DTs K

2

1

0

-1

-2

-3

0 0.10 0.20 0.30ta

Рис. 2.Изменение температуры поверхности с ростом оптической

толщины аэрозоля tа.

Имеется критическое значение альбедо однократного рассеяния w0 = 0.8, за которым общий аэрозольный эффект меняет знак и выхолаживание сменяется нагреванием. Таким образом, следует ожидать, что антропогенный аэрозоль, в составе которого присутствует заметное количество сажи, должен вызывать нагревание системы. Если бы были точно известны значения w0 и tа для антропогенного аэрозоля, то его воздействие на глобальную температуру можно было бы оценить по данным (рис.2). Что же касается оценок фонового аэрозоля, то его климатический эффект приближается к тому, который должен был бы давать не поглощающий радиацию аэрозоль ( w0 =1.0).

Эффекты этого аэрозоля в инфракрасной области слабее, чем в солнечной. Они также связаны с tа практически линейной зависимостью. С ростом высоты, на которой располагается слой аэрозоля, нагревание ИК излучением, идущим от земной поверхности, становится все более заметным. Этот эффект проявляется при всех вариантах состава аэрозоля. Чем выше в атмосфере расположен аэрозоль, тем он холоднее и тем меньше энергии излучает в космическое пространство и в направлении поверхности. Таким образом, для поддержания радиационного равновесия всей системы поверхность должна иметь все более высокую температуру. Существует также сложная связь аэрозоля с другими компонентами атмосферы, радиационно-активными в коротковолновой области спектра. С изменением высоты, на которой располагается аэрозоль, изменяется и его положение относительно этих поглощающих (т. е. снижающих альбедо) и рассеивающих (повышающих альбедо) компонентов.

В одной из работ зарубежных ученых использована глобально осредненная модель климата. Климатические (радиационные) эффекты этого аэрозоля исследовались, кроме того, с помощью модели для средних широт, включающей зависимость от времени, и глобальной модели. В обоих случаях введение фонового тропосферного аэрозоля привело к понижению температуры. Аэрозоль слабо повлиял на сезонный ход температуры (рис.3). При введении альбедной обратной связи в среднеширотную модель с годовым осреднением падение температуры поверхности, обусловленное фоновым аэрозолем, составило уже не 1.8, а 3.2 К.

Т К

290

285

280

275

270

I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII

Рис.3. Рассчитанные ежемесячные значения температуры в поясе 40- 500 с. ш. в случае отсутствия аэрозоля (1) и при t = 0.125 (2).

Расчеты, выполненные с помощью зонально осредненной двумерной модели в координатах широта-высота, показали, что влияние аэрозоля на температуру поверхности слабо зависит от широты, если не учитывать альбедной обратной связи. Учет этой связи увеличил чувствительность модели к введению аэрозоля примерно на 50% (рассматриваются полусферные средние значения); в полярных районах увеличение чувствительности было выражено еще сильнее.

Существенная широтная зависимость реакции температуры на введение аэозольно-радиационного возмущения была обнаружена при проведении экспериментов с моделью Будыко-Селлерса. Хотя в моделях этого типа используется весьма упрощенное описание радиационных процессов, они зачастую дают климатические реакции на радиационное воздействие, которые к соответствующим реакциям модели ОЦА даже ближе, чем реакции радиационно-конвективных моделей. Вместе с тем одна из сложностей «настройки» моделей Будыко-Селлерса как раз и обусловлена тем обстоятельством, что параметризация радиационных процессов в них по необходимости является чрезвычайно упрощенной. Приемлемая параметризация процессов переноса радиации с учетом вклада была предложена рядом зарубежных ученых, которые использовали при этом формализм двухпотокового приближения и метод дельта-Эддингтона. Глобальный аэрозоль в среднем охлаждает планету на 3 К, что примерно вдвое превышает значения, получаемые с помощью радиационно-конвективных моделей. При этом высокие широты отличаются большей величиной эффекта.

Различие рассматриваемых моделей сводится в основном к тому, что в радиационно-конвективных моделях не учитываются альбедные и динамические обратные связи. Реакция модели на удвоение концентрации СО2 весьма близка к соответствующей реакции моделей ОЦА. Пренебрежение альбедной обратной связью и переносом скрытого тепла (речь идет о меридиональном переносе тепла конденсации) приводит к уменьшению глобального среднего потепления за счет удвоения СО2 примерно на 50%. Если соответствующим образом, т. е. на 50% уменьшить выхолаживание в модели, из которой исключены альбедная и динамическая (скрытое тепло) обратные связи, составит около 2 К. Это значение приближается к тому, что дают радиационно-конвективные модели [12]. Так, в работе, в которой использована радиационно-конвективная модель, получено выхолаживание в 1.9 К (термические ИК эффекты не рассматривались ввиду малости оптических толщин аэрозоля в ИК области). Авторы этой работы предполагали, что высота однородной атмосферы для аэрозоля мала (1 км), что также согласуется с незначительным эффектом в ИК области.

2.4. Локальные эффекты городского троПОСФЕРНОГО

аэрозоля

В целом ряде исследований получены свидетельства высоких значений оптических толщин аэрозоля городского и промышленного происхождения. Влияние города на климат в локальных масштабах может быть весьма заметно. Оно проявляется в таких эффектах, как увеличение количества осадков, интенсивности грозовой деятельности и порывистости ветра с подветренной от города стороны. Отмечается также непосредственное влияние городских загрязнений на микрофизические характеристики облачности (уширение распределения капель по размерам и рост содержания жидкой воды).

В настоящее время трудно связать эти эффекты с каким-то единственным фатором.Так, в ряде работ отмечалось, что изменения характеристик осадков в городе могут быть обусловлены изменением числа ядер конденсации, режима турбулентности (шероховатости поверхности) и развитием термической конвекции над перегретой поверхностью. Радиационные свойства городского аэрозоля и других загрязняющих веществ проявляются при формировании городского острова тепла, хотя в основном он связан с прямыми выбросами тепла в атмосферу над городом. При сильном загрязнении пограничного слоя атмосферы скорость его радиационного нагревания солнечным излучением может достигать 4 К/ч. ИК выхолаживание в этом случае составляет всего 0.25 К/ч. Дополнительное ослабление солнечной радиации в городе достигает 30 К/ч. Возрастает также ИК противоизлучение атмосферы. Расчеты показывают, что последний эффект в основном обусловлен повышением температуры воздуха в пределах пограничного слоя атмосферы благодаря формированию городского острова тепла, а не увеличением мутности атмосферы в ИК области спектра. Радиационные эффекты городского аэрозоля должны приводить к существенным изменениям в горизонтальном распределении поля ветра.