Fizyka Klimatu Ziemi Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury

(1)

Fizyka Klimatu Ziemi

Wykład monograficzny 6 Aerozole i chmury

Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki Uniwersytet Warszawski

kmark@igf.fuw.edu.pl

www.igf.fuw.edu.pl/meteo/stacja

(2)

Wpływ aerozoli i chmur Wpływ aerozoli i chmur

na system klimatyczny

(3)

3

Bilans promieniowania słonecznego oraz ziemskiego atmosferze (Trenberth, K.E., J.T. Fasullo, and J. Kiehl, 2009).

(4)

(5)

11/29/21 11/29/21

Krzysztof Markowicz Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl kmark@igf.fuw.edu.pl

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 antropogeniczne lub naturalne (wulkaniczny)

• fragmenty roślin

• sadza (elemental carbon), organic carbon

• siarczany, azotany

• związki organiczne i nieorganiczne

Aerozole naturalne.

Aerozole antropogeniczne

(6)

Wielkość i kształt cząstek aerozolu Wielkość i kształt cząstek aerozolu

(7)

(8)

Zmętnienie atmosfery Zmętnienie atmosfery

powstałe w wyniku powstałe w wyniku obecności aerozoli obecności aerozoli

(9)

11/29/21 11/29/21

(10)

Podział aerozoli ze względu na ich rozmiar Podział aerozoli ze względu na ich rozmiar

W rozkładzie wielości aerozoli wyróżniany 3 charakterystyczne grupy cząstek:

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

• cząstki małe (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.

(11)

11/29/21 11/29/21

Produkcja aerozoli Produkcja aerozoli

• produkcja mechaniczna (powstawanie soli morskiej produkcja mechaniczna (powstawanie soli morskiej

podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu podczas załamywania fal morskich czy wynoszenie pyłu pustynnego w czasie burz pyłowych)

pustynnego w czasie burz pyłowych)

• spalanie biomasy spalanie biomasy

• spalanie przemysłowe (pyły, gazy)spalanie przemysłowe (pyły, gazy)

• konwersja gazu do cząstek np. do kwasu siarkowego czy konwersja gazu do cząstek np. do kwasu siarkowego czy azotowego

azotowego

(12)

Usuwanie aerozoli z atmosfery Usuwanie aerozoli z atmosfery

• Sucha depozycja Sucha depozycja

Sedymentacja – osiadanie grawitacyjne

Sedymentacja – osiadanie grawitacyjne (efektywnie usuwane (efektywnie usuwane tylko duże cząstki)

tylko duże cząstki)

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

krople deszczu).

Efektywne usuwanie cząstek z klasy akumulacyjnej Efektywne usuwanie cząstek z klasy akumulacyjnej

(13)

11/29/21 11/29/21

Średnia grubość optyczna aerozolu (marzec- maj)

dr ) r ( n r m r , Q 2

)

(^ ^ ^ _ext^_^ _^ ^_^ ² _c



 



) F ( )e (

F _o

(14)

Wpływ aerozoli na klimat Ziemi Wpływ aerozoli na klimat Ziemi

Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcję Efekt bezpośredni (poprzez rozpraszanie i absorpcję

promieniowania w atmosferze promieniowania w atmosferze

Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie aerozolu na Efekt pośredni (poprzez oddziaływanie aerozolu na

własności mikrofizyczne chmur) własności mikrofizyczne chmur)

(15)

Wpływ aerozolu na klimat Wpływ aerozolu na klimat

1)1) Efekt bezpośredniEfekt bezpośredni

poprzez rozpraszanie i pochłanianie poprzez rozpraszanie i pochłanianie promieniowania słonecznego

promieniowania słonecznego

dochodzącego do powierzchni Ziemi.

2) Efekt pośredni

oddziaływanie aerozolu na własności chmur oraz ich czas życia

Aerozole chłodzą klimat!

