Интенсивность полос поглощения инфракрасной радиации Ф-11 почти в 5 раз, а Ф-12 почти в 4 раз больше, чем интенсивность поглощения инфракрасной радиации группой полос CO2. Только из-за малой концентрации фреонов по сравнению с CO2 их эффект пока незаметен. На 1975 г. концентрация Ф-11 и Ф-12 в атмосфере составила соответственно 0,09 и 0,21 ppb (ppb — единица измерения, которая в 1000 раз меньше ppm). Расчеты показывают, что, если рост производства этих фреонов будет составлять соответственно 10 и 5% в год, через 100 лет их концентрация увеличится в 25441 и 310 раз. Если даже выпуск фреонов в атмосферу будет соответствовать нынешнему уровню, через 100 лет количество их в атмосфере возрастет в 120 раз. При сокращении выброса фреонов на 5% в год концентрация их через 100 лет увеличится всего в 2,2 раза.
Возможные изменения температуры при различных темпах роста фреонов, а также их сравнение с тепличным эффектом приведены в табл. 12.
Из данных таблицы, которые, безусловно, нуждаются в уточнениях, особенно в части поглощательных свойств фреонов, видно, что эффект влияния фреонов должен усиливать влияние тепличного эффекта за счет CO2. Тот факт, что этого пока не наблюдается, объясняется как малой концентрацией этих газов, так и влиянием других малых примесей, которые оказывают эффект, обратный тепличному. Поэтому существует необходимость совокупной оценки влияния всех малых примесей, в том числе обладающих способностью поглощать не только инфракрасную, но и ультрафиолетовую радиацию и компенсировать влияние тепличного эффекта.
В первую очередь сюда следует отнести азотный цикл в атмосфере в связи со сжиганием топлива, ядерными взрывами, внесением азотных удобрений и др. Образующиеся азотные соединения играют важную роль в фотохимии озона и поглощении коротковолновой солнечной радиации. Далее идет серный цикл. Выбросы в атмосферу серных соединений в результате деятельности человека почти целиком представляют двуокись серы. S окисляется в H2SO4 и в конечном итоге переходит в аэрозоль. Последний влияет на климат главным образом через стратосферный мелкодисперсный аэрозоль, состоящий из соединений S. Кроме того, образующаяся при соединении двуокиси серы с водой H2SO4 попадает в облака и осадки, а через них в почву, окисляя ее, и в водоемы, влияя на рыбный промысел.
Все эти факты заслуживают самого внимательного анализа при оценке воздействия малых компонентов на климат и в целом на окружающую среду.
Влияние антропогенного аэрозоля на климатВ связи с расширением хозяйственной деятельности человека поступление в атмосферу аэрозоля антропогенного происхождения существенно возросло. Учитывая темпы роста энергетики, можно ожидать, что к 2025 г. в атмосферу за счет сжигания угля и нефти поступит 1361,7 млн. т окислов серы, причем основным вкладчиком будет уголь (принимая во внимание, что содержание серы в нефти для различных географических районов колеблется от 0,14 до 2,22%, а в угле — от 0,71 до 3,19%). Наблюдения показывают, что концентрация аэрозоля в урбанизированных районах мира в среднем около 100 мг/м3. В 1960—1972 гг. в неурбанизированных районах средняя концентрация составляла около 20 мг/м3.
Проблема атмосферного аэрозоля антропогенного происхождения исключительно актуальна. Прежде всего это связано с его вредным медико-биологическим воздействием на окружающую среду. Мы остановимся лишь на влиянии антропогенного аэрозоля на климат. В этой проблеме важное значение приобретают следующие вопросы:
закономерности распределения аэрозолей по вертикали во времени в различных географических районах в зависимости от мощности и характеристики источников аэрозоля;
горизонтальный дальний перенос аэрозоля;
трансформация и химические превращения аэрозоля в атмосфере;
механизмы прямого влияния аэрозоля на радиационный баланс коротковолновой и длинноволновой радиации в атмосфере и количественная оценка этих механизмов;
воздействие этих механизмов (при наличии других) на климат.
В тропосфере сосредоточена в основном крупнодисперсная фракция аэрозоля, которая вымывается осадками, быстро оседает и в среднем находится во взвешенном состоянии от нескольких дней до недель, максимум месяцев. В стратосфере преобладает мелкодисперсный аэрозоль. Вследствие большой устойчивости стратосферы он может сохраняться от нескольких месяцев до 1—2 лет.
