Полная версия

Главная arrow География arrow Климатология

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>

КЛИМАТОЛОГИЯ СТРАТОСФЕРЫ И МЕЗОСФЕРЫ

ФИЗИЧЕСКИЕ И ХИМИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ

Выше тропосферы располагаются стратосфера (20—50 км) и мезосфера (50—85 км), вместе они представляют среднюю атмосферу. Стратосфера отделена от тропосферы тропопаузой — переходным слоем, где вертикальный градиент температуры в верхней тропосфере уменьшается до (-dT/dz) ^ 0,2°С/100 м и остается таким на протяжении вышележащих 2 км и более (см. рис 1.1).

Выше тропопаузы температура с высотой растет до высоты 50— 55 км. Наиболее быстро это происходит в зимне-весенний период в Антарктике — до 3—5°С/км, в Арктике — 1—3°С/км. В летней полярной стратосфере и в экваториальных районах вертикальные градиенты также велики и достигают 3°С/км. Выше 50-55 км рост температуры прекращается, это уровень стратопаузы, и начинается снижение температуры до высоты 80—90 км от 0°С на нижней границе мезосферы до —90°С на верхней (мезопауза) со средним градиентом 3—5°С/км.

Высота тропопаузы уменьшается в направлении полюсов (см. рис. 1.4). В зимнем полушарии на одних и тех же широтах она ниже, чем в летнем. Тропопауза может разрываться, принимая по вертикали слоистую структуру, в частности, под влиянием струйных течений. Особенно это заметно в зоне субтропического струйного течения, где различают низкую теплую полярную тропопаузу и высокую холодную тропическую тропопаузу (рис. 6.1). Высота тропопаузы колеблется при прохождении высотных циклонов и антициклонов: в циклонах она опускается, в антициклонах — поднимается. Разница высот может составлять 2 км и более. Это связано с тем, что до больших высот способны распространяться теплые антициклоны и холодные циклоны, а вертикальная барическая ступень прямо пропорциональна температуре (см. (1.20)) — в высоких теплых антициклонах она больше, чем в холодных циклонах. Средняя годовая температура тропопаузы в тропиках достигает -90°С. Высота стратопаузы и мезопаузы от лета к зиме возрастает.

Рассмотрим состав средней атмосферы. Как и в тропосфере, здесь сохраняется соотношение содержания основных газов, при этом в слое 20—100 км плотность убывает от 8,89 • 10-2 кг/м3 до 5,60 • Ю-7 кг/м3, давление воздуха снижается примерно от 55 до 0,0003 гПа. Форма существования атмосферных компонентов различна: газообразные молекулы, атомы, ионы, свободные радикалы, продукты конденсации и аэрозоли.

Средние годовые значения зональной температуры полярной и тропической тропопаузы и ее годовая амплитуда

Рис. 6.1. Средние годовые значения зональной температуры полярной и тропической тропопаузы и ее годовая амплитуда

(ср. рис. 1.4 и рис. 1.10)

Влияние состава средней атмосферы на состояние тропосферы и климат определяется в первую очередь оптическими свойствами веществ, в частности, их способностью к отражению, рассеянию, поглощению. С высотой возрастает влияние фотохимических процессов. В этом случае изменение концентрации вещества А определяется следующим уравнением (ср. (1.3)):

где и — трехмерный вектор скорости движения воздуха; ХАфункция, описывающая источники и стоки вещества за счет химических процессов; QA изменения за счет фазовых переходов.

В случае пассивной примеси XА =0, a QA может быть отлично от

нуля — как наблюдается для водяного пара и некоторых редких атмосферных примесей.

В средней атмосфере, как и в тропосфере, доминирующими газами остаются азот и кислород. Молекулярный азот N2 стабилен, он не диссоциирует ниже мезопаузы. Молекулярный кислород 02 подвергается фотодиссоциации с высот около 20 км и выше, инициируя серию многочисленных реакций, среди которых те, что контролируют содержание озона 03. Именно присутствие 03 в средней атмосфере определяет ее специфические черты, в том числе устойчивую стратификацию стратосферы, ее термический и циркуляционный режим.