(16)

warstwa aerozolu

redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi

wzrost absorpcji w atmosferze wzrost albeda planetarnego

Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat

(17)

11/29/21 11/29/21

Bilans Energii w Atmosferze Bilans Energii w Atmosferze

Bilans radiacyjny w atmosferze

–100 Wm^-2

(18)

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(-))

Efekt bezpośredni -prosty model radiacyjny

(19)

11/29/21 11/29/21

F_o

F_o(1-)(1-exp(-)) F_or

R_s

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

F_ot

F_otR_s

F_ot²R_s

(20)

dla > _c R_s>0 : ochładzanie dla < _c R_s<0 : ogrzewanie Dla <<1 (średnia 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]

(21)

• Spektralna zależność albeda

pojedynczego rozpraszania dla różnych typów aerozolu, Streamer

• Spektralna zależność parametru

asymetrii dla różnych typów aerozolu (na podstawie kodu Streamer)

(22)

tak więc tak więc

• aerozole nad ciemną powierzchnią Ziemi zawsze aerozole nad ciemną powierzchnią Ziemi zawsze ochładzają klimat.

ochładzają klimat.

• aerozole nad bardzo jasnymi powierzchniami (śnieg) aerozole nad bardzo jasnymi powierzchniami (śnieg) ogrzewają klimat.

ogrzewają klimat.

• w przypadku pośrednim ochładzanie bądź ogrzewanie w przypadku pośrednim ochładzanie bądź ogrzewanie zależy od własności optycznych aerozoli oraz własności zależy od własności optycznych aerozoli oraz własności odbijających podłoża.

odbijających podłoża.

• jednak zawsze obecność aerozoli prowadzi do redukcji jednak zawsze obecność aerozoli prowadzi do redukcji promieniowania przy powierzchni Ziemi a zatem

promieniowania przy powierzchni Ziemi a zatem ochładzania.

ochładzania.

TOA

(23)

• Zmiana planetarnego albeda układu Ziemia-Atmosfera w zależności od albeda pojedynczego rozpraszania i grubości optycznej przy współczynniku rozpraszania do tyłu równego 0.2.

Zmiana planetarnego albeda układu Ziemia-Atmosfera w zależności od grubości optycznej aerozolu oraz

albeda pojedynczego rozpraszania przy współczynniku rozpraszania do tyłu równego 0.4.

(24)

Zmiany temperatury związane z obecnością aerozolu

• Wymuszanie radiacyjne w tym przypadku wynosi

• Współczynnik wrażliwości klimatu na zmiany radiacyjne podobnie, jak w przypadku efektu cieplarnianego ma postać

• Zmiana temperatury powietrza wyrażamy wzorem

S sF R N  



L s 1

S L

F 4

T T

F  



 







 





S s L

S

S R F

F 4 N T

T     



L s

S(1 R ) F

F  

R

T 

Po uwzględnieniu bilansu promieniowania na górnej granicy atmosfery w postaci otrzymujemy

(25)

• Zakładając zmianę globalnego albeda, związana z obecnością aerozoli, na poziomie 1% otrzymujemy zmianę temperatury o ok. 1K.

• Z przedstawionych wykresów wynika, że zmiany albeda mogą być większe niż 1% zatem chłodzenie aerozolowe może być znacznie większe. Zależy to oczywiście od lokalnych właściwości optycznych aerozolu.

• Jednak wymuszanie zmian klimatu przez aerozol jak widać jest tego samego rzędu, co wywołane stale rosnącym efektem cieplarnianym.

(26)

Globalne zaciemnienie Globalne zaciemnienie

w XX wieku.

(27)

Kim and Ramanathan (2008)27

Grubość optyczna aerozolu

(28)

Kim and Ramanathan (2008) Wymuszanie radiacyjne aerozolu wyznaczone na podstawie pomiarów satelitarnych

(29)

29

Kim and Ramanathan (2008) Wymuszanie radiacyjne aerozolu wyznaczone na podstawie pomiarów satelitarnych

(30)

Wymuszanie radiacyjne wszystkich aerozoli znajdujących się w atmosferze

(31)

11/29/21 11/29/21

. .. . . .. .. .

