Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5

(1)

Fizyka Pogody i Klimatu Wykład 5

Krzysztof Markowicz Instytut Geofizyki

Uniwersytet Warszawski

kmark@igf.fuw.edu.pl

(2)

System klimatyczny

• System klimatyczny to złożony układ składający się z pięciu elementów: atmosfera, hydrosfera, kriosfera, biosfera i powierzchnia ziemi między którymi

zachodzą interakcje.

• System klimatyczny jest pod wpływem wewnętrznej dynamiki oraz zewnętrznych zaburzeń (np.

aktywność Słońca).

• Procesy klimatyczne - to procesy fizyczne

zachodzące w systemie klimatycznym prowadzące do zmian klimatu. Najczęściej zalicza się do nich obieg energii, cykl hydrologiczny oraz cyrkulację powietrza. Determinują one zarówno naturalne i

antropogeniczne zmiany w systemie klimatycznym.

(3)

Składniki systemu klimatycznego

połączenie połączenie chaotyczne chaotyczne

nieliniowe

nieliniowe Dynamika atmosfery i oceanu Dynamika atmosfery i oceanu Obieg węgla

Obieg węgla Obieg wody i energii Obieg wody i energii

Reakcje chemiczne Reakcje chemiczne

w atmosferze

(4)

Badania klimatu

monitoring zmienności

wymuszanie

odpowiedz

predykcja

konsekwencje

(5)

Monitoring zmian klimatycznych Monitoring zmian klimatycznych

• Naziemna sieć pomiarowa Naziemna sieć pomiarowa

• Pomiary oceaniczne (statki, dryftery, platformy) Pomiary oceaniczne (statki, dryftery, platformy)

• Pomiary aerologiczne w swobodnej atmosferze Pomiary aerologiczne w swobodnej atmosferze

• Pomiary satelitarne Pomiary satelitarne

(6)

Zmiany średniej

temperatury powietrza przy powierzchni Ziemi w

ostatnich 100-150 latach

(7)

IPCC, 2013

7

(8)

(9)

(10)

Opady

IPCC, 2013

(11)

IPCC, 2013 IPCC, 2013

(12)

Globalne zmiany

temperatury w atmosferze

i na powierzchni Ziemi

(13)

Zmiany klimatu w Polsce Zmiany klimatu w Polsce

11/29/21 11/29/21

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

Zmiany temperatury w Polsce za ostatnie 50 lat pokazują , że

klimat się ociepla!

(14)

(15)

11/29/21 11/29/21

Obserwuje się rosnący trend prędkości wiatru i silniejszą

cyrkulację strefowa.

(16)

Zmiany albeda planetarnego nad Polską pokazują, że w ostatnich 20-latach

atmosfera pochłania 1-2% więcej promieniowania słonecznego

(17)

11/29/21 11/29/21

Tendencja spadkowa całkowitej zawartości pary wodnej w atmosferze.

(18)

F_o/4 T_effσT⁴

F_TOA(R_o, T_eff, T) wymuszenie

R_o /4

W stanie równowagi:

F_o (1-R_o)/4=T_eff T⁴ R_o - planetarne albedo

F_o stałą słoneczna

Wymuszenie radiacyjne

(19)

• Bilans na górnej granicy atmosfery wynosi +0.9 W/m². Odchylnie od stanów równowagowego jest bardzo małe i stanowi zaledwie 0.25% strumienia promieniowania dochodzącego od Słońca.

• Bilans energii na powierzchni Ziemi jest również dodatni i wynosi około 0.9 W/m².

• Oznacza to, że bilans w atmosferze jest zerowy.

19

(20)

Przyczyny zmian klimatu Przyczyny zmian klimatu

• Efekt cieplarniany Efekt cieplarniany

• Efekt aerozolowy (bezpośredni i pośredni) Efekt aerozolowy (bezpośredni i pośredni)

• Zmiany cyrkulacji termo-halinowej w oceanach Zmiany cyrkulacji termo-halinowej w oceanach

• Wybuchy wulkanów Wybuchy wulkanów

• Zmienność aktywności Słońca Zmienność aktywności Słońca

• Zmiany w ozonosferze Zmiany w ozonosferze

• Inne Inne

(21)

Efekt cieplarniany- Zmiany koncentracji CO Efekt cieplarniany- Zmiany koncentracji CO

₂₂

Podwojenie CO

²

(2050 rok) prowadzi

do wymuszania radiacyjnego +4W/m

²

.

