«Îïòèêà атмосферы и îêåàíà», 19, ¹ 7 (2006)
УДК 551.508
К.Я. Кондратьев
Аэрозоль и климат:
современное состояние и перспективы разработок.
3. Аэрозольное радиационное возмущающее воздействие
НИИ Центр экологической безопасности РАН/Международный Нансеновский фонд окружающей среды
и дистанционного зондирования, г. Санкт-Петербург
Поступила в редакцию 16.09.2005 ã.
Обсуждены результаты полученных за последние несколько лет оценок прямого и косвенного (через
посредство изменений альбедо облаков и интенсивности осадков в результате обусловленного аэрозолем
влияния на микроструктуру облаков) аэрозольного радиационного возмущающего воздействия (АРВВ). Продемонстрирована
сложность подобных оценок, определяемая разнообразием типов аэрозоля и наличием их
сильной пространственно-временнo′й изменчивости. Проанализированы возможности оценок АРВВ в рамках
моделей глобального климата, и высказаны соображения о перспективах дальнейших исследований.
Введение
Проблема воздействия аэрозоля на климат отнюдь
не является новой [5]. Уже давно стала ясной,
например, важная роль стратосферного аэрозоля как
климатообразующего компонента атмосферы, которая
проявляется в глобальных масштабах в периоды
крупных вулканических извержений [27]. Значительно
более сложны механизмы влияния тропосферного
аэрозоля на климат [6, 7, 29, 30]. Последние
годы отмечены попытками учета аэрозоля в глобальных
трехмерных моделях климата. Примерами
подобных исследований могут служить работы Quaas
и äð. [42] и Watterson и Dix [61]. В первой из этих
работ выполнено «ансамблевое» численное моделирование
климата за период 1930–1989 ãã. с учетом
влияния на климат пяти парниковых газов (ПГ) (СО2,
ÑÍ4, N2O, CFC-11, CFC-12) и сульфатного àýðîçîëÿ.
Ограничение учетом только чисто рассеивающего
сульфатного аэрозоля (рассмотрен период 1881–
2100 гг., т.е. осуществлен и прогноз климата) характерно
и для работы [61]. Естественно, что учет
лишь чисто рассеивающего аэрозоля порождает эффект
похолодания êëèìàòà. Впрочем Watterson
и Dix [61] рассмотрели не только прямое (ADE),
но и косвенное (AIE) влияние аэрозоля на климат
(через посредство обусловленного аэрозолем изменения
микрофизических и оптических свойств облаков),
которое может быть не только отрицательным,
но и положительным.
Напомним, что радиационное возмущающее воздействие
(РВВ) ∆F определяется как разность эффективных
потоков коротковолновой или длинноволновой
радиации на уровнях верхней границы атмосферы
или подстилающей поверхности. В случае
среднеглобальной приземной температуры воздуха
∆Ts = λ∆F,
где λ – чувствительность климатической системы
к ÐÂÂ.
Согласно Quaas и др. [42] среднегодовые среднеглобальные
значения радиационного возмущающего
воздействия на уровне верхней границы атмосферы,
рассчитанные с учетом только ПГ, возросли
от 0,74 Âò/ì2 (1930 ã.) до 2,07 Âò/ì2 (1989 ã.).
Прямое аэрозольное РВВ (АРВВ) за счет сульфатного
аэрозоля усилилось за рассматриваемый период
с –0,2 до –0,5 Âò/ì2, тогда как первое косвенное
РВВ (КРВВ), определяемое изменениями альбедо
îáëàêîâ, варьировало от –0,6 до –1,3 Âò/ì2.
Если считать компоненты АРВВ аддитивными, то
суммарное АРВВ должно было оказаться слабо отрицательным
в период 1930–1980 ãã. (ïðè минимуме
–0,25 Âò/ì2 в 1956 ã.), а затем смениться положительным
(äî 0,27 Âò/ì2 в 1989 ã.). Âàæíî, что
подобная эволюция определяется главным образом
изменениями первого КРВВ, причем второе (очень
ненадежно оцениваемое) КРВВ вообще не принималось
во внимание. «Парниковое» РВВ в условиях
безоблачной атмосферы примерно на 0,1–0,2 Вт/м2
интенсивнее, чем происходящее при средних условиях
облачности (это различие определяется влиянием
облачности верхнего яруса, усиливающей парниковый
эффект). Вклад аэрозоля в формирование длинноволнового
АРВВ сравнительно мал, но существен.