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

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

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

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

::::::

::::

::::

:: ::

Stratocumulus

większe albedo

Większa koncentracja kropel,

Mniejszy promień r_e

Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków

(32)

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’

(33)

11/29/21 11/29/21

Optyczny model chmury Optyczny model chmury

Albedo chmury w przybliżeniu dwu-strumieniowym Albedo chmury w przybliżeniu dwu-strumieniowym

g 1 ) 2

g 1 ( 2

) g 1 ( F

R F

 



 









 

 _^

R 13





 

gdzie g jest parametrem asymetrii związanym z rozpraszaniem promieniowania na

kropelkach lub kryształach lodu, zaś  grubością optyczna chmury. Przyjmując parametr asymetrii dla chmury równy około g=0.85 otrzymujemy

Rozważmy jednorodną chmurę o monodyspersyjnym rozkładzie wielkości

o ext

2Q N

hr





Przyjmując, że dla obszaru widzialnego parametr wielkości x=2r/>>1 stąd Q_ext=2

(34)

r 2 N

dN r

hN 2

) N r 2 r

dN ( h 2 d

o o 2

o

o 2

o  





 



0 )

r N 3 r

dN ( 3 h

0 4

dLWC    _w _o ³  _o ² 

o o

N 3 dN 1 r 

o o o

o o

o

N dN 3

1 N

dN 3

2 N

dN

d   



Zakładając, że LWC nie zależy od wysokości

LWC o

o dN

d d

dR dN

dR 

 



 





o w

3 hN

3 r

LWC  4  

Wyznaczamy zależność albeda chmur R od liczby kropelek N przy stałej zawartości wody ciekłej (LWC)

Obliczmy wielkość stąd

(35)

2

2 ( 13)

13 )

13 (

13 d

dR



 









 



13 R 1

N 3

13 N

3 1 ) 13 (

13 dN

d d

dR dN

dR

o o

2 LWC o

o    



 



 



 





o LWC o

o 3N

) R 1

( R R

13 N

3 R dN

dR  

 



 





ostatecznie

Tylko w przypadku chmur

zawierających mała liczbę kropel N<100 cm^-3 albedo chmury

zależy silnie od koncentracji tym samym zawartości aerozoli.

(36)

Przykład

• Rozważmy dwie chmury o monodyspersyjnym rozkładzie kropel, grubości pionowej 400 metrów, przy czym pierwsza składa się z kropelek wody o promieniu r₁ =10 m

i koncentracji N₁ =1000 1/cm³, zaś druga z kropel o promieniu r₂

=20 m.

• Zakładając, że wodność obu chmur jest identyczna możemy wyznaczyć koncentracje kropel w drugiej chmurze ze wzoru (125 1/cm³)

• Stosując teorię rozpraszania MIE wyznaczamy parametry asymetrii dla obu chmur. Wynoszą one odpowiednio 0.86 i 0.87.

• Grubość optyczny chmur wynosi: 188 i 94

• Albedo chmur: 0.93 i 0.86.

(37)

11/29/21

Krzysztof Markowicz kmark@igf.fuw.edu.pl

Wpływ aerozolu na bilans radiacyjny - podsumowanie

(38)

Projekt A-train Projekt A-train badanie wpływu badanie wpływu aerozolu na klimat aerozolu na klimat

(39)

Wpływ chmur na klimat

• Chmury pokrywają około 50% powierzchni Ziemi, dlatego, też są one bardzo ważne z klimatycznego punktu widzenia.

• Chmury zwiększają albedo planetarne od 14 do 30%.

• Z drugiej zmniejszają ucieczkę promieniowania

długofalowego w przestrzeń kosmiczną zapobiegając w ten sposób utracie energii.

• Wpływ chmur na klimat zależy od ich własności optycznych oraz temperatury.

(40)

Czy chmury są doskonale czarne?

