Badania procesów klimatycznych Badania procesów klimatycznych z udziałem aerozoli absorbujących z udziałem aerozoli absorbujących

Badania procesów klimatycznych Badania procesów klimatycznych z udziałem aerozoli absorbujących z udziałem aerozoli absorbujących

Krzysztof Markowicz Krzysztof Markowicz

IGFUW IGFUW

kmark@igf.fuw.edu.pl kmark@igf.fuw.edu.pl

www.polandaod.pl www.polandaod.pl

Plan seminarium Plan seminarium

• Informacje wstępneInformacje wstępne

• ^{Motywacja Motywacja}

• Główne cele naukowe projektuGłówne cele naukowe projektu

• Stan wiedzy w temacie badańStan wiedzy w temacie badań

• Metodologia badawcza i aparatura pomiarowa Metodologia badawcza i aparatura pomiarowa

• ^{Plan badańPlan badań}

Budżet projektu (2013-2018) Budżet projektu (2013-2018)

• 1.5 mil. zł. 1.5 mil. zł.

• Aparatura pomiarowa: 618 tyś. zł.Aparatura pomiarowa: 618 tyś. zł.

• Wynagrodzenia: 570 tyś zł. Wynagrodzenia: 570 tyś zł.

Aparatura Kosz w tyś zł

Lidar bliskiego pola 265

Platforma do sondowania dolnej troposfery 25

Dwa mini-aethalometry AE-51 60

PAX 870 nm 160

Dwa albedomierze 42

Spektrometr 25

Deszczomierz wagowy 6

Dwa śniegowskazy 1.5

Grupa badawcza Grupa badawcza

• Krzysztof MarkowiczKrzysztof Markowicz

• Iwona StachlewskaIwona Stachlewska

• Olga ZawadzkaOlga Zawadzka

• Michał ChilińskiMichał Chiliński

• Wojciech KumalaWojciech Kumala

• Joanna Strużewska Joanna Strużewska

• Doktorant IDoktorant I

• Doktorant IIDoktorant II

• Postdoc od 2015 r. Postdoc od 2015 r.

Motywacja Motywacja

na świecie:

na świecie:

• Niski stan wiedzy w zakresie roli aerozoli absorbujących Niski stan wiedzy w zakresie roli aerozoli absorbujących w bilansie energetycznym Ziemi

w bilansie energetycznym Ziemi w kraju:

w kraju:

• Brak badań w zakresie roli aerozoli absorbujących w Brak badań w zakresie roli aerozoli absorbujących w procesach klimatycznych

procesach klimatycznych

• Praktycznie brak monitoringu aerozoli absorbujących Praktycznie brak monitoringu aerozoli absorbujących

(wyjątki: AERONET-Belsk, PolandAOD, Instytut Podstaw (wyjątki: AERONET-Belsk, PolandAOD, Instytut Podstaw Inżynierii Środowiska PAN Zabrze, Politechnika

Inżynierii Środowiska PAN Zabrze, Politechnika Warszawska)

Warszawska)

Zmiany sezonowe AOT oraz SSA w Belsku Zmiany sezonowe AOT oraz SSA w Belsku

AERONET, Belsk, 2002-2011

Prosty aethalometr do pomiaru koncentracji aerozoli absorbujących – projekt Edu-Poland-AOD

System składa się:

-pompki powietrza - zasilacza

- uchwytu do filtrów - filtry

- aparat cyfrowy

Pomiar polega na wykonaniu fotografii zabrudzonego filtra Koszt przyrządu ok. 2 000 zł.

Wpływ aerozolu absorbującego na system klimatyczny Wpływ aerozolu absorbującego na system klimatyczny

+ oddziaływanie aerozoli absorbujących na albedo śniegu i lodu

Global net energy balance of climate system Global net energy balance of climate system

• ^Non-zeNon-zero energy balance is a metrics of climate system ro energy balance is a metrics of climate system forcings as well as a metrics of climate system inertia forcings as well as a metrics of climate system inertia

• Several years ago scientists believed that energy Several years ago scientists believed that energy imbalance is zero or close to zero.

imbalance is zero or close to zero.

• But what is today?But what is today?

+0.9 W/m²

1010

(Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009).

