Диссертация (1097516), страница 33
Текст из файла (страница 33)
В связи с этим, впоследниенескольколетзаметновозросинтерескконтролируемомукомпенсирующему воздействию на климат за счет эмиссий сульфатных аэрозолей встратосферу, получившему название геоинженерии [Crutzen, 2006; Eliseev, Mokhov,2011]. Такое контролируемое воздействие на климат допустимо только в том случае,если его возможные побочные эффекты (например, изменения в продуктивностирастительности, уменьшение озонового слоя) достаточно хорошо изучены. Природныманалогом такого воздействия могут рассматриваться вулканические извержения. Вовремя вулканических извержений выброс в стратосферу огромного количествавулканической пыли, диоксида серы и водяного пара снижает прозрачность атмосферыи препятствует проникновению солнечной радиации к земной поверхности. Все этипроцессы, в свою очередь, приводят к нарушению радиационного баланса атмосферыи, как предполагают, в большинстве случаев к снижению поверхностной температуры.Наибольшее влияние на радиационный баланс оказывают сульфатный аэрозольныйслой,возникающийвстратосфере врезультатегазофазныхреакцийпослевулканического выброса в атмосферу серосодержащих газов.
Время существования196сульфатного аэрозольного слоя в стратосфере после мощных вулканическихизвержений составляет не менее 1-2 лет [Oman et al., 2006]. Например, недавниемощные извержения таких вулканов, как Тамбора (1815 г.), Кракатау (1883 г.), СантаМария (1902 г.), Катмай (1912 г.), Агунг (1963 г.), Эль-Чичон (1982 г.) и Пинатубо(1991 г.) привели к похолоданиям в северном полушарии на 0.2-0.8С, которыепродолжались несколько лет [Елисеев, Мохов, 2008; Rampino, Self, 1982; Stothers, 1984;Lyons et al., 1990; Robock, 2000; Wigley, 2000; Brovkin et al., 2010]. Но не всегда и невезде вулканические извержения являются причиной похолоданий.Реакцияклиматической и экологической систем на вулканические извержения зависит отколичества, химического состава и высоты атмосферных выбросов, широты, а также отособенностей атмосферной циркуляции.
Результаты некоторых исследований показали,что вулканическая активность, воздействуя на радиационный баланс и изменяяциркуляционный режим атмосферы, может вызвать региональные потепления и дажезасухи в некоторых регионах над континентами, как это происходило, например, послеизвержения исландского вулкана Лаки в 1783 г., когда на большей части европейскойтерритории наблюдалось необычайно сухое и жаркое лето [Grattan, Charman, 1994;Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007], и индонезийского вулкана Пинатубо в 1991 г.[Елисеев, Мохов, 2008; Robock, 2000; Lary et al., 1994; McCormick et al., 1995; Trenberth,Dai, 2007].Период инструментальных наблюдений, в среднем, не превышает 100 лет иохватывает лишь небольшое количество мощных извержений такого типа, поэтому, восновном, вулканическую активность изучают по палеоклиматическим данным(содержание кислотности в ледяных кернах, ширина годичных колец).
Целый рядисследованийпосвященизучениюклиматическихпоследствийвулканическихизвержений по дендрохронологическим данным [Хантемиров и др., 2000; Ваганов,Шиятов, 2005; Касаткина и др., 2013; LaMarche, Hirschboeck, 1984; Scuderi, 1990;Briffa et al., 1998; Jacoby et al., 2000; Gervais, MacDonald, 2001; Krakauer, Randerson,2003; Salzer, Hughes, 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2011]. Возможный эффект врадиальном приросте и даже образование так называемых «морозобойных колец»[LaMarche, Hirschboeck, 1984; Хантемиров и др., 2000; Ваганов, Шиятов, 2005] в этихработах связывают с понижениями температуры.
Наиболее значительные понижениятемпературы происходят в тех случаях, когда вулканические извержения происходят впериоды минимумов солнечной активности [Касаткина и др., 2013; Jacoby et al., 2000;Shumilov, Kasatkina et al., 2007, 2011]. Тем не менее, известно, что во второй половинепрошлого столетия наблюдалась потеря чувствительности прироста деревьев в197северном полушарии к колебаниям температуры [Ваганов и др., 2000; Briffa et al.,1998b].
Существует также и другой механизм, согласно которому большого количествавулканических газов в атмосферу приводит впоследствии к кислотным осадкам,которые также могут вызвать глубокие депрессии в радиальном приросте годичныхколец [Grattan, Charman, 1994; Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007].Другимвозможнымобъяснениемнаблюдаемыхдепрессийрадиальногоприроста древесных колец является снижение прозрачности атмосферы, которое можетвоздействовать на процесс фотосинтеза [Scuderi, 1990; Ogle et al., 2007; Salzer, Hughes,2007].
В частности, один из рассматриваемых возможных побочных положительныхэффектов геоинженерии связан с тем, что рост содержания аэрозолей в стратосфере,наблюдаемый после вулканических извержений, приводит к увеличению долидиффузного излучения в полном потоке фотосинтетически активной радиации,приходящей к поверхности Земли. По сравнению с прямыми солнечными лучами,диффузнаярадиациярастительности,способнаинтенсифицируяпроникатьфотосинтезглубжевнутрьзатененныхкронылистьев,древеснойчтоможетприводить к росту продуктивности лесных экосистем [Roderick et al., 2001]. Этотвывод, с одной стороны, косвенно был подтвержден результатами прямых измерений(eddy covariance) CO2 в лиственном лесу после извержения вулкана Пинатубо [Gu et al.,2003] и модельными расчетами [Володин и др., 2011; Mercado et al., 2009].
