Текст книги "Климат и деятельность человека"

Автор книги: Евгений Борисенков

сообщить о нарушении

Текущая страница: 8 (всего у книги 8 страниц)

В настоящее время около 85—87% общего производства фреонов попадает в атмосферу. Поскольку время жизни Ф-11 и Ф-12 соответственно 50 и 70 лет, они накапливаются в атмосфере, и в этом их главная опасность. По имеющимся оценкам в атмосферу с 1958 по 1975 г. выброшено около 2,9·10⁶ т Ф-11 и 4,4·10⁶ т Ф-12. При этом доля США составила соответственно 42 и 50%, а доля СССР всего 13 и 4,8%.

Фреоны оказывают двоякое действие на атмосферу. С одной стороны, они разрушают озонный слой и вызывают вследствие этого неблагоприятные биологические эффекты, с другой – подобно CO₂ и некоторым другим малым примесям) (например, N₂O, СН₄, CCl₂F₂, NH₃, водяному пару и др.), обладают тепличным эффектом.

Таблица 12. Сравнение возможных изменений концентрации фреонов и CO₂ в будущем и связанные с этим изменения температуры у поверхности для двух вариантов будущего роста фреонов

							2
							2
1975	0,09	0,21	0,06	0,09	0,21	0,06	330	0,00
1980	0,15	0,29	0,09	0,17	0,32	0,09	340	0,10
1990	0,25	0,44	0,10	0,50	0,80	0,30	360	0,30
2000	0,32	0,58	0,20	1,40	2,1	0,70	390	0,50

Интенсивность полос поглощения инфракрасной радиации Ф-11 почти в 5 раз, а Ф-12 почти в 4 раз больше, чем интенсивность поглощения инфракрасной радиации группой полос CO₂. Только из-за малой концентрации фреонов по сравнению с CO₂ их эффект пока незаметен. На 1975 г. концентрация Ф-11 и Ф-12 в атмосфере составила соответственно 0,09 и 0,21 ppb (ppb – единица измерения, которая в 1000 раз меньше ppm). Расчеты показывают, что, если рост производства этих фреонов будет составлять соответственно 10 и 5% в год, через 100 лет их концентрация увеличится в 25441 и 310 раз. Если даже выпуск фреонов в атмосферу будет соответствовать нынешнему уровню, через 100 лет количество их в атмосфере возрастет в 120 раз. При сокращении выброса фреонов на 5% в год концентрация их через 100 лет увеличится всего в 2,2 раза.

Возможные изменения температуры при различных темпах роста фреонов, а также их сравнение с тепличным эффектом приведены в табл. 12.

Из данных таблицы, которые, безусловно, нуждаются в уточнениях, особенно в части поглощательных свойств фреонов, видно, что эффект влияния фреонов должен усиливать влияние тепличного эффекта за счет CO₂. Тот факт, что этого пока не наблюдается, объясняется как малой концентрацией этих газов, так и влиянием других малых примесей, которые оказывают эффект, обратный тепличному. Поэтому существует необходимость совокупной оценки влияния всех малых примесей, в том числе обладающих способностью поглощать не только инфракрасную, но и ультрафиолетовую радиацию и компенсировать влияние тепличного эффекта.

В первую очередь сюда следует отнести азотный цикл в атмосфере в связи со сжиганием топлива, ядерными взрывами, внесением азотных удобрений и др. Образующиеся азотные соединения играют важную роль в фотохимии озона и поглощении коротковолновой солнечной радиации. Далее идет серный цикл. Выбросы в атмосферу серных соединений в результате деятельности человека почти целиком представляют двуокись серы. S окисляется в H₂SO₄ и в конечном итоге переходит в аэрозоль. Последний влияет на климат главным образом через стратосферный мелкодисперсный аэрозоль, состоящий из соединений S. Кроме того, образующаяся при соединении двуокиси серы с водой H₂SO₄ попадает в облака и осадки, а через них в почву, окисляя ее, и в водоемы, влияя на рыбный промысел.