+0.9 W/m²

Net radiation (planetary energy imbalance) Net radiation (planetary energy imbalance)

at the TOA at the TOA

• Mean value 1985-1989: 0.0 W/mMean value 1985-1989: 0.0 W/m^{2 2} , based on the satellite , based on the satellite observation - ERBE project (Levitus et al. 2005)

observation - ERBE project (Levitus et al. 2005)

• Mean value 2003: 0.85 Mean value 2003: 0.85 0.15 W/m0.15 W/m²² (Hansen et al., 2005), (Hansen et al., 2005), estimated based on the climate model

estimated based on the climate model

• Mean value 2000-2004: 0.9 Mean value 2000-2004: 0.9 0.15 W/m0.15 W/m²² (Trenberth et al., (Trenberth et al., 2009), based on satellite observation by CERES detectors 2009), based on satellite observation by CERES detectors

• Mean value 2005-2010: 0.5Mean value 2005-2010: 0.588 0.15 W/m0.15 W/m²² (Hansen et al., 2011), (Hansen et al., 2011), estimated from oceanic measurements (ARGO) and climate

estimated from oceanic measurements (ARGO) and climate model

model

• Last update: 0.59 Last update: 0.59 0.25 W/m0.25 W/m^{2 2} based on satellite observatonsbased on satellite observatons, , International Radiation Symposium, Berlin 2012.

International Radiation Symposium, Berlin 2012.

Aerosol radiative forcing Aerosol radiative forcing

Instantaneous Instantaneous radiative forcing

radiative forcing RF  (F^  F ^)^aerosol  (F^  F ^)^clear

  - climate sensitivity- climate sensitivity

RF T_s  



Aerosol radiative forcing

Aerosol radiative forcing is the perturbation of the Earth- is the perturbation of the Earth- Atmosphere system radiative heat budget caused by the Atmosphere system radiative heat budget caused by the

aerosols.

aerosols.

Direct aerosol forcing (for clear-sky) is defined as the Direct aerosol forcing (for clear-sky) is defined as the

difference between the net (down minus up) radiative flux for difference between the net (down minus up) radiative flux for

a clear-sky atmosphere with aerosol and net clear-sky a clear-sky atmosphere with aerosol and net clear-sky

radiative flux without aerosol radiative flux without aerosol

2 1

/ / 25 . 0 75 .

0 K W m

T F

s

NET   

 







 







Limitation of RF concept for strongly absorbing aerosols

• Cook and Highwood [2004] show that in the case of the Cook and Highwood [2004] show that in the case of the absorbing aerosols, the instantaneous

absorbing aerosols, the instantaneous RF RF will fail to will fail to predict not only the value but even the sign of the predict not only the value but even the sign of the

consequent surface temperature change.

consequent surface temperature change.

• In addition, because of the positive and negative In addition, because of the positive and negative feedbacks related to the

feedbacks related to the ccloud - loud - aabsorbing bsorbing aaerosol erosol interactions

interactions (which depends on the parameterization of (which depends on the parameterization of the cloud processes in climate model), the climate

the cloud processes in climate model), the climate sensitivity to the absorbing aerosols is

sensitivity to the absorbing aerosols is highly dependent highly dependent on the model

on the model used for a particular simulation. used for a particular simulation.

Others definitions of RF Others definitions of RF

• The new definition takes into account the feedbacks which are fast in terms of a long-term climate change.

1. stratospheric adjusted RF

• This approach reflects the physical processes occurring in the stratosphere, where the radiation balance defines the

equilibrium temperature and the time-scale of approaching the new state is of about a few months only.

• The advantage of this definition, similarly to the definition of the instantaneous RF, is that it does not require a climate model simulations.

Others definitions of RF Others definitions of RF

• Shine et al., [2003] proposes a RF definition which is being

computed by fixing the sea surface and the ground temperature (the so called adjusted troposphere and stratosphere RF), which allows to achieve a balance in both the troposphere and the

stratosphere.

• Although, this method does request the climate model

simulation, the use of the fixed surface temperature means that only a relatively short integration scales are needed - being in a range of a few years.

• This is significantly shorter if compared to a few decades when one wants to make estimates via calculating the ΔTs

Others definitions of RF Others definitions of RF

• Gregory et al., [2004] suggests that the forcing calculations can be obtained also in the cases for which exists the climate model run with forcing added suddenly into the model control run and then held constant for a longer simulation.

• The RF is obtained then by a linear regression of the flux at the top of the atmosphere against the change of the surface air

temperature.

• Both of the new forcing's definitions are an excellent predictors of the surface temperature change and they are superior to the standard instantaneous and adjusted RF ones.

Różne koncepcje definicji wymuszania radiacyjnego Różne koncepcje definicji wymuszania radiacyjnego

Hansen et al., 2005

Stan wiedzy: Wymuszanie radiacyjne (RF) Stan wiedzy: Wymuszanie radiacyjne (RF)

cząstek absorbujących (BC) cząstek absorbujących (BC)

• TOA: 0.9 W/mTOA: 0.9 W/m^{2 2} (30% GH RF) (30% GH RF)

• Powierzchnia ziemi: -1.7 W/mPowierzchnia ziemi: -1.7 W/m^{2 2} (Ramanathan and Carmichael, 2008) (Ramanathan and Carmichael, 2008)

