Obserwacje zmian klimatu z orbity Ziemi.
Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki, UW
e-mail: kmark@igf.fuw.edu.pl www.igf.fuw.edu.pl/meteo/stacja
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Plan wykładu
Rys historyczny
Wstęp do pomiarów satelitarnych
Podstawowe informacje o promieniowaniu w atmosferze
Mechanizmy prowadzące do zmian klimatu
(wymuszanie i odpowiedz systemu klimatycznego) Badania i obserwacje zmian klimatycznych
Podsumowanie
Rozwój satelitarnych badań atmosfery i oceanów
1959 satelita Exporer 7 do badania budżetu energetycznego Ziemia-Atmosfera
1960 TIROS I – pierwszy satelita meteorologiczny wykonujący fotografie chmur
1969 NIMBUS III – zaopatrzony w dwa spektrometry IRIS służące do wyznaczania profilu pionowych temperatury powietrza, pary wodnej, ozonu oraz w przyrząd do pomiaru promieniowania UV.
Służył on do wyznaczania całkowitej zawartości ozonu w pionowej kolumnie powietrza.
1972 NIMBUS V – zastosowano pierwsze detektory mikrofalowe do wyznaczania temperatury atmosfery oraz całkowitej zawartości pary wodnej.
1974 SMSI – pierwszy satelita geostacjonarny używany do fotografowania chmur nad półkulą północną, jego następcy to GOES
1977 METEOSAT I – satelita Europejskiej Agencji Przestrzeni
11/29/21 Instytut Geofizyki UW
Dlaczego pomiary satelitarne?
Jeden przyrząd na satelicie może objąć swym zasięgiem znaczą część powierzchni Ziemi oraz całą pionową
kolumnę atmosfery a zatem:
umożliwia monitoring zjawisk meteorologicznych i warunków atmosferycznych w dużej skali w
przeciwieństwie do punktowych pomiarów naziemnych czy sondaży atmosferycznych
Pomiary satelitarne – obserwacje zdalne
Obserwacje wykonywane przy użyciu przyrządów
umieszczonych na orbitach dokonują pomiarów zdalnych – teledetekcyjnych (na odległość) .
Metody teledetekcyjne są jednak na ogół bardziej
skomplikowane w sensie metodologicznym niż tzw. pomiary w miejscu (in-situ).
Główny problem stanowi przetwarzanie danych pomiarowych dlatego kluczową role odgrywa walidacja danych satelitarnych na podstawie obserwacji in-situ.
6
Pasywna i aktyna teledetekcja
Kilka słów o promieniowaniu elektromagnetycznym
Wszystkie ciała ( T > 0 K) promieniują energie.
Ilość energii emitowanej przez ciało jest zależna od
temperatury i w przypadku tzw. ciała doskonale czarnego wynosi:
T
4F
F - natężenie promieniowania
T - temperatura powierzchni Ziemi
- Stała Stefana Boltzmanna
Prawo Stefana-Boltzmanna
Maksimum emitowanej energii przypada na tym krótsze fale im temperatura ciała jest wyższa
W przypadku powierzchni Słońca (T=5780 K)
maksimum energii przypada dla długości fali 0.55 m (fale odpowiadające barwie zielonej).
W przypadku powierzchni Ziemi (T=300 K)
maksimum energii przypada dla długości fali około 10
m (podczerwień poza zakresem detekcji oka
ludzkiego). Tym samym Ziemia jest dla nas czarna w nocy.
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Promieniowanie krótko- i długofalowe
W meteorologii wyróżniany promieniowanie krótkofalowe (słoneczne dla długości fali mniejszej od 4 m) oraz
długofalowe (ziemskie) o długości fali większej od 4 m.
Atmosfera jest w
zasadzie przeźroczysta dla promieniowania krótkofalowego i
półprzepuszczalna dla długofalowego
11/29/21 Instytut Geofizyki UW
Prawo Lamberta-Beera
e I
I
oI – natężenie bezpośredniego promieniowania słonecznego po przejściu przez atmosferę
I 0– natężenie bezpośredniego promieniowania słonczego na górnej granicy atmosfery
- grubość optyczna atmosfery
Transfer promieniowania w atmosferze
Kolejny problem pomiarów satelitarnych – zagadnienie odwrotne
Wszystkie satelity meteorologiczne mierzą promieniowanie
elektromagnetyczne wychodzące w przestrzeń kosmiczną, które podczas wędrówki oddziaływało z atmosferą oraz powierzchnią Ziemi.
