Rola aerozoli w procesach Rola aerozoli w procesach klimatycznych. klimatycznych.

(1)

Rola aerozoli w procesach Rola aerozoli w procesach

klimatycznych.

Krzysztof M. Markowicz Instytut Geofizyki UW

(2)

Dlaczego aerozole?

aerozole w przeciwieństwie do efektu cieplarnianego ochładzają klimat

pełnia kluczowa role w procesach powstawania chmur i opadów

(3)

11/29/21 Krzysztof Markowicz kmark@igf.f

Atmosfera h100 km

R6378 km

(4)

Procesy klimatyczne

To procesy fizyczne zachodzące w atmosferze i

oceanach prowadzące do zmian klimatu. Najczęściej zalicza się do nich obieg ociepla, cykl hydrologiczny oraz cyrkulację powietrza.

Determinują zmiany naturalne i antropogeniczne systemu klimatycznego oraz jego odpowiedz na zaburzenia (np. wzrost koncentracji gazów

cieplarnianych).

Ważnym pojęciem w systemie klimatycznym są

sprzężenia zwrotne, które związane są z procesami klimatycznymi. Zwiększają (sprzężenie dodatnie) lub

(5)

Przykład sprzężenia zwrotnego w systemie klimatycznym Ziemi-Atmosfera

Albedo+

Strumień ciepła utajonego i odczuwalnego

Ocean

T+

Podwojenie koncentracji CO₂

Promieniowanie słoneczne

T-

ujemne sprzężenie zwrotne

(6)

Najważniejsze elementy systemu klimatycznego

Para wodna Chmury

Oceany

Powierzchnia ziemi, Lodowce Stratosfera z warstwą ozonu

Pozostałe gazy cieplarniane (głównie CO₂)

(7)

Przyczyny zmian klimatu Efekt cieplarniany

Efekt aerozolowy (bezpośredni i pośredni) Zmiany cyrkulacji oceanicznej

Wybuchy wulkanów

Zmienność aktywności słońca Zmiany w ozonosferze

Przyczyny długookresowe Zmienność orbity ziemskiej

Dryf kontynentów

Zmiany składu atmosfery

(8)

11/29/21 Krzysztof Markowicz kmark@igf.f uw.edu.pl

Anomalie średniej temperatury względem

okresu 1961-1990

(9)

(10)

Globalne ochładzanie w stratosferze

Globalne ocieplenie w troposferze

(11)

Zmiany klimatu związane są ze zmianą bilansu energii w układzie Ziemia-Atmosfera

Zasadniczą kwestią w badaniach zmian klimatu są obserwacje składowych bilansu energii oraz studia nad rozumieniem procesów prowadzących do zmiany stanu równowagi termodynamicznej

(12)

Podstawy promieniowania w atmosferze

Stała słoneczna – natężenie promieniowania słonecznego na górnej granicy atmosfery padającego na jednostkowa

powierzchnie ustawiona prostopadle do padania

promieniowania. Wynosi ona 1368 Wm²i zmienia się 3.3% w ciągu roku. Uśredniona po całym globie wartość stałej

słonecznej wynosi 342 Wm²

Promieniowanie ziemskie (podczerwone) ^związanie

jest z temperatura powierzchni ziemi i w przypadku ciała

doskonale czarnego wynosi F=T⁴, gdzie  jest stała Stefana Boltzmanna 5.67x10^-8. Odstępstwo powierzchni ziemi od

modelu ciała doskonale czarnego definiuje się przez zdolność emisyjna  ). W tym przypadku wzór S. Boltzmanna ma postać F =  T⁴.

Typowa wartość zmienności emisyjnej zmienia się w przedziale

(13)

Promieniowanie słoneczne oraz ziemskie

(14)

Bilans Energii w Atmosferze

(15)

11/29/21 Krzysztof Markowicz kmark@igf.f uw.edu.pl

Wymuszanie radiacyjne Promieniowanie na szczycie atmosfery:

Promieniowanie Słoneczne F_o/4 Promieniowanie odbite RF_o/4 Słoneczne pochłonięte: F_o(1-R)/4

Ziemskie emitowane w kosmos: Tr_effT_s⁴ Przy założeniu równowagi radiacyjnej i

braku atmosfery (Tr_eff=1):

(temperatura efektywna)

T_eff=255 K

średnia temperatura: 288 K

efekt cieplarniany= 288-255=33 K wymuszenie radiacyjne- zaburzenie równowagi poprzez:

• zmianę albeda R

• zmianę efektywnej transmisji Tr

4 o

eff

) R 1 ( T F



 

Podwojenie CO₂(2050 rok) prowadzi do wymuszania radiacyjnego +4Wm^-2

T=1.2 K

realna wartość 2.4 K (para wodna)

(16)

Termiczny wymiar efektu cieplarnianego

gazy cieplarniane procentowy wkład koncentracja

para wodna 20.6 62.1% 30 ppvt

CO₂ 7.2 21.7% 350 ppmv

0₃ 2.4 7.2% 50 ppbv

N₂0 1.4 4.2% 320 ppbv

CH₄ 0.8 2.4% 17 ppbv

freony <0.8 2.4% 1 ppbv

efekt cieplarniany 33.2

T

(17)

(18)

Zanieczyszczenia atmosfery zwane inaczej aerozolami to małe cząstki stałe lub ciekłe powstające w sposób naturalny oraz w wyniku działalności gospodarczej człowieka.

