Одномерные исследования сценариев ядерной войны

 

В своей основополагающей работе, которая опиралась на сценарий ядерной войны, обычно цитируемый как сценарий Амбио (Ambio Advisors, 1982), Крутцен и Бирке (Crutzen, Birks, 1982) рассчитали, что средняя плотность дыма, образующегося при горении лесов и других природных объектов на площади в 1 млн. км2 и распространяющегося на половину Северного полушария, будет составлять 0,1—0,5 г/м2. Этот результат получен в предположении, что среднее время жизни частиц лежит в пределах от 5 до 10 сут. Авторы пришли к выводу, что летом в полдень дым может ослабить солнечный поток у поверхности в 2—-150 раз и вызвать заметные климатические эффекты, в том числе подавление выпадения дождей в результате возникновения температурной инверсии в нижней атмосфере. Однако авторы не пытались оценить возможное воздействие на температуру поверхности. Они также указывали, что пожары в местах добычи нефти и газа, в городах и хранилищах ископаемых горючих могут внести сравнимый вклад в генерацию дыма.
Турко и др. (Turco et at., 1983а) рассмотрели влияние разнообразных выбросов дыма и пыли в атмосферу, рассчитанные на основании большого числа различных сценариев ядерной войны. В частности, были рассмотрены: война с суммарной мощностью взрывов 3000 Мт, направленных только на военные объекты вне городов, глобальная война с суммарной мощностью взрывов 10 000 Мт, в которой массированные удары наносятся и по городам, и по военным объектам, и 100-мегатонная атака на города, в которой используется 1000 боеголовок мощностью: по 100 кт каждая.
Этот большой набор вариантов был использован для анализа чувствительности, чтобы разграничить влияние различных параметров на атмосферные эффекты. Рассматривались следующие данные: суммарная мощность взрывов, мощность взрывов у поверхности, которые по предположению генерируют пыль, а не дым, мощность ядерных боеголовок, направленных на городские и индустриальные цели (в результате таких взрывов в атмосферу может быть выброшено большое количество дыма), распределение взрывных устройств по мощности, которая определяет высоту подъема огненного шара в атмосфере, и суммарное количество взрывов. (В гл. 1 и 2 проведено подробное обсуждение этих факторов.) Ни один из этих сценариев авторы не считали наиболее вероятным, хотя случай 1 (суммарная мощность взрывов 5000 Мт, основные цели — военные, городские и индустриальные центры) разрабатывался как базовый (основной) сценарий. В каждом случае оценивались эмиссия дыма в городских и лесных пожарах и инжекция пылевого аэрозоля при наземных взрывах, проводились расчеты эволюции аэрозоля в результате микрофизических процессов. Кроме того, определялось распределение температуры атмосферы в различные моменты времени с помощью радиационно-конвективной модели с учетом влияния дыма на перенос солнечной и инфракрасной радиации.
 Так как эта модель не учитывает возможный горизонтальный перенос тепла от океанов, которые являются огромными резервуарами тепла, результирующие изменения температуры не соответствуют ситуации в прибрежных районах, но могут быть использованы для оценки температурных сдвигов в удаленных от океана континентальных регионах, которые не испытывают его смягчающего влияния. Кроме того, в модели используется среднегодовая инсоляция, так что сезонные эффекты не учитываются.
Отметим, что в базовом сценарии (случай 1) температура поверхности в течение примерно трех недель падает от нормальной глобальной среднегодовой температуры, составляющей приблизительно + 13°С, до —23 °С и остается ниже 0°С в течение трех месяцев. В этой модели температура поверхности соответствует средней температуре нижних двух километров атмосферы, что приводит к некоторому снижению скорости охлаждения. В расчетах учитывается поглощение инфракрасного излучения дымом, но оно не приводит к заметному снижению скорости охлаждения, так как дым имеет небольшую оптическую толщину для теплового излучения. Кроме того, она еще дополнительно уменьшается в результате распространения дыма по всему Северному полушарию. Таким образом, дым не оказывает такого же воздействия, как существенно более сильное поглощение теплового излучения водяными облаками, которое облачной ночью снижает скорость охлаждения поверхности. В базовом сценарии суммарная эмиссия дыма составляла 225 млн. т (после быстрого удаления из атмосферы 50% дымовых частиц еще в огневой колонке). Предполагается, что 5% дыма инжектируются в стратосферу. Из 960 млн. т пыли, поднятой взрывам. 80% попадает также в стратосферу. Однако субмикронная фракция с большим временем жизни составляет лишь 8% массы пыли. Оставшиеся 92% пылевых частиц удаляются из атмосферы относительно быстро в результате гравитационного осаждения. Предполагается, что скорость удаления из тропосферы дыма и пыли будет такой же, как и в невозмущенной атмосфере, т. е. приблизительно 50% в неделю (Ogre п, 1982).