Суммарный парниковый эффект атмосферы
(GHE) можно определить как
GHE = [εσÒs
4 + (1 – ε)Fs↓] – FTOA↑,
где ε – излучательная способность подстилающей
поверхности; σ – постоянная Стефана–Больцмана;
Fs↓ и FTOA↑ – потоки длинноволновой радиации на
Аэрозоль и климат: современное состояние и перспективы разработок. 3. Аэрозольное радиационное…
565
Стр.1
уровнях подстилающей поверхности (противоизлучение
атмосферы) и верхней границы атмосферы
(уходящее излучение). Если f – количество облаков,
то в условиях частичной облачности
GHEa = fGHEcc + (1 – f)GHEcf.
Здесь индексы а, сс и cf обозначают соответственно
условия реальной и сплошной облачности, а также
ясного неба. Уже было отмечено, что как правило,
GHEcc > GHEcf. Важное обстоятельство состоит
в том, что оценки РВВ в рамках модели климата
и по данным о радиационных потоках оказываются
различными. Разности значений РВВ для ясного
и облачного неба равны соответственно 0,23–0,49
и 0,13–0,37 Âò/ì2, что можно объяснить влиянием
учета облачной обратной связи в модели климата.
Pirjola и äð. [41] поставили вопрос о òîì,
насколько важен учет процесса нуклеации при численном
моделировании в региональном/глобальном
масштабах. Понимание существенной роли мелкодисперсного
аэрозоля в формировании климата
и его влияния на здоровье человека стимулировало
интерес к исследованиям подобного аэрозоля, который,
как правило, является вторичным как продукт
газофазной трансформации: нуклеации и последующего
роста частиц. Благоприятствует такого
рода исследованиям совершенствование аппаратуры,
позволяющей в настоящее время измерять характеристики
частиц размером более 3 нм. В свободной
тропосфере (вблизи испаряющихся облаков,
в морском пограничном слое атмосферы и в бореальных
лесах) было обнаружено такое интересное
явление, как «взрывное» образование частиц.
Как отметили Pirjola и äð. [41], в этой связи
были предложены различные механизмы нуклеации,
объясняющие образование новых частиц. Возможные
механизмы включают (в условиях реальной атмосферы):
классическую теорию бинарной нуклеации
H2SO4–H2O с последующим образованием ãèäðàòîâ;
предложенную позднее теорию тройной нуклеации
(H2SO4–H2O–NH3), образование димеров
и ионно-индуцированную нуклеацию. Претерпевающие
процесс нуклеации частицы, характерный размер
которых составляет около 1 нм, не представляют,
однако, интереса до тех пор, пока их размеры
не увеличиваются до обнаружимых, причем рост
частиц зависит от наличия конденсируемых паров.
С другой стороны, происходит уменьшение счетной
концентрации частиц, обусловленное их коагуляцией.
Численное
моделирование процессов нуклеации
и последующего роста частиц в контексте их
параметризации в региональных и глобальных моделях
представляет собой трудную задачу. Очень
важно выяснить в этой связи, при каких условиях
вновь образовавшиеся путем нуклеации частицы
способны преодолевать «коагуляционный барьер»,
вырастать до размеров частиц Айткена и далее –
до облачных ядер конденсации, т.е. становиться
существенными с точки зрения воздействия на климат.
На основе использования модели AEROFOR
динамики аэрозоля Pirjola и äð. [41] выполнили
566
анализ роли процессов нуклеации в образовании
аэрозоля. Предполагается, что в дополнение к другим
конденсируемым парам в атмосфере присутствуют
пары серной кислоты, принимающие участие
в процессах как нуклеации, так и конденсации.
Полученные в работе [41] результаты свидетельствуют
о том, что нуклеация является существенным
процессом в атмосфере почти всегда, исключая
такие случаи, когда концентрация конденсируемых
паров не оказывается достаточно высокой
для того, чтобы претерпевающие нуклеацию частицы
были способны достигать размеров частиц Айткена
и обеспечивать рост концентрации частиц больше
20 нм по крайней мере на 10%. Таким îáðàçîì,
параметризация процесса нуклеации должна стать
неотъемлемым компонентом моделей климата. Развитие
подобного процесса сильно зависит от общего
числа участвующих в нуклеации частиц, суммарной
концентрации конденсируемых паров (H2SO4 и пары
органических соединений), а также от счетной
концентрации и микроструктуры частиц, существовавших
ранее (от конденсационного стока). Численное
моделирование показало, что если суммарная
концентрация конденсируемых паров выше
(1–5) ⋅ 107 ñì–3, а счетная концентрация подвергающихся
нуклеации частиц превосходит 100–3000 ñì–3,
но меньше 107–108 ñì–3, òî, в зависимости от интенсивности
конденсационного стока (в условиях чистой
морской, сельской и городской воздушных масс),
частицы способны достаточно быстро достигать размера
20 íì.