Эти климатические функции озона основаны на его способности поглощать приходящую солнечную радиацию и уходящее инфракрасное земное излучение. Основное поглощение происходит в диапазоне 0,22—0,29 мкм (полоса Хартли), менее интенсивное — в полосах Хаггинса (0,31—0,35 мкм) и полосах Шапюи (0,41—0,75 мкм).

Поглощение озоном приводит к «обрыву» солнечного спектра в ультрафиолетовой части: граница спектра на высоте 55 км составляет -0,20 мкм, на 34 км — -0,27 мкм, на высоте 25 км — -0,29 мкм, у земной поверхности — -0,32 мкм, изменяясь в годовом ходе вследствие сезонного изменения содержания озона.

В инфракрасной области спектра полосы поглощения озона имеют центр около 9,65 мкм, т.е. вблизи максимума земного излучения, и, кроме того, интенсивные полосы поглощения около 14,4, 4,75, 3,57 и 3,28 мкм, однако здесь плотность потока земного излучения очень мала. Вклад озона в парниковый эффект — 3—7% в зависимости от изменения содержания водяного пара (его вклад 35— 75%).

Схема образования озона под воздействием солнечного излучения (цикл Чепмена) выглядит так:

Далее реакции могут пойти по двум направлениям (6.3) и (6.4): или

Здесь М — третья молекула, она забирает избыток тепловой энергии, возникающий при образовании новой молекулы, и предотвращает ее распад.

Затем молекула озона может вновь разрушиться под воздействием излучения:

Итоговая скорость изменения концентрации озона по реакциям (6.2)—(6.6), рассчитывается так:

где к{ и к2 константы скорости реакций (6.3) и (6.6), соответственно; J — частота (с-1) фотолиза в реакции (6.5), учитывающая поток излучения, способность озона усвоить поступающее излучение (эффективное сечение поглощения) и вероятность того, что абсорбция фотона приведет к разрушению молекулы.

Модель Чепмена дает завышенное содержание озона, поскольку не учитывает фотохимические реакции, разрушающие его помимо солнечного излучения. Важнейшие из них — реакции с оксидами азота NOx, водородными радикалами НОх, продуктами распада долгоживущих хлор- и бромсодержащих фреонов. Фреоны в стратосфере подвергаются фотолизу, освобождая ион хлора или брома, который вступает в каталитический цикл реакций, разрушающих озон. Ниже приведен пример такого цикла для хлора:

Из табл. 6.1 видно, что, во-первых, учет только цикла Чепмена недостаточен; во-вторых, роль веществ в разрушении озона меняется с высотой, но в целом преобладает влияние NO^. и HOv. Ослаблению воздействия этих веществ на озон способствуют их реакции между собой, особенно оксидов азота и хлора (формируется хлористый ни- трозил) и с другими веществами, в частности с метаном.

Таблица 6.1

Вклад в разрушение озона различных химических семейств на разных высотах (доли единицы от общего числа распавшихся молекул озона)

Высота,

км

Кислородное

(цикл

Чепмена)

Азотное

Водородное

Галогеновое

Другие

процессы

45

0,26

0,10

0,41

0,21

0,02

40

0,14

0,50

0,11

0,25

0,00

35

0,11

0,68

0,08

0,13

0,00

27

0,12

0,46

0,19

0,20

0,03

22

0,03

0,12

0,48

0,14

0,23

Примечание: жирным шрифтом выделены семейства, оказывающие преобладающее влияние на данной высоте.

Общее содержание озона (ОСО) в атмосфере значительно меняется во времени и пространстве (рис. 6.2, а). Во все сезоны года озона больше в высоких широтах, максимум наблюдаются в марте—апреле в районе 70—80 с.ш. В атмосфере южного полушария озона меньше, максимум достигается в сентябре—октябре в районе 50—60 ю.ш., в полярных широтах — на 1—2 месяца позднее. Сезонный ход концентрации 03 лучше всего выражен в средних и высоких широтах. Это обусловлено не только радиационными, но и динамическими причинами. Здесь в течение зимы озон накапливается, так как его разрушение под воздействием солнечной радиации идет слабо, кроме того, за счет циклонической деятельности, обеспечивающей межширотный обмен, продолжается приток 03 из низких широт. Благодаря уменьшению солнечной радиации с широтой и ослаблением скорости его разрушения с уменьшением высоты в высоких широтах величина максимальной концентрации озона больше, а сам максимум располагается ниже, в тропиках — наоборот (рис. 6.2, б).