• Atmosfera: +2.6 W/mAtmosfera: +2.6 W/m²²

• Dodatnia wartość RF (TOA) wynika z :Dodatnia wartość RF (TOA) wynika z :

- redukcji albeda planetarnego poprzez absorpcję promieniowania redukcji albeda planetarnego poprzez absorpcję promieniowania słonecznego (jasne powierzchnie)

słonecznego (jasne powierzchnie)

- depozycji BC na śniegu i lodziedepozycji BC na śniegu i lodzie

- pochłaniania promieniowania przez BC w chmurach (efekt pół-pochłaniania promieniowania przez BC w chmurach (efekt pół- bezpośredni)

bezpośredni)

• Ujemnie RF na powierzchni przez BC stanowi ok. 40% całego RF przez Ujemnie RF na powierzchni przez BC stanowi ok. 40% całego RF przez aerozole

aerozole

• Grzanie dolnej atmosfery na poziomie 2.6 W/mGrzanie dolnej atmosfery na poziomie 2.6 W/m²² redukuje konwekcję i redukuje konwekcję i opady

opady

• Błędy oszacowania RF w przypadku BC sięgają 50% (Chung et al., 2005)Błędy oszacowania RF w przypadku BC sięgają 50% (Chung et al., 2005)

• Annual mean BC aerosol burden (in mg/m2) for the background fields used, Annual mean BC aerosol burden (in mg/m2) for the background fields used, and regions selected for the regional

and regions selected for the regional study (boxes), Samset and Myhre study (boxes), Samset and Myhre 2011.

2011.

RF cząstek absorbujących cd RF cząstek absorbujących cd

• RF oszacowany przez Myhre et al., 2012 w przypadku BC emitowanych RF oszacowany przez Myhre et al., 2012 w przypadku BC emitowanych podczas spalania paliw kopalnych wynosi tylko 0.24 W/m

podczas spalania paliw kopalnych wynosi tylko 0.24 W/m^{2 2} (AeroComII (AeroComII models) i 0.34

models) i 0.340.25 W/m0.25 W/m²² (IPCC, 2007), +0.3 (+0.1 to +0.5) (IPCC, 2007), +0.3 (+0.1 to +0.5) W/m W/m²² (IPCC, 2013)

(IPCC, 2013)

Mean (solid line), median (dashed line), one standard deviation (box) and full (min-4 max) range (whiskers) for RF (W/m²) from different aerosol types from AeroCom II models. The forcings are for the 1850 to 2000 period. Adapted from Myhre et al. (2012).

Modeled BC global mean (a) burden, (b) RF and (c) forcing efficiency (RF per gram of Modeled BC global mean (a) burden, (b) RF and (c) forcing efficiency (RF per gram of BC). Yellow boxes with whiskers indicate mean, one standard deviation and max/min BC). Yellow boxes with whiskers indicate mean, one standard deviation and max/min values. Mean values and spreads for AeroCom P1 and P2 (hatched whisker boxes) values. Mean values and spreads for AeroCom P1 and P2 (hatched whisker boxes) are taken from Schulz et al 2006 and Myhre et al 2012 respectively

are taken from Schulz et al 2006 and Myhre et al 2012 respectively..

Główne przyczyny dużych błędów w oszacowaniu RF BC.

Główne przyczyny dużych błędów w oszacowaniu RF BC.

• niska jakość emisji aerozoli absorbujących niska jakość emisji aerozoli absorbujących

• niewielka liczba pomiarów (brak wiarygodnych metod niewielka liczba pomiarów (brak wiarygodnych metod pomiarowych profili pionowych absorpcji)

pomiarowych profili pionowych absorpcji)

• duże rozbieżność pomiędzy pomiarami i wynikami duże rozbieżność pomiędzy pomiarami i wynikami symulacji numerycznych

symulacji numerycznych

• silna zależność RF od wysokości BCsilna zależność RF od wysokości BC

• uproszczenia w procesach mikrofizycznych chmuruproszczenia w procesach mikrofizycznych chmur

• problem z definicją RF w przypadku cząstek silnie problem z definicją RF w przypadku cząstek silnie absorbujących

absorbujących

• ^itd..itd..

Dlaczego potrzebujemy pionowe profile Dlaczego potrzebujemy pionowe profile

własności absorbujących BC?

własności absorbujących BC?

Głównie z następujących:

Głównie z następujących:

1) Lokalne ogrzewanie przez aerozol 1) Lokalne ogrzewanie przez aerozol

absorbujący absorbujący

2) Wpływ wysokości warstwy aerozoli 2) Wpływ wysokości warstwy aerozoli

absorbujących na strumienie absorbujących na strumienie radiacyjne i RF

radiacyjne i RF

3) Położenie BC względem chmur 3) Położenie BC względem chmur

Aerozole absorbujące

BC i chmury BC i chmury

• ^{Badania Badania} Koch et al. [2010] wskazują, że wpływ BC na system klimatyczny zależy od Koch et al. [2010] wskazują, że wpływ BC na system klimatyczny zależy od względnego położenia chmur i aerozoli.

względnego położenia chmur i aerozoli.