(41)

Porosty radiacyjny model izotermicznej chmury

• Bilans energii całej chmury jest ujemy i wynosi















 



 













4

s 4

4

s T

2 T 1 T T

2 T

H

Ochładzanie to jest tym silniejsze im wyższa jest temperatura chmury a zatem im bliżej ziemi znajduje się chmura.

(42)

• Rozważmy bilans promieniowania długofalowego na dolnej oraz

górnej powierzchni chmury. Ograniczenie się tylko do promieniowania długofalowego odpowiada sytuacji nocnej. Strumień netto na dolnej granicy chmury wynosi

gdzie T_base jest temperaturą podstawy chmury, zaś T_s temperaturą powierzchni ziemi

• Przy czym założyliśmy, że chmura jest na tyle gruba, że można ją traktować jak ciało doskonale czarne.

• Powyższy wzór jest tylko oszacowaniem górnym gdyż, nie całe promieniowanie emitowane przez powierzchnie ziemi osiąga podstawę chmury.

• Rozpatrzymy chmurę o grubości 700 m o podstawie znajdującej się na poziomie 300 m.

• Niech temperatura powierzchni ziemi wynosi 288 K, zaś do postawy chmury panuje suchoadiabatyczny gradient temperatury.

• Zatem temperatura na wysokości podstawy chmury wynosi 285 K.

• W tym przypadku strumień netto na wysokości podstawy chmury wynosi N  16 W/m².

) T T

( F

F

N_base  ^  ^   _s⁴  _base⁴

(43)

• Strumień netto na szycie chmury można zapisać w postaci

• Ponieważ w chmurze gradient temperatury z wysokością jest gradientem wilgotnoadiabatycznym (6 K/km), dlatego

temperatura na szczycie chmury wynosi około 281 K.

• Ponadto, jeśli przyjmiemy, ze zdolność emisyjna atmosfery po wyżej chmury wynosi 0.8 (w rzeczywistej atmosferze zmienia się od 0.7 w Arktyce do 0.95 w rejonach tropikalnych) to strumień netto na szczycie chmury wynosi ok.211 W/m².

• Zauważmy, że z definicji strumieni netto wynika, że podstawa chmury jest słabo grzana (16 W/m²), zaś wierzchołek chmury silnie chłodzony (211 W/m²).

• Zatem, chmura jest silnie chłodzona jako całość (196 W/m²).

• Obliczmy, jakie jest tempo ochładzania radiacyjnego chmury

) T T

(

N_top   _top⁴  _a⁴

Z 14 C

N N

dt dT

p

top base

rad



 



  K/dzień

(44)

Chmury wysokie ogrzewają a niskie chłodzą…

T_h

T_l

T_s Albedo

10-30% Albedo

60-80%

(45)

11/29/21 11/29/21

ALB_ocean = 5-10 %

ALB_Scu = 30-60 % IR

+

VIS

IR VIS

Ujemne wymuszenie radiacyjne

~ 3-4 % strumienia promieniowania słonecznego otrzymywanego średnio przez

układ Ziemia-Atmosfera

ALB_Scu ~ 5-10*ALB_ocean

Hartmann (1992)

Występowanie Scu: Własności radiacyjne :

~ 20-30 % powierzchni oceanów

(Warren et al., 1986)

Wpływ chmur Scu na globalny bilans Wpływ chmur Scu na globalny bilans

radiacyjny radiacyjny

(46)

Albedo

CCN

Zanieczyszczenia Strumień

ciepła utajonego i odczuwalnego

Ocean

Długość życia i rozciągłość

przestrzenna Koncentracja

kropelek Intensywność opadu

T DMS

+

(47)

Wymuszanie radiacyjne chmur

• Jeśli przez F oznaczymy strumień promieniowania zdefiniowany jako sumę promieniowania bezchmurnego nieba oraz obszaru pokrytego chmurami to wymuszenie radiacyjne chmur można zapisać w postaci

• gdzie C jest częścią obszaru pokrytego przez chmury, Fc strumieniem promieniowania czystego nieba, zaś Fo strumieniem promieniowania związany z chmurami.