Изменения содержания озона в атмосфере южного и северного полушарий происходят в противофазе, но амплитуда внутригодовых колебаний концентрации О-, в южном полушарии меньше. Помимо сезонных колебаний, в изменении содержания озона наблюдается также квазидвухлетняя периодичность — один из видов межгодовой изменчивости компонентов климатической системы, проявляющийся также в изменениях других климатических характеристик (см. параграф 6.2).

Изменение общего содержания озона

Рис. 6.2. Изменение общего содержания озона,

Д.Е. (единицы Добсона, показывающие ОСО в столбе атмосферы единичного сечения, если весь озон привести к давлению на уровне моря: тогда толщина слоя в 0,01 мм = 1 Д.Е.), в зависимости от широты и времени года (а); вертикальное распределение озона в разных широтных зонах:

7 — полярная зона, zmax = 13-15 км; 2 — средние широты, zmax = 19-21 км; 3

тропики, zmax = 24-27 км (б)

Особое место в динамике атмосферного озона занимает эффект «озоновой дыры». Так называют снижение ОСО в столбе атмосферы некоторого региона (до 220 единиц Добсона (Д.Е.) и меньше). Наиболее масштабно и регулярно это явление фиксируется над Антарктидой к концу зимы. В меньших масштабах оно отмечается над полярными регионами северного полушария, а также в других широтах.

Рассмотрим механизм возникновения «озоновой дыры» над Антарктидой. К югу от 75° ю.ш. продолжительность полярной ночи превышает 100 дней. В отсутствие солнечной радиации стратосферный озон не образуется. Его приток из более низких широт также ослабевает, поскольку зимний стратосферный полярный вихрь блокирует межширотный обмен воздушных масс. При этом происходит разрушение озона за счет взаимодействия с оксидами азота, гидроксил радикалом и галогенами. С наступлением полярного дня возобновляется образование 03 (см. выше).

Таким образом, уменьшение ОСО в этом регионе к концу зимы представляет собой естественный процесс, однако в последние десятилетия оно стало гораздо более интенсивным. Такое возможно, если при отсутствии новых источников озона усилились процессы его распада. Измерения показали, что в стратосфере над Антарктидой действительно возросло содержание соединений хлора и брома, участвующих в каталитическом разрушении озона. Частично их могут нейтрализовать NOx, но зимой их влияние ослабевает, так как при снижении температуры часть соединений азота идет на образование полярных стратосферных облаков (ПСО).

Полярные стратосферные облака образуются зимой на высотах 12—26 км при температуре Т < 200 К и испаряются во время весеннего потепления. Они оказывают двойной отрицательный эффект на концентрацию 03. Во-первых, оксиды азота (до 80%), перешедшие в состав ПСО, перестают взаимодействовать с хлором (который в этой ситуации активнее способен разрушать озон). Во- вторых, на поверхности облачных частиц протекают реакции, приводящие к высвобождению хлора, среди них наиболее важен распад хлористого нитрозила НС1 + C10N02—> С12 + HN03. Освободившийся хлор включается в каталитический цикл разрушения озона. Укрупнение кристаллов азотистого льда приводит к их оседанию, иногда на несколько километров вплоть до тропосферы. Эта денитрификация стратосферы способствует еще большей активизации хлорного цикла. Отрицательное влияние хлора дополняется аналогично действующими соединениями брома (которые сравнительно недавно стали обнаруживать над Антарктидой).

С точки зрения циркуляции важным фактором влияния на концентрацию Оэ является полярный циклонический вихрь, формирующийся зимой в нижней стратосфере (см. рис. 1.8). Озон, в свою очередь, тоже оказывает влияние на режим вихря. С одной стороны, мощные зональные потоки вихря и окружающее его стратосферное струйное течение на краю полярной ночи ограничивают поступление озона из более низких широт, где образование Оэ продолжается и зимой. С другой стороны, время разрушения вихря зависит от весеннего прогрева стратосферы, которое контролируется озоном. Замедление же распада 03 весной зависит от ПСО — при испарении облаков высвобождается азот и начинает взаимодействовать с хлористыми соединениями, выводя их из цикла разрушения озона. Поскольку при этом под воздействием солнечной радиации вновь начинается образование озона, то стратосфера прогревается. С повышением температуры вихрь постепенно разрушается, возобновляется приток воздуха из умеренных широт, где озона существенно больше. Содержание озона возрастает, достигая максимума к концу весны. Далее под воздействием солнечной радиации разрушение озона ускоряется, и ОСО уменьшается.