• BC w chmurach powodują klasyczny efekt parowania chmury (semi-direct effect)BC w chmurach powodują klasyczny efekt parowania chmury (semi-direct effect)

• BC po niżej podstawy chmury wzmacniają konwekcję i zachmurzenieBC po niżej podstawy chmury wzmacniają konwekcję i zachmurzenie

• BC po wyżej chmury stabilizują niższe warstwy atmosfery co prowadzi do wzrostu (w BC po wyżej chmury stabilizują niższe warstwy atmosfery co prowadzi do wzrostu (w przypadku Sc) oraz spadku (w przypadku Cu) zachmurzenia.

przypadku Sc) oraz spadku (w przypadku Cu) zachmurzenia.

Koch et al., 2010

Wpływ cząstek absorbujących na albedo śniegu i RF Wpływ cząstek absorbujących na albedo śniegu i RF

W raporcie IPCC z 2007 stwierdzono (rozdział 2, AR4, Forster et al., 2007), że wymuszanie radiacyjne związane z depozycją BC na śniegu wynosi +0.1 ± 0.1 W/m².

Depozycja sadzy zmniejsza albedo śniegu i lodu o 1.5% w Arktyce i 3% na całej półkuli północnej. Prowadzi to do wymuszania radiacyjnego 0.3 W/m² na półkuli północnej (Hansen and Nazarenko, 2004)

Ponadto, że wymuszanie radiacyjne ma ok. 2-4 razy większą efektywność (liczoną względem zmian temperatury powietrza) niż CO_2.

W najnowszym raporcie prawdopodobnie efekt radiacyjny BC zostanie oszacowany 0.04 (0.02 to 0.09) W/m².

Zmiany albeda śniegu Zmiany albeda śniegu

• Hadley et al., 2010.Hadley et al., 2010.

Różnice pomiędzy mierzonym i symulowanym albedem śniegu przy założeniu mieszaniny zewnętrznej i wewnętrznej. Model mieszaniny zewnętrznej wykazuje 2 razy mniejszy błąd w porównaniu do modelu mieszaniny

wewnętrznej

Zarówno ilość cząstek absorbujących zdeponowanych na śniegu jak i wielość kryształów/wiek pokrywy śnieżnej

powoduje redukcję albeda (Flanner et al., 2007)

Symulacje numeryczne zmian Symulacje numeryczne zmian

albeda śniegu albeda śniegu

Hansen and Nazarenko, 2004 Hansen and Nazarenko, 2004

Instantaneous RF adjusted RF Efektywność wymuszania

radiacyjnego w przypadku sadzy zdeponowanej na śniegu jest dwukrotnie większa niż CO₂.

• Time evolution of RF due to BC on snow and ice. The simulations are mainly based Time evolution of RF due to BC on snow and ice. The simulations are mainly based on the ACCMIP

on the ACCMIP multi-model study by Lee et al. for the years 1850, 1930, 1980, and multi-model study by Lee et al. for the years 1850, 1930, 1980, and 2000. Additional simulations with one model were performed for the years 1750, 2000. Additional simulations with one model were performed for the years 1750, 1950, 1970, 1990 and 2010.

1950, 1970, 1990 and 2010.

Zmiany czasowe wymuszania radiacyjnego związanego ze zmianą albeda śniegu wskutek depozycji sadzy.

Modeled BC burden, RF calculated by use of full 3D efficiency profiles (RF) and forcing per gram (NRF). All numbers shown for global mean and for three selected regions. RF_fraction shows the fraction of the total BC forcing simulated within the stated region. M>5km and RF>5km show the fractions of aerosol mass and RF, respectively, simulated above an altitude of 5km (500hPa)

Samset et al., 2012

Region Burden

[mg/m2] RF

[W/m2] NRF

[W/g] RF fraction

[%] MASS>

5km [%] RF>5km [%]

GLOBAL 0.19 0.37 1835 100 23.8 42.2

ARCTIC 0.10 0.39 3806 2.85 61.5 73.0

EUROPE 0.37 0.52 1401 1.51 16.6 37.0

CHINA 1.10 1.42 1270 7.41 10.4 26.9

Wpływ wysokości BC na RF

• Comparison of modeled concentration and RF profiles. (a-c) BC concentration vertical profiles, global mean Comparison of modeled concentration and RF profiles. (a-c) BC concentration vertical profiles, global mean and for two selected regions. Overlain is the annual mean forcing efficiency profile for the selected region and for two selected regions. Overlain is the annual mean forcing efficiency profile for the selected region (grey dashed line). Solid lines show AeroCom P2 submissions, dashed lines show P1. (d-f) BC RF per (grey dashed line). Solid lines show AeroCom P2 submissions, dashed lines show P1. (d-f) BC RF per height, divided by the modeled global mean BC burden, globally and for three selected regions. (g-i) height, divided by the modeled global mean BC burden, globally and for three selected regions. (g-i) Vertical profile of integrated absolute BC RF. Lines indicate the 50% mark and 500hPa altitude.