(22)

Efekt cieplarniany

(23)

Prosty model efektu cieplarnianego

240 S/4 (1-A)

240



T

^s⁴

240 240

No Atmosphere With a Black Atmosphere in the LW Only

S/4 (1-A)

240 240

240



T

^s⁴

480

Ts=255K Ts= 303 K

T=Te=255K

(24)

Termiczny wymiar efektu cieplarnianego- przybliżony model.

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

(25)

Dlaczego trudno jest oszacować

termiczny wymiar efektu cieplarnianego.

• Problemem jest wyznaczenie średniej temperatury

powietrza przy powierzchni ziemi w przypadku gdyby w atmosferze nie było gazów cieplarnianych.

• Wynika to głównie ze względu na zmiany albeda planetarnego. Z jednej stronie nie byłoby chmur

(mniejsze albedo), a z drugiej ze względu na dużo niższą temperaturę albedo powierzchni ziemi byłoby znacząco wyższe. Oba efekty można uwzględnić jedynie w

symulacjach modelami klimatu.

• Znacznie łatwiej można oszacować wymuszanie

radiacyjne związane z gazami cieplarnianymi. Wymaga

to jedynie obliczeń modelami transferu radiacyjnego.

(26)

Symulacja zmian klimatu związana z usunięcie

wszystkich gazów cieplarnianych

(27)

Rozkład południkowy temperatury powierzchni Ziemi po usunięciu GHG

Porównanie efektów cieplarnianych na różnych planetach

Lacis et al., 2010

(28)

Nieliniowy pływ gazów cieplarnianych na bilans energii

Nieliniowy pływ gazów cieplarnianych na bilans energii . .

(29)

11/29/21 11/29/21

Wpływ zmian aktywności Słońca Wpływ zmian aktywności Słońca

Zmiany stałej słonecznej Zmiany stałej słonecznej (pomiary satelitarne)

(pomiary satelitarne)

Zmiany liczby plam słonecznych (pomiary naziemne)

Zmiany są zbyt małe aby wytłumaczyć nimi globalne

ocieplenie obserwowane w drugiej części XX wieku.

Dodatkowo, okres tych zmian krótki w porównaniu ze stałą czasowa systemu klimatycznego aby mogły one prowadzić do istotnych zmian klimatycznych.

(30)

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

AEROZOLE

(31)

11/29/21 11/29/21

Wielkość i kształt cząstek aerozolu

(32)

Aerozol widoczny z kosmosu

(33)

11/29/21 11/29/21

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

rozmiar 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.

(34)

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

(35)

11/29/21 11/29/21

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

(36)

Zawartość aerozolu w

atmosferze

(37)

11/29/21 11/29/21

Jak bada się wpływ aerozoli na klimat?

• Monitoring zanieczyszczeń atmosfery oraz podstawowych Monitoring zanieczyszczeń atmosfery oraz podstawowych parametrów meteorologicznych (pomiary naziemne oraz parametrów meteorologicznych (pomiary naziemne oraz satelitarne, sondowanie atmosfery)

satelitarne, sondowanie atmosfery)

• Obserwacje składowych bilansu promieniowania słonecznego Obserwacje składowych bilansu promieniowania słonecznego oraz długofalowego

oraz długofalowego

• Modelowanie zmian klimatu – modele klimatu Modelowanie zmian klimatu – modele klimatu

• Badania eksperymentalne – kampanie polowe Badania eksperymentalne – kampanie polowe

(38)

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

własności mikrofizyczne chmur)

(39)

11/29/21 11/29/21

Bilans Energii w Atmosferze Bilans Energii w Atmosferze

Bilans radiacyjny w atmosferze –100 Wm^-2

(40)

. . . . . . . . . .

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

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

. . . . . .

_._.

. . . . . . . .

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

::::::

::::

::::

:: ::

Stratocumulus

większe albedo

Większa koncentracja kropel,

Mniejszy promień r_e

Pośredni wpływ aerozoli – ślady statków

Pawłowska, 2005

(41)

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

2

Q N

h r





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

(42)

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

(43)

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

3 N

) 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.