Все эти факты заслуживают самого внимательного анализа при оценке воздействия малых компонентов на климат и в целом на окружающую среду.

Влияние антропогенного аэрозоля на климат

В связи с расширением хозяйственной деятельности человека поступление в атмосферу аэрозоля антропогенного происхождения существенно возросло. Учитывая темпы роста энергетики, можно ожидать, что к 2025 г. в атмосферу за счет сжигания угля и нефти поступит 1361,7 млн. т окислов серы, причем основным вкладчиком будет уголь (принимая во внимание, что содержание серы в нефти для различных географических районов колеблется от 0,14 до 2,22%, а в угле – от 0,71 до 3,19%). Наблюдения показывают, что концентрация аэрозоля в урбанизированных районах мира в среднем около 100 мг/м³. В 1960—1972 гг. в неурбанизированных районах средняя концентрация составляла около 20 мг/м³.

Проблема атмосферного аэрозоля антропогенного происхождения исключительно актуальна. Прежде всего это связано с его вредным медико-биологическим воздействием на окружающую среду. Мы остановимся лишь на влиянии антропогенного аэрозоля на климат. В этой проблеме важное значение приобретают следующие вопросы:

закономерности распределения аэрозолей по вертикали во времени в различных географических районах в зависимости от мощности и характеристики источников аэрозоля;

горизонтальный дальний перенос аэрозоля;

трансформация и химические превращения аэрозоля в атмосфере;

механизмы прямого влияния аэрозоля на радиационный баланс коротковолновой и длинноволновой радиации в атмосфере и количественная оценка этих механизмов;

воздействие этих механизмов (при наличии других) на климат.

В тропосфере сосредоточена в основном крупнодисперсная фракция аэрозоля, которая вымывается осадками, быстро оседает и в среднем находится во взвешенном состоянии от нескольких дней до недель, максимум месяцев. В стратосфере преобладает мелкодисперсный аэрозоль. Вследствие большой устойчивости стратосферы он может сохраняться от нескольких месяцев до 1—2 лет.

Некоторые компоненты аэрозоля, такие, как S, могут, окисляясь, превращаться в CaSO₄, а затем, соединяясь с влагой, образовывать мелкодисперсный аэрозоль, состоящий из мельчайших капелек H₂SO₄. Именно стратосферный аэрозоль представляет наибольший интерес для оценки климатических изменений.

Известно, что над тропиками в стратосфере на высотах 15—20 км и несколько выше постоянно существует естественный аэрозольный слой со средним радиусом частиц порядка 0,3 мкм, состоящий в основном из соединений S. Источник естественного аэрозоля здесь – вулканическая деятельность.

Нормальный слой стратосферного аэрозоля составляет массу (M_c) порядка 0,2 млн. т. Количество же водяного пара в стратосфере оценивается в 2,6 млн. т, и этого количества вполне достаточно для поддержания реакции CaSO₄ с влагой.

В настоящее время массу аэрозоля (М) принято оценивать по уменьшению приходящей прямой коротковолновой солнечной радиации (ΔT, %): для тропосферы M_т = 5·ΔT млн. т; для стратосферы M_c = 1·1ΔT млн. т. Для нормального стратосферного слоя ΔT составляет примерно 0,2%. Эта величина была вычислена теоретически с допущением, что средний радиус частиц составит 0,3 мкм, и подтверждена экспериментально путем прямых измерений оптической прозрачности атмосферы во время извержения вулкана Агунг в 1963 г. и в предшествующий период.

В нормальном состоянии рассматриваемый слой не имеет сколько-нибудь существенного значения для климата. Для сравнения укажем, что в одном из самых чистых районов земного шара, на станции Мауна-Лоа на Гавайских островах, на высоте 3 км при ясном небе величина ΔT в 10 раз больше и составляет 2%, а масса всего аэрозоля порядка 10 млн. т. При крупных извержениях (например, вулкана Кракатау) ΔT достигает 20%. Общая масса вносимого в тропосферу аэрозоля (М_т) при этом оценивается в 100 млн. т, а в стратосферу (М_с) ~ 20 млн. т.