Vertical profile of integrated absolute BC RF. Lines indicate the 50% mark and 500hPa altitude.

Samset et al., 2012

• Black carbon mass and induced forcing at high altitudes. (a) Fraction of modeled Black carbon mass and induced forcing at high altitudes. (a) Fraction of modeled BC mass above 5km. (b) Fraction of modeled BC RF originating above 5km.

BC mass above 5km. (b) Fraction of modeled BC RF originating above 5km.

Samset et al., 2012

Wpływ wysokości warstwy BC na zmiany temperatury powietrza przy powierzchni ziemi oraz opadów (George et al., 2011). Symulacje wykonane modelem klimatu CAM3.1 poprzez dodanie 1Mt BC na różnych wysokościach.

Główne cele badań Główne cele badań

Głównym celem projektu jest poznanie oddziaływania aerozoli absorbujących Głównym celem projektu jest poznanie oddziaływania aerozoli absorbujących

na system klimatyczny poprzez na system klimatyczny poprzez

1) pozyskanie wiedzy na temat zmienności pionowej własności 1) pozyskanie wiedzy na temat zmienności pionowej własności

absorbujących aerozoli, absorbujących aerozoli,

2) określenie wpływu zmienności pionowej albeda pojedynczego rozpraszania 2) określenie wpływu zmienności pionowej albeda pojedynczego rozpraszania i współczynnika absorpcji na wymuszanie radiacyjne i odpowiedz systemu i współczynnika absorpcji na wymuszanie radiacyjne i odpowiedz systemu klimatycznego,

klimatycznego,

3) oszacowanie w jakim zakresie powszechnie stosowane uproszczenia w 3) oszacowanie w jakim zakresie powszechnie stosowane uproszczenia w

pionowym rozkładzie aerozoli wpływają na błędy jakimi obarczone są pionowym rozkładzie aerozoli wpływają na błędy jakimi obarczone są wyniki modelowanie klimatu,

wyniki modelowanie klimatu,

4) określenie wpływu depozycji aerozoli absorbujących na powierzchnię 4) określenie wpływu depozycji aerozoli absorbujących na powierzchnię

śniegu na zmiany jego albeda, wymuszanie

śniegu na zmiany jego albeda, wymuszanie radiacyjne i zmiany radiacyjne i zmiany klimatyczne,

klimatyczne,

5) określenie udziału aerozoli absorbujących w obserwowanych zmianach 5) określenie udziału aerozoli absorbujących w obserwowanych zmianach

klimatycznych w Polsce.

klimatycznych w Polsce.

budowa, zakup aparatury

opracowanie nowej metodologii

dla σ_abs(z), (z)

pomiary profili pionowych pomiary albeda

śniegu, depozycji BC

modelowanie RF modelowanie klimatu

wyznaczenie odpowiedzi systemu

klimatycznego climate sensitivity 

opracowanie metodologii pomiaru wpływu BC na albedo śniegu i depozycji BC

badanie wpływu uproszczeń w profilach

pionowych na RF i 

Struktura badań w ramach projektu

Główne zadania badawcze Główne zadania badawcze

1.1. Opracowanie metodologii wyznaczania profili pionowych własności Opracowanie metodologii wyznaczania profili pionowych własności absorbujących aerozoli w niskich warstwach

absorbujących aerozoli w niskich warstwach dolnej troposferydolnej troposfery i budowa systemu i budowa systemu do sondowania niskiej troposfery

do sondowania niskiej troposfery

2.2. Badanie własności optycznych i wymuszania radiacyjnego aerozoli podczas Badanie własności optycznych i wymuszania radiacyjnego aerozoli podczas silnej akumulacji zanieczyszczeń w aglomeracji miejskiej Warszawy i w terenie silnej akumulacji zanieczyszczeń w aglomeracji miejskiej Warszawy i w terenie

niezurbanizowanym.

niezurbanizowanym.