Rodzaje aerozoli:

• sól morska

• drobiny piasku

• pyły (wulkaniczny)

• fragmenty roślin

• sadza (elemental carbon), organic carbon

• siarczany, azotany

• związki organiczne i nieorganiczne

Aerozole naturalne.

Aerozole antropogeniczne

(19)

niehigroskopijny higroskopijny

Inny podział aerozoli bardzo ważny z punktu widzenia fizyki atmosfery

Sól morska

Siarczany, azotany Aerozole organiczne Pył pustynny

Sadze

(20)

Wielkość i kształt cząstek aerozolu

(21)

Zmętnienie atmosfery powstałe w wyniku

obecności aerozoli

(22)

(23)

(24)

Zakres wielkości cząstek aerozolu:

R=0.001- 5 μm

W rozkładzie wielości aerozoli wyróżniany 3 charakterystyczne grupy cząstek:

• cząstki Aitkena (nucleation mod), r<0.05 m

• cząstki w modzie akumulacyjnym (accumulation mod), 0.05<r<0.5 m

• cząstki duże (coarse mod), r>0.5 m

Szczególnie istotne znaczenie w atmosferze z klimatycznego punktu widzenia mają ostatnie dwa typy cząstek.

(25)

Cząstki Aitkena

powstają w czasie nukleacji homo- lub

heterogenicznej pary nasyconej gazów zawartych w atmosferze.

Znacznie tych cząstek w procesach klimatycznych jest marginalne

(26)

Cząstki w modzie akumulacyjnym powstają

w wyniku kondensacji pary wodnej na małych cząstkach Aitken’owskich.

w wyniku konwersji chemicznej gazu do cząstek w wyniku produkcji mechanicznej

Cząstki w tym modzie są reprezentowane przez niemal wszystkie typy aerozoli występujących w przyrodzie.

(27)

Aerozole duże powstają w wyniku :

koagulacji (łączenia się mniejszych cząstek w wyniku zderzeń).

Zaliczają się do nich głownie aerozole w fazie ciekłej (np. krople kwasu siarkowego) ale również aerozole w fazie stałej (np.

dołączanie się cząstek sadzy do drobin piasku)

produkcji mechanicznej (powstawanie soli morskiej podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu piaskowego w czasie silnego wiatru)

(28)

Objętościowy rozkład wielkości cząstek

(29)

Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj)

(30)

Grubość optyczna aerozoli o promieniu r<1 m

(aerozol antropogeniczny i powstały w czasie pożarów)

Grubość optyczna aerozoli o promieniu r>1 m

(piasek i sól morska)

(31)

Usuwanie aerozoli z atmosfery

Sucha depozycja

Sedymentacja – osiadanie grawitacyjne (efektywnie usuwane tylko duże cząstki)

Wilgotna depozycja (wymywanie przez krople chmurowe lub krople deszczu).

Efektywne usuwanie cząstek z modu akumulacyjnego

(32)

Wpływ aerozoli na klimat Ziemi

Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcje promieniowania)

• Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie na własności mikrofizyczne chmur)

(33)

Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat

warstwa aerozolu

redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi

wzrost absorpcji w atmosferze

wzrost albeda planetarnego

(34)

Bilans promieniowania

Bilans radiacyjny w atmosferze –100 Wm^-2

(35)

Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków

. .. . . .. .. .

. .. . . .. .. .. .

. .. . . .. .. .. .. . . ::. .

. .. . . ._._.. .. .. .. .

. ... . ........ . .. . .. . ........

::::::

::::

::::

:: ::

Stratocumulus

większe albedo

Większa koncentracja kropel,

Mniejszy promień r_e

(36)

Pierwszy pośredni wpływ aerozoli Chmury ‘czyste’ i ‘zanieczyszczone’

Czyste powietrze, mała ilość jąder kondensacji.

Mała koncentracja.

Zanieczyszczone powietrze, duża ilość jąder kondensacji.

Duża koncentracja.

(37)

Rola chmur z warstwy granicznej w systemie klimatycznym

Albedo

CCN

Zanieczyszczenia Strumień

ciepła utajonego i odczuwalnego

Ocean

Długość życia i rozciągłość

przestrzenna Koncentracja

kropelek Intensywność opadu

T DMS

+

(38)

Rola chmur w klimacie ziemskim

342 Wm^-2 342 Wm^-2

T_s⁴

T_a⁴

T_a

T_s⁴

TT_s

(39)

chmury wysokie ocieplają klimat

chmury niskie ochładzają klimat

(40)

Wymuszanie radiacyjne aerozoli oraz gazów cieplarnianych dla roku 2000 względem roku 1750 (raport IPCC 2001).