В годы особенно интенсивного истощения озонового слоя весенний прогрев стратосферы замедляется, и разрушение вихря может задерживаться на несколько недель. Временно возникает положительная обратная связь — вихрь изолирует озоноразрушающие вещества, наличие ПСО способствует увеличению концентрации хлора, уменьшение озона замедляет прогрев стратосферы весной, продолжительность существования вихря возрастает, усугубляя процессы разрушения озона.

Наибольшей площади озоновая «дыра» над Антарктидой достигает обычно в конце зимы — начале весны (рис. 6.3), исчезает она к концу весны — началу лета. В это же время максимального развития достигает полярный стратосферный вихрь.

Озоновые «дыры» могут наблюдаться и в Арктике, но их площадь и степень истощения ОСО меньше, чем над южным полюсом. Зимняя стратосфера над Арктикой теплее, чем над Антарктидой, на 10—15°С (см. рис. 1.4), поэтому арктический зимний стратосферный вихрь менее интенсивен, возникает на 1—2 мес. позднее и раньше разрушается, нередко имеет два центра, а в некоторые годы почти не выражен. Благодаря перечисленным факторам арктическая стратосфера в меньшей степени изолирована от умеренных широт и приток воздуха из широтных зон, где озон продолжает образовываться и зимой, снижает частоту появления озоновых «дыр» и их интенсивность.

Локальное уменьшение ОСО может происходить не только в полярных широтах. На ОСО влияют изменения стратосферной меридиональной циркуляции (см. далее параграф 6.2), от которой зависит перенос озона из тропиков во внетропические широты. Дополнительный механизм внеполярных озоновых «дыр» связывают с влиянием синоптических процессов тропосферы на режим проникновения в стратосферу планетарных волн (см. параграф 6.2), которые регулируют интенсивность стратосферной меридиональной циркуляции.

Средняя площадь озоновой «дыры», млн км, над Антарктидой за 2004-2013 гг., ее минимальные и максимальные значения по данным спутниковых изменений

Рис. 6.3. Средняя площадь озоновой «дыры», млн км2, над Антарктидой за 2004-2013 гг., ее минимальные и максимальные значения по данным спутниковых изменений

В 1987 г. был принят Монреальский протокол, регулирующий потребление и производство хлор- и бромсодержащих химических веществ, разрушающих стратосферный озон, таких как хлорфторугле- роды, метилхлороформ, четыреххлористый углерод и многих других.

Рассмотрим углеродные соединения. В средней атмосфере большое значение для климата имеют С02 и СО, метан СН4, формальдегид СН20 (см. также параграф 1.3). Они влияют на образование водяного пара в средней атмосфере, на концентрацию других значимых для климата атмосферных компонентов и на радиационно-тепловой баланс.

Углекислый газ в стратосфере важен с точки зрения парникового эффекта. За счет вертикального перемешивания отношение смеси С02 в нижних 100 км атмосферы почти не меняется и только в верхней мезосфере начинает уменьшаться — его фотолиз на этих высотах приводит к образованию долгоживущего СО, который затем частично переносится в нижнюю стратосферу и при взаимодействии с гидроксил-радикалом ОН вновь образует С02.

Стратосферный метан также важен как парниковый газ. Кроме того, это источник оксида углерода и формальдегида. Происхождение СН4 в основном наземное — это биота и литосфера. Характерное время жизни метана в средней атмосфере довольно большое: в верхней мезосфере — около 1 мес., в нижней стратосфере — до 1 года и более. Это позволяет ему проникать из тропосферы в стратосферу. Количество метана в средней атмосфере невелико (рис. 6.4), максимум приходится на экваториальные районы, отражая перенос из тропосферы на восходящей ветви ячейки Хэдли и далее в сторону зимнего полушария (см. рис. 1.9).