Как отметили Andreae и äð. [10], в прошлом
и в настоящее время вклад аэрозоля как фактора
похолодания климата был значительным, но в будущем
он может существенно ослабиться за счет
мер по снижению уровня загрязнений атмосферы.
Естественно, что подобная ситуация должна способствовать
интенсификации процесса глобального
потепления.
Важный прогресс в численном моделировании
климата с целью оценок воздействий аэрозоля в условиях
Арктики был достигнут Hu и äð. [23]. Как
известно, большое внимание привлек за последние
десятилетия определяемый расчетными данными
эффект усиления процесса «парникового» потепления
климата в высоких широтах [30]. С другой стороны,
анализ данных наблюдений не выявил наличия
над Арктическим океаном подобного эффекта
[12, 25]. Поэтому несомненно существенны полученные
в работе [23] на основе использования региональной
модели климата NARCM оценки количественного
вклада аэрозоля в формирование арктического
климата с учетом прямого и косвенного воздействия
аэрозоля различных типов, включая сульфаты,
арктическую дымку, «черный углерод» (ВС), морские
соли, органические соединения и пыль. Важные
выводы в этой связи состоят в обнаружении зависимости
климатического воздействия аэрозоля от
его микроструктуры и химического состава, а также
от высокого уровня среднегодового наземного
АРВВ за счет сульфатного аэрозоля, достигающего
–7,2 Âò/ì2.
Кондратьев К.Я.
Стр.2
Хотя независимые («изолированные») оценки
АРВВ довольно условны, их многочисленность
и определенная содержательность побуждают дополнить
опубликованные ранее обзоры по этой проблематике
[2, 6, 7, 29, 38].
1. Аэрозольное радиационное
возмущающее воздействие
Поскольку проблема АРВВ довольно подробно
обсуждалась ранее [3, 4, 6, 7], ограничимся рассмотрением
более поздних результатов. Оценки АРВВ
возможны путем расчетов на основе использования
заданных моделей атмосферы. Однако недостаточная
адекватность подобных моделей побудила Costa
и др. [16, 17] прибегнуть к восстановлению необходимых
параметров аэрозоля по данным спутникового
дистанционного зондирования при помощи как
низкоорбитальных (LEO), так и геостационарных
(GEO) спутников (в случае LEO значения аэрозольной
оптической толщины (АОТ) найдены по данным
аппаратуры GOME для глобального мониторинга
озона). Применение подобного подхода проиллюстрировано
в работе [17] результатами определения
АРВВ на уровне верхней границы атмосферы для
трех ситуаций: 1) мощные выносы сахарского пылевого
аэрозоля на акваторию Атлантического океана
в июне 1997 ã.; 2) дальний перенос продуктов сжигания
биомассы над Атлантическим океаном в 2000 г.;
3) выбросы пылевого аэрозоля в регион Индийского
океана (2000 г.). При этом достоверность результатов
восстановления АОТ (τа) проконтролирована
сравнением с данными сети AERONET солнечных
фотометров. При АОТ > 0,4 погрешности значений
АОТ составили 0,02 ± 0,16τà. Расчеты значений потока
уходящей коротковолновой радиации (служащих
источником информации для оценок АРВВ)
обеспечили достижение погрешностей не более ± 15%.
Moorthy и äð. [39] и Satheesh и äð. [44–51]
получили оценки АРВВ на уровне подстилающей
поверхности (ПП) и верхней границы атмосферы
(ВГА), используя в качестве входной информации
результаты наблюдений спектральной АОТ, массовой
концентрации и микроструктуры аэрозоля
(включая отдельные измерения массовой концентрации
ВС), выполненных в регионе Аравийского моря
в период между муссонами в рамках полевого
наблюдательного эксперимента ARMEX-II [39]. Среднее
значение АОТ на длине волны 500 нм над океаном
(по данным судовых наблюдений) составило
около 0,44, а на прилегающих территориях суши –
примерно 0,47 (на плато в центре Индийского субконтинента
АОТ достигала ∼0,61). Свойства аэрозоля
характеризовались специфическими особенностями,
зависящими от траекторий его дальнего переноса.