(44)

Przykład

• Rozważmy dwie chmury o monodyspersyjnym rozkładzie kropel, grubości pionowej 400 metrów, przy czym pierwsza składa się z kropelek wody o promieniu r

1

=10 m

i koncentracji N

1

=1000 1/cm

³

, zaś druga z kropel o promieniu r

₂

=20 m.

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

³

)

• 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.

(45)

11/29/21 11/29/21

warstwa aerozolu

redukcja promieniowana słonecznego dochodzącego do powierzchni ziemi

wzrost absorpcji w atmosferze wzrost albeda planetarnego

Bezpośredni wpływ aerozoli na klimat

(46)

 - grubość optyczna aerozolu

 - albedo pojedynczego rozpraszania

- cześć promieniowania rozpraszania wstecznie Dla molekuł =0.5

Dla aerozoli  (0.1 – 0.2)

R_s

Transmisja przez warstwę aerozolu

Odbicie od warstwy aerozolu

Efekt bezpośredni -prosty model radiacyjny

) 1

( ) e 1 ( e

t 

^^

 

^^

  



e



F

_o

F

o

) e 1 )(

1 (

F

_o

   

^^

) e 1 (

F

_o

 

^^

) e 1 )(

1 (

F

_o

  

^^

ext scat



 



(47)

11/29/21 11/29/21

R_s

Promieniowanie wychodzące z atmosfery:

Zmiana albeda planetarnego przez aerozol:

...) r

R t r R t R

t r ( F

F

_r



_o



² _s



² ²_s



² ³_s ²



 

 





 

 1 R r

R r t

F F

s s 2 o

r

s s

s 2

s R

r R 1

R r t

R  



 





 





t F

_o

F

o

s o

tR F

s 2 o

t R

s

F

o

r

F

(48)

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

wartość krytyczna  dla której

R

_s

=0

2 s s

s

c

2 R ( 1 R )

R 2





 







 ( 1 e

^^

) r

) 1

( ) e 1 ( e

t 

^^

 

^^

  















 1 ( 1 ) t



 r



 



 



 

 



 









 2R 1 1

) R 1 (

R_s _s ² ^s

(49)

11/29/21 11/29/21

tak więc tak więc

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

ochładzają klimat.

• aerosole nad bardzo jasnymi powierzchniami (śnieg) aerosole 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

(50)

Globalne zaciemnienie Globalne zaciemnienie

w XX wieku.

(51)

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.

(52)

Wymuszanie radiacyjne chmur

(53)

19.07.2005

Krzysztof Markowicz IGF-UW

Wpływ transportu lotniczego na klimat

IPCC 1999

53

Całkowite wymuszanie radiacyjne związane z transportem

lotniczym jest dodatnie (w szczególności również smugi

kondensacyjne).

(54)

19.07.2005

Updated Aviation Radiative Forcing for 2000

Sausen et al., 2005

(55)

Wymuszanie radiacyjne chmur:

SW -52.9 W/m

²

LW 20.5 W/m

²

NET -32.4 W/m

²

(56)

Chmury wysokie ogrzewają a niskie chłodzą…

T

_h

T

_l

T

_s

Albedo

10-30% Albedo

60-80%

(57)

Chmury niskie:

1. Mają zbliżoną temperaturę do powierzchni ziemi więc mają niewielki wpływ na promieniowanie długofalowe emitowane przez powierzchnie Ziemi

2. Silnie odbijają promieniowanie słoneczne.

3. Efekt netto jest ochładzający – ujemne wymuszanie radiacyjne.

Chmury wysokie:

1. Mają znacznie niższą temperaturę w stosunku powierzchni ziemi więc znacząco redukują

promieniowanie długofalowe emitowane przez powierzchnie Ziemi

2. Słabo odbijają promieniowanie słoneczne.

3. Efekt netto jest ogrzewający – dodatnie wymuszanie

radiacyjne.

(58)

(59)

11/29/21 11/29/21

Wymuszanie radiacyjne aerozoli w skali lokalnej

(60)

(61)

11/29/21 11/29/21

Modelowane zmiany klimatu w obecnym Modelowane zmiany klimatu w obecnym

stuleciu

(62)

(63)

63

(64)