 |
 |
Наблюдения стратосферного аэрозоля
Стратосферный аэрозоль принадлежит к числу основных климатообразующих факторов. Главным источником стратосферного аэрозоля являются сернистые соединения природного и антропогенного происхождения. Соединения серы попадают непосредственно в стратосферу в результате вулканических извержений взрывного типа, или проникают в стратосферу в результате тропосферно-стратосферного обмена. К основным соединениям серы - предшественникам аэрозоля относятся двуокись серы SO2 и карбонилсульфит OCS. В стратосфере сернистые соединения окисляются с образованием, в конечном счете, серной кислоты. Капельки серной кислоты быстро захватывают присутствующий в стратосфере водяной пар с образованием раствора серной кислоты с концентрацией около 75%. Особенностью стратосферного аэрозоля по сравнению с тропосферным является его достаточно продолжительное время жизни. Аэрозоль, образующийся в результате мощных вулканических извержений с высотой выброса более 20 км, сохраняется в стратосфере в течение нескольких лет. Примером является релаксация аэрозольного возмущения после извержения вулкана Пинатубо в 1991 г., когда в стратосферу было выброшено около 20 Мт серы. Аэрозоль от менее интенсивных извержений среднеширотных вулканов с высотой выброса порядка 15 км сохраняется в стратосфере от полугода до года.
Субмикронные частицы сернокислотного аэрозоля частично отражают нисходящее солнечное излучение и хорошо пропускают восходящее тепловое излучение Земли. Поэтому они способствуют понижению температуры земной поверхности и, в определенной степени, компенсируют эффект парниковых газов. Количественно влияние аэрозоля на климат определяется величиной радиационного форсинга R, который равен разности потока радиации с учетом присутствия аэрозоля и без него. Стратосферный аэрозоль на уровне верхнего слоя тропосферы имеет отрицательный радиационный форсинг, т.е. радиационный поток к поверхности Земли понижается. Величина радиационного форсинга пропорционально оптической толщине стратосферного аэрозоля τ, при этом справедливо приближенное равенство R =-28 τ. Эффективным методом определения оптической толщины аэрозоля является лидарное зондирование, по результатам которого определяется коэффициента обратного аэрозольного рассеяния. Для сернокислотного аэрозоля в пределах 10-20% справедлива оценка τ = 45 Bπ, где Bπ – величина интегрального (по вертикали) коэффициента обратного аэрозольного рассеяния (ИКОР). Величину Bπ определяют в различном диапазоне высоте, при этом часто используется интервал 15-30 км, который лежит в стратосфере во всех широтах. Такие данные позволяют сопоставлять измерения, проведенные в различных точках земного шара. На ряде лидарных станций получены длительные серии наблюдений стратосферного аэрозоля. В РФ длительные измерения проводились в Томске [1] и в Обнинске [2,3]. Для примера на рисунке приведен временной ход ИКОР в слое 15-30 км по данным измерений на Обнинской лидарной станции на длине волны 532 нм в период с 2012 по 2021 гг. Из рисунка видно, что в 2014-2017 гг. аэрозоль стратосферы находился в состоянии, близком к фоновому. В 2019 г. в слое 15-30 км наблюдались аэрозольные максимумы, связанные с извержениями вулканов Амбае и Райкоке (стрелки на рисунке).
Временной ход ИКОР на длине волны 532 нм в слое 15-30 км с 2012 по 2021 гг.
Точки – отдельные измерения, треугольники – среднегодовые значения, вертикальные стрелки обозначают пики ИКОР в 2019 г.