При нанесении ударов только по военным объектам, согласно сценарию 11 из работы Турко и др. (Тигсо et at., 1983а, b), используются ядерные устройства большой мощности, способные забросить пыль в стратосферу, где ее субмикронная фракция может оставаться в течение длительного времени. Однако предполагается, что в этом случае не происходит генерации дыма. Пыль существенно меньше поглощает солнечную радиацию, чем дым, и как следствие охлаждение поверхности в этом случае существенно меньше, хотя по оценкам в континентальных районах оно достигает 8°С. Амплитуда этих изменений велика с климатической точки зрения. Так, например, она больше разности среднеглобальных температур в периоды оледенения и межледниковые периоды. Однако климатические последствия такого изменения температуры оценить трудно, так как оно имеет место только во внутренних континентальных районах. Наиболее крупные вулканические извержения, выбрасывающие в стратосферу почти столько же твердых частиц, приводили к крупномасштабным понижениям средней температуры самое большее на несколько градусов, хотя они и могли вызывать кратковременные аномалии погоды с более резкими изменениями температурного режима. Длительность процессов, обусловленных запылением атмосферы, существенно меньше длительности периодов оледенений или даже процессов, приводящих к увеличению концентрации СОг в атмосфере. Таким образом, возмущение, по-видимому, не вызовет долговременных остаточных изменений. Похолодание, однако, может продлиться в течение года или дольше из-за большого времени жизни пыли в стратосфере. В случае 1 также наблюдается продолжительное похолодание, обусловленное попавшими в стратосферу дымом и пылью.
Сценарий 14, рассмотренный в той же работе, представляет большой интерес, так как, согласно этому сценарию, в результате атаки на большие города при суммарной мощности взрывов 100 Мт генерируется почти такое же количество дыма (но не пыли), как и в базовом сценарии. Согласно оценкам (Тигсо et al., 1983а, b), в результате взрывов 1000 зарядов мощностью по 100 кт над большими городами выделится 150 млн. т дыма. Весь дым остается в тропосфере, где в невозмущенном случае его время жизни сравнительно мало. Отметим, что начальное охлаждение почти столь же велико, как и в случае 1, но восстановление невозмущенного климатического режима после атаки на города происходит существенно быстрее. В течение трех месяцев температуры практически возвращаются к своим невозмущенным значениям. Более быстрая релаксация связана с тем, что дым выбрасывается в тропосферу, где вымывание аэрозоля осадками обеспечивает его эффективное выведение, в то время как в стратосфере время жизни частиц дыма и пыли может составлять месяцы и годы.
Турко и др. (Turco et al, 1983а, b) детально учитывали микрофизические процессы при расчете эволюции дыма и пыли и выполнили ряд вычислительных экспериментов на чувствительность, чтобы оценить важность этих параметров, а также вариаций оптических свойств аэрозолей. Эти расчеты показали, что оптические характеристики дыма, высота его инжекции и времена жизни частиц играют важную роль при определении величины и продолжительности охлаждения поверхности Земли. Однако авторам не удалось подробно рассчитать процессы удаления дыма; таким образом, их оценка продолжительности похолодания осталась в значительной степени неопределенной. Правда, авторы указывают на сильный нагрев верхней тропосферы и отмечают, что он может привести к стабилизации дымового облака, уменьшению скорости выведения аэрозолей по сравнению с невозмущенным случаем и ускорить перенос дыма в Южное полушарие. Однако из-за невозможности в рамках одномерной модели описать горизонтальный перенос примесей в работе не получены количественные оценки степени стабилизации, которая может возникнуть в реальной атмосфере, и характерных времен межширотного перемешивания.