(41)

F_o/4 T_effσT⁴

F_TOA(R_o, T_eff^,T) aerozol

R_o /4

W stanie równowagi:

F_o (1-R_o)/4=T_eff T⁴ Efekt bezpośredni

R- planetarne albedo F_o stałą

słoneczna

(42)



 eF 

F _o

F_o

warstwa aerozolu

Transfer promieniowana przez atmosferę

prawo Lamberta Beera dla Promieniowania bezpośredniego

 - grubość optyczna aerozolu

związana z całkowitą zawartością aerozolu a atmosferze e^- jest transmisja promieniowania w atmosferze

Promieniowanie rozproszone

Aerozol rozprasza i absorbuje promieniowanie

(43)

Różnica w promieniowaniu rozproszonym

(44)

1. Rozpraszanie na molekułach i najmniejszych aerozolach - Rayleigh’owskie rozpraszanie proporcjonalne do ^-4

• zjawisko to odpowiedzialne jest za błękitny kolor nieba.

• charakterystyczna cechą jest to że promieniowanie jest symetrycznie rozpraszane do przodu jak i do tyłu.

2. Rozpraszanie na aerozolu opisywane jest przez teorie MIE

• rozpraszanie MIE nie zależy tak silnie od długości fali a zatem zarówno fale krótkie (niebieskie) jak i dłuższe (czerwone) są podobnie rozpraszane. W rezultacie niebo staje się „białawe” po rozpraszaniu na „dużych” cząstkach.

Rozpraszanie w atmosferze

Co byłoby gdyby nie było rozpraszania w atmosferze?

(45)

Rozpraszanie MIE Promieniowanie słoneczne:

=0.5 m, x: 0.1-60

x=2r/  - parametr wielkości

Promieniowanie ziemskie:

=10 m, x: 0.006-3

Kiedy mamy doczynienia z rozpraszaniem Rayleigh’a a kiedy z MIE ?

x=2r/  - parametr wielkości

Gdy x<0.1 rozpraszanie Rayleigh’a (cząstka jest mniejsza niż długość fali)

Gdy x>0.1 rozpraszanie MIE (cząstka ma rozmiary co najmniej porównywalne z długością fali)

(46)

(47)

model radiacyjny aerozolu

F_o

F_oexp(-)

F_o(1-)(1-exp(-)) F_o(1-exp(-))

F_o(1-)(1-exp(-))

 - grubość optyczna aerozolu

 - albedo pojedynczego rozpraszania

=_scat /_ext

- cześć promieniowania rozpraszania do tyłu Dla molekuł =0.5

Dla aerozoli  (0.1 – 0.2)

R_s

Transmisja przez warstwę aerozolu t= exp(-)+ (1-)(1-exp(-)) Odbicie od warstwy aerozolu r= (1-exp(-))

(48)

model radiacyjny aerozolu

F_o

F_oexp(-)

F_o(1-)(1-exp(-)) F_o(1-exp(-))

F_o(1-)(1-exp(-))

Promieniowanie wychodzące z atmosfery:

F_r= F_o (r+t²R_s +t²R_s²r+t²R_s³ r²+...)

F_r= F_o [r+t²R_s /(1-R_sr)]

Zmiana albeda planetarnego przez aerozol:

R_s=[r+t²R_s /(1-R_sr)]-R_s

(49)

dla > _c R_s>0 : ochładzanie dla < _c R_s<0 : ogrzewanie Dla <<1 ; typowa wartość 0.1-0.2

t= exp(-)+ (1-)(1-exp(-)) r= (1-exp(-))

t=1- +(1-)

r= 

R_s=+[(1-R_s)²-2R_s(1/-1)/]

wartość krytyczna  dla której R_s =0

 =2R_s/[2R_s+(1-R_s)²]

(50)

Badania wpływu aerozolu na klimat

(51)

Przyrządy na statku w czasie rejsu Hawaje-Japonia, 2001

(ACE-Asia)

(52)

Stacja badawcza na Krecie

przyrządy radiacyjne

(53)

pożary w sierpniu 2001

(54)

Główne wyniki badań

Porównanie wymuszania radiacyjnego aerozolu w rożnych rejonach świata

(55)

Średnie wymuszanie radiacyjne

(56)

Podsumowanie

W skali globu efekt cieplarniany przewyższa bezpośredni wpływ aerozolu na klimat ale...

Ciągle zbyt mało wiemy o efekcie pośrednim (chmury) którego wpływ wydaje się być szalenie istotny.

W skali lokalnej chłodzenie aerozolowe może kilka- krotne przewyższać efekt cieplarniany.

Wpływ aerozolu zależy od albeda powierzchni ziemi przez co ten sam typ aerozolu w różnych rejonach

świata może ochładzać a nawet ocieplać klimat.

(57)

Rola aerozoli w procesach Rola aerozoli w procesach klimatycznych. klimatycznych.