Для оценки радиационного форсинга в средних и низких широтах недостаточно измерений в пределах 15-30 км. Необходимо рассматривать величину Bπ,, начиная от тропопаузы (8-12 км), поскольку до 70% аэрозоля содержится в нижней стратосфере до высоты 15 км. Этот факт нужно также учитывать в химико-климатических моделях. Оценки радиационного форсинга приведены нами в [4] по результатам различных измерений, включая данные, полученные на Обнинской лидарной станции НПО «Тайфун». В период после извержения вулкана Пинатубо величина форсинга достигала -5,6 Вт/м2 при оптической толщине аэрозоля 0,2. Максимальная среднемесячная величина температурного эффекта вблизи поверхности земли достигала -0,6 K. Если в течение нескольких лет не наблюдается вулканических извержений взрывного типа с выбросом серы более 1 Мт, то устанавливается так называемое фоновое (или близкое к фоновому) состояние аэрозоля стратосферы. Такие состояния наблюдались в 1995-2002 гг. и в 2014-2017 гг. В этом случае оптическая толщина стратосферного аэрозоля в средних широтах составляет около 0,004 выше 15 км и 0,01 от тропопаузы. На основе известных эмпирических данных и данных моделирования можно дать оценку температурного эффекта в пределах –ΔT[K]=(3÷6)τ, или -(0,03÷ 0,06)K при τ=0,01. Для сравнения отметим, что скорость роста среднеглобальной приповерхностной температуры с конца прошлого столетия составляет (0,015±0,019) К/год. Отсюда видно, что на временных отрезках порядка одного-двух лет вариации оптической толщины стратосферного аэрозоля могут перекрывать влияние медленно меняющихся факторов, таких как рост концентрации парниковых газов или изменение температуры Северной Атлантики (атлантические мультидесятилетние осцилляции). В результате на кривой роста среднеглобальной температуры могут возникать осцилляции, иногда даже значительные, что может создавать ложное впечатление «замедления» (как это было в 1998 г.), или «ускорения» глобального потепления.
Кроме сернокислотного аэрозоля в стратосфере в небольших количествах присутствует и аэрозоль других типов, например, метеорного происхождения. В последнее время в связи с потеплением климата все чаще стали появляться сообщения о наблюдениях аэрозоля дымового типа, источником которого являются природные пожары. В состав дымового аэрозоля входят элементная сажа, а также высокомолекулярные органические соединения. В стратосфере в условиях пониженной влажности и низких температур они могут присутствовать в различных формах, как в жидком виде, так и в виде твердых соединений. Аэрозоль природных пожаров чаще всего наблюдается во втором полугодии в слое 10-15 км. Для отдельных эпизодов добавка аэрозоля природных пожаров в оптическую толщину слоя 10-30 км по отношению к сферическому сернокислотному аэрозолю может достигать от 50 до 150%. В то же время в среднегодовом выражении указанная добавка по нашим оценкам составляет в среднем только 10%. В отличие от сернокислотного аэрозоль природных пожаров является поглощающим, из-за чего он нагревает стратосферу. По сравнению с сернокислотным аэрозолем при сопоставимых величинах τ радиационный форсинг над дымовым слоем уменьшается, но на поверхности земли он остается примерно таким же. В последние пять лет наблюдается тенденция увеличения содержания аэрозоля природных пожаров, однако, как показывают проведенные нами оценки, на данном этапе содержание сульфатного аэрозоля в стратосфере остается преобладающим.
Данные лидарного зондирования стратосферного аэрозоля можно найти на странице сайта «Тайфуна» в разделе: Деятельность→Геофизический мониторинг→Лидарное зондирование, или непосредственно в сети интернет на сайте https://www.rpatyphoon.ru/activities/geophys-monitoring/lidar/.
Литература
1. Zuev, V.V., Brlakov, V.D., Nevzorov, A.V., Pravdin, V.L., Savelieva, E.S., Gerasimov, V.V. (2017) 30-year lidar observations of the stratospheric aerosol layer state over Tomsk (Western Siberia, Russia), Atmos. Chem. Phys., vol.17, pp. 3067–3081, doi:10.5194/acp-17-3067-2017.
2. Хмелевцов, С.С., Кауфман, Ю.Г., Коршунов, В.А., Светогоров, Е.Д., Хмелевцов, А.С. (1998) Лазерное зондирование атмосферных параметров на Обнинской лидарной станции НПО «Тайфун» Вопросы физики атмосферы. Сборник статей. Санкт-Петербург. Гидрометеоиздат .1998. – 516 с.
3.Иванов, В.Н., Зубачев, Д.С., Коршунов, В.А., Сахибгареев, Д.Г. Сетевой лидар АК-3 для зондирования средней атмосферы: устройство, методы измерений, результаты (2020) Труды ГГО, вып. 598. с.155-187.
4. Коршунов В.А. (2018) Фоновый стратосферный аэрозоль и его радиационные характеристики по данным лидарных наблюдений в 2014-2017 гг. в городе Обнинске, Труды ГГО. вып. 589. с. 50-73