Мы отмечали, что в атмосферу попадает количество S, которое в пересчете на CaSO₄ дает величину, сопоставимую с самыми мощными вулканическими извержениями. В будущем же за счет сжигания топлива ожидается поступление CaSO₄, который на порядок может превышать эту величину (около 1360 млн. т/год). При этом не совсем ясно, какая часть вносимого аэрозоля будет мелкодисперсной фракцией, попадающей в стратосферу, и как долго она будет там находиться. Но даже если десятая часть приведенной величины превратится в мелкодисперсную фракцию стратосферного аэрозоля, его влияние будет сопоставимо с влиянием крупных вулканических извержений.

Каково же суммарное воздействие стратосферного аэрозоля? Это зависит от его поглощающих и рассеивающих свойств, которые не до конца изучены. Дело в том, что мелкодисперсный аэрозоль рассеивает коротковолновую радиацию и тем самым увеличивает альбедо атмосферы. Это приводит к эффекту охлаждения атмосферы. Многие исследователи объясняют прошлые похолодания климата стратосферным аэрозолем вулканических извержений. В то же время отмечено, что при извержении вулкана Агунг в 1963 г. температура стратосферы поднялась на 3°, что указывает на существенное поглощение радиации аэрозолем, а не только на ее рассеивание.

Высказывались предложения уменьшить приходящую солнечную радиацию, внося в стратосферу S и сжигая ее там. По мнению авторов такого проекта, для того чтобы изменить ΔT на 1% (суммарная радиация при этом изменится примерно на 0,3%), необходимо образовать в стратосфере 0,6 млн. т аэрозоля (капель H₂SO₄) в расчете на одно северное полушарие. При этом в стратосфере должно быть около 0,4 млн. т H₂S, количество которого должно быть обеспечено путем; сжигания 0,2 млн. т S. Считая, что во взвешенном состоянии аэрозоль пребывает около двух лет, а не один год, нужно сжечь около 0,1 млн. т за год, что фактически возможно. (Однако имеются теоретические расчеты, показывающие, что количество потребной для достижения такого эффекта S занижено примерно на порядок.) Но вряд ли в этом есть и будет необходимость, поскольку и без того поступление аэрозоля в стратосферу превысит указанную величину.

В одной из последних работ американского климатолога Брайсона и др. на основе численных экспериментов с одной из разновидностей теплобалансовой модели показано, что одновременный учет роста CO₂ и увеличения аэрозоля дает суммарный эффект уменьшения средней температуры атмосферы. В этом случае тепличный эффект CO₂ перекрывается обратным воздействием аэрозоля.

В то же время имеются и другие оценки. Так, по данным английского климатолога Мейсена, расчеты, произведенные с наиболее современной 13-уровенной моделью, включающей тропосферу и стратосферу, привели к противоположным результатам. Включение стратосферного слоя пыли, достаточного для задержания 4% приходящей солнечной радиации, дало локальное потепление в стратосфере до 10° С вследствие поглощения радиации пылью. Но на уровне Земли заметного эффекта не наблюдалось. Автор считает, что на основании этого вряд ли можно утверждать, что более холодные эпохи климата в прошлом были вызваны извержениями вулканов. По-видимому, и роль аэрозоля в будущем не совсем ясна.

Так или иначе, но аэрозольный эффект не может рассматриваться изолированно от других факторов, влияющих на климат. Нельзя, в частности, не указать, что аэрозоль в тропосфере может влиять на микроструктуру облачности и осадки. Через облачность возможно изменение условий прохождения радиации в атмосфере и климата.