3.3. Określenie własności optycznych aerozoli emitowanych podczas pożarówOkreślenie własności optycznych aerozoli emitowanych podczas pożarów

4.4. Badanie własności optycznych aerozoli pustynnych i aerozoli wulkanicznychBadanie własności optycznych aerozoli pustynnych i aerozoli wulkanicznych

5.5. Badanie wpływu profilu pionowego współczynnika absorpcji aerozoli na Badanie wpływu profilu pionowego współczynnika absorpcji aerozoli na wymuszanie radiacyjne i ogrzanie r

wymuszanie radiacyjne i ogrzanie radiacyjneadiacyjne

6.6. Określenie wpływu depozycji aerozoli absorbujących na albedo śniegu oraz Określenie wpływu depozycji aerozoli absorbujących na albedo śniegu oraz wymuszanie radiacyjne aerozolu

wymuszanie radiacyjne aerozolu

7.7. Przygotowanie i wykonanie kilku symulacji klimatycznych dla różnych Przygotowanie i wykonanie kilku symulacji klimatycznych dla różnych parametryzacji własności optycznych a

parametryzacji własności optycznych aerozolierozoli

8.8. Badanie wpływu parametryzacji własności absorpcyjnych aerozoli na zmiany Badanie wpływu parametryzacji własności absorpcyjnych aerozoli na zmiany temperatur powietrza w latach 1970-2010 i współczynnika wrażliwości

temperatur powietrza w latach 1970-2010 i współczynnika wrażliwości klimatycznej

klimatycznej

Własności optyczne Własności optyczne

aerozolu aerozolu

single scattering properties (inherent)

 (, z) - współ. ekstynkcji

(,z) - SSA

P(,,z) - funkcja fazowa

 ()- AOT

< () >- średnie SSA

<P( ,)> - średnia funkcja fazowa N(r,z) – rozkład wielkości cząstek

n(z)=m(,z)+i·k(,z) – współ. refrakcji kształt cząstek

uproszczenie

Teoria Rayleigha, MIE, DDA, Tmatrix itd.

Model transferu radiacyjnego

wymuszanie radiacyjne wymuszanie radiacyjne

lub

metody odwrotne

Metodologia wyznaczania profili pionowych Metodologia wyznaczania profili pionowych współczynnika absorpcji i albeda pojedynczego współczynnika absorpcji i albeda pojedynczego

rozpraszania.

rozpraszania.

• Metoda I: Połączenie pomiarów pionowych mini-Metoda I: Połączenie pomiarów pionowych mini- aethalometrem AE-51 i lidarem.

aethalometrem AE-51 i lidarem.

• Metoda II: Metoda odwrotna stosowana do sygnałów Metoda II: Metoda odwrotna stosowana do sygnałów

lidarowych. Wyznaczanie własności mikrofizycznych aerozoli lidarowych. Wyznaczanie własności mikrofizycznych aerozoli

(rozkład wielkości współczynnik załamania światła) na (rozkład wielkości współczynnik załamania światła) na

podstawie sygnałów z kanałów elastycznych i podstawie sygnałów z kanałów elastycznych i

Ramanowskich.

Ramanowskich.

System do sondowania dolnej troposfery System do sondowania dolnej troposfery

1. Lidar o niskiej kompresji geometrycznej rzędu 100 m, 4 1. Lidar o niskiej kompresji geometrycznej rzędu 100 m, 4

kanały (2 elastyczne, 355, 532 nm, 2 Ramanowskie, kanały (2 elastyczne, 355, 532 nm, 2 Ramanowskie,

387, 607 nm) 387, 607 nm)

2. Zdalna platforma do sondowania dolnej troposfery 2. Zdalna platforma do sondowania dolnej troposfery

wyposażona w zestaw czujników meteorologicznych wyposażona w zestaw czujników meteorologicznych

(RS92SGP Vaisala) oraz zminiaturyzowany aethalometr (RS92SGP Vaisala) oraz zminiaturyzowany aethalometr

AE-51.

AE-51.

- system przenoszenia oparty o samolot autonomiczny o - system przenoszenia oparty o samolot autonomiczny o

udźwigu ok. 0.6kg.

udźwigu ok. 0.6kg.

- wykonywane będą również pomiary za pomocą balonu na - wykonywane będą również pomiary za pomocą balonu na

uwięzi do wysokości ok. 200-300m.

uwięzi do wysokości ok. 200-300m.

Samolot autonomiczny Samolot autonomiczny

Planowe jest wykonywanie Planowe jest wykonywanie

profili pionowych do wys. 2 km profili pionowych do wys. 2 km

Przykład smogu 4.4.2009

Zawadzka et al., 2013

4.4.2009

MODIS AOT at 550 nm

Przegląd technik pomiarowych z zakresu Przegląd technik pomiarowych z zakresu

absorpcji aerozoli absorpcji aerozoli

In-situ In-situ

• ^{PSAP PSAP ABS ABS 20%20%}

• Aethalometr Aethalometr _{ABS ABS} 20-25%20-25%

• ^{MAAP MAAP ABS ABS 12%12%}

• Photo-Acustic PSAP, PAXPhoto-Acustic PSAP, PAX

_ABSABS 5-10%5-10%

Teledetekcjne Teledetekcjne

• Fotometr CIMEL Fotometr CIMEL

<<> > 0.030.03

• OMI, MISR OMI, MISR

<

<  > b. duży błąd > b. duży błąd

• Lidar (Ramanowski) Lidar (Ramanowski)