С другойстороны, он противоречит результатам работ [Ваганов, Шиятов, 2005; Касаткина идр., 2013; Scuderi, 1990; Jacoby et al., 2000; Gervais, MacDonald, 2001; Krakauer,Randerson, 2003; Salzer, Hughes, 2007; Shumilov, Kasatkina et al., 2011], где подендрохронологическим данным северного полушария статистически показано, чтомощные вулканические извержения сопровождаются депрессиями радиальногоприроста древесных колец.
Следует отметить, что в [Roderick et al., 2001] измеренияпроводились в ясные солнечные дни, а облачность может привести к замедлениюпроцессов фотосинтеза [Cohan et al., 2002]. Полученные результаты указывают на то,что древесно-кольцевые хронологии Арктики представляют наибольший интерес дляоценки климатических изменений, поскольку, как известно, деревья, произрастающиевблизи северной границы леса, обладают повышенной чувствительностью квоздействию внешних факторов, в том числе и солнечной радиации.1986.5 Последствия мощных вулканических извержений подендрохронологическим данным Кольского п-оваИзвестно, что климатический отклик на вулканические извержения не являетсяоднородным и имеет региональные особенности [Rampino, Self, 1982; Scuderi, 1990;Sadler, Grattan, 1999; Thordarson, Self, 2003].
Более того, не всякое вулканическоеизвержение и не везде приводит к понижению температуры [Sadler, Grattan, 1999;Thordarson, Self, 2003; Ogle et al., 2007]. Для изучения региональных особенностейклиматического отклика на воздействие вулканической активности были сопоставленыизменения радиального прироста в полученной хронологии до и после наиболеемощных (VEI≥5, Volcanic Explosivity Index) [Newhall, Self, 1982] вулканическихизвержений [Siebert, Simkin, 2002]. Такой выбор обусловлен тем, что основная энергиявсех вулканических извержений выделяется, главным образом, в самых крупныхсобытиях [Голицын, 2003]. При этом для анализа использовались только те события,временной интервал между которыми составлял не менее семи лет.
В результате заисследуемый период (1445 – 2005 гг.) было рассмотрено 19 событий (см. Таблицу 6.1).В список исследуемых событий включено также извержение вулкана Лаки (VEI=4+),которое продолжалось 8 месяцев с июня 1783 г. по январь 1784 г., за счет чегоколичество сернистых соединений в атмосфере в этот период превысило содержаниетаковых после самого мощного извержения вулкана Тамбора (VEI=7) в 1815 г. [Sadler,Grattan, 1999; Ogle et al., 2007].На рис.
6.15 приведены кривые реакции древесного прироста на извержениевулкана Уайнапутина (VEI=6) в феврале 1600 г. на Кольском п-ове (б) и в горноммассиве Сьерра-Невада в Калифорнии [Scuderi, 1990] (а) (см. табл. 6.1). Согласноисторическим данным в центральной Европе и на юге Скандинавии в 1601 г.наблюдалась устойчивая дымка и значительное ослабление интенсивности солнечногосвета [Scuderi, 1990]. В центральной России летом 1601 г. повсеместно отмечалисьсильные заморозки, которые привели к гибели урожая и сильному голоду в 1601 – 1603гг.
[Борисенков, Пасецкий, 2002].Из рис. 6.15 видно, что значительное (более 25%) снижение древесного приростанаблюдается на следующий год после извержения, после чего продолжается в течениедесяти лет. В 1605 г. отмечается еще более значительное, чем в 1601 г. снижениеприроста (см. рис. 6.15), которое, вероятно, вызвано серией последовательныхизвержений вулкана Этна с 1603 по 1610 гг. [Scuderi, 1990]. Интересно отметить, чтоход данной кривой практически полностью совпадает с кривой древесного прироста199хронологии, полученной на высотном пределе произрастания леса (более 2000 м.) вгорном массиве Сьерра-Невада в Калифорнии [Scuderi, 1990] (рис.
6.15а).Таблица 6.1Наиболее мощные вулканические извержения (VEI≥5) с 1450 г.ВулканыДата изверженияКоординатыVEIСакура-Има, Япония3 ноября 147131.6N, 130.7E5Агуа де Пау, Азорские о-ва28 июня 156337.8N, 25.5W5Уайнапутина, Перу19 февраля 160016.6S, 70.9W6Паркер, Филиппины4 января 16416.1N, 124.9E520 мая 16731.4N, 127.5E516801.5N, 125.2E5Фуджи, Япония16 декабря 170735.4N, 138.7E5Катла, Исландия11 мая 172163.5N, 19W5Шикотсу, Япония19 августа 173942.7N, 141.3E5Катла, Исландия17 октября 175563.5N, 19W5Лаки, Исландия8 июня 178364.4N, 17.3W4+Ст. Хелен, США15 января 180046.2N, 122.2W5Тамбора, Индонезия10 апреля 18158.3S, 118.0E7Галунгунг, Индонезия8 октября 18227.3S, 108.1E5Косигуна, Никарагуа20 января 183513.0N, 87.6W5Аскья, Исландия29 марта 187565N, 17W5Азул, Чили10 апреля 193235.7S, 70.8W5Агунг, Индонезия17 марта 19638.3S, 115.5E5Пинатубо, Филиппины15 июня 199115.1N, 120.4E6Гамконора, ИндонезияТонгкоко, ИндонезияКак отмечалось выше, извержение вулкана Тамбора в 1815 г. (VEI≥7), самоемощное за исследуемый период, привело к значительному снижению температуры всеверном полушарии (в среднем до 0.8°С) в период 1815 – 1816 гг.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