Распределение отношения смеси СН (млн ) в январе (о) и августе (б)

Рис. 6.4. Распределение отношения смеси СН4 (млн 1) в январе (о) и августе (б)

Окисление метана оказывает заметное влияние на климат средней атмосферы, так как регулирует содержание в ней воды, оксида углерода и водорода. Это длинная цепочка реакций, приводящих в результате к образованию СО и С02 и частично окисленных органических соединений. В обедненном оксидами азота NO воздухе окисление СН4 приводит к разрушению озона и радикалов ОН, но в воздушной массе, обогащенной NO, напротив, активизирует образование Оэ и ОН. Взаимодействие метана с атомами хлора приводит к образованию стабильного хлороводорода, ослабляя влияние хлора на разрушение озона. Формальдегид, образующийся из метана, активно влияет на химию озона, так как в процессе его образования формируется атомарный кислород, а среди продуктов разрушения — долгоживущий СО, водород и водородные радикалы Н, ОН, Н02, которые потом рекомбинируют, образуя молекулы воды. По оценкам Межправительственной группы экспертов по изменению климата (МГЭИК, англ. Intergovernmental Panel on Climate Change, IPCQ радиационное воздействие стратосферного водяного пара, полученного в результате окисления СН4, составляет 0,07 (0,02—0,12) Вт/м2.

Водородные соединения играют важную роль в химии озона в нижней стратосфере и мезосфере, особенно высоко реакционноспособные радикалы нечетного водорода НОх (Н, ОН и Н02). Кроме того, при взаимодействии Н и Н02 в мезосфере и нижней термосфере образуются молекулы Н20. При этом также возникает молекулярный водород Н2, концентрации которого резко возрастают на этих высотах. Выше 100 км увеличивается также количество атомарного водорода и резко возрастает его время жизни. Здесь развивается «убегание» водорода из атмосферы Земли.

Водяной пар присутствует в средней атмосфере в довольно малых количествах. Резкое убывание его содержания с высотой, свойственное тропосфере, прекращается на несколько километров выше тропопаузы. Выше содержание Н20 изменчиво — измерения показывают наличие чередующихся слоев с разным содержанием Н20 толщиной порядка 1000 м, что свидетельствует об ослаблении вертикального перемешивания. Время жизни водяного пара уменьшается с высотой от десятков лет на высоте 20 км до месяцев и меньше на высоте 100 км. Следовательно, его географическое распределение контролируется атмосферной циркуляцией и фазовыми переходами.

Основная часть водяного пара поступает в среднюю атмосферу через тропопаузу. Особенно активно это происходит на восходящей ветви ячейки Хэдли (см. рис. 1.9) в зоне мощной конвекции, когда кучево-дождевые облака пробивают тропопаузу, вырываясь в стратосферу. Дальнейшее распространение водяного пара в стратосфере определяет общая циркуляция (см. параграф 6.2). Поскольку стратосфера устойчива, проникновение водяного пара в верхние слои осуществляется очень медленно.

Распределение средних годовых значений Н20 в стратосфере показано на рис. 6.5, а. Главные его особенности — большой вертикальный градиент в нижней стратосфере, минимальные значения отмечаются над тропической тропопаузой, с высотой и в направлении высоких широт происходит увеличение концентрации. В мезосфере (рис. 6.5, б) сохраняется максимум в тропической зоне до

Концентрация водяного пара (млн ) в стратосфере (а), концентрация водяного пара (млн) в мезосфере (октябрь-ноябрь, 1994) (б)

Рис. 6.5. Концентрация водяного пара (млн 1) в стратосфере (а), концентрация водяного пара (млн-1) в мезосфере (октябрь-ноябрь, 1994) (б)

высот 70—80 км, далее происходит обращение широтного градиента — рост содержания к полюсам. Такое географическое распределение представляет собой результат действия нескольких процессов: средней меридиональной циркуляции и планетарных волн (см. параграф 6.2), стратосферной фотохимии, дегидратации воздуха в области тропической тропопаузы, сезонной дегидратации в полярных регионах, других процессов, благодаря которым тропосферный влажный воздух проникает в стратосферу во внетропических широтах.

Влияние фотохимических процессов на содержание Н20 в средней атмосфере проявляется в процессе окисления метана и водорода: из одной молекулы СН4 образуется две молекулы воды, окисление Н2 дает одну молекулу воды.