C F ) C 1 ( F

F  _c   _o

) F F

( C F

F

C_Forcing   _c  _o  _c

(48)

Wymuszanie radiacyjne chmur

(49)

Wymuszanie radiacyjne chmur na podstawie modelu:

SW -52.9 W/m² LW 20.5 W/m² NET -32.4 W/m²

(50)

Kim and Ramanathan (2008)

(51)

Model klimatu – pierwsze przybliżenie

Atmosfera częściowo pochłania promieniowanie słoneczne (SW) i

długofalowe (LW). Stosujemy przybliżenie ciała doskonale szarego.

Powierzchnia Ziemi 

asw ATMOSFERA a_lw T_a

T_s F₅ F₇

F₁ F₃

F₄ F₆ F₈

F₂

S F₁ 

S ) A 1 )(

a 1 ( F

F₂  ₄   _sw  AS

F₃ 

4 a lw

5 a T

F  

4 a lw 5

6 F a T

F   

4 s lw

8 lw

7 (1 a )F (1 a ) T

F      

4 s

8 T

F  

,

0 F

F F

F

N_TOA  ₁  ₃  ₅  ₇  0 F

F F

F

N_surf  ₂  ₆  ₄  ₈ 

a_sw, a_lw,  – zdolność absorpcyjna dla SW i LW oraz zdolność emisyjna.

(52)

0 T

) a 1 ( T a

SA

S  _lw _a⁴   _lw  _s⁴ 



0 T

a T

S ) a 1 )(

A 1

(   _sw   _s⁴  _lw _a⁴ 



4

lw sw

s 2 a

a ] 2

A 1 S[

T 

 







 

  ⁴

lw lw

lw sw

lw

a (2 a )a

)]

a 1 ( a a

)[

A 1 S (

T 







 

e 4

) A 1 ( T S



 

a

2 

  [a  a (1 a )]



,

Bilans na TOA

Bilans na powierzchni Ziemi Rozwiązanie układu równana prowadzi do wzoru na

temperaturę powierzchni Ziemi i atmosfery.

Wykorzystując związek na temperaturę efektywną

(53)

1. Przypadek szklanej szyby (przeźroczysta dla

promieniowania słonecznego a_SW =0 i całkowicie

nieprzeźroczysta dla promieniowania długofalowego a_LW=1.

K 303 2

T

T_s  _e⁴  T_a  T_e

2. Temperatura powierzchni Ziemi jest wyższa od atmosfery tylko wtedy, gdy a_LW > a_SW(warunek występowania troposfery).

W obecnej atmosferze warunek ten jest spełniony. Gdyby sprężyć całą parę wodną do jednej warstwy, to miałaby ona zdolność aborcyjną dla promieniowania krótkofalowego równą 0.25, zaś zdolność emisyjną dla promieniowania

długofalowego 0.9. Podstawiając te wartości otrzymujemy temperaturę powierzchni Ziemi równą 286 K, zaś atmosfery 250.7 K.

(54)

3. Przypadek tzw. zimy nuklearnej. Jeśliby spalić wszystkie lasy na ziemi oraz budynki powstający smog miałaby w przybliżeniu zdolność absorpcyjną równą jedności, zaś zdolność emisyjną w podczerwieni około 0.9. W tym przypadku temperatura powierzchni Ziemi wyniosłaby 249 K, zaś atmosfery 255 K. Tak więc atmosfera byłaby stabilna i doszłoby do zaniku troposfery.

4. Im większa różnica pomiędzy zdolnością absorpcyjna promieniowania długofalowego słonecznego tym

większa różnica temperatury powierzchni Ziemi i atmosfery.

5. Na wartość zdolności absorpcyjnej promieniowania długofalowego największy wpływ na zawartość gazów cieplarnianych (para wodna, CO₂, ozon, metan itd.).

6. W zakresie promieniowania słonecznego istotną rolę odgrywają aerozole atmosferyczne.

7. Chmury wpływają na wartość zdolności absorpcyjnej w zakresie SW i LW. Stąd też wpływ chmur na klimat jest