В стратосфере и особенно в верхней тропосфере (вблизи тропопаузы) за счет полетов самолетов увеличивается количество водяного пара. Так, при сжигании 1 кг топлива образуется около 1,2—1,4 кг водяного пара. При использовании водородного топлива на каждый килограмм сгораемого топлива будет образовываться около 8 кг водяного пара. При ожидаемом увеличении полетов самолетов к 2000 г. количество дополнительно вводимой влаги в стратосфере составит около 0,26 млн. т, т. е. около 10% количества влаги в стратосфере. Вносимая влага становится ядрами конденсации, на которые «перекачивается» вследствие разностей упругостей насыщения водяного пара надо льдом и водой влага из атмосферы. При определенных благоприятных условиях образуется перистая облачность (ее аналог – облачные следы за самолетами).

Таким образом, облачный аэрозоль антропогенного происхождения может воздействовать если не на глобальный, то на региональный климат. Так или иначе, проблема аэрозоля, и в особенности антропогенного, – одна из ключевых в современной теории климата.

Воздействие на подстилающую поверхность и климат

Человечество уже давно начало воздействовать на подстилающую поверхность, существенно меняя ее альбедо. Начался этот процесс на заре человеческой цивилизации. Первоначально он проявлялся в вырубке и выжигании лесов для высвобождения земли под пахоту и угодья. Так, площадь культивированных земель возросла с 500 млн. га (5·10⁶ км²) в 1860 г. до 1,37 млрд. га (13,7·10⁶ км²) в 1970 г.

Как следует из табл. 6, предполагаемая площадь потенциального сельскохозяйственного производства без использования ирригации составляет 17 млн. км², к этому следует добавить около 4,7 млн. км² потенциально орошаемых земель. Предполагаемый рост населения приведет, таким образом, к освоению около 22 млн. км² земель под сельскохозяйственные угодья. Альбедо этих территорий существенно изменится.

Разрушительные операции в лесу, оголение достаточно больших площадей меняют энергетический, водный и биохимический циклы. Ликвидация лесного покрова и оголение почв ведут к осушению атмосферы. Уже в ближайшие 20—30 лет использование земли в тропиках коснется территории примерно (1,2—1,5)·10⁹ га, или около 12—15 млн. км².

Теоретические расчеты показывают, что при полной ликвидации лесного покрова на земном шаре среднее годовое альбедо повысилось бы примерно на 0,6%. В случае уничтожения лесов параметр шероховатости уменьшился бы с 14,9 до 3 см. Это изменило бы поверхностное торможение, уменьшило угол отклонения ветра от изобар, что повлияло бы на поле давления, вертикальные токи и общую циркуляцию атмосферы в целом.

Большое влияние на альбедо и шероховатость оказывает строительство водохранилищ, городов, дорог, развитие энергетического комплекса и т.д. Пожалуй, единственный способ оценить возможное влияние на климат воздействия на подстилающую поверхность – это численные эксперименты с моделями общей циркуляции атмосферы и климата. Результаты их, в частности, показали, что пустыни, расположенные в основном в субтропической зоне, имеют очень высокое альбедо – около 35%. По этой причине они отражают большее количество коротковолновой солнечной радиации, чем окружающие районы. Кроме того, поскольку пустыни сильно нагреты, они теряют уходящую длинноволновую радиацию, которая из-за незначительного содержания водяного пара мало задерживается атмосферой. По этой же причине пустыни типа Сахары, Гоби и др. являются такими же зонами потери энергии, как и полярные районы. Данная особенность пустынь, четко зафиксированная с метеорологических спутников, приводит либо к ослаблению возникающих под влиянием каких-то других причин восходящих движений, либо к формированию нисходящих вертикальных движений и еще большему удалению воздуха от состояния насыщения. Из этого следует, что с уничтожением растительности в прилегающих к пустыням районах увеличится альбедо и они приблизятся к пустынным (такой же качественный эффект дает и уничтожение тропических лесов). Далее начинает действовать механизм «иссушения» за счет нисходящих вертикальных движений. Перенаселение указанных зон, чрезмерное использование пастбищ и обработка земли также могут изменить альбедо, режим осадков. В связи с этим сейчас подвергаются переоценке причины гибели цивилизации в некоторых районах Африки и других аридных зонах около 4 тыс. лет назад. Предполагается, что этот процесс уже тогда был связан с человеческой деятельностью.