Na podstawie zmian związanych z tym oddziaływaniem staramy się powiedzie „cos” o atmosferze.
Analogiczną sytuacje mamy gdy np. na podstawie śladów na śniegu chcemy powiedzieć „coś” o gatunku zwierząt.
Jest to tak zwane zagadnienie odwrotne.
W teledetekcji satelitarnej bardzo często zagadnienie to z matematycznego punktu widzenia jest źle postawione i mamy możliwe nie jedno a kilka rozwiązań.
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
T
T
4F
Rozważmy ciało doskonale czarne o temperaturze T. Dokonujmy pomiaru promieniowania emitowanego przez o ciało w dowolnej odległości. Zakładamy jednak brak atmosfery miedzy detektorem a ciałem.
Wyznaczenie temperatury tego ciała (zgodnie ze wzorem Plancka) wymaga pomiaru promieniowania jedynie dla pojedynczej długości fali.
)
T
,
(
f
F
14
T
TA τ
4 A
4
e T
T ) e 1 (
F
) , T , T , ( f
F A
W przypadku gdy między detektorem a
ciałem znajduje się izotermiczna atmosfera o temperaturze TA oraz grubości optycznej τ wówczas promieniowanie docierające do detektora zależy od 3 zmiennych (nie
uwzględniając długości fali).
Tak, więc musimy mierzyć promieniowanie na co najmniej 3 długościach fali aby
wyznaczyć niewiadome wielkości.
W atmosferze temperatura zmienia się z wysokością więc sytuacja jest znacznie bardziej skomplikowana
Satelita geostacjonarny czy polarny?
11/29/21 Instytut Geofizyki UW
Satelity polarne (np. NOAA 14,17, MODIS) umożliwiają obserwacje również w wyższych szerokościach geograficznych. Ich olbrzymia zaleta jest fakt, ze jeden satelita zdolny jest do pomiarów całej
powierzchni ziemi jednak w różnych momentach czasu. Satelita wykonuje dwa przyloty nad danym rejonem w ciągu doby a zatem nie umożliwia ciągłych pomiarów jak w przypadku satelity
geostacjonarnego.
Satelity idealnie ale…
w danym momencie czasu nie obejmują swoim zasięgiem całej powierzchni Ziemi.
skanowanie całej Ziemi wymaga czasu w przypadku satelitów polarnych czas ten wynosi od doby do około 10 dni.
skanowanie odbywa się pod różnymi kątami co komplikuje analizę danych.
skanowanie odbywa się w różnych godzinach
(problem z cyklem dobowym). Rozwiązaniem są tzw.
orbity synchroniczne ze Słońcem.
A może umieszczać satelity w punkach libracyjnych?
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Rozmieszczenie punktów libracyjnych w układzie Ziemia- Słońce Lagrange'a. L2: 1 500 000 km od Ziemi
Satelita w punkcie L1 i L2 obraca się z tą samą
prędkością kątową co
Ziemia w ruchu orbitalnym wokół Słońca.
W punkcie L1 widoczna jest dzienna a w punkcie L2 nocna cześć Ziemi.
Deep Space Climate Observatory (
DSCOVR)
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
KLIMAT
monitoring zmienności
wymuszanie
odpowiedz
predykcja konsekwencje
Składniki systemu klimatycznego
połączenie połączenie chaotyczne chaotyczne nieliniowe nieliniowe
Dynamika atmosfery i oceanu Dynamika atmosfery i oceanu Obieg węgla
Obieg węgla Obieg wody i energiiObieg wody i energii
Reakcje chemiczne Reakcje chemiczne
w atmosferze w atmosferze
Bilans energetyczny a zmiany klimatu.