Более высокие значения АОТ и более «плоский»
спектр АОТ соответствовали случаям адвекции
воздушных масс из западных регионов Азии, а также
из северо-западного региона и с Западного побережья
Индии. Доля ВС в общей массе аэрозоля
составляла лишь ∼2,2% (в прибрежных регионах
Индии в течение того же времени года эта доля
достигает примерно 6%).
Аэрозоль из ВС имеет главным образом антропогенное
происхождение как продукт внутреннего
сгорания и обусловливает значительное поглощение
коротковолновой радиации. Естественно, что содержание
ВС над океаном меньше, чем над сушей, но
даже в атмосфере удаленных регионов Тихого и Атлантического
океанов, а также в Антарктике было
обнаружено значительное количество ВС, что можно
объяснить влиянием дальнего переноса с континентов.
Из данных наблюдений в тропиках Индийского
îêåàíà, проведенных в 1998–1999 ãã., ñëåäóåò,
например, что массовая концентрация ВС варьировала
в пределах 1,5–2,8 ìêã/ì3 (÷òî эквивалентно
6–14% суммарной массы àýðîçîëÿ).
В рамках полевого наблюдательного эксперимента
ARMEX, частью которого были исследования
композитного и черного углеродного аэрозоля в 2003 г.
в периоды между муссонами и во время летнего
ìóññîíà, Babu и äð. [11] осуществили судовые измерения
массовой концентрации аэрозоля (МКА)
над прибрежной частью Аравийского моря. Анализ
результатов наблюдений показал, что суточный ход
МКА был слабым в марте и полностью отсутствовал
в мае–июне. Наблюдалось непрерывное уменьшение
МКА от ∼700 íã/ì3 (ýòî соответствует доле
ìàññû, равной 2,5%) в марте до ∼104 íã/ì3 (0,5%)
в июне. Соответствующие значения аэрозольного
радиационного возмущающего воздействия уменьшились
от ∼70 Âò/ì2 зимой до ∼30 Âò/ì2 в период
между муссонами и 45 Вт/м2 во время муссона.
Полученные в работе [39] оценки средних знаи
+10 Âò/ì2. В недавних публикациях Satheesh и äð.
[44–50] содержится детальная информация о результатах
исследований АРВВ.
В частности, согласно [49] средние значения
чений АРВВ дали –27 Âò/ì2 (ÏÏ) и –12 Âò/ì2
(ВГА), т.е. радиационное возмущающее воздействие
для атмосферы составило +15 Вт/м2 (если напомнить,
что «парниковое» РВВ составляет около 2,5 Вт/м2,
то становится очевидной острая актуальность адекватного
учета воздействия аэрозоля на климат).
Уровень АРВВ существенно зависит от специфики
дальнего переноса аэрозоля. В условиях адвекции
из Западной Азии и с Западного побережья Индии
АРВВ усиливалось до –40 ч –57 Âò/ì2 (ÏÏ), а для
атмосферы достигало 27–39 Вт/м2. Если же преобладала
адвекция из региона Бенгальского залива
и из Центрального региона Индии, то соответствующие
значения АРВВ уменьшались до
–19
АРВВ (ВГА) над северной частью Аравийского моря
(äî 12° ñ.ø.) в периоды зимнего (ëåòíåãî) муссонов
составили –6,1 (–14,3) Âò/ì2 и уменьшались к югу
до значений –3,8 (–3,4) Âò/ì2 на ýêâàòîðå. Что
касается АРВВ (ÏÏ), то оно уменьшалось от –16,2
(–15,2) Âò/ì2 на севере Аравийского моря до –5,5
(–3,5) Вт/м2 на экваторе. В Северном регионе Аравийского
моря мгновенные значения АРВВ (ПП)
могли достигать –50 Вт/м2, уменьшаясь с широтой
при градиенте около 3 Âò/(ì2 ⋅ град øèðîòû).
Аэрозоль и климат: современное состояние и перспективы разработок. 3. Аэрозольное радиационное…
567
Стр.3