Так выглядит картина качественно. Количественный эксперимент был проделан для объяснения конкретной засухи в Сахели. Благодаря осадкам, выпадающим во внутритропической зоне конвергенции, этот район Африки относится к числу плодородных. Северная граница зоны конвергенции располагается вблизи 18° с. ш. летом и 10° с. ш. зимой, зоны песков на 32° с. ш. Таким образом, пояс песков лежит между 18° и 32° с. ш. летом и 10°—32° с. ш. зимой. В зоне 10—18° с. ш. растительность зимой обычно сохраняется. Достаточно зоне конвергенции сместиться на несколько градусов широты к югу, как северная часть этого района оказывается в условиях жесточайшей засухи.

За последние несколько тысяч лет смена влажных и сухих периодов происходила здесь с периодичностью 700—800 лет. В последние несколько столетий засухи в Сахели повторялись в среднем один раз в 30 лет. Однако в конце 60-х – начале 70-х годов засухи в Сахели следовали несколько лет подряд. Сахельская засуха представляет яркий пример катастрофического изменения климатических условий крупного района.

Основываясь на приведенном выше качественном механизме, американский ученый Чарни высказал гипотезу, что исчезновение растительности в результате хозяйственной деятельности, в частности вытаптывание ее при выпасе скота, вблизи 18° с. ш. и несколько севернее могло привести к увеличению здесь альбедо и развитию нисходящих вертикальных движений, препятствующих реализации конвективных, а тем более фронтальных осадков.

Численный эксперимент с простейшей моделью показал, что изменение альбедо с 14 до 35% севернее 18° с. ш. действительно привело к формированию в зоне 10°—18° с. ш. нисходящих вертикальных движений. Эксперимент с полной моделью общей циркуляции атмосферы показал также, что в июле-августе количество осадков вблизи и севернее 18° с. ш. при названном выше изменении альбедо уменьшилось почти вдвое. Самое существенное заключалось в том, что область максимальных ливневых осадков, связанная с внутритропической зоной конвергенции, сместилась к югу и расположилась примерно в зоне 10°—18° с. ш., в то время как при альбедо, равном 14%, оно располагалось в зоне 10°—26° с. ш. Активная же зона дождей при увеличении альбедо сместилась к югу на 4—6° широты, что действительно наблюдалось в период сахельских засух и характерно для климата этого района последних лет.

Можно привести и другие примеры. Так, выполненные автором совместно с Л. К. Ефимовой численные эксперименты показали, что увлажнение пустынных районов за счет искусственного орошения приведет к обратной картине – уменьшится альбедо и увеличится интенсивность восходящих вертикальных движений. В результате климатические условия станут благоприятнее и пустыни отступят.

Подобные же эксперименты были проведены в Англии. Выводы согласуются с приведенными выше: если данный район сделать влажным, то в нем создаются условия для дальнейшего поддержания такого состояния.

Приведенные примеры воздействия на подстилающую поверхность не единственные. Обсуждается проблема образования нефтяных пленок на поверхности океана и их влияние на испарение влаги и климат.

Общее производство нефти в мире составляет 2,5—3 млрд. т, что равносильно объему 4—5 км³. Объем же океана 1,4 млрд. км³, так что при хорошем перемешивании небольшой объем нефти, пролитой в океане, должен бы раствориться в нем. Площадь океана около 370 млн. км², поэтому потребовался бы годовой объем производства нефти, чтобы покрыть океан пленкой толщиной в 1 мм. При реальной утечке нефти около 0,1 %, или 2,5—3 млн. т в год, пленка может образоваться лишь на ограниченной территории.

Эксперименты показали, что 10—20 % разлитой нефти перемешиваются с более глубинными слоями за 24 часа, а нефтяные пятна в плохую погоду исчезают в течение нескольких суток. Несомненно, биологическое и экологическое воздействие разлитой нефти в океане крайне неблагоприятно. Что касается климатических эффектов, то они, по-видимому, не так велики, как казалось, и будут носить региональный характер.