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Odpowiedź Odpowiedź
systemu systemu
klimatycznegoklimatycznego
Odpowiedz systemu
klimatycznego na zaburzenia
Wpływ
Sprzężenie około 60%
Zewnętrzne Zewnętrzne Zaburzenie Zaburzenie (wymuszanie) (wymuszanie)
Budżet Energetyczny Ziemi
Wymuszanie wewnętrzne
Zmiany bilansu energii na skutek zmian albeda
planetarnego i przeźroczystości atmosfery (aerozole, gazy cieplarniane, chmury)
Zmiany dystrybucji południkowej energii Zmiany energii w
pionowej kolumnie powietrza
Badanie budżetu promieniowania na górnej granicy atmosfery
Mają na celu oszacowania bilansu energii docierającej i opuszczającej ziemska atmosferę. Bilans decyduje
bezpośrednio o zmianach klimatycznych w systemie.
Obejmują pomiary promieniowania dochodzącego od Słońca, promieniowania odbijanego przez atmosferę i powierzchnie Ziemi (albedo) oraz promieniowania
długofalowego emitowanego przez atmosferę i powierzchnię Ziemi.
Idealnie do tego celu nadają się satelity meteorologiczne, którego dokonują obserwacji z góry.
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Obserwacje stałej słonecznej – ilości
promieniowania dochodzącego od Słońca
Zmiany stałej słonecznej w ostatnich latach
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Zmiany albeda planetarnego
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Zmiany bilansu promieniowania na górnej granicy atmosfery
Strumień promieniowania długofalowego na górnej granicy atmosfery w obszarze tropikalnym (20S-20N).
Rola chmur
Przyczyniają się do wzrostu albeda planetarnego z 14 do 31% (średnie zachmurzenie na ziemi przekracza 60%) Nie oznacza to jednak, że chmury chłodzą klimat.
Chmury wysokie zdecydowanie ogrzewają system klimatyczny.
Chmury niskie silnie chłodzą go.
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Trend zachmurzenia
Lipiec
CERES całkowite wymuszanie radiacyjne chmur
(Lipiec, 2000)
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
. .. . . .. .. .
. .. . . .. .. .. .
. .. . . .. .. .. .. . . ::. .
. .. . . .... .. .. .. .
. ... . ........ . .. . .. . ........
::::::
::::
::::
:: ::
Stratocumulus
większe albedo
Większa koncentracja kropel,
Mniejszy promień re
Czy możemy wpływać na chmury? Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków
Czyste powietrze, mała ilość jąder kondensacji.
Mała koncentracja.
Duże rozmiary kropelek.
Zanieczyszczone powietrze, duża ilość jąder kondensacji.
Duża koncentracja.
Małe rozmiary kropelek.
Pierwszy pośredni wpływ aerozoli
Chmury ‘czyste’ i ‘zanieczyszczone’
Wpływ aerozolu na klimat
1) Efekt bezpośredni
poprzez rozpraszanie i pochłanianie promieniowania słonecznego
dochodzącego do powierzchni Ziemi.
2) Efekt pośredni
oddziaływanie aerozolu na własności chmur oraz ich czas życia
Aerozole chłodzą klimat!
Projekt A-train
badanie wpływu
aerozolu na klimat
11/29/21 Instytut Geofizyki UW
Topex Poseidon badania poziomu
oceanu
Zmiany poziomu morza
Średnio (1993-2003) poziom morza podnosi się średnio (1993- 2003) poziom morza podnosi się o 3.1 ± 0.7 mm/rok z czego
Pomiary pola grawitacyjnego
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Projekt będzie kosztował 330 M€ i pozwoli na precyzyjna obserwacje cyrkulacji w oceanach. Poprzez wykorzystanie pomiaru wysokości oceanu, pola grawitacyjnego badanie będą zmiany klimatyczne w skali całego Globu.
Wielka niewiadoma - cyrkulacja
oceaniczna
Obserwacje pokrywy lodowej w Arktyce
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Obszary polarne podlegają szczególnie silnym zmianom klimatycznym dzięki efektowi wzmocnienia wymuszeń
związanemu ze zmianami pokrycia śniegiem i lodem.
Półwysep Antarktyczny jest jednym
z najszybciej
ogrzewających się miejsc na Ziemi.
Długości obserwacji meteorologicznych, obserwowane trendy temperatury
[ºC/stulecie] z błędem oraz istotność trendu.
Nie potwierdza się hipoteza o przyrastaniu masy
Wschodniej Antarktydy pod wpływem zwiększonych opadów śniegu.
Bilans masy Antarktydy wykonany metodą grawitacyjną – projekt GRACE (wskazuje na równowagę masy
Wschodniej i ubytek masy Zachodniej Antarktydy
(równoważny +0.4 ± 0.2 mm/rok zmianie poziomu oceanu).