Дегидратация воздуха в нижней стратосфере связана с тем, что его большая часть поднимается в области высокой и холодной тропической тропопаузы. При таких низких температурах (-70...-80°С (см. рис. 1.4)) содержание водяного пара в воздухе чрезвычайно мало, а по мере подъема воздух еще более охлаждается. Водяной пар при этом конденсируется, образуя кристаллы, которые под действием силы тяжести выпадают вниз. Поэтому тропическую тропопаузу называют «холодной ловушкой» водяного пара. В полярных районах стратосферы снижение температуры воздуха в зимний сезон также приводит к значительному снижению концентрации Н20, особенно в районе действия полярного вихря в южном полушарии. Проникновение водяного пара возможно и в субтропиках, где тропическая и полярная тропопаузы не смыкаются, и в умеренных широтах в области струйных течений, а также через разрывы в тропопаузе.

В мезосфере содержание водяного пара составляет в среднем около 6 млн-1 и уменьшается с высотой (рис. 6.5, б), где он все активнее участвует в образовании гидратированных ионных кластеров, таких как Н+20), особенно многочисленных в области D ионосферы, влияющей на распространение радиоволн (см. параграф 6.3). Происхождение максимума концентрации Н20 в тропических широтах средней мезосферы пока не имеет окончательного объяснения. Локальные максимумы могут появляться в районах формирования мезосферных серебристых облаков, свидетельствуя о достижении воздухом состояния насыщения. В верхней мезосфере и термосфере Н20 подвергается фотолизу под воздействием коротковолнового ультрафиолетового (УФ) излучения, при этом образуются радикалы Н и ОН, молекулярный водород Н2. Наличие, хоть и малое, водяного пара и ядер конденсации в средней атмосфере приводит к формированию облаков.

Перламутровые облака, или полярные стратосферные облака, образуются при конденсации на сульфатных частицах паров воды и азотной кислоты зимой в нижней полярной стратосфере на высотах 12—26 км при температуре Т < 200 К. По составу выделяют два типа: I — раствор азотной кислоты и воды, в том числе Iа — крупные кристаллогидраты азотной кислоты, lb — мелкие частицы в форме переохлажденного трехкомпонентного раствора (H2S04/HN03/H20); II — кристаллы Н20.

Диаметр облачных частиц 1—30 мкм, их концентрация меняется в широком диапазоне (несколько порядков). Благодаря крупному размеру частиц под действием силы тяжести происходит их опускание (выпадение). Для частиц диаметром 20 мкм скорость составляет около 100 м/ч. Как было сказано выше, это приводит к дегидратации нижней стратосферы и отрицательно влияет на содержание озона.

Полярные стратосферные облака влияют на радиационный баланс стратосферы и могут приводить к значительным изменениям температуры полярной стратосферы в зимний период. Прямое влияние осуществляется за счет изменения отражательных свойств атмосферы. Косвенное влияние через воздействие на озон приводит к более позднему прогреву нижней стратосферы и позднему распаду полярного вихря, что ослабляет меридиональную стратосферную циркуляцию. Вулканические извержения, особенно взрывного типа, способствуют дополнительному поступлению в стратосферу соединений серы (S02, COS, H2S), из которых в результате фотохимической диссоциации и окислительных процессов образуются сульфатные аэрозоли. Они служат основой образования ПСО типа lb. В годы особенно сильных извержений (Пинатубо (1991 г.), Эль- Чичон (1983 г.)) отмечалось увеличение частоты появления перламутровых облаков и резкое уменьшение озона в полярной стратосфере.

В мезосфере образуются серебристые облака, называемые также полярными мезосферными облаками, или ночными светящимися облаками. Они формируются на высотах около 75—90 км в области мезопаузы (Т < 120 К) и видны во время навигационных сумерек, когда подсвечиваются Солнцем. Чаще всего серебристые облака наблюдаются в широтной полосе 45—70° летом, когда происходит наибольшее выхолаживание мезосферы. Они состоят из ледяных кристаллов. По их внешнему виду разработана международная морфологическая классификация, включающая четыре типа: флер, полосы, волны, вихри. Серебристые облака являются наглядным свидетельством наличия водяного пара в мезосфере. Динамика частоты их появления может служить косвенным доказательством изменения концентрации водяного пара на этих высотах.