Мак-Кракен (MacCracken, 1983) также выполнил исследования с помощью одномерной радиационно-конвективной модели, учитывающей теплоемкость суши. При использовании примерно тех же количественных значений выбросов дыма, пыли и окислов азота, что и в исследовании Турко и др. (Turco et al, 1983а), его расчеты показали, что похолодание достигает почти 30 °С в течение двух недель. Этот результат согласуется с данными Турко и др. Один из расчетов проведен для случая, когда облачный покров отсутствует. [Турко и др. (Turco et al., 1983) считали облачность постоянной. Мак-Кракен исходил из предположения, что нагрев и стабилизация дымового слоя могут уменьшить относительную влажность. В отсутствие облачности охлаждение оказалось больше, чем обычно, поскольку облачность смягчает похолодание, поглощая восходящее тепловое излучение и переизлучая часть этой энергии и поглощенной солнечной радиации назад к поверхности. Таким образом, для точного моделирования потенциальной атмосферной реакции необходимо реализовать самосогласованные расчеты гидрологического цикла и облачного покрова. Расчеты также показали (MacCracken, 1983), что эмиссия N0 и соответствующие нарушения озонного равновесия сами по себе могут вызвать небольшие климатические возмущения, приближенно согласующиеся с изменениями, сопровождавшими большие извержения вулканов.
Крутцен и др. (Crutzen et al., 1984) использовали одномерную модель радиационного равновесия для оценки температур поверхности и атмосферы. При этом по сравнению с первой работой Крутцена и Биркса рассматривался более высокий уровень загрязнения атмосферы в результате пожаров в лесах, городах и промышленных центрах; кроме того, использовались модифицированные параметры, характеризующие коагуляцию, рассеяние и вымывание частиц (Crutzen et al., 1984). В этой модели атмосфера разделена на три слоя. Нижний слой, расположенный между изобарическими поверхностями 1000 и 750 мбар, не содержит облаков и дыма, а каждый из двух атмосферных слоев одинаковой массы выше уровня 750 мбар содержит половину инжектированного дыма. Предполагалось, что характерная скорость удаления аэрозоля составляет 15 и 30 сут соответственно в среднем и верхнем слоях. Для пара-, метризации потоков явного и скрытого тепла с поверхности суши использовалась расчетная температура поверхности, однако тепловой инерцией и переносом тепла от океанов авторы пренебрегали. Приток солнечной радиации соответствовал 30° с. ш. в период равноденствия. Модель также учитывает простую обратную связь между распределением льда и снега и альбедо поверхности, которое может увеличиваться от 12 до 50%, когда температура поверхности суши падает ниже 0°С. Максимальное значение альбедо соответствует грязному снегу (Chylek et al, 1983).
Согласно оценке Крутцена и др. (Crutzen et al, 1985), в базовом варианте в результате лесных пожаров на площади 0,25 млн. км2 и пожаров в городах и пригородах на такой же площади суммарно выделится 100 млн. т дыма, 36% частиц которого будут состоять из аморфного элементарного углерода. Крутцен и др. нашли, что температура падает через несколько дней до —25 °С, т. е. несколько быстрее, чем по данным работы Турко и др. (Turco et al, 1983а, b), хотя в остальном результаты этих работ согласуются между собой. Верхний слой, загрязненный дымом, нагревается до +27 °С. Штриховыми кривыми изображена эволюция температуры при постоянном альбедо поверхности, составляющем 12%. Очевидно, что аль-бедная обратная связь существенно продлевает похолодание. Резкий скачок температуры на 80-е сутки вызван мгновенным (по предположению) таянием льда и снега и соответствующим изменением альбедо поверхности от 50 до 12%, когда температура поверхности достигает 0°С. Разумеется, этот альбедный эффект предполагает наличие достаточного количества влаги в атмосфере, чтобы мог возникнуть заметный снежный покров, когда температура поверхности станет ниже точки замерзания воды.
Крутцен и др. (Crutzen et al, 1984) также рассчитали эффекты для нескольких других сценариев. В одном из них предполагалось, что лес сгорит на площади 106 км2, причем в результате лесных и городских пожаров образуется 200 млн. т дыма, но с более низким содержанием элементарного углерода (22%). В этом случае отклонения температуры оказываются лишь немного больше, а время восстановления нормального режима возрастает всего на 10 дней. В другом расчете принималось, что 10s млн. т паров воды инжектируется в верхние два слоя модели в результате пожаров. Наконец, был рассмотрен случай, когда в атмосферу инжектируется «только» 25 млн. т дыма, что может соответствовать «ограниченной ядерной войне». Но даже в этом случае вполне вероятно существенное охлаждение в континентальных районах средних широт. Влияние океанов и тепловая инерция играют, конечно, особенно важную роль в этом случае. Таким образом, данные Крутцена и др. подтверждают данные, полученные Турко и др. (Тигсо et al, 1983а) для сценария 14 и вновь иллюстрируют нелинейность эффектов.