В настоящее время рассматривается проблема влияния на альбедо льда разлитой по его поверхности нефти. Это очень важный вопрос, поскольку устойчивое изменение альбедо льда в летние месяцы способствует уменьшению равновесной толщины льда до 60%. Нефть же, пролитая надо льдом, несомненно, меняет его альбедо. Кроме того, она легко диффундирует в ледяном покрове и долго в нем сохраняется.

В данном разделе дается лишь самое общее представление о результатах воздействия на климат деятельности человека. Тем не менее и приведенных примеров достаточно, чтобы подчеркнуть важность этой проблемы.

Литература

Арге Р. К. Климат и экономическая деятельность. – В кн.: Всемир. конф. по климату. Женева: ВМО, 1979, с. 385—406.

Баумгартнер А. Изменчивость климата и лесное хозяйство. – В кн.: Всемир. конф. по климату. Женева: ВМО, 1979, с. 345—353.

Борисенков Е. П. О климате и задачах ПИГАП – климат. – Метеорология и гидрология, 1975, № 1, с. 3—15.

Борисенков Е. П. Климат и его изменения. – Новое в жизни науки и техники. Сер. Физика, 1976. № 6. 64 с.

Борисенков Е. П. Изучение климата и его прикладные аспекты. – Метеорология и гидрология, 1981, № 6, с. 32—48.

Борисенков Е. П., Пасецкий В. М. Рокот забытых бурь. – Наука и жизнь, 1981, № 10, с. 97—103.

Всемирная конференция по климату: Конф. экспертов «Климат и человечество». Женева: ВМО, 1979, 406 с.

Декларация Всемирной конференции по климату. – Метеорология и гидрология, 1979, № 7, с. 8—11.

Естественные и антропогенные изменения климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1980. 147 с. (Тр. ГГО; Вып. 438).

Заварина М. Ф. Строительная климатология. Л.: Гидрометеоиздат, 1976. 312 с.

Израэль Ю. А., Седунов Ю. С. Всемирная конференция по климату. – Метеорология и гидрология, 1979, № 7, с. 5—7.

Кайрюкштис Л. А. Дендрохронология на службе индикации фоновой изменчивости климата в СССР: Докл. на сов.-амер. симпоз. «Влияние солнечной активности на климат». Каунас: Изд-во АН ЛитССР, 1981. 101 с.

Копанев И. Д. Климатология – народному хозяйству. – В кн.: Современные фундаментальные и прикладные исследования Главной геофизической обсерватории им. А. И. Воейкова: Юбил. сб. Л.: Гидрометеоиздат, 1977, с. 134—141.

Кушниг Д. К. Изменение климата и морское рыболовство – В кн.: Всемир. конф. по климату. Женева: ВМО, 1979, с. 354—368.

Мокквиг Д. Д. Климатическая изменчивость и сельское хозяйство в районах умеренного климата. – В кн.: Всемир. конф. по климату. Женева: ВМО, 1979, с. 273—284.

Монин А. С. Вращение Земли и климат. Л.: Гидрометеоиздат, 1972. 112 с.

Монин А. С., Шишков Ю. А. История климата. Л.: Гидрометеоиздат, 1979. 407 с.

Непреднамеренное воздействие на климат: Пер. с англ. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 260 с.

Сваминоткоп М. С. Глобальные аспекты производства продовольствия. – В кн.: Всемир. конф. по климату. Женева: ВМО, 1979, с. 242—272.

Уэлкоим Р. Л. Влияние климатических изменений на рыболовство во внутренних водах. – В кн.: Всемир. конф. по климату. Женева: ВМО, 1979, с. 362—369.

Федоров Е. К. Изменения климата и стратегия человечества. – Метеорология и гидрология, 1979, № 7, с. 12—24.

Физические основы теории климата и его моделирования: Тр. Междунар. науч. конф. ВМО—МСНС—ЮНЕП, Стокгольм, 29 июня – 10 августа 1974 г. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 269 с.

