаемая картина климата. Антропогенные факторы, вызывающие изменения климата, воздействуют в основном на описанный выше радиационный режим атмосферы или на режим испарения с подстилающей поверхности.
Эти многочисленные естественные и антропогенные факторы, формирующие глобальный и региональный климат, образуют разветвлённую систему взаимодействий, петли положительных и отрицательных обратных связей. Одной из самых сильных таких связей является связь температура — альбедо: при повышении температуры нижней атмосферы тают снега и льды, в результате чего альбедо уменьшается, а значит, возрастает и доля солнечного излучения, поглощённого поверхностью, которая нагревается, что приводит к повышению температуры нижней атмосферы, образуя, таким образом, положительную обратную связь. Эта связь играет очень важную роль в современном глобальном потеплении климата.
Некоторые обратные связи в климатических факторах при разных условиях ведут себя по-разному. Так, потепление нижней атмосферы и увеличение её влагосодержания приводят к увеличению количества облаков (балла облачности). Если это плотная (слоистая) облачность, она отражает солнечную радиацию, подстилающая поверхность получает меньше энергии и соответственно охлаждается — образуется отрицательная обратная связь. Однако если увеличивается количество облаков верхнего яруса, которые практически пропускают солнечную радиацию, но хорошо поглощают и переизлучают вниз и вверх тепловую, длинноволновую радиацию, поток суммарного излучения к подстилающей поверхности возрастает, она разогревается и получается положительная обратная связь.
Перечисленные климатические факторы, а также ряд других, оставшихся за рамками нашего изложения, вместе с их взаимосвязями учитываются в климатических моделях и прогнозах изменений климата. Это стало возможным благодаря организации комплекса наблюдений за климатом, проводимых с помощью разнообразных измерительных средств.
Вернуться в раздел «О климате»
План действий по достижению устойчивого развития территории национального парка «Валдайский» 
Экспресс-анализ экологических проб 