Игорь Кароль - Парадоксы климата. Ледниковый период или обжигающий зной?

В настоящее время особое внимание в мире вызывает рост уровня Мирового океана, что самым непосредственным образом «задевает» прибрежные регионы материков и острова, обычно густонаселенные, промышленно и экономически развитые. Для ряда малых островных государств на коралловых атоллах Тихого и Индийского океанов рост уровня воды ставит вопрос о возможности их существования в ближайшие десятилетия, поэтому представители этих малых стран – наиболее активные борцы с глобальным потеплением.

Во всех прогнозах изменений климата ожидаемый рост уровня Мирового океана занимает центральное место, но точность и надежность этих цифр пока невелика. В ХХ веке данная скорость оценивалась в 1,7 ± 0,5 мм/год, но для последнего периода с использованием спутниковых измерений она определяется величиной 3,1 ± 0,7 мм/год, и пока неясно, как согласуется эта оценка с предыдущей.

Вклад термического расширения воды в эти оценки измеряется 25 % до 1990-х гг. и почти 40 % для последних десятилетий. Остальную часть данного роста составляет приток воды от таяния ледников – как горных на материках и полярных островах, так и (в большей мере) ледниковых щитов Гренландии и Антарктиды. В последние годы для оценки состояния этих щитов начали использоваться спутниковые замеры их высоты и площадей. Они показали значительное уменьшение массы ледникового щита Гренландии, а также Канадского архипелага.

Согласно данным спутников, только от происходящего в настоящее время таяния льдов Гренландии и Антарктиды уровень океана может вырасти на 15 см к 2050 г. Указанные выше оценки скорости подъема уровня океана являются глобально средними, в регионах эти скорости могут отличаться в разы.

Так, повышенные скорости роста отмечаются у восточного побережья Северной Америки и Австралии. Заметный вклад в этот рост вносят также стоки вод с поверхности суши, особенно в регионах с интенсивно развивающейся промышленностью и большим населением.

Измерения температуры верхнего слоя океана до глубины 700 м и ниже показали заметный рост теплосодержания за период с начала 1990-х гг. до 2009 г., причем темп этого роста близок к скорости увеличения содержания парниковых газов. Ввиду большей теплоемкости воды по сравнению с грунтом суши, температура воды в верхнем слое океана в среднем выросла на сотые доли градуса, а не на десятые, как на суше.

Каким образом эти пока незначительные изменения в океане могут отразиться на его динамике, на характере морских течений, определить трудно – наблюдений пока очень мало. Немногие модельные исследования указывают на возможные перестройки и самого глобального океанического конвейера, снижение его водооборота. По имеющимся палеоклиматическим данным, подобное уже происходило после окончания последнего ледникового периода. Тогда большое «озеро» талой воды с материка Северной Америки вылилось в Северную Атлантику, остановило опускание легких пресных поверхностных вод в глубины соленого океана, привело к сбоям в работе глобального конвейера и поспособствовало наблюдавшемуся похолоданию в Северном полушарии.

Ряд недавних модельных исследований показал, что значительное опреснение поверхностных вод Северной Атлантики может достаточно быстро (в масштабах изменений глубинных течений в океане, за одну – три тысячи лет) «закрыть» опускание поверхностных вод в этом регионе, а с ним становится возможной остановка глобального океанического конвейера. В таком случае, согласно модельным исследованиям, вероятны уход Гольфстрима из северо-западной Европы к Средиземному морю, общее охлаждение Западной Европы и прочие катастрофы.

Восстановление обычного режима вышеупомянутого опускания поверхностных вод северной Атлантики, согласно указанным моделям, может произойти после их усиленного засоления до уровней несколько бо́льших, чем современные. Некоторое «распреснение» поверхностных вод региона возможно в результате таяния ледников Гренландии и Канадского архипелага, а также из-за усиления осадков в регионе при общем потеплении.

Надо сказать, что труднодоступный глубинный океан и его динамика стали систематически изучаться сравнительно недавно, фактически с середины ХХ века, и потому сведения о них пока далеко не полные. В этом смысле атмосфере «повезло» значительно больше.

В последнее время – с начала эры спутникового мониторинга – банк атмосферных данных пополняется регулярно и очень интенсивно. В первую очередь это касается нижних слоев атмосферы – тропосферы и стратосферы. Но если исторически сложившееся разделение Мирового океана на четыре (или пять) частей довольно естественно, то аналогичное разбиение вроде бы однородной атмосферы может вызвать недоуменные вопросы. Для того чтобы устранить эту неясность, посмотрим как изменяется температура воздуха с высотой: сначала она падает, на некотором уровне достигает своего минимума, а выше – уже растет.

Именно поведение температуры лежит в основе разделения атмосферы на высотные слои. Нижний слой, где температура с высотой убывает, – тропосфера , а тот, где ее убывание сменяется ростом, – стратосфера . Границу их раздела называют тропопаузой.

Высота тропопаузы неодинакова над различными областями земного шара: в тропиках и у полюсов она составляет примерно 15–17 и 8–10 км соответственно, а среднеглобальной величиной считается высота в 12 км. Характерные скорости перемещения воздушных масс выше, чем скорости в Мировом океане, и по динамичности атмосфера занимает первое место в климатической системе. Направления движения основных крупных воздушных потоков – движений планетарного масштаба – представлены на рис. 5 цв. вклейки.

Далее этот рисунок будет дополнен рассказом об основных атмосферных движениях меньшего масштаба (к таковым относятся, к примеру, местные движения воздуха, скажем, ветры, дующие с моря в прибрежных районах). Здесь лишь добавим, что перенос воздушных масс вдоль меридианов описывают обычно тремя ячейками – Хэдли (в тропиках), Феррела (в средних широтах) и полярной.

Что такое ячейки? Теплый воздух поднимается и одновременно движется от экватора к полюсам. На высоте он остывает, опускается в приземный слой, где снова нагревается, и опять устремляется вверх (продолжая переноситься к полюсам). Такой цикл повторяется трижды, это и есть три вышеуказанные ячейки. Таким образом, возникает вертикальный цикл движения воздушных масс, названный ячейкой атмосферной циркуляции.