Физические основы климата и его изменений: Национальная программа СССР ПИГАП – климат. М.: Сов. комис. ПИГАП Междувед. геофиз. ком. при Президиуме АН СССР, 1977. 147 с.

Шараф Ш. Г., Будникова Н. А. О вековых изменениях орбиты Земли, влияющих на климаты геологического прошлого. – Бюл. Ин-та теорет. астрономии АН СССР, 1967, т. 11, № 4, с. 231—261.

A new sun: The solar results from Skylab / Ed. Eddy J. A. Wash. D. C.: NASA, 1979. 198 p.

Abstracts of International Conference on Climate History, 1979, July 8—14. Norwich, 1979.

Ambio. 1974, vol. 3, N 3/4. 120 p.

Borisenkov E. P., Paseisky V. M. Extreme meteorological phenomena according to Russian historical sources of the 10th to 19th centuries. – In: Abstr. of Intern. Conf. on Climate and History, 1979, July 8—14. Vorwich, 1979, p. 11—12.

Borisenkov E. P., Tsvetkov A. V., Agaponov S. V. On some peculiarities of insolation changes in past and future: Prepr. for Symp. of IAMAP. Hamburg, 1981. Aug. 13 p.

Bryson R. A., Ross I. E. Climatic variation and implications for food production. – World Develop., 1977, vol. 5, N 5—7, p. 507—518.

Climate, climatic change and water supply / Nat. Acad. Sci., Panel on Water and Climate. Wash. D. C., 1977. 132 p.

Climatic change to the year 2000: A survey of expert opinion. Wash. D. C., 1978, Febr. 109 p.

Crop yields and climate change: the year 2000: Progress Rep. Fort Lesley, J. M. NAIR. Wash. D. C., 1978, Aug. 55 p.

Energy and Climate / Nat. Acad. Sci. Wash. D. C., 1977: 158 p.

Flohn N. History and intransitivity of climate. – GARP Publications Ser., 1975, N 16, p. 106-118.

Gates W. L. Modeling the ice – age climate. – Science, 1976, March, vol. 191, p. 1131—1144.

Haflle W. et al. Second Status Report of the NASA Project on Energy Systems, 1975: Res. Rep. R. R. – 76—1 / Intern. Inst, for Applied Systems Analysis. Laxenburg, Austria, 1976. 249 p.

Herman J. R., Goldberg R. A. Sun, Weather and Climate. Wash. D. C.: NASA, 1978, SP—246. 360 p.

Imbrie J., Imbrie J. Z. Modeling the climatic response to orbital variations. – Science, 1980, Febr., vol. 207, N 4434.

Kellog W. Effects of human activites on global climate. – Technical Note WMO, 1977, N 486. 47 p.

Kukla G. J., Angell J. K., Namias J. et al. New data on climatic trends. – Nature, 1977, vol. 270, p. 573—580.

Lamb H. H. Climate: present, past and future. L.: Methuen, 1972, Vol. 1; 1977. Vol. 2. 348 p.

Lamb H. H. The development of climate, man’s history and future. Norwich: Univ. of East Anglia, 1975. 33 p.

Landsberg H. E. Past climates from unexploited written sources. – J. Interdiscipl. History, 1981, p. 631—642.

Mitchell J. M. History and mechanics of climate. B. etc.: Spring.—Verl., 1980.

National Climate Program: Five—Year Plan. 1980, July. Wash., 96 p.

The surface of the ice – ago earth. – Science, 1976, vol. 191, N 4232, p. 1131—1137.

Stuiver М., Quay P. D. Changes in atmospheric carbon-44-atributed to a variable sun. – Science, 1980, jan., vol. 207. p. 11—19.

Wilson R. C., Gulkis S., Janssen M. et al. Observations of solar irradiance variability. – Science, 1981, Febr., vol. 211, p. 700—702.

World Climate Conference. A Conference of Experts on Climate and Mankind: Declaration and supporting documents. Geneva, 1979, Febr, 50 p.