 (z) b. duży błąd (z) b. duży błąd

Metody oparte o depozycję aerozolu na filtrze Metody oparte o depozycję aerozolu na filtrze

PSAP, Aethalometr MAAP PSAP, Aethalometr MAAP

Pomiary absorpcji aerozoli przy użyciu mini- Pomiary absorpcji aerozoli przy użyciu mini-

aethelometru AE-51 aethelometru AE-51

• Długość fali 880 nmDługość fali 880 nm

• Rozdzielczość czasowa 10 sek.Rozdzielczość czasowa 10 sek.

• Maksymalna prędkość przepływu powietrza 250 ml/minMaksymalna prędkość przepływu powietrza 250 ml/min

• Pomiar koncentracji BC Pomiar koncentracji BC

• Masa 250 gMasa 250 g

PAX (Photoacoustic Extinctiometer) Black Carbon Monitor

• Pomiar współczynnika absorpcji i rozpraszania aerozolu Pomiar współczynnika absorpcji i rozpraszania aerozolu w zakresie 1-10000 mM

w zakresie 1-10000 mM^-1-1..

• Wyznaczanie albeda pojedynczego rozpraszania Wyznaczanie albeda pojedynczego rozpraszania

• Rozdzielczość czasowa < 10 sRozdzielczość czasowa < 10 s

• Długość fali 532 lub 870 Długość fali 532 lub 870

• Częstotliwość lasera 1500 HzCzęstotliwość lasera 1500 Hz

Remiszewska et al., 2007 Remiszewska et al., 2007

Metoda I

Korekcja rozpraszania na filtrze aethalometru na podstawie z pomiarów w kanale Ramanowskim

Lidar ARD -> Polly XT type

Do istniejącego systemu zostanie dobudowana detekcja bliskiego pola

bliskie pole bliskie pole

Lidar ARD

4949

Wyznaczanie współczynnika ekstynkcji aerozolu Wyznaczanie współczynnika ekstynkcji aerozolu

• Równanie lidaru dla kanału elastycznego:Równanie lidaru dla kanału elastycznego:

• Równanie lidaru ramanowskiego ma postać:Równanie lidaru ramanowskiego ma postać:



 



        



 







 ^{, ,z) C( )C( ) (}_z ^{,z) exp} ^{( ( , ) ( , ))d}

( S

z

0

R 2 o

o R R

o R

o

_R(_o,z) – współ. rozpraszania Ramana na molekułach powietrza

(_o,z) – sumaryczna ekstynkcja aerozolu i Rayleigha dla długości fali _o

(_R,z) - sumaryczna ekstynkcja aerozolu i Rayleigha dla długości fali _R

















,z) C[ ( ,z) ( ,z)]exp 2 [ ( ,z) ( ,z)]dz (

S _{M A M A}

5050

• Równanie lidarowe w tym przypadku ma tylko jedną niewiadomą (profil pionowy ekstynkcji), gdyż współczynnik rozpraszania

wstecznego dla rozpraszania Ramana na molekułach powietrza może być wyznaczony na podstawie przybliżonych informacji o ciśnieniu i temperaturze powietrza.

• RównanieRównanie w formie różniczkowej ma postać: w formie różniczkowej ma postać:

) z , ( )

z , ( )

z , ( dz ln

] d z ) z , ,

( S dz ln[

d

R o

o R 2

R

o         



Zakładamy, że rozpraszanie na aerozolu można przybliżyć prawem Angstroma: _a  ^

Założenie to jest często bardzo dobrze spełnione gdyż

różnica długości fal: _o oraz _R jest stosunkowo niewielka.

5151

) z , ( )

z , ( )

z ,

(_o  _RAY _o  _AER _o



) z , (

) z , (

) z ,

(_R  _RAY _R  _AER _R







 







 









R o o

AER R

AER( ,z) ( ,z)















 







 

















 



 











 ^

R o o

AER R

RAY o

RAY o

R

2 R

o ( ,z) ( ,z) ( ,z) 1

) z , (

z ) z , , ( ln S dz

d

) z , ( )

z , z (

) z , , ( S

) z , ln (

dz d 1

) 1 z ,

( _{2 RAY o RAY R}

R o

o R

R o o

AER     



 















 







 





 _

5252

• Powyższe równanie pozwala wyznaczyć współczynnika Powyższe równanie pozwala wyznaczyć współczynnika ekstynkcji aerozolu przy założeniu wykładnika

ekstynkcji aerozolu przy założeniu wykładnika Angstroma.

Angstroma.