Некоторые компоненты аэрозоля, такие, как S, могут, окисляясь, превращаться в CaSO4, а затем, соединяясь с влагой, образовывать мелкодисперсный аэрозоль, состоящий из мельчайших капелек H2SO4. Именно стратосферный аэрозоль представляет наибольший интерес для оценки климатических изменений.
Известно, что над тропиками в стратосфере на высотах 15—20 км и несколько выше постоянно существует естественный аэрозольный слой со средним радиусом частиц порядка 0,3 мкм, состоящий в основном из соединений S. Источник естественного аэрозоля здесь — вулканическая деятельность.
Нормальный слой стратосферного аэрозоля составляет массу (Mc) порядка 0,2 млн. т. Количество же водяного пара в стратосфере оценивается в 2,6 млн. т, и этого количества вполне достаточно для поддержания реакции CaSO4 с влагой.
В настоящее время массу аэрозоля (М) принято оценивать по уменьшению приходящей прямой коротковолновой солнечной радиации (ΔT, %): для тропосферы Mт = 5·ΔT млн. т; для стратосферы Mc = 1·1ΔT млн. т. Для нормального стратосферного слоя ΔT составляет примерно 0,2%. Эта величина была вычислена теоретически с допущением, что средний радиус частиц составит 0,3 мкм, и подтверждена экспериментально путем прямых измерений оптической прозрачности атмосферы во время извержения вулкана Агунг в 1963 г. и в предшествующий период.
В нормальном состоянии рассматриваемый слой не имеет сколько-нибудь существенного значения для климата. Для сравнения укажем, что в одном из самых чистых районов земного шара, на станции Мауна-Лоа на Гавайских островах, на высоте 3 км при ясном небе величина ΔT в 10 раз больше и составляет 2%, а масса всего аэрозоля порядка 10 млн. т. При крупных извержениях (например, вулкана Кракатау) ΔT достигает 20%. Общая масса вносимого в тропосферу аэрозоля (Мт) при этом оценивается в 100 млн. т, а в стратосферу (Мс) ~ 20 млн. т.
Мы отмечали, что в атмосферу попадает количество S, которое в пересчете на CaSO4 дает величину, сопоставимую с самыми мощными вулканическими извержениями. В будущем же за счет сжигания топлива ожидается поступление CaSO4, который на порядок может превышать эту величину (около 1360 млн. т/год). При этом не совсем ясно, какая часть вносимого аэрозоля будет мелкодисперсной фракцией, попадающей в стратосферу, и как долго она будет там находиться. Но даже если десятая часть приведенной величины превратится в мелкодисперсную фракцию стратосферного аэрозоля, его влияние будет сопоставимо с влиянием крупных вулканических извержений.
Каково же суммарное воздействие стратосферного аэрозоля? Это зависит от его поглощающих и рассеивающих свойств, которые не до конца изучены. Дело в том, что мелкодисперсный аэрозоль рассеивает коротковолновую радиацию и тем самым увеличивает альбедо атмосферы. Это приводит к эффекту охлаждения атмосферы. Многие исследователи объясняют прошлые похолодания климата стратосферным аэрозолем вулканических извержений. В то же время отмечено, что при извержении вулкана Агунг в 1963 г. температура стратосферы поднялась на 3°, что указывает на существенное поглощение радиации аэрозолем, а не только на ее рассеивание.
Высказывались предложения уменьшить приходящую солнечную радиацию, внося в стратосферу S и сжигая ее там. По мнению авторов такого проекта, для того чтобы изменить ΔT на 1% (суммарная радиация при этом изменится примерно на 0,3%), необходимо образовать в стратосфере 0,6 млн. т аэрозоля (капель H2SO4) в расчете на одно северное полушарие. При этом в стратосфере должно быть около 0,4 млн. т H2S, количество которого должно быть обеспечено путем; сжигания 0,2 млн. т S. Считая, что во взвешенном состоянии аэрозоль пребывает около двух лет, а не один год, нужно сжечь около 0,1 млн. т за год, что фактически возможно. (Однако имеются теоретические расчеты, показывающие, что количество потребной для достижения такого эффекта S занижено примерно на порядок.) Но вряд ли в этом есть и будет необходимость, поскольку и без того поступление аэрозоля в стратосферу превысит указанную величину.
В одной из последних работ американского климатолога Брайсона и др. на основе численных экспериментов с одной из разновидностей теплобалансовой модели показано, что одновременный учет роста CO2 и увеличения аэрозоля дает суммарный эффект уменьшения средней температуры атмосферы. В этом случае тепличный эффект CO2 перекрывается обратным воздействием аэрозоля.