Сульфатные стратосферные аэрозоли имеют большое значение в формировании радиационного баланса. Рассеивая приходящую солнечную радиацию, они уменьшают прогрев нижележащих слоев атмосферы.

Время жизни сульфатов в нижней атмосфере невелико — от 4 сут. в пограничном слое до 2 нед. в свободной тропосфере. Они хорошо растворимы, быстро становятся ядрами конденсации и выводятся с осадками или за счет сухого осаждения. Стратосферные сульфаты образуются in situ. Их главное вещество-предшественник — газообразный оксид серы S02. Он поступает в атмосферу благодаря вулканической деятельности, а также при горении биомассы, сжигании угля и мазута, за счет работы электростанций, предприятий металлургии, машиностроения, химической промышленности. Так, при сжигании каждого миллиона тонн угля выделяется около 25 тыс. т серы в виде S02. Он реакционноспособный и легко растворимый, поэтому время жизни S02 в погранслое ~1 сут., в свободной тропосфере — до 1—2 недель. Этого недостаточно, чтобы только наземные выбросы обеспечивали поступление S02 в стратосферу.

Два главных источника стратосферного S02 — это фотолиз карбонил сульфида COS в стратосфере и вулканические извержения, особенно взрывного типа. Карбонилсульфид — продукт биологических процессов на суше и в океане, вулканизма, лесных пожаров, также он образуется в атмосфере при окислении диметилсульфида (ДМС), источник которого — деятельность фитопланктона. COS в свободной тропосфере имеет долгое время жизни — больше года, ДМС — 1 сут. Поэтому с общими течениями атмосферы в стратосферу проникает преимущественно COS, там он подвергается фотолизу, приводя к образованию S02. При вулканических извержениях взрывного типа оксид серы быстро попадает в стратосферу. Например, при извержении вулкана Кракатау (1885 г.) продукты извержения достигали высоты почти 100 км, Пинатубо (1991 г.) — более 30 км, Эйяфьядлайёиодль (2010 г.) — более 13 км.

В стратосфере под влиянием фотохимических процессов газообразный S02 постепенно окисляется, в результате образуются частицы раствора серной кислоты — они и формируют сульфатные аэрозоли. Их время жизни — до 1 года и более, поэтому с атмосферными течениями они постепенно распространяются по всей стратосфере. Их концентрация максимальна на уровне на 5—7 км выше тропопаузы (рис. 6.6), этот уровень называется слой Юнге.

Величина радиационного воздействия сульфатных аэрозолей на климат при одной и той же оптической толщине аэрозольного слоя зависит от его состава и распределения частиц по размерам, определяющих оптические свойства слоя, а также от относительной влажности воздуха и гигроскопических свойств частиц, оптических свойств облачности и подстилающей земной поверхности. В целом радиационное воздействие сульфатов способствует снижению температуры. Летом за счет тропосферных сульфатов плотность потока солнечной радиации в средних широтах может снижаться на 1,5— 2,5 Вт/м2, зимой ослабление меньше (0,2—0,5 Вт/м2), так как в средних и высоких широтах высота солнца мала.

Зональное распределение величины площади поверхности сульфатных аэрозолей на единицу объема воздуха (мкм/см), спутниковые наблюдения 1985-1994 гг

Рис. 6.6. Зональное распределение величины площади поверхности сульфатных аэрозолей на единицу объема воздуха (мкм2/см3), спутниковые наблюдения 1985-1994 гг.

В годы сильных вулканических извержений влияние сульфатных аэрозолей увеличивается — после выброса Пинатубо (1991 г.) оно составило над Европой до —3 Вт/м2. Продолжительность влияния извержений на количество стратосферного аэрозоля зависит от мощности извержения и его продолжительности, а также от атмосферной циркуляции. Продукты извержений охлаждают поверхность земного шара и тропосферы. Это связано с тем, что возникшее в верхней атмосфере аэрозольное облако сохраняется в течение 1—2 лет и способно покрыть большую часть земного шара своеобразным отражающим экраном.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ ПОСМОТРЕТЬ ОРИГИНАЛ   >>