• Zauważmy jednak, że Zauważmy jednak, że =|=|_oo- - _RR| wynosi zwykle | wynosi zwykle kilkadziesiąt nm. Stąd, błąd założenia wykładnika kilkadziesiąt nm. Stąd, błąd założenia wykładnika Angstroma ma na ogół drugorzędne znaczenia na Angstroma ma na ogół drugorzędne znaczenia na

dokładność metody.

dokładność metody.

• Błąd oszacowania wykładnika Angstroma o 0.5 Błąd oszacowania wykładnika Angstroma o 0.5 powoduje błąd współczynnika ekstynkcji ok. 5%.

powoduje błąd współczynnika ekstynkcji ok. 5%.

Uwagi

Metoda II – metoda odwrotna dla sygnałów Metoda II – metoda odwrotna dla sygnałów

lidarowych lidarowych

^x,m(z)^{r n(r,z)dr}

Q )

, z

( ²

0

 ext









 ^{(z, ) Q} ^x,m(z)^r2n(r,z)dr

0

 back











=387, 607 nm =355, 532 nm

n(r )- rozkład wielkości cząstek,

m=m_r+im_i – zespolony współczynnik refrakcji

Q_ext, Q_back – efektywne przekroje czynne na ekstynkcję i rozpraszanie wsteczne (dla cząstek sferycznych z teorii Lorenza-Mie)

x – parametr wielkości (2r/) dr

) r ( K ) r ( f g

2

1

r

r

i

i ^ 





f  ^T   ^{1 T}























































1 1

1 1

1

1 1

1

N 1 ...

...

N

...

...

...

...

N ...

N 1 N

N ...

N N

1 Hˆ



 ^N

1 j

j jw (r) f

) r (

rozwiązanie f

w postaci

dr ) r ( K ) r ( w A

2

1

r

r

i j

ij ^ 

Wyznaczanie albeda pojedynczego rozpraszania Wyznaczanie albeda pojedynczego rozpraszania

 

^x,m(z)^{r n(r,z)dr}

Q

dr ) z , r ( n r ) z ( m , x Q

) , z (

2 0

ext

2 0

scat















Badanie wpływu BC na zmiany albeda śniegu i Badanie wpływu BC na zmiany albeda śniegu i

wymuszenia radiacyjnego wymuszenia radiacyjnego

Zmiana albeda śniegu podczas gęstego smogu w lutym 2012 r., stacja SolarAOT, Strzyżów

Wymuszanie radiacyjne BC nad śniegiem Wymuszanie radiacyjne BC nad śniegiem

duża (dodatnia) wartość wymuszania radiacyjnego

aerozoli

-mniejsza (dodatnia) wartość wymuszania radiacyjnego aerozoli

- duża (dodatnia) wartość wymuszanie radiacyjne śniegu

pomiary albeda krótkofalowego i

spektralnego

opracowanie metodologii pomiaru depozycji

BC

pomiary depozycji BC na

śniegu

modelowanie RF pomiary struktury fizycznej

śniegu

Badania wpływu BC na albedo śniegu

modelowanie własności optycznych śniegu

wyznaczanie zmian albeda związanych

z BC

modelowanie własności optycznych mieszaniny

śniegu i BC

Pomiary depozycji BC i zmian albeda śniegu Pomiary depozycji BC i zmian albeda śniegu

• Metoda gradientowa i kowariancji wirów (AE-51, Young Metoda gradientowa i kowariancji wirów (AE-51, Young 8000) – szacowanie strumienia koncentracji BC.

8000) – szacowanie strumienia koncentracji BC.

• Pomiary albeda krótkofalowego (0.3-4Pomiary albeda krótkofalowego (0.3-4m)m)

• Pomiary albeda spektralnego (0.4-1.0 Pomiary albeda spektralnego (0.4-1.0 m) z m) z rozdzielczością ok. 3 nm.

rozdzielczością ok. 3 nm.

• Pomiary grubości pokrywy śnieżnejPomiary grubości pokrywy śnieżnej

• Pomiary ekwiwalentu wodnego śniegu (disdrometr, Pomiary ekwiwalentu wodnego śniegu (disdrometr, deszczomierz wagowy)

deszczomierz wagowy)

Zamiast podsumowania Zamiast podsumowania

• Złożony projekt w ramach Norweskiego Mechanizmu Finansowego Impact of absorbing aerosols on radiative forcing in the European Arctic został zaakceptowany do finasowania.

• Okres realizacji 2013-2016

• Budżet 4 mil. zł.

• Konsorcjum:

- UW, Instytut Oceanologii Polskiej Akademii Nauk, Center for International Climate and Environmental Research (CICERO) oraz Andøya Rocket Range (ARR).

• Kampanie pomiarowe: Andoya (sierpień 2013), Spitsbergen (wiosna 2014).