Satelitarna altimetria zdaje się
wskazywać, że wewnątrz Antarktydy przybyło 45 ± 7 Gt rocznie (1992-
2003) śniegu i lodu. Satelita nie
widział poza 81.5º S. Być może źle skorygowano różnicę gęstości
śniegu i lodu (mniej więcej trzykrotną).
Przykładowe wyniki
modelowania (średnia dla zestawu modeli). Rysunki przedstawiają średnią
zmianę temperatury dla lat 2071-2100 w porównaniu do lat 1910-1990 dla
scenariusza A2 i B2.
Zwraca uwagę szczególnie duży wzrost temperatury w Arktyce, nawet o osiem
stopni. Te same prognozy przewiduj znaczny wzrost opadów w Arktyce (rzędu 40%)
Huragany w aspekcie globalnego ocieplenia.
Całkowita moc huraganów w czasie danego roku oraz średnia całkowita moc huraganów w czasie danego roku oraz średnia
temperatura obszaru ich generacji na Atlantyku (po lewej) i Pacyfiku (po prawej) silnie koreluje (odpowiednio r2=0.65 i r2=0.67).
Huragany (cyklony i tajfuny) powstają na oceanie o temperaturze ponad 28 C.
Istnieje znacząca korelacja między ich sumaryczną mocą a temperaturą akwenu (szczególnie silna dla Atlantyku gdzie istnieje najdłuższa seria wiarygodnych pomiarów)
Moc huraganów nie koreluje z innymi parametrami meteorologicznymi (mimo przesłanek teoretycznych).
Obserwuje się coraz więcej silnych huraganów zamiast przewidywanej w modelach coraz większej maksymalnej prędkości wiatru.
Po rekordowym sezonie 2005 nastąpił spokojny 2006.
Przyczyną zmniejszonej temperatury tropikalnego Atlantyku w 2006 roku może być El Nińo albo burze pyłowe znad Sahary
Różnice wyników między pomiarami naziemnymi a
satelitami - niedawno koronny argument przeciwników
globalnego ocieplania.
Do roku 1998 pomiary satelitarne NOAA nie potwierdzały trendu rosnącej temperatury dolnej troposfery (< 15 km).
Przyczyną okazały się rosnące z czasem błędy używanej
metody korekcji czujników, posługującej się różnicą pomiędzy sygnałem podczerwonym w pionie i pod kątem. Nie
uwzględniono faktu, że pod wpływem oporu powietrza orbita satelity obniża się i ten sam kąt wobec pionu oznacza inną grubość optyczną atmosfery. Po korekcji tego błędu pomiary
Rok 2004: ciągle rozbieżności dla troposfery
Dlaczego pomiary naziemne, satelitarne i z balonów
meteorologicznych pokazywały różne trendy dla troposfery (góra)? Wyniki stratosferyczne zmieniały się podobnie
(oziębienie spowodowane m.in. ubytkiem ozonu).
Kluczem do rozwiązania zagadki stał się błędny algorytm, w którym przy obliczaniu temperatury troposfery nie wzięto pod uwagę ochładzania się w stratosferze.
Zmiany temperatury powietrza
Podsumowanie
Pomiary satelitarne odgrywają kluczową rolę w monitoringu globalnych zmian klimatu.
Pozwalają ma obserwacje zmian bilansu energetycznego systemu klimatycznego.
Umożliwiają badanie procesów klimatycznych.
Pomiary satelitarne pozwoliły na odkrycie między innymi dziury ozonowej nad Antarktydą, obserwacje zjawisk mających
znaczenie w skali globalnej jak El’Nino.
Głównym problemem wykorzystania danych satelitarnych jest
interpretacja danych wymagająca zarówno wykonywania wysokiej jakości kalibracji jak i walidacji danych jak również stosowanie
skomplikowanych algorytmów do wyznaczania parametrów atmosferycznych.
11/29/21
Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl
Stąd też wiele udoskonaleń poczynionych w ostatnich latach pozwoliło na uzyskanie spójnego obrazu zmian globalnych zachodzących w atmosferze i oceanach.
Mimo tego bardzo wiele jest jeszcze do zrobienia…
Dziękuję za uwagę